INTRODUCTION

Soréze est situé contre le piémont septentrional de la Montagne Noire près de son extrémité occidentale, au débouché de la vallée de la Mandre drainée par le ruisseau de l’ Orival.
Elle est au contact de deux zones géographiques: la plaine de Revel et le relief montagneux de la Montagne Noire .
La Montagne Noire a fait l’objet de nombreuses recherches et études géologiques dès la première moitié du XIXème siècle. C’est essentiellement pendant le XXème siècle que seront éditées les feuilles géologiques et que sera mieux étudié scientifiquement le patrimoine géologique.
Ce vif intérêt des géologues pour cette région, est essentiellement du à la richesse , la complexité et à l’ancienneté des phénomènes géologiques.

    ERE PRECAMBRIENNE (4 à 5 milliards d’années à 590 millions d’années = 590 M.A.)

Dès la période précambrienne (plus de 590 M.A.) des formations métamorphiques gneissiques vont se mettre en place. Les gneiss des Cammazes sont des sills intrusifs d’âge vraisemblablement Cambrien. On les retrouve sur le plateau de Belmas – St Jammes – Les Consuls – Grange Vieille.

    ERE PRIMAIRE (590 à 248 M.A.

Les structures cambriennes sédimentaires qui succèdent à la mise en place du gneiss, se sont certainement déposées dans un contexte marin (mer calme et peu profonde) sur la bordure nord du Gondwana (continent unique avant la dérive des continents) :
 au Cambrien inférieur (590 – 540 M.A.)la sédimentation se forme sur une plate forme détritique très subsidente (schistes et grès gris verts - Formation de Marcory – bois du Castellet jusqu’à Pistre).
La présence dans cet ensemble de blaviérites prouve l’existence d’un volcanisme aérien (volcanisme acide avec zone de distension probable) et le caractère proximal (du continent) et très peu profond de cette sédimentation
 la fin du Cambrien inférieur voit l’instauration d’un régime de plate forme carbonatée (organisation paléo géographique entre l’unité de Durfort « plate forme plus interne » et le massif de Saint Ferréol « plate forme plus distale »).

Les puissantes assises sédimentaires calcaires sont parfois datées d’ un étage géologique plus ancien : le BRIOVERIEN (590 à 900 M.A.).
Si certaines déformations se sont mises en place très rapidement (phases cadomiennes et calédoniennes (de 400 M.A. à 1 milliard d’années), c’est essentiellement à la phase hercynienne (environ 400 à 250 M.A.) que les phénomènes seront les plus lisibles dans les méga-structures géologiques.
Plusieurs déformations se sont mises en place :
- une première déformation à l’époque hercynienne affectera les unités géologiques déjà existantes ( plis isoclinaux)
- une deuxième déformation va déterminer des plis à plans axiaux subverticaux, bien développés dans notre région. Cette phase est responsable de la plupart des grands plis observables sur le terrain et des mégastructures cartographiques.
- Un troisième événement va développer des plis en chevrons à plans axiaux subhorizontaux
- Un phénomène de serrage tardif se traduira par des plis de type « kink bands » dont les plans axiaux, verticaux sont perpendiculaires à l’allongement général des structures.

C’est entre la deuxième et troisième déformation (certainement en prélude à la troisième) que va intervenir la mise en place des massifs granitiques de Labecède Lauragais vers 330 M.A. (au nord des Consuls et travers de Malcoustat)
Ces roches magmatiques se mettent en place dans les terrains de la zone axiale et des unités d’Arfons et des Cammazes tout au long de l’évolution tectonique hercynienne.

    ERE SECONDAIRE (248 à 65 M.A.)

Un important hiatus est présent durant toute l’ère secondaire, notre région étant exondée, aucun dépôt sédimentaire ne pourra se faire. Des actions de type pédologique sous climat chaud et humide se mettront en place. Le principal résultat sera la présence d’altérites sur les terrains.

ERE TERTIAIRE( 65 M.A. à 2 M.A.)

Durant l’ ère tertiaire, l’histoire géologique locale se déroulera en milieu continental, dans une région éloignée de toute influence marine, où lacs et cours d’eau seront les seuls éléments hydrauliques.
Vers 60 M.A. une vaste dépression d’orientation sub-équatoriale se crée au sud de la Montagne Noire.. Cette dépression est envahie d’Ouest en Est par un bras de mer épicontinental dont le maximum d’extension atteint les Corbières à l’ Ilerdien (55 à 50 M.A.).
En même temps, des reliefs continentaux vont se différencier sur l’emplacement du Massif Central. Des conditions de grande activité érosive provoquées par l’absence ou la rareté de couverture végétale (rhexistasie) vont entraîner les sols et altérites en place qui iront se déposer dans les dépressions existantes sous forme d’argiles kaoliniques à graviers.
La migration de ces matériaux se fera du Nord au Sud, la partie occidentale de la Montagne Noire ne constituant pas à cette époque un obstacle à leur passage, même si elle est jalonnée de quelques reliefs plus méridionaux que les points hauts actuels.
Vers 49 M.A. (Lutétien) les aires de sédimentation vont se déformer, les rivages marins sont rejetés à l’Ouest du méridien de Pau. De grands lacs s’individualisent dans le Sud du Castrais comme au Sud de la Montagne Noire.
La Montagne Noire n’est alors qu’un simple haut-fond.
Les calcaires de Castres et de Labruguière vont se déposer dans les lacs du Sud du Castrais.
Ce lac se développait de la région de Mazamet vers Graulhet et se refermait vers le Sud en passant à l’Est de Toulouse.
De 47 à 42 M.A. (période LUTETIEN), ce lac est marqué par une forte subsidence avec une tendance transgressive vers l’ Est et le Nord-Est.
A la fin du Lutétien, la profondeur du lac diminue, les apports liquides et solides qu’il reçoit évoluent en nature et en quantité. De lacustre, l’aire de sédimentation devient palustre.
Entre 39 et 35 M.A. (Bartonien au Stampien), la zone dépressionnaire du Castrais se déplace vers le N.NW. Elle va se remplir de matériaux dits mollassiques, qui formeront la masse principale des sédiments où sont sculptés nos paysages tarnais actuels.
Ces sédiments argileux, silteux, gréseux, parfois conglomératiques, arriveront pour la plupart du sud.
Plusieurs étapes de la surrection de la Montagne Noire auront lieu en même temps que l’orogène Pyrénéen (faille de Mazamet avec rejet important – plusieurs centaines de mètres) L’érosion des reliefs ainsi créés se mettra en place.
 

ERE QUATERNAIRE

Le quaternaire est le théâtre de nombreux évènements qui mettent en jeu des dynamiques différentes et dont la succession du Pliocène aux temps actuels) ne peut, faute de documents, être précisément établie.
L’évolution principale voit le dégagement des reliefs actuels aux dépens de l’aplanissement général de la fin du Néogène 5 à10 M.A.).
Entre 500 000 et 250 000 ans , des formations de versant, de piedmont, fluviatiles, résiduelles vont recouvrir nos contrées. Les genèses successives ou simultanées dépendent en grande partie des variations climatiques entraînées par l’alternance des périodes glaciaires et interglaciaires (GUNZ – MINDEL – RISS – WURM) .
Les érosions éoliennes pendant les périodes froides sur un sol dépourvu de végétation seront importantes avec l’élaboration de brèches de gélifraction, de dépôt de pente non éliminé du fait des déficits de précipitation.
Les phases de réchauffement vont entraîner des déblaiements des matériaux et l’effondrement des versants.
C’est pendant ces périodes interglaciaires que vont se creuser les vallées le plus souvent placées dans des zones de faiblesse de la Montagne Noire (failles).
Les massifs situés dans les interfluves vont subir aussi des phénomènes de corrosion et d’érosion ; générant dans les zones calcaires des « vides souterrains » (plus de 200 grottes et gouffres inventoriés sur le piedmont de la Montagne Noire).
A ces faits d’ordre climatique, s’ajoutent ceux d’ordre tectonique. Sur cette période, la faille de Mazamet continuera à « bouger » rafraîchissant ainsi le versant septentrional, zone limite entre la plaine (bassin sédimentaire du Castrais et de l’ Albigeois) et le relief.
Des modifications du tracé des cours d’eau déjà commencées dès le tertiaire seront mises en place (par exemple, le Thoré qui était jadis affluent du Sor est aujourd’hui tributaire direct de l’ Agout, le Sor est capturé par l’Agout alors qu’aant il alimentait le bassin de l’ Aude par le Fresquel, puis le Girou).
La plaine de Revel sera ainsi creusée de plusieurs centaines de mètres, occasionnant en amont des ruisseaux la genèse de vallées étroites et encaissées.

La morphologie générale géologique sur la commune de Soréze présente dans la plaine de vastes dépôts alluvionnaires dès le débouché de la vallée, avec la présence de divers étages d’enfoncement de la plaine. La montagne présente une multitude de petites bandes rocheuses de lithologies différentes pratiquement parallèles entre elles et orientées SSW – ENE.
La coupe de cet ensemble de couches géologiques présente des stratifications subverticales.