Piémont pyrénéen

Certains terrains sont de type calcaire et correspondent à la fermeture d'une mer précédant la formation des Pyrénées. Les sédiments marins formant le calcaire ont alors été remontés (l'un des plus hauts massifs des Pyrénées, le massif du Mont-Perdu est d'ailleurs calcaire).

D'autres terrains ou collines sont de type molassique, roche composée de gros galets charriés par les rivières et cimentés entre eux à l'aide d'un ciment naturel constitué de grains fins (sable, limons, argile).

Poudingues de Palassou, roche molassique typique du piémont pyrénéen.

Durant tout le Paléogène, de −66 à −23 Ma, la formation des Pyrénées entraîne la surrection en altitude du relief, et par conséquent la quantité de matière érodée puis transportée dans les bassins aquitain et de l'Èbre s'intensifie. Les fleuves issus de la chaîne centrale drainent alors dans ces bassins des débris caillouteux formés de galets arrondis mélangés à des graviers, sables, limons et argiles (en fait toute taille de roche possible) qui se compactent pour former des roches détritiques appelées poudingues de Palassou[3]. Le bassin aquitain, alors une mer peu profonde, se comble en partie de ces sédiments, si bien qu'on retrouve ces poudingues jusqu'à la côte littorale[3].

À partir du Miocène, de −23 à −5 Ma, la surrection des Pyrénées est terminée et l'érosion fluviale de la chaîne accumule dans le piémont des molasses faites de galets arrondis, grès, et calcaires argileux[3]. Les fleuves changeant plusieurs fois de lits au cours de ces millions d'années, cela forme des collines de plusieurs centaines de mètres d'épaisseur comme aux terrasses de la Garonne.

À partir de −5 Ma, la période glaciaire intense fait que les glaciers descendent jusqu'en bas des vallées et y laissent de nombreuses moraines. Enfin depuis −10 000 ans, le réchauffement de l'Holocène a fait disparaître les glaciers, l'érosion fluviatile a de nouveau repris, charriant dans le piémont ces dépôts morainiques[3].

Le piémont français correspond à la zone sous-pyrénéenne qui constitue géologiquement la partie sud du bassin aquitain, l'avant-pays septentrional des Pyrénées[4]. Lors de la formation des Pyrénées à l'Éocène vers −40 Ma, cette zone est faiblement plissée et chevauchée par la zone nord-pyrénéenne (ou pré-Pyrénées nord) le long du front de chevauchement nord-pyrénéen[4] - [5], c'est-à-dire la ligne de front où les terrains allochtones nord-pyrénéens ou pré-pyrénéens commencent à recouvrir les terrains autochtones du piémont[1]. Cette limite de chevauchement s'étire en longitude de l'ouest des Pyrénées, avec le front de la nappe du Bas Adour, jusqu'à l'est avec le front de la nappe des Corbières[4] - [5].

La zone sous-pyrénéenne est scindée en deux parties inégales près de la faille de Muret, dans le prolongement de la faille de Toulouse :

• la partie orientale qui correspond à une zone située entre la Garonne et l'Aude, subdivisée en trois secteurs (du nord au sud) :
  • l'avant-pays septentrional,
  • une zone plissée de 10 kilomètres de largeur, qui part de l'Aude au nord et se termine dans les petites Pyrénées au sud, comprenant du flysch du Jurassique en surface, et des gypses du Trias en profondeur,
  • une bande étroite tout au sud contenant des couches de flysch du Crétacé supérieur, très épaisses et à fort pendage (car redressées par les chevauchements sur le front nord-pyrénéen situé un peu plus au sud) ;
• la partie occidentale qui ne contient que l'avant-pays septentrional. Ses sédiments mésozoïques épi-continentaux sont fortement diaclasés et très légèrement plissés. Les sédiments sont recouverts par des molasses du Miocène.

En surface, la zone sous-pyrénéenne contient des sédiments datant du Crétacé Supérieur et du Paléogène, de −100 à −23 Ma. Le plissement est relativement simple avec un axe de direction allant de Ouest/Nord-ouest à Est/Sud-Est. En sous-sols, la structure se complique avec des diapirs triassiques (−250 à −200 Ma) et des chevauchements internes à vergence nord. Sous 6 000 mètres de couverture de sédiments se cacheraient plus de 6 000 mètres de socle paléozoïque (−540 à −250 Ma). Le Mésozoïque (−250 à −66 Ma) comprend à son tour plus de 1 500 mètres de Trias, plus de 500 mètres de Jurassique, et plus de 3 000 mètres du Crétacé :

• le Trias inférieur atteint 500 mètres d'épaisseur et est composé de conglomérats, brèches, grès brunâtres, argilites et siltites ;
• le Trias moyen fait 400 mètres d'épaisseur montrant des argilites silteuses, des évaporites et des micrites dolomitiques ;
• le Trias supérieur, avec une épaisseur de 500 mètres, est constitué par des sédiments carbonatés, des sédiments riches en sel gemme et des siltites, mais inclut parfois des diabases ophitiques ou des dolérites à olivine ;
• le début du Jurassique inférieur est transgressif par rapport aux dépôts triasiques et contient jusqu'à 200 mètres de grès non marins, de calcaires littoraux et d'évaporites ;
• le Jurassique inférieur comprend environ 230 mètres de sédiments calcaires bioclastiques, riches en argile et des micrites ;
• le Jurassique supérieur (étage du Malm) contient des argilites et des carbonates ;
• le Crétacé supérieur commence avec le Turonien en faciès littoral avec grès et calcaires gréseux, puis au Campanien (entre −84 et −72 Ma) une fosse profonde et allongée se forma (le bassin sous-pyrénéen), qui fut remplie par une très épaisse série de flysch. Ces flyschs turbiditiques du Campanien puis du Maastrichtien totalisent une épaisseur de 2 000 à 3 000 mètres. Ils consistent en une alternance rythmique de sédiments fins (marnes, argilites calcaireux et argilites) et de sédiments plus grossiers (conglomérats, grès et grauwackes) ;
• à la limite Crétacé-Paléogène, vers −66 Ma, le bassin sous-pyrénéen reçut des sédiments continentaux rouges du faciès garumnien qui abritent parfois des œufs de dinosaures. À ce moment le bassin sous-pyrénéen fut plissé pour la première fois et subit au même temps un très léger métamorphisme ;
• pendant le Paléocène-Éocène, de −66 à −34 Ma, la mer transgressa à partir de l'Atlantique dans le bassin sub-pyrénéen, qui s'enfonça sous le poids des Pyrénées en formation et arrivant par le sud. Une série sédimentaire très épaisse (2 000 à 3 000 mètres) fut déposée à cette époque comprenant des sédiments détritiques ou calcaires très fins. Finalement, à cause de la formation des Pyrénées, la sédimentation s'arrêta à la fin de l'Éocène.

Après l'Albien (vers −100 Ma) et avant le début du Campanien (vers −84 Ma) apparaissent des roches volcaniques, parmi elles des laves basaltiques, des spilites, des diabases, et des roches pyroclastiques comme des tufs, des lapilli, des brèches et des agglomérés volcaniques.

Roches sédimentaires de la nappe de Montsec dans le massif de Monstec (Pré-Pyrénées).

Rio Aragon à Milagro, village construit sur les couches sédimentaires du bassin nord de l'Èbre.

C'est aussi une zone sous-pyrénéenne, encore appelée avant-pays déformé[4] - [2], mais située au sud des Pyrénées et constituant la partie nord du bassin versant de l'Èbre[4]. Elle s'étend aussi en longitude, du sud de la Navarre à l'ouest, à la Catalogne à l'est, et est bordée au nord par la zone sud-pyrénéenne des pré-Pyrénées[4] - [5] - [2]. Comme pour le piémont nord, la zone sous-pyrénéenne sud s'arrête là où les nappes de charriage de la zone sud-pyrénéenne viennent la chevaucher, le long du front de chevauchement sud-pyrénéen[5]. Elle forme une bande assez étroite, sauf en Catalogne où elle s'élargit à l'est du cours du fleuve Sègre[2]. En effet, à l'ouest du Sègre, la nappe des Sierras Marginales (chevauchée elle même par la nappe de Montsec) vient serrer et plisser le bassin de l'Èbre très au sud, alors qu'à l'est du Sègre, la nappe de Cadi s'étend peu en latitude[2]. Ailleurs, les strates de l'avant-pays possèdent un faible pendage ou sont légèrement inclinées vers le nord. L'intensité du plissage s'amortit à mesure que l'on descend vers le sud pour finir avec des strates à pendage faible au centre du bassin de l'Èbre.

La succession sédimentaire dans le bassin s'organise comme suit :

• strates sédimentaires les plus profondes datant du Paléozoïque (de −540 à −250 Ma) ;
• sédiments rouges datant du Crétacé supérieur au Paléocène (de −100 à −56 Ma) ;
• calcaires et marnes d'origine marine de l'Éocène (de −56 à −34 Ma) ;
• évaporites de l'Éocène supérieur (sel de Cardona) ;
• conglomérats de l'Oligocène inférieur (de −34 à −28 Ma).

Les conglomérats de la dernière période montre que l'orogenèse pyrénéenne a pris fin à l'Oligocène. Le bassin de l'Èbre s'approfondit près du front de chevauchement sud-pyrénéen, le remplissage sédimentaire atteint alors une moyenne de 3 000 mètres. Près des sierras Marginales le remplissage se réduit à 1 500 mètres. L'endroit le plus profond du bassin de l'Èbre avec 5 000 mètres est situé près de Logroño au nord-ouest.

• Géologie des Pyrénées
• Pré-Pyrénées
• Piémont (géographie)
• Chemin du piémont pyrénéen
• Petites Pyrénées

• Paul Veyret, « Piémont pyrénéen et relief de Piémont », volume 39-4, pages 795-799, 1951 (consulté le 4 octobre 2018)
• Le cirque de Barossa, « Géologie : Formation des Pyrénées (en dessins) » (consulté le 21 octobre 2018)
• Bureau de recherches géologiques et minières, « Histoire géologique du Bassin aquitain », Youtube (consulté le 4 octobre 2018)
• Bureau de recherches géologiques et minières, « Carte géologique dynamique du territoire français » (consulté le 21 octobre 2018)