L’originalité du Pays Basque dans le système Pyrénéen

Les Pyrénées basques occupent une position particulière, à la jonction entre le domaine océanique du golfe de Gascogne qui s’enfonce par subduction sous la marge nord-espagnole, et la chaîne intracontinentale émergée des Pyrénées. Elles correspondent à la zone de contact entre les marges continentales sud-européenne et nord-ibérique (Razin, 1989).

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La continuité vers l’ouest des structures pyrénéennes classiques est toujours débattue à l’heure actuelle. Il s’opère en effet en Pays-Basque une désorganisation structurale importante liée principalement à l’existence d’une discontinuité crustale NNE-SSW transverse à la chaîne : la faille de Pamplona (Muller et Roger, 1977) ou « transformante de Pamplona » (Ducasse et al., 1986), aussi appelée, selon les auteurs « ligne des diapirs navarrais » ou « ligne Elisondo-Estella » (Feuillee et Rat, 1971), ou encore « transversale basque » ou « basco-landaise » (Schoeffler, 1982 ; Richard, 1986). Cette discontinuité apparue durant l’orogenèse hercynienne, a joué un rôle paléogéographique et tectonique majeur depuis le Jurassique terminal jusqu’à l’Oligo-Miocène, fin de la tectogenèse pyrénéenne (Rat, 1988 ; Razin, 1989 ; Turner, 1996, Larrasoña et al., 2003). Elle s’est comportée comme une faille d’extension au cours du Mésozoïque avant d’être impliquée dans la compression tertiaire, responsable du soulèvement de la chaîne pyrénéenne (Larrasoña et al., 2003). Son implication dans la mise en place des Massifs Basques au cours de la compression tertiaire n’est pas encore parfaitement définie et est toujours largement débattue (Muller et Roger, 1977 ; Engeser et Schwentke, 1986 ; Rat, 1988 ; Razin, 1989 ; Turner, 1996 ; Larrasoña et al., 2003). Toutefois, cet accident profond coïncide en surface avec l’affleurement des massifs paléozoïques basques ou Massifs Basques qui occupent une position satellite décalée vers le nord par rapport à la zone primaire axiale et son prolongement occidental.

Les Massifs Basques correspondent à une mosaïque de blocs paléozoïques et triasiques imbriqués, recouverts localement de formations néocrétacées de faciès variés (plate-forme, pente, bassin profond). Ces blocs sont séparés par des contacts tectoniques et/ou des bandes de terrain mésozoïques très déformées (Razin, 1989). Les principaux éléments individualisés par Muller et Roger (1977), sont les massifs de Mendibelza-Igounce, des Aldudes, des Cinco Villas-La Rhune, d’Iparla-Artzamendi, du Baygoura-Jara et de l’Ursuya (Figure I-5). Ces trois derniers massifs sont rassemblés dans la littérature sous le nom de Massifs du Labourd. Une unité tectonique originale, dénommée par Lamare, en 1936, « la nappe des marbres » (Figure I-5), s’intercale entre les massifs hercyniens des Cinco Villas-La Rhune au nord, et des Aldudes au sud (Peybernès et al., 2003). Pour Mathey et al. (1999), l’important métamorphisme de la zone des marbres traduirait la présence d’une discontinuité crustale profonde dit « accident de Calamo » assimilée à la séparation des plaques ibérique et européenne. Certains auteurs admettent ainsi une continuité en profondeur (Muller et Roger, 1977) ou en surface (Souquet et al, 1977) entre la faille Nord-Pyrénéenne et l’accident de la nappe des marbres. Cependant, la diminution de l’intensité tectono-magmatique et la disparition progressive du métamorphisme vers l’ouest pose la question de la continuité de cet accident profond (Razin, 1989).

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Figure I-5. Schéma structural des Massifs Basques (adapté de Peybernès et al., 2003)

Cette structuration s’est donc développée dans un contexte compressif, lors de la collision des plaques européenne et ibérique. D’après Razin (1989), la déformation de ce domaine nord-occidental des Pyrénées résulte du charriage vers le nord des unités nord-pyrénéennes sur la marge aquitaine. Cet édifice tectonique se caractérise par l’existence d’un chevauchement nord-pyrénéen basal, faiblement incliné vers le sud, qui recoupe le socle paléozoïque sous la zone des Massifs Basques. La faille de Pamplona dont le tracé semble coïncider avec l’axe du Labourd (NNE-SSW), aurait joué un rôle majeur dans la déformation de cette partie des Pyrénées. Elle correspond en fait à un système de failles qui, lors de la tectogénèse tertiaire, guida l’avancée plus rapide des blocs Paléozoïques du massif du Labourd (dont fait partie celui de l’Ursuya) par rapport à celui des Cinco-Villas.

Le massif de l’Ursuya étant l’objet de la présente étude, nous nous intéresserons exclusivement à celui-ci dans la suite de ce document.

40 2.3. Géologie du massif de l’Ursuya

Le massif de l’Ursuya est principalement composé de matériaux métamorphiques précambriens (Figure I-6) dont les formations sont décrites en détail, ci-après. Les limites de la zone étudiée correspondent globalement à la définition géographique du massif. Du point de vue géologique, les limites sud-est diffèrent quelque peu :

 On trouve au nord des marnes et calcaires du Jurassique et du Crétacé.

 A l’est, la limite du massif coïncide avec le passage des gneiss métamorphiques de l’Ursuya avec les micaschistes et les brèches métamorphiques constitutives du Pic de Garralada récemment décrits par Jammes et al. (2009).

 Au sud-est, la topographie est particulièrement marquée par un accident important d’axe SW-NE joignant Louhossoa à Mendionde, en passant par Macaye. D’un point de vue géologique, le secteur au sud de cette barrière est considéré comme appartenant au massif de l’Ursuya. Cependant, le secteur d’étude nous intéressant n’étant développé qu’au nord de cette limite, cette vallée topographique a été utilisée comme limite à la zone d’étude. D’autre part, les matériaux rencontrés au-delà de cette barrière diffèrent quelque peu de ceux affleurant sur le massif de l’Ursuya proprement dit via une tectonique d’écaillage (Boissonnas et al., 1974).

 Au sud-ouest, l’accident de Louhossoa est décrit dans la littérature comme limite entre les massifs de l’Ursuya et celui du Baïgura.

 Enfin, la rivière de la Nive et ses alluvions sus-jacentes à des marnes et flysch crétacé nous ont permis d’établir la limite ouest du secteur d’étude.

Le massif stricto sensu est constitué principalement de gneiss et paragneiss alumineux présentant un degré de métamorphisme très fort, largement décrit par Boissonnas et al. (1974). Les affleurements sont rares et surtout très altérés, sauf sur le sommet et dans les profondes entailles d’érosion. Deux ensembles de formation bien distincts ont cependant été identifiés (Figure I-6) :

 Des gneiss basiques (a1ζ sur la Figure I-6), aussi appelés gneiss kinzigitiques car on peut les rapprocher des kinzigites décrites dans d’autres massifs anciens des Pyrénées (Boissonnas et al., 1974). Ils représentent les terrains les plus métamorphiques observés dans ce secteur. Ces gneiss sont à plagioclase calcique, clino et/ou orthopyroxène, avec ou sans biotite rouge. Les compositions évoquent d’anciens gabbros ou norites. Les gneiss kinzigitiques du Mont Ursuya sont caractérisés par l’abondance de grenats centimétriques et souvent aussi par celle de la sillimanite. Certaines de ces roches s’avèrent extrêmement riches en quartz et à peu près dépourvues de feldspaths. Ces gneiss kinzigitiques reposent visiblement sur les paragneiss a2ζ.

 Les paragneiss à biotite, indifférenciés (a2ζ sur la Figure I-6), constituent un ensemble assez monotone et puissant (Boissonnas et al., 1974). Le gneiss type est à quartz, oligoclase, biotite et sillimanite, souvent aussi à grenat. On rencontre également la cordiérite, l’orthose et parfois la muscovite secondaire.

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Figure I-6. Carte géologique du massif de l’Ursuya (adapté de Boissonnas et al., 1974 ; légende structurale disponible sur la Figure I-7)

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Ces deux formations principales s’accompagnent en outre de matériaux Cambro-Ordoviciens et de roches éruptives développées sur le secteur objet de la présente étude (Figure I-6) :

 Ainsi, à l’ouest de la zone d’étude on trouve quelques affleurements de formation détritique (K-0a sur la Figure I-6) datée de la base du Cambro-Ordovicien. Très diversifiées lithologiquement, elles se présentent avec des couleurs d’altération bien contrastées, dont l’association est souvent caractéristique. Les roches les plus représentées sont des gneiss arkosiques. On trouve également des gneiss à épidote, des amphiboles, des micaschistes et des gneiss à silicates calciques. Ce Paléozoïque de base était, avant le métamorphisme, un ensemble de pélites et de grès plus ou moins arkosiens, avec des intercalations de marnes et de calcaires (Boissonnas et al., 1974). Des intercalations remarquables sont à noter. En particulier, on constate la présence de cipolins (C sur la Figure I-6) accompagnant parfois cette formation détritique. Ces cipolins représentent les termes les plus purs de la sédimentation carbonatée calcique. Ces calcaires métamorphiques s’intercalent en lentilles dans la série et sont largement cristallisés. Ils ont été exploités dans les Massifs Basques jusqu’à quasi-épuisement pour une utilisation dans les fours à chaux. Cependant, même si des affleurements remarquables sont visibles dans ce secteur géographique, il n’en est rien sur le massif de l’Ursuya. Boissonas et al. (1974) n’en font mention sur la feuille d’Iholdy qu’à l’extrémité sud-ouest de la zone qui nous intéresse. Nous verrons pourtant que la présence de cipolins en profondeur peut-être avérée au cœur du massif et que cela a des conséquences importantes sur les écoulements souterrains et plus particulièrement sur la géochimie des eaux (Chapitre 3).

 Des roches éruptives apparaissent également au sein de ce massif cristallin. On trouve ainsi, à l’est du massif de l’Ursuya des diorites quartzites à biotite et grenat (η sur la Figure I-6). Cette roche, qui paraît être associée au complexe inférieur des gneiss basiques, est massive et homogène et formée de quartz, de plagioclase calcique et de biotite. Enfin, les pegmatites (P sur la Figure I-6) représentent un aspect très connu de la géologie locale. Certaines lentilles étaient en effet exploitées sur le massif du Baïgoura. Ces pegmatites, observables en particulier au sud-ouest du secteur étudié, sont potassiques et riches en biotite.

L’ensemble de ces matériaux, et particulièrement les gneiss et les paragneiss constituant majoritairement le massif de l’Ursuya, sont le lieu de circulations d’eaux souterraines importantes, elles-mêmes soumises à une forte exploitation pour l’alimentation en eau potable. Nous verrons que, dans ce type de milieux, les écoulements en question sont largement contrôlés par la présence de discontinuités (failles, fractures, fissures, linéaments), mais également par la mise en place de matériaux issus de l’altération des roches décrites ci-dessus. Les données initiales concernant ces deux aspects ainsi que les précisions apportées au cours de ces travaux sont présentées dans les paragraphes qui suivent.

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