Pyrénées-Mont Perdu

Les massifs de montagne du Mont-Perdu et de la Munia sont composés de roches sédimentaires issues de nappes de charriage. Géomorphologiquement, on distingue trois nappes[7] :

• au nord, du versant oriental de Gavarnie jusqu'au massif de la Munia inclus, en passant par les zones d'Estaubé et Troumouse, on trouve des roches à base de calcaires, schistes et de grès datant du Dévonien (−420 à −360 Ma), et que l'on nomme nappe de Gavarnie ;
• au centre, du cirque de Gavarnie à la vallée de Pineta, en passant par la crête de la frontière franco-espagnole, on trouve une nappe calcaire étroite datant du Crétacé supérieur (−100 à −66 Ma), longue en tout de 20 km, et formant la partie inférieure de la nappe du mont Perdu ;
• au sud-ouest, des sommets de la vallée d'Ordesa jusqu'aux gorges d'Escuain, en passant par les hauts sommets espagnols dits des « trois sœurs » (cylindre du Marboré, mont Perdu et pic d'Anisclo), on trouve de hauts plateaux d'environ 2 000 m composés de calcaires et de grès datant du Paléocène-Éocène (de −66 à −45 Ma), et formant la partie supérieure de la nappe du mont Perdu.

À l'extrémité orientale de Pyrénées-Mont Perdu, le cirque de Barroude offre une transition géologique : venant de l'ouest, la nappe de Gavarnie laisse apparaître un socle de schistes datant du Cambrien-Ordovicien suivant une ligne de chevauchement allant vers le centre de la vallée[8], tandis que la partie orientale du cirque est faite de roches plutoniques de type diorite[7].

Les caractéristiques du relief sont dues à l'érosion au cours des derniers 5 millions d'années, l'alternance de périodes de refroidissement et réchauffement ayant creusé les roches sédimentaires assez profondément. Au cours du Pliocène et Pléistocène, de −5 Ma à −10 000 ans, de nombreux glaciers sont à l'origine des cirques glaciaires et vallées glaciaires : cirque et vallée de Gavarnie, cirques d'Estaubé et Troumouse pour la vallée de Héas, cirque de Barroude pour la vallée de la Géla, cirque et vallée de Pineta, ainsi que le cirque de Cotatuero associé à la vallée d'Ordesa. La brèche de Roland est une curiosité géologique, entaille glaciaire dans la crête sommitale rocheuse. Puis à l'Holocène, à partir de −10 000 ans, les cours d'eau ont scié les verrous glaciaires rocheux et aussi creusé les canyons de Niscle, Vellos, et Escuain dans le secteur sud du massif du Mont-Perdu.

Coupe géologique sud-nord des Pyrénées passant par la Munia : détail des nappes de Gavarnie et du mont Perdu.

Migmatite : les zones grises sont métamorphiques et les zones grises magmatiques.

La formation des roches ainsi que le relief du massif du Mont-Perdu et des cirques glaciaires sont le résultat d'une succession de processus géologiques, détaillés ci-après[9] :

1. Vers -500 millions d'années (Ordovicien), la zone se trouve au sud de l'océan Iapetus près du pôle sud. Des sédiments marins se déposent alors pendant plus de 100 millions d'années, créant des roches sédimentaires par diagénèse.
2. À partir de -400 millions d'années, les plaques sous l'océan Iapetus puis l'océan Rhéique remontent vers le nord en même temps que le Protogondwana centré alors sur le pôle sud. La remontée du Protogondwana fait que l'océan Rhéique, situé entre celui-ci au sud et la Laurussia au nord, se referme doucement mais complètement. Les roches sédimentaires sont alors comprimées et se métamorphisent.
3. De -345 à -260 millions d'années (de la période du Carbonifère à celle du Permien), l'orogenèse varisque engendre une immense chaîne de montagne (la chaîne varisque, ou hercynienne, sans commune mesure avec la chaîne actuelle). En sous-sol, dans la racine de la montagne, la température et la pression sont telles que les roches sédimentaires déjà métamorphisées fondent partiellement (anatexie) donnant naissance à de la migmatite gris blanc, roche mixte entremêlée de zones magmatiques (parties blanches) et de zones restées métamorphiques (parties grises). Cette migmatite constitue aujourd'hui la base rocheuse sur laquelle repose le site de Pyrénées-Mont Perdu, dont on retrouve des affleurements au niveau de la vallée de Gavarnie et surtout du cirque d'Estaubé (au barrage des gloriettes)[10]. Des conditions de température et de pression plus fortes peuvent aussi donner une fusion totale des roches en profondeur constituant les granites à la base du massif du Néouvielle, massif adjacent à Pyrénées-Mont Perdu.
4. De -260 à -100 millions d'années (de la fin du Permien au milieu du Crétacé), à la suite de l'ouverture de l'océan Neo-Thétis et de l'océan Atlantique central, la chaîne varisque est fortement érodée jusqu'à son socle, c'est-à-dire qu'il ne reste plus à la fin qu'une pénéplaine. On observe un affleurement progressif du socle granitique et métamorphique.
5. À partir de -100 millions d'années, cette plaine est couverte par une mer peu profonde et de nouvelles couches sédimentaires se déposent au-dessus du socle hercynien[9] - [11], et formeront les roches de la nappe du mont Perdu. Puis, l'orogénèse alpine commence avec un pic d'intensité vers -40 millions d'années (Éocène) : la remontée en latitude de la plaque africaine entraîne avec elle la plaque ibérique qui entre en collision avec la plaque eurasiatique pour former les Pyrénées (qui font partie du système alpin). Les roches sédimentaires et métamorphiques des croûtes en collision remontent en altitude ce qui fait disparaître totalement la mer peu profonde[11]. Au niveau de Pyrénées-Mont Perdu, la plaque ibérique glisse alors sous la plaque continentale, ce qui à quelques conséquences :
   • d'une part, le pic de surrection des Pyrénées vers -40 millions d'années entraîne l'élévation de couches sédimentaires sous marines issues auparavant de l'ouverture du golfe de Gascogne. Ces couches de calcaires sont ainsi remontées et drainées sur la plaque eurasiatique par la plaque ibérique faisant passer la nappe du mont Perdu sur nappe de Gavarnie[9].
   • d'autre part, juste à l'ouest du village de Gavarnie, une faille inverse entraîne une curiosité géologique : une étroite bande de la nappe du mont Perdu (vieille de moins de 100 Ma) se retrouve prise en sandwich, sur plusieurs kilomètres, entre le socle métamorphique (à base de migmatite, quartzite et micaschiste) en dessous, et la nappe de Gavarnie au-dessus, ces deux couches étant plus vieilles (plus de 250 Ma)[9] - [7].
6. À partir de -5 millions d'années (au Pliocène et Pléistocène), le refroidissement général du climat entraîne la formation de glaciers qui creusent les cirques glaciaires ainsi que les vallées en U. Cette érosion profonde des couches supérieures fait alors affleurer la migmatite métamorphique au niveau du cirque d'Estaubé, ainsi que l'inversion des strates géologiques au niveau du plateau des Espélugues (dite nappe de charriage de Gavarnie). Quant au centre du massif, il sera moins érodé que sa base et conservera ainsi sa strate sédimentaire de type calcaire à plus de 3 000 m, unique au niveau européen. Au dernier maximum glaciaire vers −20 000 ans av. J.-C., la zone est recouverte d'un glacier géant.
7. Enfin, vers -10000 ans av. J.-C. (Holocène), le réchauffement climatique global fait disparaître le glacier, laissant apparaître trois pointes plus hautes faites d'une roche plus dure : le mont Perdu, le cylindre du Marboré et la Soum de Ramond, qui seront appelées localement les « Trois Sœurs » (Tres Serols en aragonais local ou Tres Sorores en espagnol). De ce glacier géant ne reste plus qu'aujourd'hui le glacier du Mont-Perdu, confetti d'une trentaine d'hectares et de 20 m d'épaisseur.

Ancolie des Pyrénées dans la vallée d'Ordesa.

La flore comprend plus de 1 500 espèces végétales, dont 50 espèces endémiques des Pyrénées[12].

Dans les profonds canyons côté espagnol, comme le celui de Niscle et du Vellos, se trouve une végétation quasi méditerranéenne tel que le Chêne vert à glands doux (Quercus ilex subsp. ballota) entre les rochers et le Chêne faginé (Quercus faginea) dans les sols plus profonds.

Dans la montagne, jusqu'à une altitude de 1 500-1 700 mètres, on rencontre d'abord le Chêne rouvre (Quercus petraea), puis de nombreux bois où sont présents le Hêtre commun (Fagus sylvatica), le Sapin commun (Abies alba), le Pin sylvestre (Pinus sylvestris), le Chêne tauzin (Quercus pyrenaica), avec une présence limitée du Bouleau verruqueux (Betula pendula), du Frêne commun (Fraxinus excelsior), du Saule drapé (Salix elaeagnos) et du Noisetier (Corylus avellana). Parmi les plantes vivaces se trouvent la Grassette à longues feuilles (Pinguicula longifolia) et les espèces endémiques telles que la Ramondie des Pyrénées (Ramonda myconi), la Saxifrage des Pyrénées (Saxifraga longifolia), le Muflier toujours vert (Antirrhinum sempervirens) et l'Ancolie des Pyrénées (Aquilegia pyrenaica).

À l'étage subalpin, jusqu'à 2 000 m environ, domine le Pin à crochets (Pinus uncinata) ainsi que le Buis commun (Buxus sempervirens) dans les sous-bois jusqu'à 1 800 m. Sur les prairies d'altitude à étage subalpin et alpin, entre 1 700 et 3 000 mètres, vit l'Edelweiss (Leontopodium alpinum) mais aussi de nombreuses espèces endémiques comme la Vesce argentée (Vicia argentea), la Dioscorea des Pyrénées (Borderea pyrenaica), la Saxifrage d'Irat (Saxifraga iratiana) et l'Androsace des Pyrénées (Androsace pyrenaica).

Isards dans le massif du Mont-Perdu.

Tipnus unicolor, espèce cavernicole du massif karstique du genre Tipnus.

Le site abrite de nombreuses espèces animales symboliques ou endémiques des Pyrénées[12].

Les mammifères comprennent notamment la marmotte (Marmota marmota), l'hermine (Mustela erminea), le chevreuil (Capreolus capreolus) et l'isard (Rupicapra pyrenaica) avec une population estimée à 800 individus. Le Desman des Pyrénées (Galemys pyrenaicus), insectivore et endémique, est présent dans les cours d'eau. L'espèce emblématique du massif était le Bouquetin des Pyrénées (Capra pyrenaica pyrenaica) mais elle a disparu en 2000 malgré les efforts de préservation. La France essaye d'y introduire l'espèce cousine du Bouquetin ibérique avec des lâchers à partir de 2016 au niveau de la commune de Gèdre[13].

Les oiseaux comprennent le Gypaète barbu (Gypaetus barbatus), en déclin dans toute l'Europe, l'Aigle de Bonelli (Aquila fasciata), le Lagopède alpin (Lagopus muta), la Gélinotte des bois (Tetrastes bonasia), le Grand Tétras (Tetrao urogallus), le Chocard à bec jaune (Pyrrhocorax graculus), la Mésange nonnette (Poecile palustris), le Grimpereau des bois (Certhia familiaris), le Tichodrome échelette (Tichodroma muraria), le Traquet motteux (Oenanthe oenanthe), le Rougequeue noir (Phoenicurus ochruros), l'Accenteur alpin (Prunella collaris), le Pipit spioncelle (Anthus spinoletta) et la Niverolle alpine (Montifringilla nivalis).

Les reptiles incluent le Lézard des Pyrénées (Iberolacerta bonnali), endémique et vivant aux hautes altitudes. Parmi les amphibiens, on note l'euprocte des Pyrénées (Calotriton asper), endémique, la Grenouille rousse (Rana temporaria) et la Grenouille des Pyrénées (Rana pyrenaica), endémique.

Les insectes troglodytes sont présents dans ce massif karstique, tels que les collembola comme Tricanthella frigida, espèce endémique existant dans le cirque de Gavarnie à 2 500 m d'altitude, et les coléoptères comme Tipnus unicolor et Trapezodirus bolivari.

• Espaces protégés des Pyrénées
• Massif du Mont-Perdu
• Parc national des Pyrénées
• Parc national d'Ordesa et du Mont-Perdu

• UNESCO, « Patrimoine Mondial : Pyrénées-Mont-Perdu » (consulté le 16 octobre 2018)
• Parc national des Pyrénées, « Dépliant du Patrimoine Mondial Pyrénées Mont Perdu » [PDF] (consulté le 18 octobre 2018)