Philippe BERNARD - Géologue - Géomorphologue
Expert préfectoral en risques naturels
Philippe BERNARD - Géologue - Géomorphologue
Expert préfectoral en risques naturels
Fig. 79 : Vue oblique de la retombée ouest de la butte. Elle est surtout intéressante par les « vaguelettes » subhorizontales affectant les marnes, par la dislocation généralisée en boules des lentilles de grès, par les ravines et les zones de coulées à l’aval encombrées de blocs de grès.
Fig. 80 : Face sud-est. Vue rapprochée des blocs de grès des photos 79 et 80.
11-7-4 : Zone de la butte cotée 111 NGF au sud-ouest de St FRICHOUX
Fig. 81 : La butte 111 NGF se situe entre les lieux-dits Lagardie et Le Lébat.
2- METHODE DE LOCALISATION SPATIALE CARTOGRAPHIQUE :
2-1 : ECHELLES CONSEILLEES VIS-A-VIS DE L’ANALYSE DE LA STABILITE D’UN VERSANT :
Bien souvent, cette méthode peut être menée à partir d’un fond topographique de qualité et le plus détaillé possible, l’échelle minimale étant au moins le 1/25 000 IGN français pour des glissements épais de 3 m (ou plus) dans la mesure où l’espacement des courbes de niveau est de 5m.
Pour des glissements plus épais, l’espacement de 10m, quoiqu’imparfait, apportera des pré-informations exploitables dans un premier temps.
Pour des glissements moins épais, l’échelle à 1/1 000 est requise.
Il est impératif de ne pas distordre les échelles verticales et horizontales pour éviter de grossières erreurs.
Quatre grands principes ont été ainsi déduits de nos observations et déductions empiriques et intuitives.
On présente ci-après leur modélisation partant de la vue en plan et du profil en travers (ou en long), suivant la ligne de plus grande pente d’un versant.
2-2 : ENONCES DES PRINCIPES
Fig. 82 et 83 : Vues nord et ouest de la butte 111.
Comme le montrent plus ou moins bien les photos, la butte se décompose :
1) en haut d’une dalle gréseuse continue, inclinée vers l’étang I1, bizarrement gauchie et surtout perforée d’un grand nombre (au moins une dizaine) de cavités arrondies, ovoïdes, allongées etc. souvent profondes de 5 à 10 m voire davantage malheureusement non photographiables car souvent enfouies dans des boqueteaux.
Fig. 84 : Rare impact de glaçon ( ?) en terrain découvert. Noter l’inversion de pendage des grès à droite basculés vers la mini-cavité.
2) au-dessous de versants dégradés par des pistes de cross mais surtout par de nombreux phénomènes liés à l’eau (coulées, ravines, etc..) et à des impacts avec par exemple des inversions de pendage et un manque de continuité des grès au contact de la plaine.
11-7-5 : Les buttes coniques marneuses isolées (faux tumulus proto-historiques) :
Inconnues à notre connaissance dans le domaine éocène carcassonnais, leur présence est signalée ici malgré leur nombre réduit et leur formation inconnue mais sans doute due à une dissolution plus ou moins aboutie d’une forte circulation d’eau périphérique. L’hypothèse « butte-témoin » est rejetée par l’absence de traces de grès à proximité dont la dureté relative aurait pu épargner les marnes selon le modèle des cheminées de fées.
Fig. 85 : point culminant de la colline de St Frichoux.
Fig. 86 : revers nord d’en Pouzes au sud-ouest de Laure-Minervois.
11-7-6 : Les pseudo-carrières :
Elles sont probablement dues à des impacts de glaçons dont l’écoulement des eaux de fonte serait à l’origine de la percée du couloir d’entrée toujours penté vers l’extérieur à la recherche d’un exutoire.
Fig. 87 : La photo ci-dessus montre la « piste d’accès » en marches d’escalier faites de grès vers un petit cirque, excluant toute exploitation ancienne. Contrairement aux buttes imitant des « tumulus » ces couloirs d’accès à de fausses carrières sont très fréquents.
11-7-7 : Les bancs de grès disloqués transversaux aux vallées :
Fig. 88 : Zone nord, chemin de Lestrade. Profil coudé recoupant la ligne de séparation des eaux (taries aujourd’hui) de deux trop larges vallons vis-à-vis de leurs bassins versant ; profils en long dissymétriques des têtes passant sur un « dos de baleine » gréseux disloqué coté 219 (échelle dilatée).
a) le profil sera tracé en remontant de la vallée vers la crête.
A noter que le logiciel français Géoportail permet de tracer ce genre de profil, mais il est parfois trop imprécis dans les zones très perturbées pour être efficace à 100%. De plus, il distord les échelles si l’on n’y prend pas garde.
b) chaque segment entre deux courbes de niveau sera orthogonal à la courbe supérieure.
Il s’ensuit que le profil ne sera pas forcément linéaire et qu’il sera en principe plus long que la distance directe AB.
L’expérience montre que bien souvent on peut s’abstraire de cette contrainte, l’erreur possible étant inférieure à celle de l’application de la méthode.
c) report sur la coupe verticale du profil, de la trace d’une droite (D), correspondant au terrain naturel d’un versant stable selon le principe n°1 (cf. fig.10).
Si le positionnement du point haut est très facile, celui du point bas est plus délicat pour des non-quaternaristes peu familiarisés avec la géomorphologie.
En effet, il doit impérativement correspondre au pied du glissement et ne pas inclure de dépôts de fonds de vallées (terrasse Fz de la fig.7), très fréquents, les crues étant souvent à l’origine des glissements étudiés et le contact éboulis-alluvions n’étant pas toujours facile à déterminer.
En provoquant un allongement de (D), ils modifient surtout son angle et donc les profondeurs recherchées en amont en les exagérant.
Fig. 89 : vue aérienne du banc 219 (à droite « tête » du ruisseau de la Grand Combe).
Fig. 90 : Vue opposée prise d’ouest en est. Noter la hauteurinsignifiante du banc reposant sur des marnes blanches délavées.
Ce type de configuration (rare) est la preuve la plus tangible d’un violent courant
hydraulique ayant percé une trouée à travers l’Eocène sans parvenir à détruire totalement les barres de grès transversales opposées à sa progression. De fait, leur présence a même servi ici de ligne de séparation des eaux entre 2 têtes de thalweg improbables, aucun des critères spécifiques à la mise en place d’un bassin versant collecteur n’étant réunis ici.
11-7-7 : le diaclasage intense :
En principe, dans le domaine molassique carcassonnais, la tectonique n’est plus ou moins marquée que sur ses marges proximales proches des formations antérieures plissées (l’Alaric par exemple).
Les bancs durs, les plus cassés car les plus compétents ( grès, poudingues etc…) interstratifiés dans les marnes argileuses ne sont affectés que de figures de sédimentation : interlits, stratifications entrecroisées.
Or ici, et surtout en s’éloignant des points d’impacts majeurs I1,I2 du sud-est, le diaclasage subvertical devient intense. Il transparaît en photos aériennes sur des dizaines voire des centaines d’hectares comme si les roches avaient subi un balayage radical et définitif des terrains (paléo-sols) de surface sans que les climats fini-würmiens viennent les reconstituer.
Les diaclases plus ou moins verticales sont presque toujours comprises en plan entre +/- 30° de part et d’autre du nord. Elles sont à l’origine du détachement quasi systématique de très nombreux escarpements rocheux et de la dispersion banale sur pentes de blocs errants de toutes tailles dont le point de départ est parfois impossible à localiser.
Fig. 91 : Lieu-dit La Gardie . Diaclasage intense N330° limité à droite par une faille (?). Traces de plusieurs mini-impacts notamment à l’angle de la plate-forme du hangar.
Plus grave semble être le fait que de nombreuses cartes géologiques ignorent même que cet angle est le résultat de glissements répétés des marnes avec la superposition de deux phénomènes très distincts pour expliquer son origine:
- un paléo-glissement profond est le plus souvent inerte aujourd’hui qu'ils soient d’âges mindélien, rissien, würmien ou les trois à la fois. Le meilleur exemple est celui affectant par exemple les marnes liasiques sous le viaduc de Millau et prouvé en sondages par l’ensevelissement, à différentes altitudes d’alluvions anciennes du Tarn. Dans ce cas, le point amont de (D) sera pris en crête de falaise.
- et à des phénomènes secondaires de reptation, parfois encore actifs des marnes décomprimées de surface dans un second temps. Dans ce cas, le même point sera pris en tête des éboulis à la base de la falaise puisque les glissements ne concernent que la « peau » des marnes.
Ils auront ainsi tendance à donner à la tête du paléo-glissement, un profil souterrain peu incliné, très grossièrement parallèle au profil du T.N sus-jacent (cf. schéma de gauche ci-dessus) alors qu'en général, et d'après le principe 4, la surface de rupture plonge au contraire brutalement, l'orthogonale (P) à 1a droite fictive (D) présentant sa longueur maximale -de par sa construction même- à la verticale du point de rupture de pente (cf. schéma de droite).
Remarques très importantes :
Dans l’exemple de la fig.12, on pourrait croire que le corps principal du paléo-glissement prend naissance exactement au point de contact calcaires-marnes. Si c’est souvent le cas, il n’est pas rare aussi que la falaise apparemment intacte, soit en réalité fissurée en arrière sur toute sa hauteur (par appel au vide, sous-cavage par le fluage des marnes, diaclasage préexistant) et que le poids de la
tranche désolidarisée ait participé au déclenchement originel et au maintien dans le temps du glissement
En règle générale, il ne nous a jamais été possible de situer le point exact atteint par la régression maximale des déplacements de terrain en amont de P1 et ceci quels que soient leur âge et leur profondeur atteinte. Seule une prospection des lieux permet très souvent de le positionner.
PRINCIPE 6 :
Pour chaque formation géologique, la longueur des orthogonales (P) semble proportionnelle à l'angle ∅′𝑟 des caractéristiques résiduelles des matériaux. On aurait ainsi :
tg∅′r=k.Lp
Lp : longueur de chaque orthogonale (P) mesurée directement sur le profil (attention: les échelles ne doivent pas être dilatées dans le sens de la hauteur).
Avec notre expérience actuelle, il semblerait que pour ∅′𝑟 voisin de 18° - cas très fréquent dans les argiles ou marnes de plasticité moyenne (Ip moyen) - k soit de l’ordre de ≈1.
Remarque : lorsqu’un glissement s’est développé au toit d’un substratum compact, la localisation de la profondeur de la rupture est facile à déduire par un ou plusieurs sondages Mais c’est loin d’être malheureusement toujours et partout le cas d’où l’utilisation fréquente d’inclinomètres.
Le coefficient k peut dès lors être ajusté en comparant la profondeur théorique déduite du principe 5 et les profondeurs trouvées par les sondages et/ou le suivi inclinométrique.
Outre les réserves déjà énoncées, les principes 5 et 6 ne peuvent être utilisés avec quelque chance de refléter la réalité que dans la mesure où le glissement analysé sera suffisamment ancien pour que les matériaux aient ·acquis leurs caractéristiques mécaniques résiduelles progressivement (pour lesquelles généralement c' r ≈ 0 au moins dans les sols) donc sans augmentation notable des vitesses de glissement.
Cette remarque écarte certains glissements récents naturels brutalement affouillés en pied par un cours d’eau et la plupart des talus d’origine humaine.
En conclusion, le modelé morphologique d’un versant affecté d'un glissement de terrain est donc si caractéristique dans le paysage qu'il est possible à partir d'un support cartographique de le reconnaître et d'en définir les frontières avec les terrains environnants et souterrains reconnus stables. Malheureusement cette méthode d'approche ne permettra jamais d'apprécier la stabilité actuelle de ces masses de terrain, certains de ces phénomènes pouvant être vieux de plusieurs milliers d'années et s'être immobilisés très vite à la suite d'un changement climatique (sécheresse, glaciation ou déglaciation avec fonte brutale du permafrost) ou de séismes etc…
Aussi à l'analyse cartographique conviendra-t-il d'adjoindre des méthodes d'investigation complémentaires "in situ" destinées à aller plus avant dans leur connaissance.
Fig. 92 : Lieu-dit Plo de Labit voisin de la RD335 (en haut, à gauche) et à 1 km de Villarzel-Cabardès. Barres de grès diaclasés découpés en touches de piano glissées (à gauche) et de marnes blanches érodées en bad-lands en haut à droite au-dessus des pistes.
12 : Les impacts postérieurs inclus dans C1 :
Trois impacts se différencient par leur taille et leur type d’empreintes à l’intérieur de C1/C2. Ils sont donc plus récents avec d’ouest en est :
12-1) l’amphithéâtre de Saint Jean au nord-ouest d’Aigues-Vives :
Tapissée d’argile rouge imperméable, elle a été drainée par 4 fossés en croix, parfois tapissés de joncs. Trois d’entre eux amènent les eaux de pluie vers un point central qui semble le point d’impact ayant initié la formation de la dépression. Actuellement ce point est bouché par une déverse récente de végétaux qui ont obturé un boyau gréseux comme on le devine sur les photos aériennes antérieures à ce dépôt.
Le dernier fossé au nord-est est le plus profondément creusé pour permettre d’évacuer les eaux hors du trou grâce à l’opportunité d’une arche préexistante percée dans les grès, improbable dans ce milieu rocheux, malheureusement effondrée en 1960.
L’ensemble est ceinturé d’une muraille de grès très diaclasés ayant favorisé l’effondrement du pont naturel par leur inclinaison subverticale.
Fig. 93 : Extrait de la carte IGN à 1/25 000. La courbe de niveau 80 NGF fermée contenant le toponyme St Jean, est côtoyée au nord-est par un petit trait noir oblique. Il marque l’emplacement de l’arche disparue au pied de laquelle est située l’origine d’un ruisseau (en fait un fossé rempli de joncs). Au-delà plaine supposée décapée peu après l’impact.
Fig. 94 : Vue des fossés en croix. A la jonction, petit gouffre récemment enseveli par du foin, creusé dans les grès. En bas, muraille de grès de la photo suivante partiellement ruinée par des diaclases ouvertes.
Fig. 95 : Retombée extérieure nord de la muraille, diaclasée et démantelée. Le pont naturel se trouvait à droite au-dessus du fossé conduisant les eaux dans la plaine des Estagnols (les étangs), supposée « scalpée » de ses formations superficielles d’où sa platitude.
Fig. 96 : Vue oblique de la même muraille bien dégagée, montrant à droite les vestiges de la brèche ci-dessous.
Fig. 97 : Vues de l’arche avant son écroulement en 1960.
Fig. 98 : A gauche, en bleu, marais de l’Estagnol. A droite, emplacement de l’ancien étang de La Redorte au sud du village du même nom.
Fig. 99 : Marais de l’Estagnol.
Subarrondi, plus qu’un étang il s’agit d’un marais quadrillé d’un réseau de canaux perpendiculaires dont l’eau affleure au terrain sauf peut-être en période de grande sécheresse. Installé dans un creux de la terrasse graveleuse de la Serre, la profondeur des sols remaniés est inconnue. La carte de Cassini fait figurer de façon accentuée le thalweg de son déversoir vers l’Aude (souvent asséché aujourd’hui), indice de son fonctionnement peut-être pérenne au Würm.
Le marais présente 2 particularités remarquables :
-au nord, il est enveloppé par un hémicycle élevé de 40 m, descendant peu à peu vers le sud jusqu’au niveau du sol périphérique, bordé des mêmes éléments quartzeux que ceux de la Serre mais encore plus remarquables par leurs originalités et variétés (rares dreikanters),
-son mode d’alimentation est mystérieux car son bassin versant inférieur à 200 ha ne peut expliquer sa permanence dans le temps d’autant plus qu’aucune source visible ne jaillit au contact alluvions-éocène. Seule une nappe artésienne atteinte par un débris cométaire à plusieurs dizaines de mètres de profondeur pourrait expliquer une telle aberration (cote marais : 69 NGF soit 15 m au-dessus de I1).
12-4 : Ex-étang de La Redorte :
Non étudié, il est momentanément mis en attente d’identification. Il s’inscrit comme l’Estagnol sur la retombée orientale entre C2 et C1 d’où une simple présomption d’impact bien que sa trace s’appuie au sud-ouest contre le relief (H=30m) exposé aux vents dominants méditerranéens et couvert en crête des quartz énigmatiques de la Serre.
13- Influence hypothétique de l’impact sur l’environnement extérieur à l’astroblème :
1-Aucune cuvette, même insignifiante, n’apparaît plus de Marseillette jusqu’à l’Océan. Les bassins versants de l’Hers Mort affluent de la Garonne et du Fresquel affluent de l’Aude (mais alignés dans la continuité du Canal du Midi), portent la ligne de partage des eaux Méditerranée-Atlantique tout au long de la zone emboîtée articulée de part et d’autre de l’angle droit du Naurouze. Celui du Fresquel est nettement surcreusé et offre donc un réseau hydrographique plus jeune. A noter que celui de l’Hers est drainé par des ruisseaux dirigés vers le N-W, dirigeant leurs eaux vers la Garonne. La plupart sont alimentés par des ruisseaux en crochons à flancs dissymétriques fossiles (rapport allant de 1 à 10 dans les cas extrêmes) sculptés par les vents méditerranéens.
Fig. 21 : Crevasse nord (P>15m). La crevasse sud, protégée par un grillage, débouche directement dans la grotte.
La différence de niveau a permis la capture de bon nombre de ruisseaux jadis affluents de l’Hers Mort ou du Marès. Le célèbre seuil de Naurouze (point A : 190 NGF), constitué surtout de poudingues durs a été responsable du coude à angle droit de cette cuvette qui de là a pris une direction N.N.E, franchi le petit col de Besombes (point B : 210 NGF) avant de s’épandre dans la grande plaine de Revel et de se mélanger aux eaux du Sor, du Thoré et de l’Agout et plus loin du Tarn et de la Garonne. Cette dépression, séparant la Montagne Noire des coteaux molassiques tolosans a intrigué un bon nombre d’auteurs cités, par son étrangeté, dans l’article : https://asnat.fr/pdf/Mouline_deprevel_1970.pdf.
2-Des blocs énigmatiques souvent quartzeux d’un mètre et plus notés Pv-w (carte géologique de Carcassonne), plaqués à plus de 600 NGF contre la Montagne Noire notamment au nord de Montolieu,
3-De la vallée fossile de l’Aiguille perchée aujourd’hui à 20m au-dessus de l’Aude, à l’aval de Puicheric, suite à l’abandon du fleuve au profit d’un nouveau tracé improbable entaillant une petite cluse calcaire entre Homps et Argens-Minervois, amorce de la liaison Pyrénées-Alpes.
4- Le ou les séisme(s) consécutif(s) à la percussion ayant dû créer d’importantes répercussions régionales non encore répertoriées.
14 : Scénario envisageable ayant abouti aussi à la formation des autres impacts régionaux suspectés :
Ce scénario n’a pas la rigueur objective des observations effectuées directement sur le terrain percuté à Marseillette puisqu’aucune prospection n’a été effectuée sur les autres sites; leurs données restent donc trop souvent dans le domaine des hypothèses. Elles ont seulement pour ambition d’orienter de futures études vers une confirmation ou une infirmation au moins partielle sinon totale, d’impacts supplémentaires de nature cométaire, les causes météoritiques étant a priori définitivement écartées.
14-1 : Extension hypothétique de l’astroblème de Marseillette à d’autres zones géomorphologiquement suspectes :
Fig. 101 : Aire minimale pouvant contenir des impacts a priori cométaires trouvés fortuitement et uniquement par un survol rapide des photos aériennes et par des examens morphologico-géologiques sommaires des cartes à 1/25 000 de l’IGN
En prolongeant une ligne droite vers le sud (catena ? cf. chapitre 15) partant de Marseillette vers les 2 impacts de l’Alaric, il est facile de vérifier qu’elle s’aligne plus au sud sur deux curieux bassins.
Impact( ?) du bassin d’Estagel :
C’est le premier pris en compte vers le sud ce qui n’exclut pas d’autres impacts au-delà. Jamais étudié en tant que tel, il semble un candidat possible comme astroblème par sa géologie de surface difficilement compréhensible :
-couverture étendue et épaisse de sols et roches remaniés au centre d’un substratum géologique cohérent dans la succession stratigraphique des formations de part et d’autre de l’impact présumé,
-absence de cours d’eau importants venus du sud ne pouvant en aucun cas expliquer l’extension d’une telle couverture de sols quaternaires, l’Agly issue de l’ouest ne pouvant en être responsable,
-enfoncement soudain de la formation de Paziols qui affleure dans les berges du fleuve à Estagel même, alors qu’à un km au nord elle culmine encore à 110m au-dessus.
