Géologie
: Formation des Pyrénées
Page
2 :
Le cirque de Barrosa et la formation des Pyrénées
centrales
Les Pyrénées sont une chaîne de montagne particulière, intermédiaire entre deux types. Leur formation a été plus simple que celle de la chaîne de montagne par collision continentale prise pour type dans la page 1 (auquel répondent des chaînes comme les Alpes ou l'Himalaya), dans la mesure où la collision du micro-continent Ibérie contre le continent Eurasie n'a pas été précédée par la subduction d'une lithosphère océanique (d'où l'absence d'ophiolites dans les Pyrénées). Les deux continents n'étaient en effet séparés, avant leur collision, que par un étroit fossé d'effondrement par distension de lithosphère continentale, ce qui rapproche les Pyrénées des chaînes intra-continentales.
| SOMMAIRE : I - Avant la formation des Pyrénées : la chaîne hercynienne II - La migration du micro-continent Ibérie II - La collision continentale entre Ibérie et Eurasie IV - Le creusement du cirque de Barrosa dans les Pyrénées centrales. NOTES |
I
- Avant la formation des Pyrénées : la chaîne hercynienne
Figure
3 : La chaîne
hercynienne dans la région centrée sur le micro-continent
Ibérie il y a 300 à 350 Ma (sont figurées les
contours des côtes actuelles et en pointillés les contours approximatifs
des continents à cette époque).
Au Dévonien
et au Carbonifère (plus précisément du Silurien supérieur
au Carbonifère moyen, soit de - 420 à - 320 millions
d'années [Ma]), s'est érigée, à peu près
au niveau de l'équateur, la très vaste et haute chaîne
de montagne, dite hercynienne (ou varisque), liée à la collision
entre deux macro-continents, l'un au nord (future Laurasie, regroupant Amérique
du nord, Eurasie et le micro-continent Ibérie constitué en gros
de l'Espagne et du Portugal actuels), l'autre au sud (futur Gondwana regroupant
Amérique du sud, Afrique-Arabie,Inde, Antarctique et Australie).
S'est ainsi formé un immense
continent unique, la Pangée, échancré à
l'est (à la place du Moyen Orient) d' un large golfe qui est l'ancêtre
de la mer dite Téthys, elle-même ancêtre de l'Océan
Indien (note 1).
La chaîne hercynienne s'étendait de l'Amérique
du sud à la Chine, en passant, par, entre autres, l'Amérique
du nord (les Appalaches en gardent la mémoire), l'Europe (en France
: la Bretagne, le Massif Central, les Pyrénées), l'Allemagne
centrale (le Harz : Silva Hercynica des Romains) et l'Oural.
(VOIR AUSSI, au sujet
de la chaîne hercynienne, dans le site de l'association tarnaise ASNAT
(les Amis des Sciences de la NATure) un dossier
, signé Jacques Magontier, qui présente cette chaîne)
Dès la fin du Carbonifère et pendant le Permien
(dernière période de l'ère primaire) et le Trias
(première période de l'ère secondaire), la
chaîne hercynienne va progressivement être rabotée par
l'érosion et réduite à l'état de pénéplaine
(presque plaine). Les torrents puis les fleuves en ont charrié les
débris, qui ont sédimenté dans les vastes plaines ou
les deltas de la Pangée où ils se transformeront en argiles,
en grès (les sables) ou en conglomérats (les galets cimentés).
Au Carbonifère ces sédiments ont inclu des débris végétaux
(la végétation est à cette époque luxuriante en
raison d'un climat chaud et humide) qui se transformeront en charbon. Ils
sont de type "grès rouge", principalement au Permien, où
un climat équatorial pousse l'altération des roches jusqu'au
stade des hydroxydes de fer (dont l'hématite), mais aussi du Trias.
Au Permien se clot le "cycle varisque" (un cycle étant la succession : sédimentation, surection d'une montagne, érosion de celle-ci), et commence le "cycle alpin", pendant lequel la surection des Pyrénées va remanier ce qui reste de la chaîne hercynienne dans leur domaine et les sédiments déposés entre temps.
A la fin du Trias et surtout au début du Jurassique la Pangée se déchire. Sa distension crée d'abord des failles par lesquelles se sont produites des montées de magma (en témoignent les "ophites" vertes du Trias), puis des dorsales océaniques (rifts) ont créé des océans, dont l'un, à l'ouest, ouvre l'Atlantique central entre l'Amérique du nord et l'Afrique, tandis que l'autre, à l'est, crée la mer Téthys. Celle-ci commence à déborder sur les continents où la faible profondeur et le climat chaud favorisent la précipitation de sel ou de gypse (évaporites). Téthys et Atlantique se rejoignent (vers -180 Ma) entre Ibérie et Afrique, séparant ainsi la Laurasie au nord du Gondwana au sud (voir la note 2 de la page 1).
Au cours du Jurassique (-200 à 140 Ma) et du Crétacé inférieur (-140 à -100 Ma) prédomine une épaisse sédimentation calcaire (dolomitique au début : note 7 ) dans la mer Téthys qui a débordé largement sur les continents voisins (transgression marine liée à leur subsidence par augmentation de poids dû à leur refroidissement, et surcharge par les sédiments), y compris sur la chaîne hercynienne arasée. Dans ces mers continentales calmes et limpides, relativement peu profondes et chaudes, où la vie sous-marine est intense, précipite du calcaire qui cimente des débris de récifs coralliens ou d'autres organismes sous-marins comme des mollusques bi-valves (ce qui donnera plus tard, par exemple, dans le nord des Pyrénées, des falaises, telles celles du Quié, datées du Crétacé inférieur, taillées dans un calcaire dit "Urgonien"). Cependant, surtout au début de la période (Lias) se déposent, près des côtes ou en profondeur, des marnes, mélange d'argile et de calcaire, contenant des ammonites.
A la fin du Crétacé inférieur, vers -110 Ma, tandis que l'ouverture de l'Atlantique se propage vers le sud (début d'une dérive de l'Afrique vers le nord-est, avec rotation anti-horaire) et plus lentement vers le nord, séparant l'Amérisue du nord de l'Europe, commence une dérive de l'Ibérie vers le sud-est qui sera à l'origine de la formation des Pyrénées
*
II - La migration du micro-continent Ibérie
Figure
4 : Migration de l'Ibérie
La figure 4 illustre
la MIGRATION DU MICRO-CONTINENT
IBERIE à partir de -110 Ma (Aptien-Albien).
A noter qu'il est prolongé,
vers l'est, par le massif corso-sarde qui en est encore solidaire, lui-même
prolongé par une péninsule qui participera à la formation
des Alpes (voir la note
5, et la note
2 de la page 1)
Au départ, alors que l'Amérique du nord
commence à peine à s'écarter de l'Afrique, l'Ibérie
est encore accolée à la France (compte tenu des plateaux continentaux
sous-marins : en témoigne la similitude des formations géologiques
de la Galice et de celles de la Bretagne) (voir une image
contenant une carte de la position et des dérives des continents
au milieu du Crétacé, soit vers - 100 Ma).
Dans une PREMIERE ETAPE, entre -110 et -75 ans
(étage Campanien du Crétacé supérieur), se produit
une dérive de l'Ibérie vers le sud--sud-est d'environ
400 km, combinée à une rotation anti-horaire de 20 à
25° dont le centre se situe au départ dans le nord de la France
puis se déplace vers le sud. Il en résulte :
- un coulissement (ou décrochement)
"sénestre" (un observateur placé sur un des continents
verrait l'autre se déplacer vers la gauche), associé à
un écartement, le long d'une "faille transformante"
courbe, en fait d'un "couloir", entre Ibérie et Aquitaine,
où la croûte est disloquée et amincie par distension.
Se crée ainsi entre les deux continents un fossé profond,
large d'environ 100 km, topographiquement complexe, dont les bords sont abrupts,
et où la sédimentation (qui peut piéger du pétrole)
est surtout de type flysch (note
6). Ce fossé correspond à la future
zone nord-pyrénéenne ;
- une ouverture du golfe de Gascogne
(comme celle d'un compas) qui éloigne l'Ibérie de la France,
du fait d'une dorsale océanique qui, en progressant vers l'est écarte
les deux continents en créant entre eux de la croûte océanique.
Cette dorsale n'atteint pas cependant le fossé qui sépare l'Ibérie
de l'Aquitaine. Elle est, à l'ouest, branchée sur la dorsale
médio-atlantique qui, à cette époque, a ouvert largement
l'Atlantique sud (en poussant l'Afrique vers le nord-est), poursuit l'élargissement
de l'Atlantique central, et progesse plus lentement vers le nord, séparant
l'Amérique de l'Europe.
Dans une DEUXIEME ETAPE,
entre -75 et -40 Ma (surtout à l'époque de l'Eocène supérieur),
la dérive de l'Ibérie change de direction, pour se faire,
sous la poussée de l'Afrique, vers le nord--nord-ouest, d'une
centaine de km, ce qui entraîne :
- la formation des Pyrénées
(coupe A), dans sa phase la plus active, par une collision du
nord de l'Ibérie contre le bord aquitain de l'Eurasie supposée
fixe, responsable du comblement du fossé qui les sépare, avec
compression des sédiments qu'il contient (créant la zone
nord-pyrénéenne), et surtout de la difficile subduction
de l'Ibérie sous l'Aquitaine (donc dans le sens sud-nord), avec
écaillage de l'Ibérie contre l'Aquitaine créant les
zones axiale et sud-pyrénéenne (note
5). Collision et surrection ont commencé à
l'est puis se sont propagées à l'ouest ;
- une refermeture partielle du golfe de Gascogne
(coupe B), par subduction, sous la marge cantabrique de l'Espagne (donc
ici dans le sensnord-sud), d'environ 70 km de croûte océanique.
( Sources principales:
- MARTHALER
(Michel), Le Cervin est-il africain ? Une histoire géologique entre
Alpes et notre planète, éditions L.E.P. Loisirs et Pédagogie
S. A., Lausanne 2001, 3e édition.
- DEBELMAS (Jacques), MASCLE
(Georges), BASILE (Christophe), Les grandes structures géologiques,
éditions Dunod, Paris 2008, 5e édition.
- BOILLOT (Gilbert), Les Pyrénées,
victimes de la collision entre deux continents, Pour la science, n°
27, janvier 1980, pp. 57-71.)
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de page
*
III - La collision continentale entre Ibérie et Eurasie (note 11).
Figure
5 : Mécanisme
de la formation des Pyrénées par collision du micro-continent Ibérie et
du continent Eurasie et subduction de l'un sous l'autre.
Cette planche représente une coupe nord-sud des Pyrénées
supposée passer par le pic de La Munia, entre Tarbes et Barbastro approximativement.
Elle s'inspire de, et extrapole, en les simplifiant, les interprétations
des profils nord-sud dits " ECORS ", établis par réflexion sismique dans une
région voisine des Pyrénées centrales.
La figure 5 illustre par des
coupes nord-sud la collision entre Ibérie et Eurasie qui commence
vers --75 Ma, suivie d'une CONVERGENCE
AVEC SUBDUCTION de la première sous la seconde, et
le mécanisme de la formation des Pyrénées qui
en résulte (note 9).
C'est cette migration de l'Ibérie vers le nord, de 165
km environ (par à-coups, chaque à-coup correspondant à un tremblement de terre
[note 8]), qui est en effet responsable
de la progressive surrection des Pyrénées, par "écaillage",
c'est-à-dire empilement par en-dessous d'unités chevauchantes
arrachées successivement à l'Ibérie par l'Aquitaine (qui
fonctionne comme un rabot), et qui, stoppées au front de celle-ci,
constituent un "antiforme" (ou "anticlinal" de nappes).
Les tiretés rouges figurent les lignes de clivage selon
lesquelles les unités chevauchantes vont être successivement décollées
de la croûte supérieires (voir plus loin). Ces clivages se produisent
de préférence dans des terrains de faible cohésion, comme les ampélites, qui
ensuite jouent le rôle de "couche savon". Les grès rouges
(ou ailleurs des couches de gypse) peuvent aussi, en certains endroits, favoriser
le chevauchement d'un terrain sur un autre (à ce sujet voir la note
1 dans la page consacrée aux roches
du cirque et la page consacrée à l'ampélite).
La vitesse de la migration du micro-continent Ibérie,
par subduction sous l'Aquitaine, est passée par un maximum de 30 Km en 5 Ma
entre - 40 et -35 Ma (donc à cheval sur l'Eocène et l'Oligocène), soit de
6 mm par an. La vitesse du mouvement vertical de la surrection est
cependant dix fois moindre. Elle continue encore actuellement, mais à un rythme
beaucoup plus lent.
(voir aussi une des pages d'un site
du GGAC [Groupe de Géodynamique et d'Analyse des Bassins], de l'université
de Barcelone, où on trouve, entre autres, une image dans laquelle une succession
dans le temps de coupes des Pyrénées constitue un véritable " film " de la
collision et de la subduction ; le texte est en anglais)
Encadré supérieur
de la figure 5 : il
précises schématiquement par une coupe nord-sud l'état
dans lequel se trouvaient les continents Ibérie et Eurasie (l'Aquitaine)
avant la collision (- 90 Ma). Leur surface était une pénéplaine
"(presque plaine") à laquelle avait été réduite
la chaîne hercynienne primaire par l'érosion. Une couverture
sédimentaire la recouvrait : de grès rouge, en dépôts fluviatiles,
résultat de cette érosion au Permo-Trias, discontinus (car eux-mêmes érodés),
et de calcaire en train de se déposer (début du Crétacé
supérieur) dans la mer peu profonde (sédimentation marine de
plate-forme au Jurassique et au Crétacé inférieur) qui
recouvrait à cette époque la zone où vont s'ériger
les Pyrénées.
Ibérie et Aquitaine étaient alors séparées
(comme vu plus haut) par un fossé profond et complexe lié
à la première étape de la migration de l'Ibérie
(voir ci-dessus) : sa dérive vers le sud-est au large de l'Aquitaine
(le long d'une sorte de "faille transformante") avec éloignement
de celle-ci, donc distension de la croûte provoquant amincissement et
effondrements, et leurs conséquences : dépots à l'époque
méso-crétacée de sédiments marins par turbidites
(avalanches de boue) donc à type de "flyschs (note
6), réchauffemnt de la croûte, donc métamorphisme
de haute température et basse pression, magmatisme alcalin, dénudation
du manteau (d'où les futurs petits massifs de lherzolite). Ce fossé
réalise un "rift", mais un rift dont on peut dire qu'il avorté
puisqu'il n'évolura pas vers la formation d'un plancher océanique
(celui formé dans le golfe de Gascogne s'arrête au large de la
côte basque), ce qui fait des Pyrénées une chaîne
particulère, entre les chaînes de collision classiques (Alpes,
Himalaya) et les chaînes intracontinentales.
Encadré inférieur
de la figure 5 : c'est une coupe nord-sud
schématique simplifiée des Pyrénées centrales
actuelles, montrant ce qui reste, après érosion, de l'empilement
des unités chevauchantes de l' "antiforme", déployé en éventail
(note 12).
Au centre de cet éventail : la haute chaîne
axiale primaire, constituée essentiellement de roches datant de
l'ère primaire (Cambrien, Ordovicien, Silurien, Carbonifère
et Permien) ; ce sont : d'une part des schistes (ancienns sédiments
à grains très fins, c'est-à-dire des "pélites",
souvent argileuses, issues de l'érosion), des calcaires, et
des grès, ces roches ayant subi dans les profondeurs de la croûte
lors de la formation de la chaîne hercynienne, à la fois des
plissements et des transformations métamorphiques sous haute température
et forte pression, avant d'être portées en altitude lors de la
formation des Pyrénées par le jeu des chevauchements ; d'autre
part des granites (qui constituent le massif du Néouvielle par
exemple), anciens "plutons" de magma qui sont montés dans
les roches précédentes. Les plans de chevauchement, globalement
horizontaux, plongent au nord (racines des unités chevauchantes) et
au sud (front des unités).
Au nord, la zone nord-pyrénéenne est
en gros l'ancien fossé qui séparait Ibérie et Aquitaine,
mais comprimée, faillée et plissée par la convergence
entre les deux continents. On y retrouve les caractéristiques signalées
plus haut d'un rift "avorté". Elle chevauche, au nord (chevauchement
frontal nord-pyrénéen), l'avant-pays où se sont
accumilés sous forme de "molasse" les sédiments résultant
de l'érosion de la chaîne aux ères Tertiaire et Quaternaire.
Au sud elle est séparée de la chaîne axiale par la faille
nord-pyrénéenne qui représente la suture des continents
ibérique et eurasiatique (c'est en fait une famille de failles, bien
repérable à l'est et au centre des Pyrénées, plus
floue à l'ouest où la subduction sud-nord responsable des Pyrénées
s'inverse dans les Pyrénées occidentales et Cantabriques en
une subduction nord-sud du plancher océanique du golfe de Gascogne
sous le bord cantabrique de l'Ibérie).
Au sud, dans la zone sud-pyrénéenne,
l'éventail se prolonge, dans les Pyrénées centrales,
par des sédiments marins le plus souvent calcaires, datant du début
du Crétacé supérieur et de l'ère tertiaire. Déplacés
vers le sud, ils ont formé les sierras intérieures (dont le
massif du Mont-Perdu est le chaînon le plus représentatif :
voir plus loin la section IV et la figure 6) et subi le prolongement
vers le sud, sur 70 km, du processus de chevauchemnt lié à la
collision continentale, processus responsable en particulier de la formation
des sierras marginales.
Les Pyrénées
résultent donc de la superposition de deux chaînes de montagne
: la chaîne hercynienne (formée autour de -350 Ma), et la chaîne
"alpine" (les Pyrénées) dont la formation a (autour
de -40 Ma) remanié les terrains paléozoïques plissés
et métamorphisés de la première. Formation qui a aussi
affecté, en les métamorphisant, des terrains sédimentaires
plus récents qui reposaient en discordance sur ces terrains paléozoïques
et dont les dépots les plus anciens remontent au Permien et les plus
récents à l'Oligocène (ceux de la fin du Tertiaire et
du Quaternaire n'ayant pas été déformés). Une
intense érosion a affecté les deux sortes de terrains.
*
IV - Le creusement du cirque de Barrosa dans les Pyrénées centrales
Figure
6
: Elle situe le cirque de Barrosa et la région environnante dans une
coupe géologique nord-sud des Pyrénées centrales, entre le massif du Néouvielle
au nord et celui du Mont-Perdu au sud (pour voir une série de 3
coupes géologiques intéressant l'ensemble de la région
Gavarnie-Barrosa, cliquer
ici)
Cette figure 6 montre
que le CIRQUE DE BARROSA
A ETE CREUSE PAR LES GLACIERS QUATERNAIES DANS DEUX UNITES CHEVAUCHANTES SUPERPOSEES
de l'antiforme, à un endroit où le
plan de chevauchement est horizontal, alors qu'il est en pente plus au nord
(dans les vallées des Nestes), et surtout plus au sud (dans les vallées de
Chisagües et de Pineta). Cette superposition explique sa structure en deux
étages.
L'unité chevauchante supérieure (l'"allochtone"),
c'est-à-dire la "nappe de Gavarnie" (appelée ainsi parce
qu'elle occupe une place importante dans le paysage de cette vallée) (note
2) "s'enracine" au nord à peu prés au niveau de la
vallée de la Neste d'Aure, et son front se situe au sud dans la sierra d'Espierba,
entre les vallées de Pineta et de Chisagues.
Au-dessous l'unité chevauchante inférieure (unité
dite de "Millares", qui chevauche elle-même l'unité
chevauchante dite de "Bielsa") constitue le "socle",
ou le soubassement, ou encore l'"autochtone" de cette célèbre
nappe qui a glissé sur elle d'au moins 10 km, vers
le sud
Sous le plan de chevauchement une mince (moins de 10 mètres
d'épaisseur) assise de calcaire du Crétacé supérieur (Cénomanien
à Santonien, Santonien dans le cirque où elle est bien visible)
recouvre l'unité sous-jacente (le "socle"). C'est ce qui
reste de la couche de sédiments calcaires de plateforme peu profonde
qui recouvraient l'unité inférieure avant le chevauchement de la nappe de
Gavarnie . Ainsi les roches primaires
de la base de celle-ci (il s'agit en beaucoup d'endroits d'ampélite,
la variété de schiste qui a joué le rôle de couche-savon)
reposent sur des roches plus récentes : c'est à ce contact "anormal"
qu'on reconnait les processus de chevauchement (note
3).
Sur le flanc sud du pic de Comodoto, au front de la nappe
de Gavarnie, persiste une partie plus importante, un peu plus ancienne
(début du Crétacé supérieur), et plissée
(car poussée vers le sud par le chevauchement de la nappe), de cette
couverture de calcaire crétacé (note
10).
Le massif calcaire du Mont-Perdu, un peu plus au sud,
a été sculpté par l'érosion due aux glaciers quaternaires (principalement
celui de la vallée du rio Cinca) dans des unités chevauchantes secondaires
(la principale étant l'unité dite du Mont-Perdu) formées
au-dessus de la nappe de Gavarnie par des sédiments calcaires qui s'y
sont déposés à la fin du Crétacé supérieur
("grès" du Marboré, en fait un calcaire gréseux)
et au début de l'ère tertiaire (Paléocène). Elles
ont glissé sur la pente méridionale de l'antiforme et formé
de multiples plis couchés dont l'empilement constitue l'ossature du
massif du Mont-Perdu (voir une page
consacrées à ce massif). Ces plis sont responsables de renversements
de couches qui font qu'on trouve par exemple en haut du cirque de Gavarnie
des calcaires anciens (fin du Crétacé supérieur) au-dessus de calcaires plus
récents (tertiaires) (note 4).
| Finalement on peut considérer la muraille du cirque de Barrosa comme une coupe géologique nord-sud, grandeur nature, mettant en présence du phénomène qui est à la base de la formation des montagnes par collision continentale, à savoir l'empilement, par compression, de nappes de charriage. |
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NOTES :
1. La chaîne hercynienne était comparable à l'Himalaya actuel et la figure ci-contre montre comment elle a pu modifier le climat du globe en provoquant un "refroidissement climatique", avec formation d'une immense calotte glaciaire au pôle sud.
La Pangée sera stable jusque vers - 220 Ma. Par la suite, la chaleur (provenant principalement de la radio-activité) s'étant accumulée sous le large "couvercle" qu'elle constituait, la température a augmenté dans le manteau, ce qui a entraîné, par une montée de magma, une fissuration de la Pangée et sa dissociation progressive en plusieurs continents (c'est le même phénomène qui est responsable actuellement de l'ouverture du rift africain, laquelle amorce une dissociation de l'Afrique).
2. Elle est appelé ailleurs dans ce site " nappe de charriage " (et l'unité inférieure " socle ", ou " soubassement ") : mais le mot charriage n'est plus utilisé aujourd'hui etce sont les expressions " chevauchement de Gavarnie ", ou " nappe de Gavarnie ", qui conviennent.
3.
Ce chevauchement, superposant de façon anormale des roches anciennes
à des roches plus récentes, a été mis en évidence
dans la région du cirque de Barrosa, en particulier dans la vallée
de La Géla et le cirque de Troumouse, par
le géologue français M. A. Bresson dès
1903, époque où la notion de chevauchement (il emploie
l'expression de "nappe de recouvrement") ne commençait à
être admise que par de rares géologues. Il a écrit notamment
(dans
Etudes sur les formations anciennes des Hautes et Basses-Pyrénées
[Haute Chaîne], Bulletin de la carte géologique de la France,
tome XIV, 1902-1903, n° 93,
p.45-322, p.309) :
"Si le paléozoïque recouvre aujourd'hui,
comme le montre la dénudation dans les vallées de La Géla,
de Héas et de Gavarnie, des calcaires crétacés déposés
in situ, c'est qu'il y a été nécessairement amené
par les plissements énergiques qui ont affecté cette région
de l'écorce terrestre. C'est à la faveur d'un phénomène
purement mécanique que s'est produit cette superposition
anormale : autrement dit une nappe de recouvrement s'est étendue
sur le Crétacé.
[...]
La nappe de recouvrement provient du nord [...]".
La
figure ci-dessous est un détail de la planche IV planche figurant
dans cet ouvrage et représentant une coupe passant par la vallée
de La Géla et le cirque de Troumouse (les incrustations rouges sont
de l'auteur du site) :
elle résume déja
(en 1903) l'essentiel de la structure géologique de la région
du cirque de Barrosa
(voir aussi la page
consacrée à la formation des montagnes en général,
note 2, figure e, où on trouvera la planche IV en entier).
4.
Dans
Voyage au Mont-Perdu et observations sur la nature des crêtes les
plus élévées des Pyrénées, Philippe
Picot de Lapeyrouse, naturaliste toulousain (et maire de Toulouse de 1800
à 1806) écrit :
" Je distinguai [...] deux sortes de pierres calcaires
; l'une évidemment sous-marine, puisqu'elle est composée
en grande partie ou qu'elle renferme toujours des débris ou des dépouilles,
et souvent des familles entières, d'animaux pétrifiés
; l'autre primitive, contemporaine du granit et des autres
roches dont l'origine primordiale n'est contestée par personne [...] qui
en aucun cas ne contient le plus léger vestige de corps organiques."
Dans Cent ans aux Pyrénées, tome I, Librairie
des Pyrénées et de Gascogne, p. 56,
Henri
Béraldi écrit :
"On jugeait alors [XVIIIe siècle] anormal, inexplicable,
qu'au Marboré le faîte des Pyrénées, l'axe de la
chaîne, le centre du soulèvement, fût calcaire et non granitique
; y avait-il donc un calcaire spécial, primitif, contemporain du granit,
comme le pensait le naturaliste toulousain Picot de Lapeyrouse ? Ramond
répond : le massif calcaire est le sommet des Pyrénées
[c'est ce qu'on croyait à l'époque], "mais il n'en est
pas l'axe". L'axe est granitique, normal, il passe plus au nord, au Néouvielle.
Le Marboré est à sa place normale, sur le côté
de la chaîne primitive, sur le flanc du granit. "Il n'a d'extraordinaire
que sa hauteur. C'est un formidable amas de matière secondaire".
Mais c'est un calcaire ordinaire, un calcaire de sédiment ; il doit
être fossilifère, coquillier".
C'est ce que Ramond a vérifié le 13 août
1797 lorsque, ayant gravi le couloir de Tuquerouye, il trouve au
bord de l'Etang Glacé,
donc à une altitude élevée (2600 m),
dans le calcaire, de nombreux fossiles marins.
Lapeyrouse faisait partie de cette expédition.
En fait il est resté au pied du couloir. Jusqu'alors il avait collaboré
amicalement avec Ramond, bien que voyant d'un mauvais oeil ce jeune confrère,
plus hardi que lui, chasser sur ses terres. Mais au retour de cette journée
il a essayé de publier, le premier, un compte rendu de
ce voyage, concédant
qu'il l'obligeait à changer d'avis, mais en
laissant entendre qu'il avait participé à la totalité
de l'entreprise : le calcaire du Mont-Perdu était bien d'origine sédimentaire.
La collaboration amicale des débuts avec Ramond s'est alors changée
en rivalité. En 1807 Ramond écrit au botaniste de Candolle :
"C'est le royaume [il parle de la Haute-Garonne] de mon ami Lapeyrouse.
S'il n'était pas venu me faire la guerre dans le mien, nous nous serions
peu connus, et partant nous serions demeurés bons amis. Vous pouvez
vous adresser à lui si vous voulez être trompé sciemment
pour les choses et les lieux. Il vous mentira sur tout, et avec d'autant plus
de tranquillité de conscience qu'il vous regardera comme un usurpateur
de la gloire future, et que chacun de vos succès lui paraîtra
un outrage" (cité dans "Pyrénées l'aventure
botanique Sur les traces d'Augustin Pyramus de Candolle", édité
par l'association Terranoos, 2008)..
5.
Lors de leur formation
les Pyrénées se prolongeaient jusqu'en Provence (on parle
de" chaîne pyrénéo-provençale") (voir
les schémas ci-dessous).
Ceci est lié au fait que, à cette époque,
l'Ibérie était prolongée à l'est par le bloc
continental constitué par la Sardaigne et la Corse, situées
respectivement au sud du Languedoc et de la Provence actuels (il faut d'ailleurs
y ajouter les Baléares, la Calabre et la Kabylie, qui rejoindront plus
tard leurs emplacements actuels) et même, plus à l'est, par une
péninsule qui participera à l'édification des Alpes sous
le nom de "zone briançonnaise"). Avant la dérive de
l'Ibérie vers le sud-est, ce bloc corso-sarde se trouvait, il y a 300
millions d'années, à l'emplacement des Pyrénées
actuelles, soudé à l'Europe. Il a ensuite migré
vers le sud-est avec elle.
Or ce bloc corso-sarde, solidaire donc de l'Ibérie,
a lui aussi migré vers le nord autour de -45 Ma et provoqué
par collision avec l'Europe les chevauchements qu'on constate aujourd'hui
dans le Languedoc (celui du pic Saint-Loup en particulier) et en Provence
(figure b ci-dessous).
Par la suite, autour de -10 à -20 Ma, des phénomènes
tectoniques affectant la Méditerranée occidentale vont faire
s'effondrer une partie du secteur languedocien de la chaîne pyrénéo-provençale
et créer le Golfe du Lion (figure a
ci-dessous) :
- la plaque Afrique migre vers le nord-est et la lithosphère
océanique qui prolonge son bord nord est en subduction sous
le bloc Corse-Sardaigne-Calabre qui n'est autre qu'un "arc volcanique"
(comme par exemple le Japon) du fait du volcanisme lié à cette
subduction. Par ailleurs la migration vers le nord-ouest de l'Apulie, prolongement
de l'Afrique, par sa collision avec l'Europe, provoque la surrection des Alpes
;
- le recul de la ligne de flexure de cette lithosphère
plongeante, et l'augmentation de son pendage (liés à son poids),
entrainent, par distension (ou extension) de la lithosphère
au nord du bloc Corse-Sardaigne-Calabre et jusqu'en Languedoc, la formation
d'un "bassin d'arrière-arc" (analogue à la
mer du Japon), avec étirement, jeu de failles normales, et amincissement
allant jusqu'à la formation en son centre d'un plancher océanique.
Les conséquences de cette extension sont, d'une part la rotation
de ce bloc, d'une trentaine de degrés dans le sens anti-horaire,
avec pour centre la région de Gênes, et d'autre part l'effondrement
d'une partiede la chaîne pyrénéo-provençale responsable
de la naissance, à sa place, du Golfe du Lion.
Figure a
: Formation
de la chaîne pyrénéo-provençale et ouverture
du Golfe du Lion, par rotation du bloc corso-sarde
Figure b :
Coupe approximativement nord-sud visant à décrire
la géologie de la chaîne pyrénéo-provençale
et de son avant-pays : chevauchements vers le nord, en particulier le
pli-chevauchement à l'origine du pic Saint-Loup, avec faille
inverse dédoublée
de part et d'autre d'une écaille.
A propos de la cuvette de Saint-Martin-de-Londres : l'origine
du nom Londres
est le mot marécage,
d'où le calcaire "lacustre" blanc à Planorbes (gastéropodes
d'eau douce).
 |
Figure
c : Sur
un panneau explicatif mis en place par le
département de l'Hérault, schéma simplifié
soulignant la
formation d'un pli au front du chevauchement qui est à l'origine
du pic Saint-Loup (le "roi des garrigues"). Un tel pli se retrouve, quand l'érosion ne l'a pas fait disparaître, au front de la plupart des chevauchements dont l'empilement est à l'origine des montagnes par collision continentale. On peut penser qu'il est du au freinage que le contact acec le socle impose au glissement de l'unité sus-jacente |
(
SOURCES : entre autres,
- sur le web :
* un document
pdf de Géosciences Montpellier (université
de Montpellier II), daté du 12 février 2007, signé par
Michel Séranne : L'ouverture du Golfe du Lion et la géodynamique
de la Méditerranée Occidentale ;
* un article
du même auteur : Deux ans de géologie à travers les
paysages languedociens autour du pic Saint-Loup ;
* deux pages magnifiques du blog
earth
of fire : article de Bernard Duyck intitulé : Le cap Scandola,
un morceau de l'Estérel en Corse, sur l'évolution de la Corse
et la géologie de la Méditerranée ;
- un article de la revue Pour la science, n°
286, août 2001 , p. 76, de Maurice Mattauer : L'autonomie (géologique)
de la Corse ;
- deux livres de Jean-Claude Bousquet :
*
Découvertes géologique : les plus beaux sites de l'Hérault,
éditions Ecologistes de l'Euzière, notamment les p.96, 110 et
111 ; beau livre qui a inspiré les figures ci-dessus ;
*
Géologie du Languedoc-Roussillon, éditions Les Presses
du Languedoc et BRGM Editions. )
6. Le flysch est une formation sédimentaire faite d'un empilement de "turbidites" composées d'une couche de grès, claire, et d'une couche d'argile ou de marne, sombre, chacune des turbidites (dont l'épaisseur esr de l'ordre du décimètre) étant le résultat d'une avalanche de boue sédimentaire issue de l'érosion continentale, souvent déclenchée par un séiisme, dévalant à grande vitesse une pente sous-marine abrupte, puis se déposant sur le fond de fossés profonds, en eau calme : dépot rapide (en quelques minutes ou heures) des particules sableuses qui donne la couche de grès, puis lente décantation des fines particules qui donne la couche d'argile ou de marne. Le flysch est souvent plissé. Dans les Pyrénées on trouve du flysch principalement dans la zone nord-pyrénéenne ("flysch noir"), datant de la fin du Crétacé inférieur, et au front des chevauchements sud-pyrénéens, datant du milieu de l'Eocène.
7.
Mélange de carbonate de calcium
et de carbonate de magnésium, alors que le calcaire est du carbonate
de calcium pur.
8.
Les séismes, le plus souvent de faible magnitude, ne sont pas
rares dans les Pyrénées. Il existe un site
("la planète vivante") qui permet de suivre, pratiquement
en temps réel, les séismes survenant dans le monde. Il permet
ainsi de savoir en particulier qu'au moins deux séismes (il est vrai
de faible magnitude : 1,3 et 1,8) sont survenus ces dernières années
dans la région du cirque de Barrosa (image ci-contre), l'un
dans le cirque lui-même, entre le pic Barrosa et le port de Barroude,
le 18/11/2006, à 11 km de profondeur, l'autre dans le sierra Pelada,
le 25/05/2008, à 5,4 km de profondeur. Peut-être ces séismes
traduisent-ils, ou entrainent-ils, d'imperceptibles mouvements des écailles
chevauchantes sous la poussée persistante de l'Ibérie (rappel
: un déplaceement de 1mm tous les 10 ans entrainerait au bout de 10
millions d'années, ce qui n'est pas très long sur le plan géologique,
un déplacement total de 1 km).
En dehors de la région du cirque de Barrosa sont survenus le 11 mai 2016 deux tremblements de terre plus importants, l'un à 12 h 45, de magnitude 4,2, dont l'épicentre se situait près de Oloron-sainte-Marie, l'autre le même jour à 14 h 20, de magnitude 3,8, dont l'épicentre se situait à Bagnères-de-Bigorre (au même moment une énorme avalanche de neige a descendu la grande cascade et envahi la moitié du cirque de Gavarnie) (Chroniques de la revue Pyrénées, n° 267, juillet 2016, p. 89)
(VOIR AUSSI,
au sujet des séismes dans les Pyrénées,
- un autre site,
du Réseau National de surveillance sismique, recensant quotidiennement
tous les séismes survenant en France et dans les pays frontaliers (renass.unistra.fr)
;
9. A
signaler aux montagnards qu'il est paru dans la revue
du CAF La montagne
et alpinisme, n° 256, 2/2014,
un article intitulé "Un trek géologique
autour du Manaslu, en Himalaya central", signé
Arnaud Pêcher, bien écrit, bref, très bien fait et illustré,
facile à assimiler, où l'on trouve les notions essentielles
relatives à la formation de l'Himalaya mais transposables (malgré
des différences de détail) à toutes les montagnes liées
à une collsion continentale, y compris les Pyrénées (même
si leur formation n'est pas précédée de l'écrasement
d'un océan),
en particulier, empilement de grandes
écailles qui se chevauchent, zone d'étirement et cisaillement
au voisinage des plans de chevauchemet, formation de poches de granite, etc...
10. La
figure ci-dessous est un schéma reconstituant ce chevauchement tel
qu'il était peut-être avant son érosion.
Ce schéma est une figure (la partie b de
la fig. 15)) extraite d'un article de A. M. McCaig, J. Trilla et D.
A. Banks, des université de Leeds et de Mexico, intitulé "Fluid
mixing and recycling during Pyrenean thrusting : Evidence from fluid inclusion
halogen radios" paru dans la revue "Geochimica et Cosmochimica Arta,
vol. 64, N° 19, 2000.
La ligne horizontale E correspond à l'altitude moyenne
des sommets actuels.
Les couleurs (ajoutées par l'auteur du présent
site pour une lecture plus facile de la figure) indiquent la nature des roches
: calcaire du Crétacé supérieur (vert) , calcaire et
marnes de la fin du Crétacé et du début de l'ère
tertiaire (jaune), grès du Permo-Trias (violet), granite du Carbonifère
(rose), terrains métamorphiques du Silurion au Dévonien (marron).
La partie au-dessus de la ligne E est conjecturale,
basée sur une coupe de Séguret (1972) et les estimations de
son épaisseur à l'époque de l'écoulement des fluides
(les petites flèches) étudié par les auteurs de l'article.
Noter, à gauche (au sud du Plan de Larri) la couche
de calcaire crétacé autochtone (notée K) reposant
sur la couche de grès triassique (les deux formant la couverture
du "socle"), ainsi que.le plongement vers le sud des plans
de chevauchement (MPT et GT).
11.
Le mot "collision"
au sujet des Pyrénées n'est pas très approprié
:
- le plus
souvent dans les chaînes par collision continentale celle-ci est précédée
de l'existence d'un océan entre les deux continents, ce qui n'est pas
le cas particulier des Pyrénées où ils ne sont
séparés que par une zone continentale amincie
fonctionnant comme une faille transformante, d'où un classement dans
les chaînes intracontinentales ;
- de toute
façon le mot "collision" suggère quelque chose de
violent alors que la vitesse du déplacement des continents qui entrent
en collision est de l'ordre du cm par an : le mot "affrontement"
serait plus indiqué.
12.
La structure
des Pyrénées est mieux connue depuis que par un programme
ECORS (Etude contineentale et océanique par réflexion et
réfraction sismiques) consistant en l'enregistrement de la réflexion
en profondeur sur les plans géologiques des ondes sismiques provoquées
en surface par des explosions, a permis d'obtenir une image (dite "profil
sismique") des 30 à 40 km de l'épaisseur de la croûte
terrestre (comme une échographie par ultra-sons dans un organisme).
Entre 1982 et 1985 une telle étude a été
réalisée, par une équipe franco-espagnole de géologues,
sur une ligne de 250 km de long, de direction nord-sud, allant du bassin
de la Garonne (bassin Aquitaine, dans la région de Toulouse) au bassin
de l'Ebre (région deTremp-Graus) passant par l'Ariège. On
peut voir sur la figure 12
a ci-dessous le profil sismique obtenu et son interprétation
permettant de se faire une idée de la structure des Pyrénées
par une coupe.nord-sud géologique de la chaîne.
Figure 12 a :
Profil Ecors : en
haut, le profil sismique, en bas son interprétation. R, O, et No sont
les noms des unités chevauchantes dont est constituée la chaîne
axiale..
En grisé,
la partie inférieure de la croûte terrstre, séparée
de la partie mantellique de la lithosphère par le Moho.
(SOURCES :
- Les Pyrénées
vues par ECORS : une image inattendue !, Pierre Choukroune et Alberto
Garrido, La Recherche,, n° 206, janvier 1989, p. 132 à 135;
- Croissance et dénudation
des Pyrénées du Crétacé supérieur au Paléogène
: apports de l'analyse et thermochronométrie détritique, Pierre-Yves
Filleaudeau, thèse de l'Université Pierre et Marie Curie, Sciences
de la Terre, Paris VI, 2011, p.51;
- Carte géologique
des Pyrénées à 1: 400000.)
Il n'a pas été réalisé
de profil Ecors dans les Pyrénées centrales mais des coupes
géologiques nord-sud ont été établies, dont l'une
(figure 12 b) selon une ligne allant du bassin d'Aquitaine
au bassin de l'Ebre, passant par Lannemezan, Bielsa et Ainsa, et à
environ 5 km à l'est du cirque de Barrosa. On voit que la structure
des Pyrénées y est schématiquement comparable à
ce qu'elle est dans le profil Ecors.
A noter que les auteurs espagnols et français de la carte géologique
des Pyrénées à 1:400000 lui ont associé le profil
Ecors, ce qui semble suggérer qu'ils le considèrent comme représentatif
de la structure de l'ensemble de la chaîne.
Figure 12 b
: Coupe géologique nod-sud des Pyrénées
centrales entre le bassin d'Aquitaine et le bassin de l'Ebre.
(SOURCE
: Martinez-Peña,
M.B., Casas-Sainz A;M., Cretaceous-Tertiary
tectonic inversion of the Cotiella Basin (Southern Pyrénées,
Spain), International Journal og Earth Sciences, 2003, 92, p. 99 à
113 (fig. 8 A, p.108).
Page mise à jour
le 1er février 2020