Le Conflent est une comarque et région naturelle des Pyrénées-Orientales, héritière de l'ancien comté de Conflent et de la viguerie de Conflent.
Toponymie Du latin "Confluentes", venant de "Confluere" voulant dire: couler ensemble, en référence à la moyenne vallée du Têt, ou confluent les principaux affluents de cette rivière.
Géographie La région du Conflent correspond géographiquement aux haute et moyenne vallées de la Têt (Tet) et ses alentours entre Rodès et Mont-Louis. En amont, c'est la Haute-Cerdagne ; en aval, le Riberal.
Au Moyen-Âge, il incluait le comté de Conflent.
Sa capitale est Prades (Prada).
Le Conflent est dominé par le Canigou (Canigó) au sud et le massif du Madrès au nord.
Une partie de la région est incluse dans le parc naturel régional des Pyrénées catalanes. Communes limitrophes
Géologie Pour résumer ci-dessous la géologie du Conflent, il est commode d'étendre la limite du Conflent dans son coin sud-ouest à partir de celle définie dans la Gran Enciclopèdia Catalana, jusqu'à une ligne qui passe par Cambre d'Aze - c'est-à-dire jusqu'à approximativement la limite occidentale du massif gneissique de Carança.
vignette|centre|redresse=2.0|Vue vers des parties des massifs gneissiques du Canigou et de Carança, Conflent.
En ce qui concerne le risque sismique, la partie occidentale du Conflent se trouve dans une zone de sismicité 4 (moyenne), et la partie orientale dans une zone de sismicité 3 (modérée).
Comme le montre la carte géologique, en particulier pages 417-8., la géologie de Conflent est complexe. Les paragraphes suivants tentent simplement de résumer les principales caractéristiques de manière très simplifiéeUn résumé faisant autorité sur la géologie du Conflent peut être trouvé à paras 3-8 de : ..
vignette|centre|redresse=2|Conflent sur une carte géologique des Pyrénées.
Conflent est située dans la zone axiale de la chaîne de montagnes des Pyrénées, c'est-à-dire le socle varisque des Pyrénées. L'orientation générale de cette zone est ouest-est. Les Pyrénées 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 70 à 30 millions d'années.
vignette|centre|redresse=3|Conflent - carte simplifiée de la géologie de surface.
Chronologie Les formations géologiques les plus anciennes du Conflent datent d'environ 600 à 470 millions d'années et sont d'âge précambrien (édiacarien), cambrien et ordovicien inférieur. À l'origine, ces formations étaient principalement constituées de sédiments marins - argile, sable, gravier et dépôts calcaires.
Au cours de l'Ordovicien, il y a 470 millions d'années, 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.
Après cette période, au cours de l'Ordovicien supérieur, du Silurien, du Dévonien et du Carbonifère, d'autres sédiments marins, notamment calcaires, datent d'environ 450 à 330 millions d'années, se sont déposés.
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 pré-hercyniennes ont été métamorphisées, notamment en schistes et en marbres. Les granites ordoviciens ont également été métamorphosés en divers types de gneiss.
Au cours de cette orogenèse hercynienne, du magma s'est à nouveau infiltré dans les formations susmentionnées. Il s'est solidifié en profondeur en diverses formes de granite.
Il y a également eu à cette époque hercynienne une minéralisation ferrugineuse (et autre) importante, en particulier dans certaines couches calcaires précambriennes..
En plus, on pense que c'était vers la fin de l'orogenèse hercynienne quand plusieurs filons de quartz ont été injectées dans diverses formations.. Par exemple, le filon des Esquerdes de Rotjà, longues d'environ 5 km et larges de 20 à 30 mètres, a été mis en place dans le granite de Costabonne.. On pourrait raisonnablement dire qu'il s'agit de l'affleurement d'un filon de quartz le plus frappant des Pyrénées : "The largest and widest giant quartz veins of the Pyrenees are found in the Canigó Massif." (« Les filons de quartz géants les plus grands et les plus larges des Pyrénées se trouvent dans le massif du Canigó. »). Les Esquerdes de Rotjà présentent le plus impressionnant de ces affleurements de filons de quartz dans le massif. On pourrait donc raisonnablement dire qu'il s'agit également de l'affleurement d'un filon de quartz le plus frappant des Pyrénées..
Les plissements et les failles ont été intenses pendant l'orogenèse hercynienne, mais deux structures majeures dominaient. L'une était un très large anticlinal traversant la zone Canigou-Carança, et l'autre était un synclinal large dont l'axe s'étend aujourd'hui vers le nord-ouest à partir des environs de Villefranche-de-Conflent. Ainsi, les formations pré-hercyniennes les plus anciennes apparaissent à la surface au cœur du massif du Canigou (par exemple), et les plus récentes autour du Mont Coronat, para 6..
Au cours des 250 millions d'années qui ont suivi, les formations susmentionnées ont été recouvertes par des couches sédimentaires plus jeunes. Toutefois, il ne reste que très peu de traces de ces formations mézozoïques en Conflent (bien qu'elles apparaissent en surface plus au nord, dans le Fenouillèdes, et au sud-est, près d'Amélie-les-Bains).
vignette|Le village d'Escaro, et l'ancienne carrière de spath-fluor.
Cependant, il est possible que les importants gisements hydrothermaux de fluorine découverts près d'Escaro aient été mis en place pendant une période de rifting mésozoïque, il y a environ 90 millions d'années.. Ces gisements ont été extraits dans une immense carrière qui a fermé en 1991. On dit que c'est le plus important gîte de fluor de France..
Pendant la période de formation des montagnes dans les Pyrénées mentionnée ci-dessus (il y a environ 70 à 30 millions d'années, notamment pendant l'Éocène), les formations mésozoïques du Conflent ont été éliminées presque partout par le soulèvement et l'érosion. Les roches plus anciennes de la zone axiale ont été comprimées vers le haut et ramenées à la surface.
Au cours de l'activité tectonique de la période de construction des montagnes pyrénéennes et/ou plus tard, un certain nombre de failles majeures étaient actives en Conflent. Certaines de ces failles marquent aujourd’hui des limites importantes entre différentes formations géologiques. Par exemple, la faille de Merens marque une limite entre les calcaires dévoniens qui s'étendent au nord-ouest de Villefranche-de-Conflent et les formations cambriennes au nord-est, Annexe 2, F104.. En plus, l’activité de certaines d’entre elles a eu un impact significatif sur la topographie du Conflent, comme expliqué ci-dessous.
Par ailleurs, la faille de la Têt, une faille normale majeure à pendage nord-ouest s'étend de la Cerdagne, vers le nord-est jusqu'à Nyer, puis vers Taurinya et ensuite au-delà de Rigarda ., Annexe 2, F137.. Elle définit une ligne le long de laquelle se trouvent de nombreuses sources d'eau chaude.. Certaines de ces sources chaudes sont aujourd'hui utilisées dans des centres thérapeutiques, comme à Vernet-les-Bains et à Thuès-les-Bains ..
Au nord-est de Nyer, la faille de la Têt se bifurque. Sa branche sud définit la limite nord-ouest des gneiss des massifs de la Carança et du Canigou. La branche nord définit la limite sud-est du bassin miocène du Conflent (voir ci-dessous)... Les deux branches se rejoignent à proximité d'Estoher. Entre ces deux branches se trouve une zone, large de trois kilomètres maximum en général, elle-même traversée par plusieurs failles secondaires, de formations à dominante précambrienne. Entre Escaro et Taurinya, cette zone marque une partie de la « ceinture de fer du Canigou » dans lequel l'exploitation minière s'est déroulée pendant des siècles..
L'activité tectonique le long d'une faille entre Fillols, Py et Mantet, aussi à pendage nord-ouest, a accentué le soulèvement du massif du Canigou, Annexe 2, F130.. Entre Fillols et Py, cette faille marque également la limite ouest du granite hercynien du massif du Canigou.
Lors d'une période d'extension crustale sur le flanc nord des massifs du Canigou et de Carança, à partir d'environ il y a 25 millions d'années, le bassin tectonique du Conflent s'est ouvert, Fig. 8.. Au cours de la période du Miocène, d'énormes quantités de sables grossiers et de blocs de gneiss ont été déversés dans ce bassin par des éboulements, et par les rivières descendant des flancs de ces massifs. Des matériaux dérivés du schiste et du granite ont également été transportés dans ce bassin en provenance du nord et du sud-est...
Il y a environ 5 Ma, pendant le Pliocène, le niveau de la mer Méditerranée s'est élevé rapidement (la « transgression zancléenne »).. La mer est montée jusqu'à Rodès et Vinça. La mer a laissé des couches de dépôts marins sableux. Au fur et à mesure du retrait de la mer, le fleuve Têt a déposé sur le dessus des matériaux plus grossiers dits « fluviotorrentiels ». Ces derniers contiennent des galets de nature variée - granite, gneiss, schiste, marbre, quartz, etc.
Enfin, au cours de la période quaternaire des deux derniers millions d'années, des conditions glaciaires et périglaciaires ont prédominé la plupart du temps. Des rivières au débit puissant, charriant parfois de grandes quantités de galets, de sable et de limon, ont creusé de larges terrasses dans certaines vallées, puis y ont déposé les matériaux qu'elles transportaient. On trouve ces terrasses aujourd'hui dans la vallée de la Têt et dans les parties inférieures de certains de ses affluents..
Des dépôts fluviaux quaternaires sous forme de cônes de déjection sont également présents dans certaines zones.
Les périodes froides du Quaternaire ont également vu le développement de plusieurs glaciers dans les hauteurs du Conflent.. Les moraines et autres dépôts glaciaires sont donc présents dans cette région, surtout dans les hautes vallées des massifs du Canigou, de Carança et du Madrès.
Zones géologiques en Conflent Les formations géologiques les plus anciennes (essentiellement édiacariennes et cambriennes) se trouvent :
- dans une vaste zone qui s'étend au sud-est du col de Sansa, au-delà de Canaveilles et de Jujols (ces deux villages ont donné leur nom à des groupes géologiques de cette période) ;
- dans une autre grande zone qui se situe au nord-est de la faille de Merens, centrée sur Urbanya, et qui s'étend presque jusqu'à Prades ;
- dans une zone relativement étroite au pied de la faille de la Têt, du nord-est d'Escaro jusqu'à Clara-Villerach (c'est dans cette zone que l'on trouve d'importants gisements de minerai de fer et de fluorine) ;
- dans une zone en forme de croissant dans le massif du Canigou, de Balaig, vers le sud jusqu'au Pic du Canigou, puis à l'est jusqu'à Py ; et
- dans une zone située à l'est du massif du Canigou, qui s'étend d'Estoher vers le sud-est jusqu'à Baillestavy et Valmanya. Cette zone peut également être considérée comme une extension nord-ouest du massif des Aspres. Autour de Baillestavy et Valmanya, on trouve également d'importants gisements de minéraux.
- dans une zone située en bordure du massif de Carança, dans un coin sud-ouest du Conflent.
Les gneiss ordoviciens occupent une zone presque continue qui se trouve au sud de la faille de la Têt et qui s'étend vers l'ouest depuis le massif du Canigou jusqu'à Cambre d'Aze en passant par les massifs de Tres Estelles et de Carança.