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.

   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

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  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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   III - La collision continentale entre Ibérie et Eurasie

                    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.
   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.
  

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    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 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.
  

   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, n° 93, 1903, p. 265) :
    "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 extraite d'une 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 d).

                                     

   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).


  
 ( 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...

                                                                                                              

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   Page mise à jour le 1er février 2017