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Le volcan de l’Ossau

Un coucher de soleil sur le pic du Midi d’Ossau, après l’orage.

(cliché pris lors de ma traversée pédestre du Piémont pyrénéen de Gruissan-plage à Hendaye-plage).

Le volcan de l’Ossau

Son empreinte dans le paysage

 

Le pic du Midi d’Ossau (2 884m) depuis le pic de la Sagette – Il domine majestueusement tous les sommets alentour. 

L’histoire de ce volcanisme se déroule il y a … fort longtemps. Il en reste pas mal de témoignages, que l’on côtoie en faisant le tour du pic du Midi d’Ossau.

Cette publication me permet de conserver les informations sur l’Ossau qui m’intéressent. Ce n’est pas un cours de géologie : j’ai seulement emprunté les données concordantes relevées dans des publications scientifiques en me les rendant plus accessibles. Elles sont listées en fin d’article. Elles reprennent parfois l’immense travail effectué par François Bixel. Éminent géologue, chercheur et professeur, il a fait, entre autres, une thèse de doctorat présentée en 1984 à Toulouse sur le pic du Midi d’Ossau (volcanisme stéphano-permien des Pyrénées). Il a changé de voie depuis mais il est resté attaché à la montagne.

Evènements géologiques abordés.

Je vais d’abord poser le cadre géologique de ce volcanisme avec le Dévonien, le Carbonifère, l’émergence de la chaîne hercynienne puis le Permien. Je continue avec la genèse du volcan de l’Ossau accompagné de détails sur ses deux cycles de volcanisme et de quelques informations sur le volcan Anayet, tout proche. J’aborde enfin la déformation de la caldera de l’Ossau et ce qu’il en reste de nos jours. Je terminerai avec quelques définitions de termes de géologie et la liste des publications consultées, le tout agrémenté de photos personnelles.

I –  Le cadre géologique du volcanisme de l’Ossau

Tout au long de l’ « Ère Primaire » appelée maintenant « Le Paléozoïque » et commencée il y a 541 Ma (millions d’années), des couches de dépôts se sont accumulées et progressivement transformées en roches.

I-A   Le Dévonien (−419 à −359 Ma)

Le pène de Peyreget (2 252m), depuis le pic Les Tours. A sa base, des calcaires du Dévonien avec des fossiles. Au-dessus, des sédiments stratifiés se redressent, des calcaires mélangés avec des schistes et grès du Carbonifère.

Mon histoire commence à la période du Dévonien. Il y avait alors à l’emplacement même des Pyrénées occidentales une mer tropicale avec une plate-forme peu profonde parsemée de récifs, dans laquelle se sont formés par sédimentation des dépôts à dominante carbonatée, des calcaires massifs et des calcaires récifaux. On retrouve à la base du Pène de Peyreget des fossiles, témoins de cette période. Cela se passait quelque part dans l’Hémisphère sud, avant la dérive des continents.

I-B   Le Carbonifère (-359 à -299 Ma) 

A cet épisode du Dévonien, lui succède au Carbonifère une superposition de dépôts sédimentaires détritiques, avec présence locale de charbons et de fossiles de plantes à la fin de la période. On retrouve ces charbons, par exemple, dans les bassins houillers de Carmaux et d’Albi, dans le Tarn. Le Carbonifère des Pyrénées ne contient aucun gisement de charbons exploitable.

Aux dépôts initiaux constitués de calcaires avec quelques alternances de grès (1), succèdent des séries essentiellement détritiques composées de grès et de schistes (3). Le mécanisme de leur formation est le suivant : chaque séquence de dépôt, sous l’action d’un courant chargé en sédiments, va plus ou moins loin sur les fonds marins plus profonds, où la pente est faible, et s’y décante (avec un dépôt dans un ordre décroissant des calibres de grains). Les sables et les boues sédimentés donneront plus tard des grès et une alternance de grès (1) et de marnes (2) consolidés sous la forme de schistes (3), une roche feuilletée.

Le lac Paradis et à droite, le pic Paradis (Carbonifère). A l’arrière-plan, l’Ossau dans les nuages.

Sommet du pic Paradis (2 129 m).

Le pic Casterau, le pic Paradis, le pène de Peyreget (partie supérieure) et certains sommets du cirque d’Aneou (la Gradillère, la Glère) font partie du Carbonifère.

Le pic Casterau (2 227 m), dominant le lac Casterau – Première moitié du Carbonifère.

Le lac Roumassot et un pêcheur à la mouche – Au milieu de la rive opposée à fleur d’eau, on devine un petit porche au bas de la roche : c’est l’exutoire du lac. A l’arrière-plan, le pic Paradis (2 129 m), du Carbonifère. 

Le lac Roumassot et le pic du Midi d’Ossau, en train de « fumer » – Au bord de la rive sud, le lac se jette dans un gouffre karstique (tâche noire à la pointe du reflet sur l’eau) que l’on devine aussi sur la photo précédente. L’eau s’est frayée un chemin  dans les calcaires entre les schistes et grès du Carbonifère et les schistes dévoniens. Elle traverse un réseau de salles souterraines pour resurgir 200 m plus bas dans le vallon de Bious, comme affluent du gave. Ce gouffre a été exploré dans les années 80.

I-C   L’émergence de la chaîne hercynienne (-420 à -290 Ma) 

            -Dans le Monde : 

Elle s’est formée à partir de la fermeture des espaces océaniques séparant les continents Gondwana et Laurussia et quelques micro-continents intermédiaires. Ces continents se sont rapprochés puis chevauchés pour former le super-continent Pangée, ayant regroupé presque l’ensemble des terres émergées.

Elle s’est caractérisée par le plissement, la fracturation et le soulèvement des terrains primaires plus vieux que le Carbonifère.

Le surgissement de cette super chaîne se découpe en plusieurs phases tectoniques dont les stades les plus précoces ont des âges compris entre 420 et 380 Ma (au Dévonien). Les plus tardifs ont eu lieu entre 320 et 290 Ma (au Carbonifère supérieur).

Chaîne hercynienne pour les Français et chaîne varisque par les anglophones, on l’appelle en géologie une chaîne de collision. A l’emplacement où se situe maintenant l’Europe, elle s’étendait du sud de l’Espagne actuelle jusqu’au Caucase sur environ 5 000 km et 700 km de large avec des sommets atteignant 6 000 mètres. Elle faisait partie d’un ensemble plus vaste qui s’étend sur plus de 8 000 km de longueur entre l’Amérique Centrale et l’Europe du Nord actuelles.

            -En France :

Le soubassement des futures Pyrénées appartenait alors à la micro-plaque Ebroïa (Ibérique-catalane-aquitaine), située dans les zones externes méridionales de l’orogenèse (4) hercynienne. Elles n’ont subi les effets de la collision hercynienne que tardivement, entre -320 et -305 Ma environ (Carbonifère supérieur). D’autres sources indiquent entre -305 et -295 Ma. Il en est ainsi pour d’autres données en ces temps très reculés ; elles évoluent en fonction de l’avancement des connaissances et/ou des interprétations.

Le pic Casterau (première moitié du Carbonifère) et son relief tourmenté par la tectonique hercynienne.

Un exemple de plissement hercynien : le pli  du pic Casterau, dominant le lac Casterau (alimenté par une résurgence et débordant dans un gouffre karstique) . 

Le pli carbonaté que l’on observe sur le pic Casterau quand on fait le tour des lacs d’Ayous est un bon exemple de plissement des terrains primaires marins contemporains du Dévonien et du Carbonifère.

La naissance des Pyrénées hercyniennes s’accompagne d’un intense magmatisme. Les poches de magmas montent et se figent dans la croûte terrestre, les roches profondément enfouies et chauffées se transforment, des fluides bouillants transportent des minéralisations. C’est entre autres l’épisode magmatique, il y a 300 Ma, du massif de Cauterets, du Néouvielle, de l’Aneto, des Eaux-Chaudes (tout proche), etc., avec une cristallisation en masse à au moins 5 000 mètres de profondeur, de Granite (5) ; l’érosion les mettra à jour ultérieurement.

Tout en haut, l’érosion commence déjà son travail de destruction sur la chaîne et quelques dizaines de millions d’années suffiront d’ailleurs à l’user : ce sera la période du Permien. Une grande partie va disparaître. Aujourd’hui, on en retrouve en France quelques témoignages érodés, massifs granitiques (5) et métamorphiques (6) qui en sont les racines profondes : les Vosges, le Massif Central, le Morvan, le Massif Armoricain.

I-D   Le Permien (-299 à -252 Ma) 

Depuis le refuge d’Arlet – Le Permien (grès et pélites) du pic d’Aillary (2 215m), en vallée d’Aspe. 

Les falaises rouges du Coste de Broca et la Mèze (1 923m), son point culminant – Vallon du Baralet, en vallée d’Aspe.

Les Grès et pélites rouges du Permien du pic d’Ayous (2 288m), zoomé depuis les environs du pic de Larry (2 337m).

Le Permien (grès et pélites) du vertice d’Anayet (2 559m) et son « chapeau » de basaltes. 

Le Permien succède au Carbonifère et sa fin marquera également la fin de l’Ère Primaire. A la sédimentation marine des deux précédentes périodes, commence une sédimentation continentale marquée par le démantèlement de la chaîne hercynienne avec l’accumulation importante de molasses (7), dans des lagunes et dépressions continentales. On en retrouve aujourd’hui les témoignages sous forme de conglomérats (dépôts de torrents, de coulées boueuses), de grès et de pélites (8) rouges (dépôts fluviatiles) provenant de l’érosion par l’eau.

Depuis le vertice d’Anayet (2 559m) – Le pic d’Anayet (2 545m), vestige de la cheminée d’un ancien volcan et à l’arrière-plan, le pic du Midi d’Ossau (2 884m), vestige redressé d’une fraction de cheminée annulaire. Au premier-plan, les roches noires sont des basaltes, derniers témoins du volcanisme de l’Anayet.

En même temps que la chaîne s’érode, se produit le volcanisme de l’Ossau (-278 Ma et -272 Ma) mais aussi celui d’un autre volcan très connu et tout proche dont les vestiges sont situés juste après la frontière avec l’Espagne, l’Anayet (un peu plus tardif, -267 Ma). C’est aussi l’époque des coulées basaltiques (9) encore plus tardives du même Anayet  et celles de la Rhune, datées de -260 Ma.

Pélites et grès rouges de l’Anayet. Au fond du plateau, les deux ibones d’Anayet. A gauche en avant-plan, le pic d’Anayet. 

Bancs de pélites et grès rouges désagrégés par l’érosion, refuge d’Arlet (vallée d’Aspe).

Conglomérats charriés par d’anciens torrents de la période du Permien, sur le chemin vers le refuge d’Arlet, depuis le col de Saoubathou (vallée d’Aspe). Au centre de l’arrière-plan, l’Ossau.

Les conditions dominantes étaient dures. Géographiquement, on était proche de l’Equateur, sous un climat semi désertique, aride. Des pluies torrentielles alternent avec des épisodes de chaleur sèche. Les eaux dévalent de la montagne, entraînant avec elles des matériaux qui se déposent plus bas. Elles oxydent les minéraux ferrugineux, conférant ainsi à certains dépôts leur pigmentation rouge si caractéristique (pic d’Ayous, pic Rouge en vallée d’Aspe, Vertice d’Anayet, etc.). Dans ce grand désert rouge et aride, les volcans de l’Ossau et de l’Anayet dominaient le paysage avant d’être à leur tour plus ou moins ensevelis sous les dépôts. On ne trouve pas de fossiles dans ce type de formation; la vie y était absente. Ailleurs, le nouveau domaine continental verra se développer les grands vertébrés terrestres, vertébrés jusque là confinés au milieu marin

Cette ère se terminera par la troisième et la plus plus sévère des extinctions de masse connues, dont les causes ne sont pas clairement établies : 95% des espèces marines et 70% des espèces terrestres vont disparaître en peu de temps à l’échelle géologique.

II –  La génèse du volcan de l’Ossau 

On ne confond pas l’ancien volcan de l’Ossau avec le pic du Midi d’Ossau, l’un des vestiges de sa cheminée annulaire.

En montant au col des Moines, la face sud-ouest du pic du Midi d’Ossau. Devant, le pic Casterau et son pli caractéristique. Puis, le pic Paradis positionné au pied de l’Ossau. A droite de l’Ossau, le pic Peyreget. Au premier-plan, le lac du Plaa de Las Baques. 

La connaissance de l’histoire géologique du volcan a vraiment décollé à partir de 1970-1973, avec les études de F. Bixel. Les informations scientifiques sur ce sujet ne sont pas figées et l’utilisation des outils modernes modifieront certaines données.

II-A   Quelques définitions courantes utiles

Les publications scientifiques font souvent référence à l’encaissant : c’est l’enveloppe de terrains préexistants dans laquelle se mettent en place ou circulent des magmas. Le terme magma désigne la roche fondue située sous terre. Le terme roche magmatique désigne la roche constituée de magma refroidi et solidifié. Cette roche magmatique peut se trouver en profondeur ou à la surface du sol.

Si la solidification se produit en profondeur, on parle de roche magmatique plutonique (exemple du granite). Cette roche solidifiée mise en place dans l’encaissant s’appelle une intrusion. C’est une roche intrusive.

Si la solidification se produit avec le magma arrivé à la surface, on parle de roche magmatique volcanique, dite roche effusive. Quand le magma coule en surface, on le qualifie de lave.

Un magma basique est relativement pauvre en silice libre (40 à 50%). Il est émis aux températures les plus élevées possibles (1100 à 1200 °C) et a tendance à se comporter comme un liquide : il ne retient pas les gaz, qui le font jaillir en fontaines de laves. Celles-ci s’épanchent en coulées.

Un magma acide, à l’opposé, est riche en silice libre (60 à 75 %), moins chaud (800 à 900 °C, parfois moins) et a une consistance épaisse, visqueuse. Les bulles de gaz ne peuvent s’en échapper qu’en cas de forte surpression à l’intérieur de la bulle. De puissantes explosions projettent dans les airs des fragments rocheux et pulvérisent le magma en fines particules (cendres). Ces gaz sont de la vapeur d’eau ou du gaz carbonique. On a également toutes les compositions intermédiaires de magma et celles-ci peuvent évoluer au cours du temps dans les profondeurs.

Les roches magmatiques volcaniques sont également appelées des volcanites.

 2-B   La genèse du volcan

A l’automne – Le pic du Midi d’Ossau et quelques autres témoins du volcanisme en Béarn. Tout à gauche et juste au-dessus du plateau de Bious, la Crête de l’Ours (un peu cachée par les arbres). En arrière-plan et à sa droite, l’arête de Mondelhs dominant le cirque de Moundelhs. Au pied de l’Ossau, le cirque de l’Embaradère. A droite de l’Ossau, le pic de Peyreget (2 487m). 

Lors de la préparation de son doctorat (1980-1983), François Bixel est le premier à mettre en évidence une structure en chaudron du volcanisme de l’Ossau et sa dislocation ultérieure en trois secteurs de cercle. Ce type de structure est appelé en géologie une caldera (14).

Puis en 1984, à la suite de l’étude de la composition des roches (mais sans faire de datation), François Bixel améliore cette connaissance et divise l’épisode volcanique de l’Ossau en deux cycles magmatiques distincts. Chaque cycle a son propre magma à l’origine de roches volcaniques différentes. Il pense à l’intervention de 2 sources magmatiques : la croûte terrestre et le manteau.

Ces deux cycles magmatiques se concrétisent par des formations intrusives qui cristallisent dans les cheminées et à leurs équivalents effusifs, des nuées ardentes ou des coulées de laves.

La version de la genèse de l’Ossau qui suit découle de ses travaux ainsi que de l’enquête de terrain très intéressante effectuée par Dominique Rossier, membre de la Société Amicale des Géologues Amateurs (SAGA), en oct. 2009.

   a) Au début du Permien, les derniers soubresauts de la lente formation de la chaîne hercynienne ont entraîné l’ouverture de fractures dans les profondeurs de la croûte terrestre ; ces failles limitaient des bassins d’effondrement. Il en existe plusieurs dans la région.

A la faveur d’une de celles-ci, des roches en fusion (dont la composition ressemble à celle d’un granite non cristallisé) remontent à proximité de la surface de notre futur volcan. Elles s’accumulent dans une chambre magmatique, un milieu comparable à une éponge rocheuse. La roche encaissante au toit de la chambre, imperméable, ne va pas résister à la pression exercée par les composants du magma. Elle se déforme et se fracture en créant un réseau circulaire de failles discontinues. Ce sont autant de cheminées pour la remontée du magma, sur un diamètre d’environ 6 à 7 km.

   b) Ce magma acide, très visqueux et dont la composition va changer au fil du temps, remonte vers la surface ; c’est l’initiateur du futur filon annulaire intrusif dont il reste aujourd’hui des vestiges, appelé en géologie un Ring dyke (15). C’est le 1er cycle évoqué par F. Bixel et le début du volcanisme de l’Ossau! 

Il se fige très rapidement, sans couler, sous forme d’intrusions massives en forme de dôme. Une autre partie est projetée au loin par la poussée des gaz sous forme de nuées ardentes, avant de se solidifier. Puis un magma un peu plus fluide est à l’origine des premières coulées.

Les émissions prolongées au travers de ce réseau de failles vont progressivement purger la chambre magmatique.

   c) Sous l’effet d’une éruption rapide et bien plus violente que les précédentes, la chambre se vide en grande partie ou en totalité de ses liquides en fusion. Son toit, délimité par le réseau circulaire de failles, n’est plus soutenu. Il s’affaisse sous le poids des matériaux qui le compose. Ceux-ci s’effondrent dans la chambre, un phénomène habituellement très rapide. Il en résulte une caldera (14), un immense chaudron entouré de sa brèche annulaire.

Je n’ai pas trouvé de controverse au mécanisme de création de ce chaudron proposé par F. Bixel. Ce réseau de fissures circulaires à l’origine du début de volcanisme m’a quand même interpellé. J’avais entendu parler de la caldera de l’Ossau depuis un certain temps déjà, avant la rédaction de mon article. Je pensais alors à l’existence d’un cône volcanique préliminaire qui se serait affaissé pour former cette caldera.

   d) L’activité volcanique va reprendre par la brèche annulaire entourant la dépression qui s’est créée (2ème cycle volcanique). Un magma de composition basique et d’origine plus profonde que le précédent envahit cette immense cheminée annulaire et s’épanche en surface de part et d’autre. Le magma cristallisé dans les conduits constitue le filon annulaire intrusif ou Ring dyke (15), que l’on peut aujourd’hui observer après l’érosion de l’encaissant.

Les coulées ne sont pas homogènes sur la totalité de cette circonférence qui mesure environ 20 kilomètres. La largeur de l’anneau varie d’une cinquantaine de mètres à parfois 1 km comme à l’emplacement du corps de l’actuel pic du Midi d’Ossau. Quand la pression diminue, le magma cristallise dans la cheminée annulaire et le volcanisme reprend ailleurs aux points les plus faibles en ouvrant de nouveaux conduits, arrachant au passage des morceaux de roches encaissantes et élargissant les conduits.

   e) Je n’ai pas trouvé la raison pour laquelle ce volcanisme va cesser. Le volcan se refroidit et s’endort avant la fin du Permien (avant -252 Ma), malgré un épisode de tectonique qui séparera la caldera en deux parties. L’érosion de la chaîne hercynienne est toujours en cours et ses dépôts ensevelissent la caldera. Puis, …, on change d’Ère.

L’anneau, constitué de roches volcaniques très dures, sera par la suite déformé et cassé en trois arcs distincts. Les crêtes de Moundelhs, le pic du Midi d’Ossau, le sommet du pic Peyreget en sont aujourd’hui des vestiges remarquables dans le paysage.

III –  Détails des 2 cycles du volcanisme de l’Ossau

L. Briqueu et C. Innocent datent en 1993 les deux cycles magmatiques mis en évidence  par F. Bixel neuf années plus tôt à 278±5 et 272±3 Ma. Longtemps considéré comme Stéphanien (période de la fin du Carbonifère), le volcanisme de l’Ossau est aujourd’hui attribué vers le milieu du Permien (Saxonien). On peut maintenant appréhender ce volcanisme sur l’échelle des temps géologiques.

III-A   Le premier cycle (-278 Ma)

Il est l’initiateur du chaudron et du filon annulaire intrusif (ring dyke). Le magma acide a donné après cristallisation une roche volcanique que l’on appelle des Rhyolites (10). Elles constituent aujourd’hui le dôme de Bious situé à l’extrême sud du lac de Bious-Artigues et traversé par le GR10. On peut en observer un affleurement à la Hounrède, peu avant le pont de Bious et en montant vers la crête de l’Ours.

Lors d’éruptions explosives, une autre partie a été éjectée par la décompression et poussée brutale des gaz à la sortie. Les particules et fragments de roches en fusion sont projetés au loin sous forme de nuées ardentes. L’accumulation des débris de lave soudés à chaud après dépôts donne des ignimbrites (11), équivalent effusif (explosif) des rhyolites.

L’un des témoins des dépôts de nuées ardentes – Un affleurement d’ignimbrites sur la berge Est du lac Roumassot.

Le pic du Midi d’Ossau et le lac Roumassot. Sur la berge Est du lac, le GR 10 passe entre deux dômes d’ignimbrites, rabotés par les glaciers du Quaternaire.

Le lac Roumassot – La retenue du lac est constituée d’ignimbrites et les falaises qui le dominent en amont, d’andésites. En face, le pic Paradis (Carbonifère). A sa droite et à l’horizon, le pic des Moines (Permien). A droite au premier-plan, le pic les Arougos (Permien).

On retrouve des ignimbrites sur la berge Est du lac Roumassot et dans les premiers contreforts du pic de Peyreget au-dessus du refuge de Pombie (autour des petits lacs col de Peyreget). Elles sont accompagnées de fragments de roches arrachés lors des violentes explosions (fragments de l’encaissant, fragments de rhyolites).

La roche volcanique issue des coulées de lave ultérieures de ce cycle sont des dacites (13), différenciées des rhyolites par la présence d’inclusions de grenats en plus ou moins grande abondance. Elles ont une composition intermédiaire entre les rhyolites de ce cycle et les andésites (d’origine profonde) du cycle suivant. Par endroits, ces dacites forment des brèches intrusives parmi les rhyolites les plus anciennes (dôme de Bious). On peut retrouver aujourd’hui des témoignages de ces dacites au niveau des falaises du cirque de l’Embaradère.

A gauche de l’Ossau, le Palas (2 974m). Au pied de la face nord du pic du Midi, le cirque de l’Embaradère où on retrouve des coulées et intrusions de  dacites (et d‘andésites du cycle suivant). Entre l’Ossau et le Peyreget : le pic de Soques, la dent de Soques et les pics d’Enfer (Espagne).

Depuis le cirque d’Aneou – A gauche, le Pic Peyreget : la partie sommitale est constituée d’aiguilles de dacites intrusives appartenant au premier cycle volcanique (-278 Ma). Juste en-dessous (partie non enneigée), des coulées d’andésites basiques du second cycle (-272 Ma).

III-B   Le deuxième cycle (-272 Ma)

Il forme actuellement la partie centrale du filon annulaire intrusif (ring dyke) et les niveaux supérieurs de remplissage de la caldera. La partie des coulées extérieures à la caldera a disparu sous l’effet de l’érosion. Le magma plus pauvre en silice est fluide ; il est issu d’une chambre magmatique plus profonde, dans le manteau terrestre. Ce sont des éruptions effusives qui se répandent en surface sur les dépôts du précédent épisode, sous forme de coulées de laves de part et d’autre du ring dyke.

La face sud de l’Ossau et le lac de Pombie – A la base entre les deux raillères, andésites basiques. la majorité du pic est constituée d’andésites acides. 

Les coulées sont constituées de roches dont la composition débute par des andésites (14) basiques et se termine par des andésites (14) acides qui, en volume, constituent l’essentiel du filon annulaire intrusif. Ce filon annulaire correspond actuellement au pic du Midi d’Ossau, au pic Peyreget, aux crêtes de Moundelhs, entre autres.

Au premier-plan, une partie de l’arête de  Moundelhs (intrusions d’andésites), depuis le pic des Tours (téléobjectif).

A l’intérieur de l’ancienne caldera, au petit matin – Le lac de Moundelhs (à son bas niveau) et la face nord-est du pic du Midi d’Ossau. Devant, des blocs d’andésites.

A l’intérieur de l’ancienne caldera – L’arête de Moundelhs (intrusions d’andésites) depuis le cirque de Moundelhs.

A l’intérieur de l’ancienne caldera – Le pic du Midi d’Ossau depuis le cirque de Moundelhs. Le paysage est majoritairement constitué d’andésites.

Depuis la berge Est du lac Roumassot – En face, les coulées d’andésites sur différents niveaux. A gauche, le gouffre karstique exutoire des eaux du lac. A droite de la falaise, la cascade d’alimentation, déversoir des lacs supérieurs.

Depuis le déversoir du lac de Miey – Sous mes pieds, les coulées d’andésites du cliché précédent avec des morceaux de roches arrachés aux conduits. La falaise du lac en face est elle aussi constituée de coulées d’andésites. En haut à droite, le pic permien d’Ayous (2 288 m).

On retrouve au Sud du col du Pourtalet et à 1 km au nord-est du pic d’Anayet des affleurements de formations volcaniques qui témoignent du fonctionnement de la caldera d’Ossau jusqu’à 7 à 8 km au Sud du centre d’émission. Celles du col du Pourtalet correspondent à des ignimbrites du 1er cycle et des andésites du 2ème cycle. Celles localisées dans le bassin de l’Anayet correspondent à des ignimbrites, surmontées d’andésites et dacites.

Le massif de l’Ossau a vécu un hydrothermalisme post-magmatique daté de -260 Ma (C. Innocent et al. 1994).

IV –  L’épisode du volcan Anayet

Le Vertice d’Anayet (2 559 m), constitué par des dépôts rouges du Permien plissés (grès et pélites) – Le sommet est coiffé et protégé de l’érosion par une coulée de basaltes, témoin de la fin du volcanisme de l’Anayet. A la base, les coulées d’andésites vertes du volcan Anayet.

Le vestige de ce volcanisme le plus frappant dans le paysage est le pic d’Anayet. Les roches présentes sont des andésites (14) sous forme d’intrusions et des coulées, ainsi que des basaltes (9). Elles sont issues du manteau terrestre. Leur mise en place est plus récente que les deux cycles de volcanisme de l’épisode « Ossau ». L’érosion de la chaîne hercynienne était déjà avancée et le magma s’est frayé un passage au travers des dépôts du Permien.

Ces roches correspondent à deux périodes : -267 Ma (Innocent et al. – 1994) pour les andésites (au début du Permien supérieur) et -260 Ma pour les basaltes (milieu du Permien supérieur).

A gauche, le Vertice d’Anayet (2 559m) et son chapeau de basaltes. A droite, le pic d’Anayet (2 545 m).

Gros plan sur la base sud du pic d’Anayet.

Les andésites du volcan Anayet ont fait intrusion au travers du Permien.

Les deux vestiges du volcanisme « côte à côte » – Le pic d’Anayet et le pic du Midi d’Ossau.

La vue d’ensemble en arrivant sur le plateau d’Anayet. 

Il reste aujourd’hui en souvenir de cet épisode un piton volcanique d’andésites intrusif, le pic d’Anayet. C’est un ancien conduit d’alimentation en magma (dyke) dégagé de l’érosion. Il culmine à 2 545 mètres d’altitude et domine la vallée de Canal Roya au nord. On retrouve aussi des affleurements de roches volcaniques de l’Anayet (coulées d’andésites) sur le flanc ouest de la Table de Souperret et au col de Saoubathou (en vallée d’Aspe).

Le grand Ibon d’Anayet avec en arrière-plan, le pic du Midi d’Ossau (profil de poisson?). Quand il pleut, le ruissellement qui alimente le lac se charge de minuscules particules rouges (silts) et les eaux rougissent. Les silts sédimentent et colmatent progressivement le lac. Les tourbières du plateau sont riches en microfaune. 

Le petit Ibon d’Anayet et le pic du midi d’Ossau en arrière-plan – On voit sur la gauche le contact des coulées d’andésite du volcan Anayet sur les pélites rouges du Permien.

Les pélites du Permien au bord du petit Ibon d’Anayet.

Pélites du Permien entre les deux Ibones d’Anayet, avec un pied de Joubarbe des montagnes.

Une Grenouille rousse, dans un des méandres alimentant le grand Ibon d’Anayet. Devant son museau, on aperçoit un fourreau, constitué de particules de grès rouges recollées : c’est le domicile d’une larve de phrygane ou porte-bois.

Le têtard, en fin de développement larvaire, d’une Grenouille rousse.

Un triton palmé.

Orchidées sauvages dans les tourbières au pied de l’Anayet.

Un lézard vivipare de Lantz dans une des tourbières au pied de l’Anayet. Espèce rare et endémique des Pyrénées.

Le plateau des ibones d’Anayet est très riche en microfaune. On trouve en particulier dans ces lacs de très nombreuses sangsues, témoins de la très bonne qualité des eaux.

V –  La déformation de la caldera de l’Ossau

Le chaudron primitif du complexe volcanique de l’Ossau, à la fin des deux épisodes volcaniques, avait une forme arrondie et faisait un diamètre de 6 à 7 kilomètres. Sa géométrie originelle a par la suite été déformée et fragmentée par la tectonique plus tardive du Permien et bien plus tard, par la tectonique liée à la formation des Pyrénées actuelles (à partir de -60 Ma environ).

Le schéma de la déformation de la caldera à partir d’une vue satellite de Google Earth (orientation direction Nord) – Mon positionnement des trois arcs actuels (en rouge), inspirée de la documentation disponible listée en annexe, est approximative et simplifiée. Elle n’a aucune rigueur scientifique.

     -La tectonique permienne postérieure au volcanisme de l’Ossau fragmente le chaudron sous l’effet de décrochements. Il se sépare par cisaillement en deux blocs majeurs dans une direction NNE-SSO : un bloc Ouest correspondant au secteur de Bious-Ayous actuel et un bloc Est correspondant aux secteurs de Bious-Ossau et  Bious-Peyreget qui seront de nouveau bousculés ultérieurement.

      -Le Secondaire (Le Mésozoïque) de -252 à -65 Ma) se caractérise par la dislocation de la Pangée et l’ouverture de l’océan Atlantique. Il commence par un envahissement des domaines continentaux par la mer. La plaque Ibérique sur laquelle nous sommes à l’Ossau est probablement restée émergée pour être finalement envahie par une mer peu profonde. Des calcaires massifs sédimentent et recouvrent la région. Un climat chaud et des conditions stables font de cette ère un paradis pour la Vie. Elle se termine avec la disparition des dinosaures dont les seuls descendants sont les oiseaux.

     -Dès le début du Tertiaire appelé maintenant le Cénozoïque  (- 65 Ma à maintenant), le rapprochement puis la collision il y a 40 Ma environ de la plaque Ibérique et de la plaque Eurasienne soulève à nouveau l’ensemble et conduit à la formation des Pyrénées actuelles.

Le Permien (grès et pélites) du pic Rouge (2 177m), en vallée d’Aspe. Le plissement, la fracture et le soulèvement des dépôts pendant la formation des Pyrénées actuelles est particulièrement bien marqué. 

Le paysage est complètement bouleversé et tout est remanié avec l’érosion. Bien que la chaîne des Pyrénées que l’on voit soit jeune à l’échelle des temps géologiques, elle est composée majoritairement de roches antérieures au Secondaire. Les roches post-hercyniennes sont des roches sédimentaires minoritaires et on les trouve surtout en basse montagne ou dans les plaines.

La caldera de l’Ossau se brise à nouveau à la suite des nombreux accidents tectoniques issus de l’émergence des Pyrénées et on aboutit au chevauchement du secteur Bious-Peyreget par le secteur Bious-Ossau,

La face Ouest du Petit pic du Midi d’Ossau, depuis le lac de Peyreget – Au-dessus des éboulis, on remarque une brèche rougeâtre en arc de cercle ouvert : l’explication de sa présence en est donnée ci-dessous.

La partie exceptionnellement massive par rapport au reste du filon annulaire intrusif (ring dyke) et qui correspond au pic du Midi d’Ossau a également été basculée et relevée. L’un des indices de ce basculement est la bande de grès rouges du Permien que l’on observe à la base de la façade Ouest du Petit pic du Midi d’Ossau : les sédiments ont été pincés après le basculement de l’énorme masse de magma refroidi.

Plus tard, les glaciers du Quaternaire (dernière période du Cénozoïque commencée il y a 1.8 Ma et toujours en cours) modèlent le paysage à leur tour, pour créer les nombreux lacs que l’on connaît dans la région et dont on a déjà vu quelques photos. La dernière grande glaciation, celle dite de Würm, a commencé il y a 115 000 ans. Elle est passée par un maximum il y a 60 000 ans et elle s’est terminée il y a 10 000 ans.

VI –  L’empreinte du volcanisme dans le paysage

L’Ossau depuis le lac de Bious-Artigues, points de départ de nombreuses randonnées.

VI-A   Que voit-on encore aujourd’hui?

Les dépôts les plus anciens (Permien, Carbonifère et Dévonien) constituent l’essentiel des formations rocheuses visibles actuellement autour de l’Ossau!

En période hivernale, les reliefs partiellement enneigés sont parfois mieux soulignés. Tout à gauche, le dôme de la crête de l’Ours au-dessus des sapins verts est bien dégagée (dôme rhyolitique de Bious). A sa droite, une barre rocheuse entourant le cirque de l’Embaradère et remontant vers la base du Petit pic est un vestige d’un des trois arcs de l’ancienne caldera.

   a) Les formations effusives extérieures à la caldera ont disparu du fait de l’érosion. On en retrouve des affleurements à 7-8 km au Sud du centre d’émission, au Sud du col du Pourtalet et à 1 km au Nord-Est du pic d’Anayet.

   b) Une grande partie du filon annulaire intrusif (Ring dyke) a été dégagé par l’érosion et il fait maintenant saillie dans le paysage. Le magma refroidi à l’intérieur de la cheminée annulaire correspond aux principaux reliefs, les crêtes de Mondelhs, à notre Ossau et au pic de Peyreget. La crête de l’Ours et ses rhyolites du 1er cycle volcanique fait légèrement saillie à l’extrémité sud de Bious-Artigues (côte 1437 sur le GR 10). Une partie du filon annulaire affleure aussi dans les falaises au-dessus du refuge d’Ayous, surmonté par les sédiments du Permien.

   c) A l’intérieur de la caldera, les divers matériaux effusifs (ignimbrites, coulées de dacites et d’andésites) y sont assez bien conservés. Le cœur de l’ancienne caldera est constitué par les cirques de l’Embaradère et de Moundelhs. Dans le cirque de l’Embaradère, les couches de volcanites au contact avec le « ring dyke » se sont redressées de la disposition horizontale à la verticale et même au déversement.

Vue partielle de l’arc de Bious-Ayous aux cabanes du col Long d’Ayous – A gauche, le pic les Arougos (Permien). Sur le flanc à droite juste au-dessus de la forêt, des coulées d’andésites surmontées par des dépôts du Permien.

On peut aussi observer des coulées d’andésites à l’intérieur de la caldera sur l’arc de Bious-Ayous, au-dessus des cabanes du col Long d’Ayous. Elles sont ensevelies sous les dépôts du Permien.

Le plateau de Bious, au pied de la face Nord de l’Ossau.

  VI-B  L’empreinte du volcanisme dans le paysage de l’Ossau

Le schéma de la déformation de la caldera à partir d’une vue satellite de Google Earth (orientation direction Sud-ouest). Mon positionnement des trois arcs actuels (en rouge), inspirée de la documentation disponible listée en annexe, est approximative et simplifiée. Elle n’a aucune rigueur scientifique. A l’ouest du cirque de l’Embaradère, le petit bout de formation en forme de crochet que j’ai noté (-2 ?) m’interpelle. Elle n’est signalée nulle part : fait-elle partie de l’extrémité supérieure de la partie descendante de  l’arc de Bious-Peyreget qui se serait repliée sur elle-même?

Sur la gauche, une partie de l’arc de Bious-Ayous (pic d’Ayous et pic les Arougos). Il passe sous mes pieds et continue jusqu’à la hauteur du pic de Larry à ma droite hors champ. En face, l’arc de Moundelhs-Ossau avec les crêtes de Moundelhs jusqu’au pic du Midi d’Ossau. A droite, l’arc de Bious-Peyreget démarre du pic de Peyreget et tourne devant la face nord de l’Ossau en bordant le cirque de l’Embaradère et descend vers la crête de l’Ours.

Aujourd’hui disloquée, il subsiste de cette caldera trois secteurs qui s’entremêlent, chacun comportant une partie du « ring dyke » et une partie du remplissage de la caldera par les volcanites. Ce sont les arcs de Moundelhs-Ossau, de Bious-Peyreget et de Bious-Ayous.

   a) L’arc de Moundelhs-Ossau est le plus facile à observer. Il était fortement épaissi à sa partie finale. Son extrémité au nord commence à proximité du lac de Bious-Artigues (parking de départ) et se termine au sud par l’énorme masse de l’Ossau. On le longe à main droite en montant dans le vallon de Magnabaigt jusqu’au refuge de Pombie.

L’arc de Moundelhs-Ossau de Bious-Artigues jusqu’au pic du Midi d’Ossau, cliché pris depuis l’extrémité nord du barrage de Bious-Artigues. 

L’arc de Moundelhs-Ossau, depuis le pic Les Tours. En bas à gauche, la partie pentue boisée ensoleillée correspond à la Crête de l’Ours.

Dernières lumières, les plus somptueuses. L’arc de Moundelhs-Ossau jusqu’au pic du Midi rougeoît.

b) L’arc de Bious-Peyreget est le moins évident à observer. Il démarre du pic de Peyreget, s’incurve et remonte vers le nord en contournant l’Ossau. Il est interrompu par un grand accident de chevauchement à l’origine de la dépression qui a permis la formation du lac de Peyreget.

Depuis le pic de Canaourouye (2 347m) – Le sommet du pic Peyreget (au 2ème plan) est constitué de coulées d’andésites basiques appartenant au 2ème cycle volcanique (V inférieur), surmonté de dacites intrusives appartenant au 1er cycle. Il constitue le début de l’arc de Bious-Peyreget.

Le pic du midi d’Ossau et le Peyreget au premier-plan, pris depuis les environs du col de l’Iou. La partie non enneigée à droite du sommet du Peyreget est constituée de coulées d’andésites, surmontées d’aiguilles de dacites intrusives orientées vers l’extérieur de l’ancienne caldera. La partie enneigée du pic date du Carbonifère.

Le lac de Peyreget et la face ouest du pic du Midi d’Ossau. Au-dessus des éboulis au pied du petit Pic du Midi d’Ossau, on retrouve l’affleurement de grès et de pélites rouges du Permien qui interpelle et dont j’ai déjà donné l’explication de sa présence. L’arc est interrompu par un grand accident de chevauchement à l’origine de la dépression qui a permis la formation du lac de Peyreget.

L’arc de Bious-Peyreget, interrompu au niveau du lac de Peyreget, reprend depuis la face ouest du petit Pic d’Ossau et descend en bordure inférieure du cirque de l’Embaradère vers la crête de l’Ours (visible au milieu du bord gauche du cliché).

On retrouve l’arc de Bious-Peyreget en remontant vers le nord, en contournant le flanc ouest du Petit pic d’Ossau. Il se termine à l’approche de la « crête de l’Ours » au-dessus du lac de Bious-Artigues, en bordant le cirque de l’Embaradère (cœur de la caldera).

   c) L’arc de Bious-Ayous démarre au pied du pic Les Tours dominant à l’ouest le lac de Bious-Artigues et se termine au pied des parois du pic Larry dominant le refuge d’Ayous. Arc à la forme bien  incurvée, il est enfoui et en grande partie dissimulé sous l’énorme masse rougeâtre des conglomérats et grès argileux du Permien. Il apparaît en certains endroits.

Parking de Bious-Artigues – Le pic Les Tours éclairé par les premiers rayons de soleil (début du filon annulaire avec des intrusions et des coulées d’andésites). 

Le lac Gentau, avec en face le refuge d’Ayous. Tout à gauche le pic de Larry (2 337m), limite approximative de l’arc de Bious-Ayous. La falaise est constituée par des affleurements d’andésites et dacites intrusives (ring dyke) surmontées par les dépôts du Permien. Au milieu, le col d’Ayous vers la vallée d’Aspe (GR10). A droite, le pic d’Ayous (2 288m). 

Depuis le pic d’Ayous (2 288m) – L’arc de Bious-Ayous, vers le pic les Arougos (2 279m) puis le pic les Tours (2 129m). Les roches volcaniques sont sous les dépôts du Permien. 

Depuis le pic d’Ayous (2 288m) – L’arc de Bious-Ayous, vers le col d’Ayous (2 188m) et le pic de Larry (2 337m). Affleurements de roches intrusives (ring dyke) au-dessus des éboulis au niveau du refuge. Au fond, le lac Bersau.

Le refuge d’Ayous et son chapelet de lacs, retenus par des falaises constituées de coulées d’andésites, sauf pour le lac Roumassot (retenu par un dépôt d’ignimbrites).

Les lacs d’Ayous depuis le pic d’Ayous. De gauche à droite, le Peyreget, le pène de Peyreget, le pic Paradis. Tout à droite, le pic des Moines (2 349m). Sur la ligne de crêtes à l’horizon à gauche du pic Paradis, le pic d’Anayet (2 645m) avec à la gauche la tâche noirâtre du Pala de IP (2 783m).

Le pic du Midi depuis le pic d’Ayous. Puis, de gauche à droite, le Peyreget, le pène de Peyreget, le pic Paradis.

La présentation du volcanisme de l’Ossau et son empreinte dans le paysage se termine ici. Les dernières études scientifiques à ce sujet ne sont pas très récentes et il y a certainement encore beaucoup à apprendre. M’y intéresser a entraîné beaucoup de questionnements de ma part auxquels je n’ai pas trouvé de réponse satisfaisante.

Je termine mon article en rappelant quelques termes de géologie ainsi que les principales sources bibliographiques que j’ai consultées. 

L’Ossau sous la voie lactée, du pic d’Ayous au refuge d’Ayous.

VII –  Un peu de terminologie

(1) Grès : roche sédimentaire détritique qui correspond à l’agrégation de grains de sable consolidé par un ciment (siliceux, calcaire, ferrugineux, …). C’est une roche très perméable aux circulations d’eau et autres (réservoirs pétrolifères) et sensible à la dissolution.

(2) Marnes : roche sédimentaire, mélange de calcaire et d’argile dans des proportions à peu près équivalentes, mais qui peut varier de 35 % à 65 %. En-deçà de 35 % de calcaire, on parle d’argile calcaire et au-delà de 65 %, on parle de calcaire argileux.

(3) Schistes : roche d’aspect feuilleté, qui se débite en plaques fines ou « feuillet rocheux ». Il peut s’agir d’une roche sédimentaire argileuse, ou bien d’une roche métamorphique (ardoises, …).

(4) Orogenèse : ensemble des mécanismes de formation d’un système montagneux au sens large, qui dépendent de la tectonique des plaques.

(5) Granite, massif granitique : massif à base de granite, roche magmatique plutonique acide à texture grenue riche en silice, principalement constitué de quartz, puis de feldspaths, micas, … Le granite est le résultat du refroidissement lent, en profondeur, de grandes masses de magma. Le granite et ses roches associées forment l’essentiel de la croûte continentale de la planète. Son équivalent effusif est la Rhyolite.

(6) Massif métamorphique : massif constitué de roches métamorphiques. Elles proviennent de la transformation à fortes pression et température de roches préexistantes, emmenées vers les profondeurs par la tectonique des plaques et ramenées vers la surface par l’érosion. Elles se présentent en feuillets parallèles, dû à l’orientation des minéraux qui les composent. Les feuillets sont fins (ardoise, schiste) lorsque les minéraux sont de petite taille et peu visibles à l’œil nu, ou plus épais lorsque la taille des minéraux atteint ou dépasse le millimètre comme dans les gneiss, les micaschistes, etc. Elles ne contiennent pas de fossiles.

(7) Molasses : roches sédimentaires essentiellement détritiques, friables, tendres et perméables. Les molasses sont souvent des grès à ciment de calcaire argileux, parfois de couleur verte.

(8) Pélites : désigne une grande variété de roches sédimentaires détritiques formées d’éléments très fins plus ou moins argileux, siliceux ou calcaireux. Certains auteurs réservent ce terme aux sédiments meubles (argiles, limons ou silts) constitués par ces éléments ; d’autres appellent « pélites » les seules roches issues de la consolidation de ces sédiments.

(9) Coulée basaltique : coulées très fluides constituées de basaltes, une roche magmatique noire et dure. Le magma cristallise soit en profondeur (pour donner une roche plutonique grenue appelée grabbo), soit en surface où il s’écoule et se fige en une roche volcanique, les basaltes.

(10) Rhyolite:  roche magmatique volcanique très acide et très dure de couleur vert clair, issue du refroidissement d’une lave très visqueuse. C’est l’équivalent volcanique du granite, roche plutonique. Elle  cristallise dans les brèches (brèches rhyolitiques) ; arrivée en surface, elle ne s’étale pas mais forme un dôme. Elle est principalement composée de quartz (entre 20 et 35%) en cristaux bien visibles de quelques millimètres et elle présente la particularité d’être souvent vitreuse ou très finement cristallisée. On y trouve aussi des feldspaths et autres minéraux comme la muscovite (mica blanc alumineux).

(11) Ignimbrite : roche magmatique volcanique très acide, issues du refroidissement et de la cimentation d’une nuée ardente. Ce sont des rhyolites qui, au lieu de refroidir immédiatement sous forme de dôme dès l’arrivée en surface, sont projetées au loin par la poussée des gaz, encore en fusion.

12) Dacite : roche magmatique volcanique de couleur gris clair et de composition intermédiaire entre rhyolite et andésite, formant des pitons et des aiguilles après érosion de l’encaissant. On y retrouve des grenats de taille millimétrique, ce qui permet de les différencier des rhyolites. On la trouve sous forme de petites coulées de lave, ou de dômes (la viscosité du magma, liée à sa richesse en silice, peut empêcher la formation de véritables coulées).

(13) Andésites : roche magmatique volcanique de couleur gris-verdâtre comportant une pâte et des cristaux. Elles peuvent être plus ou moins acides ou basiques, issues d’un magma plus ou moins visqueux.

(14) Caldera : Le terme »caldera » ou « caldeira » (qui signifie « chaudron » en espagnol) désigne un vaste cratère effondré à l’aplomb d’une chambre magmatique suite à sa vidange plus ou moins complète, en particulier lors d’éruptions violentes. La dépression est de forme généralement circulaire avec des parois abruptes et d’un diamètre (ou largeur) supérieur à 2 km. Leur formation intervient toujours très rapidement, après le soutirage d’une grande quantité de magma (plusieurs kilomètres cubes).

(15) Dyke : c’est une lame de roche magmatique qui s’est infiltrée dans une fissure à travers différentes couches de roche dites encaissantes. Il correspond au remplissage d’une fracture par du magma liquide s’étant par la suite solidifié in situ. De nature généralement plus résistante que l’encaissant, un dyke peut être mis en évidence par l’érosion différentielle des terrains qui l’entourent et, dans ce cas, former une sorte de mur ou lame isolée dans le paysage. Ce type de filon apparaît, par exemple, dans les failles circulaires liées à l’affaissement d’un volcan : on parle alors de « Ring dyke » ou « Filon annulaire intrusif » en français.

Le lac Bersau est le plus grand et le plus profond des lacs qui gravitent autour de l’Ossau. L’alimentation en eau du lac se fait principalement par 2 résurgences de fond situées à l’opposé, en rive sud. A l’arrière-plan, un arc-en-ciel devant le pic d’Ayous. 

Article rédigé avec mes photos personnelles (sauf deux impressions d’écran de Google Earth), mes observations de terrain et de nombreuses consultations scientifiques, dont :

OSSAU : 

_ Bulletin Centres de Recherches Exploration-Production ELF-AQUITAINE Volume 12, N°2 (30 nov. 1988)  – François Bixel – Le volcanisme Stéphano-Permien des Pyrénées Atlantiques – p 661 à 706) 

_ Briqueu Louis & Innocent Christophe  (année 1993). Datation sur Zircon et géochomie du volcanisme permien des Pyrénées occidentales (Ossau et Anayet). Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 316 (p623-628) : https://gallica.bnf.fr/ark:/12148/bpt6k5487590g/f627.

_Innocent Christophe, Briqueu Louis & Cabanis Bruno (année 1994). Sr-Nd isotope and trace-element geochemistry of late Variscan volcanism in the Pyrenees: Magmatism in post-orogenic extension?. Tectonophysics, 238(1), 161-181.

_ BRGM – Carte géologique Laruns-Somport (année 2004) : http://sigesaqi.brgm.fr/IMG/pdf/1069n.pdf

_ BRGM – Carte géologique Laruns-Somport – Légende de la carte (année 2004) : http://sigesaqi.brgm.fr/-Geologie-des-Pyrenees-.html

TERNET Y, MAJESTÉ-MENJOULÀS C, CANÉROT J., BAUDIN T.,COCHERIE A., GUERROT C, ROSSI P. (2004) – Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Laruns-Somport (1069). Orléans : BRGM, 192 p. Carte géologique par TERNET Y, BARRÈRE P., CANÉROT J., MAJESTÉ-MENJOULÀS C. (2004)

_ BRGMEchelle des temps géologiques : http://sigespoc.brgm.fr/IMG/pdf/charte_brgm_de_l_echelle_des_temps_geologiques.pdf

SAGA – Dominique Rossier – Saga Information N° 290 (octobre 2009) : http://www.saga-geol.asso.fr/Documents/Saga_290_Ossau.pdf

_ ASNAT – Claude Majesté-Menjoulàs – Excursion géologique dans les Pyrénées Occidentales (juillet 2014) : https://asnat.fr/pdf/excursionpyrenees-occid2014.pdf

_ Réserves Naturelles de France – François Michel – Le Dico des mots de la géologie, (mars 2016) : http://www.reserves-naturelles.org/sites/default/files/fichiers/dico_des_mots_de_geologie_screen.pdf

Geolval – Université du Temps Livre Pau Cours de géologie sur le terrain (juin 2019) : https://www.geolval.fr/images/Geoval/site/nos_activites/groupes/2019/UTLA/190614_CR-excursion_Ossau-v4.pdf

_ SpéléOc (Revue trimestrielle des spéléologues du grand Sud-Ouest) – La Perte de Roumassot (septembre 1989) : http://www.comite-speleo-midipy.com/speleoc/Revues/speleoc49.pdf

ANAYET : 

_ Geolval – Excursion géologique à l’Anayet (septembre 2011) : http://www.geolval.fr/images/Geoval/sorties/2011/sortie09/2011_anayet_livret.pdf

_ Geolval – A la recherche des laves du volcan Anayet (17 août 2016) : https://geolval.fr/images/Geoval/site/nos_activites/geotourisme/2016/saoubatou_2016.pdf

_ L. Rodriguez-Mendez, J. Cuevas, J. Tubia – Comptes Rendus Geoscience  – Post-Variscan basin evolution in the central Pyrenees : Insights from the Stephanian–Permian Anayet Basin (Mars-Avril 2016) : www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1631071315002084#bib0180

GéolVal est une association de bénévoles animée par des géologues dont l’objectif principal est de faire découvrir et comprendre les beautés de l’histoire de la Terre en s’appuyant sur le très riche patrimoine géologique des Pyrénées. Vous trouverez toutes les informations sur leur site internet.

Le vieux magma de l’Ossau continue à se réchauffer …

… et à refroidir au fil du temps qui passe et qui se compte, … en millions d’années.

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