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La formation des Pyrénées

L'histoire géologique pyrénéenne,longue d'environ 500 MA(Millions d'Années), est ponctuée par deux plissements:

• L'orogenèse Hercynienne (- 360 à - 290 MA)
• L'orogenèse Pyrénéenne ( - 53 à -33 MA)

Les roches sédimentaires qui sont affectées par ces deux plissements se sont déposées avant, pendant, ou entre les deux plissements. Ce sont donc des centaines de millions d'années de dépôts divers qui sont à l'origine des roches telle que on peut les observer actuellement.

Bien que les dépôts les plus anciens datent de l'Ordovicien (-500 Ma), c'est aux calcaires du dévonien que nous accorderons plus d'attention:

Ils renferment des fossiles de coraux plus ou moins bien conservés selon que leur lieu de dépôt subissait ou non l'action vigoureuse des vagues. D'autres couches sont constituées de boues carbonatées ennoyant des organismes fossiles biens conservés témoignant d'un dépôt en milieu calme à l'abri d'une barrière récifale.

La diversité des faciès calcaires laisse penser que ces roches se sont formées dans une ambiance tropicale (la seule qui permet la précipitation de la calcite), à proximité d'une barrière récifale comme celle de l'actuelle grande barrière australienne.

Il y avait donc à cette époque une plate-forme peu profonde parsemée de récifs à l'emplacement même des Pyrénées occidentales.

A cet épisode de dépôt calcaire succède des dépôts turbiditiques, qui sont caractérisés au carbonifère supérieur par des dépôts peu profonds avec présence de charbons et de fossiles de plantes.

L'orogenèse hercynienne, qui concerne une partie de l'Europe et de la péninsule ibérique, va alors plisser les terrains déposés entre l'Ordovicien et le Carbonifère inférieur. Les roches postérieure et donc non affectées par le plissement permettent de repérer la fin de ce phénomène dans le temps.

Au début du Permien le nouveau relief bien plus imposant que l'actuel offre un terrain de prédilection à l'érosion, qui dissout le calcaire, creuse des fossés dans lesquels vont s'étaler des coulées de cailloutis portés par une matrice argilo-sableuse.

S'installent aussi des volcans tel le pic du Midi d'Ossau qui va se présenter sous la forme d'une caldéra entourée de coulées de laves et de dépôts de cendres volcaniques.

A cette époque le climat offre des périodes pluvieuses qui alternent avec des épisodes de chaleur, oxydant les minéraux ferrugineux et conférant ainsi aux dépôts une pigmentation rouge caractéristique. Les roches issues de cette sédimentation intramontagneuse seront à juste titre appelées "grès rouges" du Permo-Trias.

Les sédiments déposés au Jurassique (-200 à -130 MA) sont des dolomies résultant de la transformation de boues calcaires, par l'action de l'eau très magnésienne des fonds de lagons.

Le Crétacé inférieur se caractérise par la sédimentation de marnes puis à nouveau de calcaires récifaux (Urgoniens) sur des centaines de mètres d'épaisseur. Il y avait donc à cette époque en Béarn et en Bigorre des lignes de rivage au tracé capricieux, bordant des terres momentanément immergées, et des zones marines aux profondeurs variables au fil des temps.

La vielle chaîne hercynienne réduite à une pénéplaine, en partie recouverte par la mer devait s'enfoncer par endroits pour former de bassins capables de stocker des quantités importantes de sédiments.

C'est au Crétacé supérieur (- 100 MA) que la "mer pyrénéenne stocke les dépôts les plus profonds: les "Flyschs que l'on préfère appeler aujourd'hui des turbidités. La pénéplaine fracturée est entaillée de sillons profonds aux bords abrupts séparant la plate-forme ibérique de la plate-forme Aquitaine. Les sédiments argilo-sableux sédimentés en bordure de plate-forme sont précipités dans les sillons à la manière d'avalanches sous-marines. Les particules les plus grossières se déposent en premier, suivies des plus fines, offrant ainsi des couches grano-classées, sur des milliers de mètres d' épaisseur, traduisant des avalanches successives de sédiments instables sur des pentes, parfois de faible déclivité (quelques degrés).

Comme les décrit M. Mattauer, les Pyrénées sont une chaîne en collision. Cette collision se fait dés la fin du Crétacé supérieur entre la plaque espagnole et la plaque européenne. Le rapprochement violent de ces deux plaques a provoqué un bourrelet long de 250 kms entre le golfe de Gascogne à l'ouest et la Mer Méditerranée à l'ouest.

Les plaques ibériques et européenne qui depuis le jurassique se sont éloignées au rythme de quelques centimètres par an, pour ouvrir les sillons, vont se rapprocher pendant toute la durée de l'Eocène:

Un des premiers processus fut un éloignement de la plaque ibérique vers le SSW qui ouvrit des failles momentanément empruntées par des magmas ophitiques. Vers le milieu du crétacé le fond océanique du golfe de Gascogne s'ouvre et la plaque ibérique amorce un mouvement de translation-rotation vers le sud-est. Plus tard vers la fin du crétacé et le début du tertiaire l'Iberie converge vers l'Aquitaine refermant progressivement les fossés et bassins sédimentaires. Ce raccourcissement est à l'origine de la formation du bourrelet montagneux connu sous le nom de Pyrénées.

Mouvements relatifs des plaques           ibérique et européenne	Évolution des déplacements de la plaque ibérique durant le Crétacé

Tous les sédiments post-hercyniens sont déformés, témoignant d'un autre cycle orogénique, à l'origine des Pyrénées actuelles. La compression à pour résultat un très grand raccourcissement horizontal de l'édifice pyrénéen, suivant un axe Sud-Nord. Les terrains de la haute chaîne primaire forment la zone axiale (granites), les terrains secondaires plissés au nord et au sud viennent chevaucher des roches bien plus récentes à la faveur de failles faiblement inclinées. Certains présentent une schistosité prononcée, preuve de l'action du métamorphisme général qui a transformé les roches et fait apparaitre ne nouveaux minéraux.

Au Paléocène et pendant l'oligocène les Pyrénées naissantes, en voie de soulèvement offrent à nouveau du relief à l'action d'érosion. Celle-ci expédie au sud (Bassin de l'Ebre) et nord (bassin aquitain), des accumulations de débris caillouteux en milieu tout dabord littoral, puis deltaïque et fluvial. Ces dépôts (poudingues de Palassou) ont contribués à combler une partie du bassin aquitain.

Au Miocène (-20MA) l'érosion se poursuit et les nombreux cours d'eau qui coulent perpendiculairement à la chaîne, accumulent des molasses contenant des galets, des grès, et des calcaires argileux, en couches à peu près horizontales. Ils reposent en discordances sur les derniers terrains plissés, montrant ainsi la fin de l'épisode de compression.

Structure géologique simplifiée des Pyrénées		Corrélation simplifiée N-S des Pyrénées