Utilisateur:Alan Mattingly/Brouillon

Géologie

(make sure all place names - eg, Py, Mantet,Fillols - are on sketch maps somewhere - eg, on the usual commune-sur-carte-topo-PO)

Historique géologique

Vernet-les-Bains sur une carte géologique des Pyrénées.

Cascade du Saint-Vincent (trois kilomètres au sud-est du village), dans les Gorges du Saint-Vincent. La rivière a creusé une gorge profonde dans le granit hercynien de ce secteur du massif du Canigou.

Vernet-les-Bains et les Pics du Canigou (à gauche) (2785m) et Quazemi (à droite). La faille de la Têt passe de gauche à droite derrière le village. Ce point de vue se situe à une altitude de 620m, à proximité de la rivière Cady. L'église se trouve au centre du village médiéval, qui repose lui-même sur des formations édiacariennes contenant du minerai de fer.

Ancienne mine, 800 mètres au sud-ouest du village. Les gîtes de fer de Vernet (et des gîtes de fluor associés) sont souvent trouvés dans des marbres des formations de l'Édiacarien (plus de 550 Ma). Toutefois, il semble probable que les minéralisations elles-mêmes sont hercyniennes (il y a environ 300 Ma).

Front de taille de minerai de fer dans le vieux village.

La commune est située dans la zone axiale de la chaîne de montagnes des Pyrénées, dans son secteur de Conflent (Note - Pour résumer la géologie et le relief du Conflent et des communes qui le composent, on peut définir le Conflent comme la partie du bassin versant de la Têt située à l'ouest de la Cerdagne et du Capcir, et à l'est du Riberal et de la plaine du Roussillon.). Ces montagnes se sont formées lors de l'orogenèse pyrénéenne, c'est-à-dire une période de compression tectonique où la plaque tectonique ibérique, au sud, est entrée en collision avec la plaque européenne, au nord, il y a environ 80 à 30 millions d'années. Toutefois, les formations de la commune sont principalement d'âge paléozoïque ou édiacarien (pré-cambrien), c'est-à-dire âgées de 300 à 600 millions d'années environ. La limite nord-ouest de la commune se trouve dans le bassin du Conflent, un bassin tectonique d'âge néogène.

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Les couches précambriennes, vieilles de plus de 500 millions d'années, ont été constituées en grande partie de formations sédimentaires marines.

Au cours de l'Ordovicien, il y a environ 470 millions d'années (Géoguide p576), du magma en grand volume et provenant de grandes profondeurs s'est infiltré dans ces formations sédimentaires. Ce magma s'est solidifié en granites de composition variable.

Il y a environ 300 millions d'années, toutes les formations susmentionnées ont été prises dans une période majeure de construction de montagnes connue sous le nom d'orogenèse hercynienne ou varisque. Les formations sédimentaires précambriennes ont été métamorphisées, notamment en schistes et en marbres. Les granites ordoviciens ont également été métamorphosés en divers types de gneiss, notamment une zone supérieure de « Canigou gneiss » (pour la plupart augengneiss - gneiss œillé) et une zone plus profonde de « Quazemi gneiss » (leucogneiss) (Géoguide p580).

Au cours de cette orogenèse, du magma s'est à nouveau infiltré dans les formations susmentionnées. Il s'est solidifié en profondeur en une forme de granite appelée leucogranite (Geoguide p577).

C'est à cette époque que plusieurs veines de quartz ont été injectées dans de nombreuses formations. Il y a également eu une minéralisation ferrugineuse importante, en particulier dans certaines couches calcaires précambriennes.

Au cours des 200 millions d'années qui ont suivi, les formations susmentionnées ont été recouvertes par des couches sédimentaires plus jeunes (mésozoïques). Mais au cours de la période de construction des montagnes des Pyrénées mentionnée ci-dessus, ces formations plus jeunes ont été entièrement éliminées sur de vastes zones par le soulèvement et l'érosion. Les roches plus anciennes de la zone axiale sont apparues à la surface.

Bien que la période de formation des montagnes pyrénéennes dans cette partie orientale de la chaîne se soit achevée il y a environ 30 millions d'années (Géoguide p44), l'activité tectonique s'est poursuivie depuis lors dans et autour du massif du Canigou. Lors d'une période d'extension crustale sur le flanc nord du massif, le bassin tectonique du Conflent s'est ouvert. Sa limite sud a été définie à peu près par la faille de la Têt, une faille normale majeure à pendage nord-ouest (https://www.pyrenees-orientales.gouv.fr/content/download/21794/165329/file/rapport_brgm_macrozona_sismique.pdf p40, https://www.pyrenees-orientales.gouv.fr/content/download/21797/165341/file/rapport_brgm_macrozonage_sismique_annexes.pdf p43) qui s'étend des environs de Prades vers l'ouest en direction de la Cerdagne.

Au fur et à mesure du soulèvement du massif du Canigou au sud de cette faille, d'énormes quantités de sables grossiers et de blocs de Canigou gneiss ont été déversés dans le bassin du Conflent par les rivières descendant des flancs du massif.

Ce soulèvement a provoqué en plus la descente de grands blocs de formations précambriennes et de Canigou gneiss depuis le massif jusqu'à une zone située sur la bordure méridionale du bassin du Conflent. (Géoguide Fig 11.19, p579)

Une branche de la faille de la Têt, qui s'étend de Fillols vers le sud-ouest jusqu'à Py (puis jusqu'à Mantet) (https://www.pyrenees-orientales.gouv.fr/content/download/21797/165341/file/rapport_brgm_macrozonage_sismique_annexes.pdf p38), aussi à pendage nord-ouest, est à l'origine de l'effondrement du Canigou gneiss sur le flanc nord-ouest du massif ascendant.(Géoguide Fig 11.19, p579)

Enfin, au cours de la période quaternaire des deux derniers millions d'années, lorsque les conditions glaciaires et périglaciaires ont prédominé la plupart du temps, les rivières descendant du Canigou ont transporté et déposé de vastes étendues de sédiments et de blocs, en particulier dans les parties inférieures de leurs vallées. (and moraines etc in Conques)

Zones géologiques dans la commune

La géologie de la commune peut être résumée comme étant divisée en six zones.

Dans la partie la plus élevée et la plus au sud-est de la commune, jusqu'au Pic du Canigou, la formation principale est le gneiss de Quazemi. Il était autrefois recouvert par le gneiss du Canigou, mais ce dernier a été arraché par l'érosion et par le soulèvement au cours des 20 derniers millions d'années environ. Dans cette zone, on trouve également des affleurements de leucogranite hercynien et de métasédiments précambriens. Ces derniers (comme le long de la crête Pic Joffre - Pic Canigou) comprennent certaines des roches les plus anciennes des Pyrénées.

Cette première zone - qui corresponde à peu près à la zone de relief appelé "Les Conques" - est principalement recouverte d'ébouliset de moraines. Ces matériaux proviennent des formations géologiques sous-jacentes (gneiss, métasédiments, granite) et leur prédominance dans ce secteur témoigne des conditions glaciaires et périglaciaires qui ont prévalu à cette altitude pendant la (période quaternaire). On pense que l'ensemble de l'amphithéâtre a été recouvert par un glacier pendant la période glaciaire la plus récente (Würm), c'est-à-dire au cours des 100 000 dernières années(ref Prades notice fig 11, p72; and pages 74-75; also kindle Geoguide p576).

De cette première zone vers le nord-ouest, jusqu'à la faille de Fillols-Py, se trouve une zone du massif du Canigou dans laquelle la formation prédominante est le leucogranite hercynien. Cette zone est centrée autour des Cascades des Anglais (put on sketch map) dans la vallée de St-Vincent.

Entre la faille de Fillols-Py et la faille de la Têt se trouve une zone où prédomine l'augengneiss du Canigou - par exemple, dans les terrains qui s'élèvent jusqu'au Pic d'Alzina et au Pic de la Falguerosa. (put on sketch map)

Au nord-ouest de la faille de la Têt se trouve une zone, d'à peine un kilomètre de large, de formations édiacariennes, dont quelques formations ferrugineuses. Le minerai de fer y est exploité depuis plusieurs siècles, y compris au sein même du village. On trouve également dans cette zone du gneiss du Canigou.

Au nord-ouest de cette zone se trouve une section qui repose sur les sédiments miocènes du bassin tectonique du Conflent. (Ce secteur est limité dans cette commune, mais il est plus étendu dans les communes voisines telles que Corneilla-de-Conflent). Ces couches sont exposées, par exemple, sur les pentes de la crête en dessous du Col de Sahorre (put on sketch map).

Enfin, une zone quaternaire de dépôts fluviaux dans les vallées des rivières Cady et St-Vincent (put on sketch map) - comprenant un grand nombre de gros blocs rocheux, du type de ceux qui ont été charriés par les rivières lors de la grande inondation de 1940 - recoupe les trois zones les plus au nord-ouest décrites ci-dessus.

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La commune est classée en zone de sismicité modérée.