Pyrénées Orientales.
L’histoire des Pyrénées est marquée par 4 événements tectoniques importants.
- la formation de la chaîne varisque 350-300MA.
- l’ouverture du golfe de Gascogne 110-65MA, en liaison avec l’ouverture de l’atlantique N, provoque la rotation de l’ibérie.
- la collision, europe-ibérie 65-36MA, fait naître la chaîne pyrénéo-provençale.
- 30-5MA, achèvement de la chaîne Pyrénées Est : rotation du bloc corso-sarde, ouverture du golfe du lion, surrection.
Les Pyrénées sont situées en bordure de Gondwana vers 580Ma comme la chaîne cadomienne dont on trouve certaines roches dans la zone axiale (nord de Carança, Canaveilles). A l’Ordovicien (480MA), des plutons granitiques se mettent en place dans le Canigou suite à la formation de laurussia (collision de laurentia et baltica ), grand continent Nord. ph1.
De l’Ordovicien sup au carbonifère inf, la sédimentation marine reprend, laissant place au dévonien à une PFC (plateforme carbonatée) en bordure de Gondwana. Puis, il y a formation de la chaine varisque (due à la collision de Laurussia et de Gondwana qui constituent alors la Pangée). chaîne varisque qu’on trouve en zone axiale et dans le massif d’Agly. ph2. Les sédiments se plissent, se chevauchent, se métamorphisent (argiles——schistes, calcaires —-marbres, granite—–orthogneiss), des dômes migmatitiques(Canigou) se forment. Puis, comme dans le massif des Maures pendant l’exhumation, de nombreux cisaillements et des plutons (granite, tonalite) se mettent en place (st Arnac , st Laurent de cerdan, Jonquères, Millas, Mt Louis). On les voit aujourd’hui dégagés par l’érosion car il ne reste plus que les parties profondes de la chaîne. L’ ouverture de l’océan atlantique central va affecter la pangée jusqu’au milieu du crétacé en la morcelant. Quelques dépôts transgressifs et régressifs (marnes, calcaires, dolomies) dans la vallée de l’Agly en sont les témoins.
Vers 130MA, le golfe de gascogne s’ouvre, sépare l’ibérie du massif armoricain. Selon un mouvement antihoraire puis cisaillant sénestre. Des marnes épaisses se déposent entre les deux. ph3. En bordure de l’ibérie, la croûte est amincie, fracturée. Des fluides chauds remontent du manteau provoquant un métamorphisme HT-BP (Agly : calcaires —–marbres, marnes——-cornéennes noires, mais aussi Sournia, ou encore Belesta). Le manteau affleure en certains lieux des Pyrénées (Lhers), mais pas dans les pyrénées orientales.
Au paléogène -65-33MA, l’ouverture de l’atlantique Sud fait remonter l’ibérie vers le nord, d’où collision avec la plaque européenne qui se traduit par des chevauchements (jusqu’en Provence : chaîne pyrénéo-provençale), des plis, des écaillages. La plaque ibérique subducte vers le Nord. Le raccourcissement est estimé à 125 km pour les pyrénées orientales. Le moho ibérique se trouve à une cinquantaine de km de profondeur, au lieu d’une trentaine, comme le moho européen. La chaîne a une double vergence : vers le nord côté français, vers le sud, côté espagnol. ph4-5.
La chaîne pyrénéenne est ainsi constituée de 5 parties qui sont du nord au sud : ph6.
- L’avant-pays ou zone sous pyrénéenne (ZsP), c’est à dire le bassin flexural nord. sédimentation de type molassique post-oligocène.
- La zone nord pyrénéenne ( ZNP). Elle chevauche la ZsP par le CFNP (chevauchement frontal nord pyrénéen). Roches sédimentaires secondaires et portions de socle du massif d’Agly.
- Zone axiale (ZA). Socle varisque exhumé. La FNP (faille nord pyrénéenne) faille inverse et décrochante est la suture entre la plaque européenne et la plaque ibérique.
- La zone sud pyrénéenne (ZSP) est chevauchée au nord par la zone axiale (CSP = chevauchement sud pyrénéen).roches sédimentaires faillées et plissées.
- Avant-pays ou bassin de l’Ebre, bassin flexural sud. Roches de type molassique. Il est chevauché au nord par la zone sud pyrénéenne (CFSP= chevauchement frontal sud pyrénéen).
33-15Ma, oligomiocène, ouverture de la méditerranée, suite à la rotation du massif corsosarde. Les pyrénées orientales font partie des premiers épaulements de la marge passive et sont soumises a une extension alors que la compression continue en Pyrénées centrales et Pyrénées Ouest. ph7. Des failles normales (F de la têt, F du Tech) créent des bassins sédimentaires (Conflent, Roussillon). Puis, au miocène moy et sup, la plaque africaine poussant toujours vers le nord, entraine la surrection de la chaîne.
Au miocène sup 12-6MA, les fossés d’effondrement de la Cerdagne, du Capcir, se remplissent de sédiments lacustres (fossiles).
Au messinien suite à l’abaissement du niveau de la mer d’environ 1500m, il y a une forte érosion par les rivières qui creusent des canyons.
Au pliocène, avec le retour de la mer, les canyons se comblent, le Roussillon est un delta qui se remplit de sédiments marins puis de sédiments continentaux issus de l’érosion des Pyrénées. ph8.
Au quaternaire : les glaciations ont laissé de nombreuses traces : terrasses étagées du Roussillon, vallées en U, moraines, verrous, cirques.
Une sortie de 3 jours va nous permettre une approche globale de la structure des Pyrénées Orientales depuis la zone axiale (ZA) jusqu’à l’avant-pays (ZsP) chevauché par la zone nord pyrénéenne (ZNP). ph6.
Première journée : Zone axiale (ZA) en remontant, par la N116, le long de la faille de la Têt jusqu’en Cerdagne. La route est encaissée, les parkings rares, la végétation recouvre tous les reliefs ; jusqu’à Mont Louis les observations sont difficiles.
La faille de la Têt (de même que celle du Tech) est orientée à peu près NE-SW ; elle recoupe les structures pyrénéennes alpines qui sont orientées à peu près E-W (FNP, CFNP) –ph9.
Arrêt 1 : bord de la retenue de Vinça sur la Têt. –ph10.
Au pied du massif des Aspres, on devine la faille normale (FN), à pendage N, qui, dans la ZA a formé ce bassin synrift (bassin du Conflent), pendant le rifting qui a précédé la dérive du bloc corso-sarde au miocène. –ph7. Aspres, Canigou, Carança, sont les premiers épaulements de ce rift, de cette marge passive ; il a été daté de 26-27MA. Le jeu en FN a permis l’exhumation du Canigou, qui culmine à 2784m alors qu’on est tout près du littoral, mais aussi l’effondrement en hémigraben du Conflent. Le remplissage du bassin du Conflent, sur plus de 500m d’épaisseur, s’est effectué pendant le miocène inf avec des sédiments fluvio-lacustres continentaux (sables, arkoses) provenant des reliefs voisins.
Arrêt 2 : Villefranche de Conflent. –ph11.
Synclinal paléozoïque avec, à l’affleurement le coeur dévonien constitué de dolomies de 400m d’épaisseur (structure varisque).
Arrêt3 : après Serdinya, gare de Joncet.
Avec une photo aérienne, on repère les klippes de granite et de gneiss invisibles d’ici. Elles sont descendues du massif du Canigou-Carança et se sont fichées dans les sédiments du miocène inf du conflent. Ceci montre bien que la surrection du Canigou-Carança se poursuit toujours après le miocène inf. -ph12.
Arrêt 4 : de thuès au parking situé avant le pont Séjourné. –ph13-14-15 et 9.
Gorges de la Carança avec à l’affleurement des roches du cadomien (550MA) métamorphisées (schistes, calcshistes) en contact avec les orthogneiss oeillés varisques (microcline), au niveau du parking. La Têt a creusé sa gorge dans les tonalites et granodiorites.
Arrêt 5 : belvédère viaduc Gisclard. –ph12,16,17.
Au pied de la FN de la Têt, une surface d’érosion légèrement inclinée vers l’ENE, encore appelée Pla, est encombrée de moraines au débouché des vallées adjacentes. La Têt a creusé sa gorge dans ce Pla, mais aussi dans les sédiments miocène inf du Conflent, plus bas. Ce Pla s’est donc formé entre le miocène moyen et le quaternaire. Il ya plusieurs niveaux de Plas, celui du Puigmal, non loin d’ici par exemple. Ces Plas sont les reliques d’une pénéplaine formée dès le miocène moyen. Cette pénéplaine a été découpée ensuite à cause du soulèvement des Pyrénées Orientales, permis par le jeu des FN dont celles de la Têt et du Tech. De plus, la fermeture du détroit de Gibraltar au messinien et l’abaissement du niveau de la mer d’environ 1500m, ont accentué le creusement des rivières et donc le découpage de cette pénéplaine.
Arrêt 6 : col de la Perche et Cerdagne. –ph18 à22.
Le col de la Perche se trouve sur la ligne de partage des eaux entre Conflent et Cerdagne. Au sommet du Pla où la Têt qui prend sa source au pied du Carlit (lac de Bouillouse) diverge du Sègre qui prend sa source au pied du Puigmal et draine la Cerdagne. Le bassin de Cerdagne est un hémigraben intramontagneux. Il est limité au Sud par la FN du Sègre (continuation de la FN Têt). Ce bassin d’effondrement se remplit au tortonien (miocène supérieur) de sédiments fluvio-lacustres variés datés par des fossiles abondants, sur une épaisseur de 1000m environ. L’érosion du Sègre et du Carol, les 2 principales rivières, évacue les matériaux vers le bassin de l’Ebre, en Espagne. On peut voir de nombreux bad-lands, témoins de cette érosion dont certains furent exploités par les romains pour l’or alluvial qu’ils contenaient.
Pendant le rifting et l’ouverture du golfe du Lion, l’extension crée, grâce au jeu des FN des grabens qui sont de plus en plus récents vers l’ouest : oligocène à Paziols, (voir arrêt 7, jour 3 ), miocène inf pour le Conflent, miocène sup pour la Cerdagne et le Capcir.-ph9- Cette extension morcelle la chaîne édifiée au bartonien (40MA, chaîne pyrénéo-provençale) et facilite son érosion (formation des Plas), puis le soulèvement ultérieur des Pyrénées, en réactivant les FN, va les porter en altitude.
Arrêt 7 : Llo et sa source chaude. –ph23.
Llo très beau village de Cerdagne, proche de Saillagouse qui n’a rien à lui envier, est construit à la croisée de failles dont celle du Sègre qui prolonge la FN de la Têt. Llo possède une source chaude (35°C) exploitée (bains de Llo). –ph24-25. Il y en a une trentaine dont les températures vont de 29°C à 73°C. Elles sont situées le long de la FNTêt, la plupart dans les gorges de la Carança excepté les sources chaudes de Dorres et de Molitg-les-bains. –ph26.
Toutes ces eaux thermales ont une origine météorique : elles s’infiltrent en altitude (de 2000 à 2600m) sur les pentes du Canigou-Carança, du Puigmal, descendent au-delà de 2500m de profondeur donc parcourent 4 à 5000m, se réchauffent et se minéralisent (sodium, calcium, fluor, soufre..), puis remontent le long des failles. A Llo, les eaux thermales mettraient 50 ans pour faire ce parcours.
Les différences de température entre les sources ne sont pas dues à des mélanges d’eaux, mais à la température acquise en profondeur (80°C à 110°C pour Llo, 100°C à 130°C pour Vernet-les-bains). Les sources émergent dans le mur des FN (Têt, Sègre), c’est-à-dire sous le miroir. Dans une zone si proche de la faille que les roches cristallines (gneiss) sont très fracturées donc perméables. Au toit de la faille, donc au-dessus du miroir et des gneiss fracturés, les métasédiments plus ou moins broyés sont imperméabilisés par les eaux qui ont percolé et précipité de la silice, des carbonates. –ph27-28-29.
Arrêt 8 : Dorres.
Dorres situé sur le flanc Nord du graben de Cerdagne nous offre un panorama unique. –ph30. Deux sources chaudes sont exploitées (bains romains). Elles n’ont pas la même température (37°C et 41°C). Elles émergent au contact des roches cristallines (tonalites et granodiorites) du pluton de Mont Louis situées au Nord et des métasédiments (grès, pélites,) paléozoïques au sud. –ph31.
Arrêt 9 : le chaos de Targassonne.
En quittant Dorres pour Targassonne, on passe à Angoustrine qui est bâti sur l’ancienne langue würmienne du glacier du Carlit ; les moraines latérales bien conservées bordent le village. –ph32-33. Le chaos de Targassonne affecte la roche du pluton de Mont Louis, une granodiorite constituée de quartz, feldspath, biotite et hornblende. Cette roche datée de 305MA, varisque, a été mise à jour au cours du plissement pyrénéo-provençal, il ya 40MA.
-ph34. En bord de route, de haut en bas, nous pouvons observer presque tout le profil d’altération dû aux eaux de pluie. Par hydrolyse, les feldspaths se transforment en argiles, les micas et la horblende en chlorite qui a un volume plus important ce qui fait éclater la roche, crée des fissures ; les quartz désolidarisés donnent du sable. La roche se transforme donc en arène qui va être évacuée vers le bas au cours du temps –ph35. Dans le profil, il reste des parties où la roche est en voie d’altération mais où sa structure est en partie conservée ; de nombreuses fissures surtout horizontales sont visibles et constituent l’horizon feuilleté –ph36-37. Au-dessous, des fissures, des diaclases, découpent la roche moins altérée en blocs qui s’arrondissent et donnent des boules : c’est l’horizon fissuré –ph38. Enfin, sous l’affleurement, sous la route, doit se trouver la roche saine ; la limite entre les deux, le front d’altération, n’est pas, non plus, visible.
Ainsi, après évacuation de l’arène, des blocs se trouvent les uns sur les autres et constituent des tors –ph39. Mais les glaciers les ont par endroits déplacés constituant un chaos de blocs -ph40.
Remarque : si tout est enlevé, il va rester la surface d’érosion avec seulement la roche saine qui va constituer un Pla.
Arrêt 10 : Capcir. –ph41-9.
Un petit crochet vers la station de ski des Angles permet d’avoir une vue superbe sur le Capcir. C’est un hémigraben, lui aussi, à sédimentation continentale. Une FN N-S se devine dans le paysage. Le lac de retenue de Matemale régularise le cours de l’Aude. Ce fossé serait très récent : mio-pliocène voire quaternaire.
Cette première journée nous aura fait découvrir une grande partie de la ZA des Pyrénées Orientales avec des roches d’âge divers (cadomiens dans les gorges de la Carança, paléozoïque , varisque et tertiaire). Nous n’avons pas reconnu de grandes structures varisques ou pyrénéo-provençales, mais plutôt celles qui ont accompagné la formation du golfe du Lion au tertiaire.
Deuxième journée.
On est encore dans la zone axiale (ZA) pendant une partie de la journée.
Arrêt 1- Nefiach. Carrière de Bente Farine et affleurement sur la petite route à 200m du gué sur la Têt. Au messinien, suite à la fermeture du détroit de Gibraltar, le niveau de la mer chute d’environ 1500m. Les rivières creusent des gorges profondes –ph8. Au pliocène, avec le retour de la mer, les canyons se comblent. Le Roussillon est un delta de type Gilbert delta, c’est-à-dire avec une côte abrupte, une pente des vallées forte, une sédimentation grossière de type turbiditique, une progradation vers l’aval avec une pente prononcée des foreset beds (jusqu’à 35°) -schéma 42 – qui constituent le prisme marin, puis un prisme continental avec dépôts fluviatiles grossiers peu pentés qui constituent le topset.
L’affleurement après le gué nous livre des fossiles marins dans des dépôts marno-sableux –ph 43-44- et la carrière de Bente Farine montre bien les foreset beds inclinés, à alternance de dépôts de type turbiditique (conglomérats, sables)- ph45-46. Au sommet de la carrière, les derniers niveaux sont continentaux –ph 47. On les voit mieux au deuxième arrêt.
Arrêt 2- Orgues d’Ille-sur-Têt.
On voit bien les topset beds très peu pentés, constitués d’argiles, de sables ; les conglomérats sommitaux plus ou moins érodés servent de chapeaux à ces orgues ou cheminées de fées, reliques des alluvions fluviatiles dans une plaine d’inondation.-ph48 à 50.
Ces deux arrêts nous offrent une coupe complète d’un Gilbert delta. Le prisme marin a été daté du pliocène inf (5,3 à 3,4MA) et le prisme continental du pliocène sup (3,4 à 2MA).
Arrêts 3- Montalba, Trevillach, col de Roche Jalère.
La route serpente dans le granite de Millas, très gros pluton daté de 307 MA (varisque). C’est un granite porphyroïde à gros cristaux de Feldspaths potassiques, il renferme également des plagioclases, du quartz et de la biotite.-ph51. On peut reconnaître plusieurs plas légèrement pentés vers l’Est et étagés, à 400m d’altitude environ à Montalba, 550m à Trevillach, 900m à Roque Jalère. Ces plas sont des surfaces d’érosion formées au miocène et découpées ensuite. Les profils d’altération ne sont pas complets mais on y trouve des cuvettes à arène granitique, des tors, (horizon de granite fissuré), tel Roc Cornut, des chaos de blocs remaniés, un peu déplacés. Le granite sain est recouvert par la végétation. –ph52 à 56.
Arrêt 4. Col des Auzines.
Au col, on a une superbe vue sur une frontière de plaques ; la FNP (faille nord pyrénéenne) qui limite la croûte ibérique (granite de Millas) et la croûte européenne de la ZNP (zone nord pyrénéenne) qui est représentée par le flanc sud, renversé du synclinal de Boucheville (crétacé, massif d’Agly). Cette faille inverse décale le moho ibérique d’une vingtaine de km par rapport au moho européen, suite à la subduction continentale de la plaque ibérique à l’éocène (profil ECORS). -ph4-5. En surface, la FNP est matérialisée par des structures à facettes claires de marbre crétacé. –ph56 à 58.
Arrêt 5- Sournia, D619, chapelle Del Méné. Gros plan sur la FNP. –ph59.
Nous avons devant nous les calcaires de faciès urgonien (gargasiens) marmorisés donc métamorphisés et les marnes albiennes métamorphisées en cornéennes noirâtres –ph60.
Ce sont les deux derniers faciès de la sédimentation épicontinentale déposée pendant l’ouverture du golfe de Gascogne vers 130MA ; en bordure de l’Ibérie, la croûte est amincie, fracturée, des fluides chauds montent du manteau et provoquent un métamorphisme HT-BP vers 90MA, à l’origine du métamorphisme du calcaire et des marnes qui affleurent. A l’éocène, vers 40MA, l’ouverture de l’atlantique Sud fait remonter l’Ibérie vers le Nord, d’où collision avec la plaque européenne qui va donner la chaîne pyrénéo-provençale. Le chevauchement est marqué ici par la FNP qu’on a sous les yeux. –ph4-5-59.
On peut voir dans le calcaire marmorisé, au-dessus de la route, une cavité karstique avec de l’argile résiduelle –ph61. De nombreux filons de calcite lardent ces marbres ; les fissures sont ouvertes et on peut voir la croissance des cristaux de calcite qui s’effectue des épontes vers le centre de la fracture ouverte. Les cristaux ne se sont pas rejoints et, il y a au centre du filon, une cavité (géode) qui laisse voir la forme pyramidale des cristaux de calcite –ph61-62. On peut voir également de la brèche de faille (morceaux de marbre cimentés par de la calcite) – ph 63.
La calcite n’est pas déformée, n’est pas métamorphisée ; elle est post-métamorphique, elle date du chevauchement, il y a à peu près 40MA (fin éocène). C’est une calcite hydrothermale qui s’est formée en remontant le long du miroir ; d’ailleurs on trouve aussi des sels de cuivre (malachite) dans les arènes du granite de Millas tout près de la FNP –ph 64. Ce qui confirme la circulation de fluides hydrothermaux le long de cette faille (FNP). Le granite de Millas très altéré et bien arénisé vient chevaucher le flanc Sud du synclinal de Boucheville qui est redressé et renversé. Un gros fragment de marbre est arraché, écaillé, et se trouve inclus dans le granite altéré –ph 65-66.
On entre à partir d’ici dans la ZNP, constituée dans ce secteur des Pyrénées par le massif d’Agly (socle) en contact faillé, au SW avec le synclinal de Boucheville et, au N, avec le synclinal de St Paul de Fenouillet dont la bordure N chevauche la ZsP (zone sous pyrénéenne).-ph6.
Arrêt 6- les Albas, massif d’Agly, D619 en direction d’Ansignan. –ph67.
Affleurement de granite d’Ansignan, daté de 315 MA. C’est un granite porphyroïde riche en biotite, en intrusion dans la roche encaissante protérozoïque (gneiss de Caramany), 540 MA, qui a subi plusieurs orogénèses (cadomienne, varisque, alpine). –ph68. Ce granite d’Ansignan est une roche particulière car elle est la seule à avoir cristallisé dans le faciès granulite, à T ≥ 800°C. A cette température, la biotite est remplacée par du pyroxène (opx-hyperstène) anhydre. On a donc une roche sombre, qui contient FK-orthose en gros cristaux, Fplagio-andésine, quartz, biotite, hyperstène (opx) et grenat. On appelle cette roche une charnockite –ph 69. Les gros cristaux d’orthose ont des biotites et des Fplagio en inclusions –ph70. L’affleurement montre également un mélange partiel de deux magmas : la charnockite (granite d’Ansignan) qui s’intercale dans les gneiss clairs et les granites blancs à grenats ; ces deux magmas ayant intrudé l’encaissant (granite de Caramany). L’alignement des cristaux montre la fluidalité des magmas. -ph71 à73.
Arrêt 7- clue de la Fou. –ph74 à77.
Faisant suite à la charnockite, le synclinal de St Paul de Fenouillet a son flanc Sud percé en clue par l’Agly qui prend sa source un peu plus au Nord au pied du Bugarach. Ce flanc Sud, en calcaire massif est riche en fossiles de rudistes. Le faciès est récifal. La croûte devait être, ici, un peu plus épaisse car le calcaire n’est pas métamorphisé. Juste avant le pont sur l’Agly, on peut voir le contact faillé entre les calcaires aptiens et le granite porphyroïde très altéré et une source chaude (21 à 27°C), jaillit au-dessus du lit de l’Agly – ph 77a et b.
Arrêts 8- gorges de Galamus et pic de Bugarach.
Le flanc Nord du synclinal de St Paul de Fenouillet est entaillé en gorge par l’Agly ; il termine la ZNP et vient chevaucher (CFNP) la ZsP constituée de terrains du crétacé sup. On voit bien à l’entrée des gorges, le trias, couche savon, semelle du chevauchement. Lui font suite les roches du J inf, J sup, C inf. le cœur du synclinal est constitué de marnes métamorphisées en cornéennes noires de l’albien. –ph 78 à 81.
Remarque importante : l’Agly, à la sortie des gorges de Galamus ne suit pas le synclinal dans son axe facile à creuser, en marnes métamorphisées, ce qui l’aurait conduit directement à la mer, à l’Est. Il traverse le synclinal, sans être dévié, et creuse la clue de la Fou, puis les granites du massif de l’Agly, avant de rejoindre la mer.
Il y a eu probablement surimposition car les plis existent depuis la fin éocène (40MA-plissement Pyrénéo-provençal), l’Agly qui prend naissance au pied du relief de Bugarach engendré par le plissement, est donc plus jeune. Les plissements reprennent au miocène sup et le creusement va être amplifié par l’épisode messinien où l’Agly a dû trouver un nouveau profil d’équilibre pour rejoindre la mer bien plus bas. –ph81.
Le pic de Bugarach –ph 82-83- point avancé de la ZNP (klippe), chevauche la ZsP constituée de terrains du Csup.
Troisième journée.
Arrêts 1. Coupe dans la ZA de Força Real à Belesta.
–Força Réal offre un point de vue unique sur une grande partie des Pyrénées Orientales.
A l’Est, la plaine du Roussillon et la mer –ph 84. Au sud, le Canigou, la vallée de la Têt -ph85-86. A l’ouest, vers le massif de l’Agly –ph87. Au nord, vue jusqu’à la ZsP, avec l’écaille de la montagne du Tauch, le chaînon de Galamus (flanc nord du synclinal de st Paul de Fenouillet) et sa sentinelle avancée : le pic de Bugarach –ph88.
–Les roches, pentées vers l’Est, sont d’anciens sédiments ordoviciens (480-440MA) métamorphisés pendant l’orogénèse varisque. Elles ont subi un métamorphisme peu important ; ce sont des chloritoschistes, composés de quartz, albite, muscovite et chlorite qui leur donne un reflet verdâtre. Les sédiments dont ils proviennent étaient des turbidites distales (alternance de sables fins et argiles). –ph 89 à 95.
–Au col de la Bataille, les roches sont un peu plus sombres, le grain un peu plus gros, le métamorphisme un peu plus important car ces schistes s’enrichissent en biotite.
–Vers Caladroi, d’autres minéraux apparaissent : cordiérite, andalousite, pas faciles à reconnaître, puis des micaschistes et gneiss à grenats et sillimanite : le métamorphisme est plus important encore. Les gneiss sont recoupés par des filons de pegmatite. Enfin, des niveaux de migmatites sont visibles le long de la route vers Belesta : il y a fusion partielle des gneiss ; on voit bien les néosomes blancs et les paléosomes noirs.
Cette succession de faciès métamorphiques nous fait penser au massif des Maures. Toutefois, dans le massif des Maures, pour voir cette succession, il faut parcourir une quarantaine de kilomètres, alors qu’ici, on atteint la fusion partielle en quelques kilomètres seulement. La croûte devait être bien amincie, facilement réchauffée, avec un métamorphisme HT-BP. Les géologues disent que le degré géothermique était de 100°C/km alors qu’il est de 30°C/km dans une croûte normale.
–Belesta, D17. Affleurement de marnes (albien) -ph96-97. Elles se sont déposées sur la croûte amincie et ont été métamorphisées en cornéennes lors du rifting crétacé –ph3.
Arrêts suivants : le synclinal de St Paul de Fenouillet, dans sa partie Est, est appelé synclinal du bas-Agly –ph98-carte. Il appartient à la ZNP et chevauche la ZsP (CFNP)). C’est un synclinorium : cette partie Est forme un repli chevauchant qui partage le synclinal en deux synclinaux –ph99-coupe. Nous allons le traverser du sud vers le nord.
Arrêt2. Notre Dame de Cases de Pène.
Au nord du massif d’Agly, les couches du flanc sud du synclinal sont verticalisées et même un peu renversées –ph 100. L’église est bâtie sur les calcaires aptiens à faciès urgonien. Ils sont riches en rudistes , orbitolines et autres fossiles; même faciès qu’à Sournia (plateforme carbonatée), mais ils ne sont pas métamorphisés en marbre –ph101 à 103. La vue vers le nord nous montre le premier synclinal avec la tour del Far qui domine le village de Tautavel –ph104-105.
Arrêts 3. Vingrau et Tautavel.
Le flanc Nord du premier synclinal (Js) chevauche le cœur du second synclinal constitué de marnes albiennes aussi bien à Vingrau qu’à Tautavel –ph106 à 108.
–Puis la ZNP va chevaucher, comme on l’a vu dans les gorges de Galamus, la ZsP (CFNP) dans laquelle nous allons pénétrer.
Remarque : dans cette partie Est, la ZNP prend le nom de nappe des Corbières.
Arrêt 4. Padern. –ph109 à 112.
A la base du flanc Ouest de la montagne du Tauch –ph109- le trias sup (couche savon), qui supporte la montagne du Tauch, chevauche les marnes et pélites rouges du trias inf et moyen. Des crochons sont bien visibles dans les pélites ; ils indiquent le sens du mouvement effectué par l’écaille du Tauch, ici vers le NW, et plus globalement vers le nord –ph121.
Arrêt 5. Cucugnan, D19 vers le château de Quéribus.
La route monte dans le crétacé sup continental constitué de marnes rouges, de grès et de poudingues. Dans le paysage on voit bien le CFNP avec la couche savon de trias ; le château cathare de Quéribus est juché sur un promontoire de jurassique sup et domine le synclinal du bas Agly –ph 113-114.
Un grand panneau de poudingue crétacé sup, en bord de route, montre des déformations :
–des miroirs de faille qui indiquent un mouvement vers le Nord –ph115.
–des parties de poudingue broyées, cataclasées –ph116.
–des galets cisaillés, toujours vers le Nord –ph117-118.
Ce sont les indices d’un écaillage de faible amplitude occasionné par le chevauchement qui est juste au-dessus du panneau de poudingue.
Arrêt 6. Duilhac- Peyrepertuse. –ph119-120.
La ZsP écaillée, on vient de le voir, présente aussi des plissements, comme ici, dans le jurassique sup couronné par l’imposant château cathare de Peyrepertuse.
Arrêt 7. Oligocène- Paziols. –ph 7- 121 à 125.
On termine cette sortie avec les terrains oligocènes situés autour de Paziols ; ce sont les premiers fossés issus de la distension et du rifting qui ont précédé la rotation du bloc Corsosarde. On a vu que le fossé du Conflent s’est formé au miocène inf et le fossé de Cerdagne, au miocène sup. Ce n’est qu’au miocène moyen et sup que la surrection de la chaîne va reprendre et se poursuivre jusqu’à nos jours.
Les cartes –ph7 et ph 121- montrent que des failles normales limitent les fossés dont une bonne partie se trouve aujourd’hui en mer.
Dans les Pyrénées orientales, ce sont les failles normales du Tech et de la Têt. Dans l’Aude ce sont celles de Paziols qui sont orientées N50 environ et les fossés sont découpés par des failles orientées N150 environ.
Dans le paysage, ces fossés ne sont pas pour nous évidents à voir. Néanmoins une faille est visible sur la route qui relie Tuchan à Vingrau. Les affleurements montrent que ces fossés se sont remplis de sédiments continentaux : argiles, grès, poudingues, issus des reliefs avoisinants. Des chenaux, des plaines d’inondation se sont succédé pour les combler.