TOME 102 1965 Numéro 1 Série B PVj' « 5,/ <7c/ . J ~ » A C T E k DE LA MUS. COMP. ZOOL. LIBRARY FEB 9 1970 HARVARD UN1VERS1TY SOCIETE LINNEENNE if -t DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 RÉFLEXIONS SUR LA STRATIGRAPHIE de l'éocène marin de l'extrémité orientale du bassin d'Aquitaine Mauricette VEILLON et Maurice GOTTIS Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX îEQ.'s-oQ.o’a MM 1965 N° 1 Série B TOME 102 CTES d0 la SOCIETE U N NE EN NE de BORDEAUX Séance du 7 mai 1965. REFLEXIONS SUR LA STRATIGRAPHIE DE L'EOCENE MARIN DE L’EXTREMITE ORIENTALE DU BASSIN D’AQUITAINE par Mauricette VEILLON et Maurice GOTTIS Extrait du rapport sur le Paléogène du sud-est de la France Colloque sur le Paléogène de Bordeaux LE CADRE PALEOGEOGRAPHIQUE : Les contrées qui s'étendent dans la partie orientale du Bassin Aquitain ont supporté, durant la majeure partie du Paléogène, une succession de paysages continentaux parsemés de grands lacs. Pendant la première partie de cette période, toutefois, un étroit domaine maritime dessinait, au sein de ces terres, un diverticule profond s'insinuant entre la Montagne Noire et les Pyrénées. Vers l'ouest, ce chenal débouchait sur le golfe aquitain dont il constituait l’extrémité orientale. Au sud, le rivage dessinait, semble-t-il, une succession de sinuosités soulignant le modelé struc¬ tural du massif du Mouthoumet. La côte septentrionale devait être basse et parsemée d'appareils deltaïques. Vers l'est, ce golfe marin se terminait en doigt de gant, au nord de Béziers dans la région de St-Chinian ; tandis que la dépression subsidente qui l'accueillait, se prolongeait en milieu continental, au-delà d'un seuil transversal, en direction de la Provence. LES DONNEES DE LA LITTERATURE CLASSIQUE SUR L'EOCENE DES CORBIERES ET DU DETROIT DE CARCASSONNE : Au nord des petites Pyrénées, les matériaux paléogènes et mésozoïques se trouvent intéressés par une série de plis d'orientation E W, moulés sur les déformations de leur substratum. Le contenu sédimentaire des divers synclinaux qui s'échelonnent ainsi, du sud vers le nord, se montre différent tant par la gamme des terrains représentés que par les faciès des assises réputées syn¬ chrones. L'interprétation chronostratigraphique des différentes successions connues ne paraissait, jusqu'en 1958, pouvoir subir que des retouches mineures. Elle se fondait sur les travaux classiques de BARRABE, BRESSON, CASTERAS, DEPERET, DONCIEUX, DUPLAN, H. FILHOL, P. GE R VAIS, HEBERT, A. F. de LAPPARENT, LEYMERIE, RAULIN, ROUSSEL, TALLAVIGNES, VASSEUR. 1 D'après ces études, les premiers dépôts tertiaires présentent dans les synclinaux méridionaux de Rennes-les-Bains et de Couiza une étroite parenté avec les niveaux correspondants des petites Pyrénées. Celle-ci se manifeste par l’intrication de faciès marins à Micraster tercencis et de faciès continentaux argilo-détritiques "Garumnien". Des calcaires à Milioles sont attribués au Thanétien tandis que le Sparnacien des auteurs est représenté par des marnes à Huîtres et Ceri- thes passant à des faciès bariolés et détritiques. Dans le synclinal de Couiza, à la base de cet étage se manifestent des couches laguno-continentales à gypse. L'Yprésien comporte au sein de marnes et calcaires gréseux plus ou moins conglomératiques, des développements irréguliers de calcaires à Lithothamnium avec de nombreuses Milioles et Alvéolines. Deux termes superposés, marnes à Turritelles et calcaires marneux ou grès à Nummulites atacicus LEYMERIE, seraient d'âge lutétien. Cet Eocène moyen se termine par des assises de plus en plus détritiques passant au poudingue de Palassou. Le synclinal plus septentrional d'Albas-Limoux montre des caractères nettement marginaux avec d'importantes intercalations continentales ou lacustres. Ainsi apparaissent sur les calcaires daniens des sables et argiles réfractaires continentaux considérés comme équivalents latéraux des faciès à Micraster tercencis des régions plus méridionales. Les assises sus-jacentes attribuées au Thanétien présentent un faciès lacustre (calcaire à Physa prisca NOUL.) ; elles passent progressivement, vers le haut, à des couches toujours à dominance calcaire qui en quelques points (gisement de Ventefarine) ont livré une faune saumâtre. Ce complexe laguno-lacustre correspond au Thanétien supérieur. Le Sparnacien des auteurs est représenté par des marnes rosées et des grès laguno-marins à Ostrea uncifera LEYMERIE, Turri¬ telles et Cerithes ainsi que par des épisodes lacustres à Physa draparnaudi MATHERON. On attri¬ bue classiquement à l'Yprésien un calcaire à Alvéolines, Milioles et Nummulites. La formation des marnes dites lutétiennes correspond elle aussi à une alternance cyclique de faciès littoraux marins ou lagunaires et se termine par des grès plus ou moins lumachelliques à traces végétales. Cet horizon, dernier témoin local des influences marines, est considéré comme déposé au Lutétien inférieur. La partie supérieure de l'Eocène moyen et la base de l'Eocène supérieur sont repré¬ sentées par des molasses continentales (molasse lutétienne de Carcassonne et molasse bartonienne de Castelnaudary). La première de ces formations est accidentée par des épisodes de calcaires lacustres à Bulimus hopei DE SERRES et Planorbis pseudammonius SCHLOTHEIM. La puissance des sédiments tertiaires accumulés dans le synclinal de Limoux-Albas dépasse largement le millier de mètres. Le synclinal de Carcassonne doit son individualisation, à Test de cette ville, à la présence de la ride anticlinale de la montagne d'Alaric. Cette cuvette, qui s'appuie, vers le nord, sur le versant méridional de la Montagne Noire, montre le développement d'une puissante formation de calcaires à Lithothamnium et Alvéolines classiquement attribués au Lutétien. Les calcaires à Alvéolines transgressent en direction du N.-E. (entre Félines et St-Chinian), les assises paléo¬ zoïques de la Montagne Noire. Vers l'W.-N.-W. au contraire, ils reposent entre Félines et Villespy sur des formations continentales et lacustres. Cet ensemble inférieur au calcaire à Alvéo¬ lines est peu épais (une centaine de mètres) alors que, sur l’autre versant du synclinal (Alaric) environ 400 m de couches déposées depuis le Crétacé supérieur (de LAPPARENT 1948) séparent le môme calcaire de la surface du Paléozoïque. Le calcaire à Alvéolines offre sur les deux versants du synclinal d'intéressantes variations de puissance et de faciès liées à la répartition de trottoirs d'Algues ou de corps sableux. En bordure même de la Montagne Noire, les exutoires de divers cours d'eau se manifestent par des appareils deltaïques accompagnés d'épandages conglomératiques : à l'extrémité occidentale du massif pri¬ maire, près d'Issel, les calcaires marins se fondent en quelques centaines de mètres dans la masse des apports détritiques débordant le golfe du Castrais. Les marnes à Nummulites succédant normalement aux calcaires sont puissantes de plusieurs centaines de mètres et couronnées par des grès à Huîtres. Ce complexe est, dans la zone de T Alaric, directement recouvert par la formation détritique de Carcassonne. 2 - Dans le centre du bassin, divers anticlinaux ou écailles permettent l'observation de ces marnes à Nummulites toujours épaisses et de leur rapport avec les séries sus-jacentes. C'est ainsi qu'à la base des molasses de Carcassonne apparaissent des intrications de marnes grises à Cerithes. Ces marnes succèdent, localement, aux grès à Huîtres et admettent des intercalations lenticulaires de calcaires lacustres. Le pli d'Oupia montre, au toit d'une masse (1) homogène de marnes à Turritelles, une épaisse carapace de calcaires lacustres à Bulimus hopei DE SERRES, dit "cal¬ caire de Ventenac ". La série détritique sus-jacente est divisée par un deuxième épisode lacustre dit "calcaire d'Agel". H est satisfaisant pour l'esprit, sinon exact, d'assimiler l'assise détri¬ tique inférieure dite "série des grès d'Assignan" à la molasse de Carcassonne et le complexe supérieur ou "grès d'Aigne ”, localement discordant, à la molasse de Castelnaudary, c’est-à-dire au Bartonien. Le long de la Montagne Noire, la modification de faciès la plus sensible est, sans conteste, celle qui affecte les marnes à Nummulites, réduites dans la région de Minerve à quelques mètres de vases lagunaires à Huîtres. Les épisodes calcaires de Ventenac et d’Agel disparaissent au sein d'une vaste décharge de matériaux continentaux entre Félines et Villegly, ainsi qu'à l'W. de Villespy. En ces points, la sédimentation molassique débute dans l'Eocène inférieur et intéresse¬ rait la totalité de l'Eocène moyen et supérieur, présents dans la série. Divers gisements de Mammifères ont été mis en évidence à travers le bassin dans les molas¬ ses de l'Eocène moyen et supérieur. Etudiés par d'éminents spécialistes : P. GERVAIS, FILHOL, DEPERET, ces gisements ont permis à ce dernier auteur de donner les éléments d'une stratigraphie des formations détritiques de comblement. H distingue ainsi de haut en bas grâce à la phyllogénie des Lophiodontidés : V - horizon à Lophiodon lautricense NOULET développé à la base de la molasse "barto- nienne" de Castelnaudary. IV _ horion ^ i Lophiodon isselense mut. carcassense DEPERET. I Lophiodon leptorhynchus FILHOL. III - horizon à Lophiodon tapiroïdes CUVIER. Lophiodon isselense CUVIER. Lophiaspis occitanicus DEPERET. n - horizon I - horizon à Lophiaspis baicheri DEPERET. Les niveaux I, II, III et IV s'étagent au sein de la molasse de Carcassonne d'âge ypréso-lutétien. A l'W. de Carcassonne les différents éléments structuraux, individualisés à l'extrémité E. du golfe aquitain, perdent de leur relief et cèdent la place à une seule et vaste cuvette synclinale matérialisée par la continuité de l'auréole des molasses de Castelnaudary. Celles-ci sont couron¬ nées par des récurrences de calcaires lacustres et de gypse où ont été recueillis, en plusieurs points, les restes d'une faune caractérisée par Paléothérium magnum CUVIER et Xiphodon gracile CUVIER. Dans l'axe de la cuvette, la sédimentation molassique se poursuit (Pamiers, Relpech) à tra¬ vers la succession de l'Oligocène se raccordant, ainsi, aux régions occidentales du bassin. L’INCIDENCE DE TRAVAUX RECENTS SUR UNE NOUVELLE ACCEPTION DE LA STRATIGRAPHIE LOCALE : Dans le cadre des études conduites par le laboratoire de Géologie de Bâle, L. HOTTINGER a donné, en 1958, une fine analyse stratigraphique du lambeau de poussée éocène du Mont Cayla, accolé au front chevauchant des écailles de St-Chinian. 1- 400 m d’après les résultats d'un sondage récent : Oupia I, de la Cie d'Exploration Pétrolière. 3 La révision des diverses coupes réparties dans le bassin a conduit (1960) notre confrère helvé¬ tique, par comparaison avec les séries nummulitiques circumméditerranéennes à attribuer aux calcaires marins et aux " marnes à Assilines " sus-jacentes, un âge infracuisien (üerdien au sens des dernières publications de cet auteur). Les recherches entreprises par le laboratoire de Géologie approfondie de Bordeaux (thèses et diplômes de MM. BENEST, BIGOT, CHAIGNE, COURRIER, GUICHARD et ROUSSEAU, sous la direction de M. VEILLON et M. GOTTIS) sur l'Eocène du synclinal de Carcassonne conduisent à des conclusions analogues à celles émises par L. HOTTINGER. En bref, les éléments de biozonation stratigraphique fondés sur l'étude des Alvéolines et Num- mulites permettent de proposer selon une coupe sud-ouest-nord-est, de Coustouges à Minerve, le tableau de corrélation de la figure IL La vérification de ce schéma tendrait à la fois à vieillir et à limiter plus étroitement dans le temps l'ingression marine affectant le sillon subsident qui pro¬ longe à l'est le bassin d'Aquitaine. Les premières manifestations marines seraient, dans cette région, d'âge Thanétien-Sparnacien (les assises inférieures aux premiers calcaires à Alvéolines se situant à la base du Thanétien ou dans le Montien). La rémission de ces influences se serait produite à une époque immédiatement antérieure à celle du dépôt des sables de Cuise. RAPPORTS ECOLOGIQUES SOMMAIRES ENTRE L'EOCENE DU DETROIT DE CARCASSONNE ET DU BORDELAIS : Le type des microfaunes recueillies conduit à rapprocher les dépôts qui les contiennent des formations marines de base de l'Eocène de l'Aquitaine occidentale plutôt que des séries classiques des Basses-Pyrénées où les formes pélagiques sont beaucoup plus abondamment représentées. Dans la région bordelaise la transgression éocène s’est développée sur un paysage modelé, dans les matériaux du Crétacé supérieur. Les premiers dépôts succédant au ravinement du subs¬ tratum secondaire présentent un caractère éminemment détritique et continental. De faible épais¬ seur, 10 à 20 m, cet épandage est ceinture de dépôts côtiers, calcaire au sud (Saucats et Cabanac), marnes bleues (sondage Maubuisson 1) à l'W. Diverses Alvéolines ont été signalées dans ces formations : A. avellana HOTTINGER, A. cucumiformis HOTTINGER, A. lepidula (SCHWAGER), ainsi que quelques Opertorbitolites. L'ensemble du Bordelais et du Médoc, à l'exception du Verdon, a été par contre envahi par une mer qui a déposé des marnes à Alveolina corbarica HOTTINGER et A. laxa HOTTINGER auxquelles sont associées tout d'abord : Nummulites praecursor DE LA HARPE et N. subplanulatus soerenbergensis DE LA HARPE, puis jusqu'au Verdon : N. globulus LEYMERIE et N. exilis DOUVILLE. Des formes pélagiques (Globorotalia formosa BOLLI, Gl. aragonensis NUTTALL. Gl. rex MARTIN, Gl. wilcoxensis CUSHMAN et PONTON) se trouvent, vers le sud de Saucats, Cabanac, mélangées à la microfaune benthique. Enfin des sables à Num¬ mulites pernotus SCHAUB, Nummulites planulatus LAMARCK et Alveolina oblonga d'ORBIGNY attei¬ gnent, aux affleurements, les abords de Royan. La similitude des successions en bordure de la Montagne Noire et dans le Bordelais, ainsi que leurs rapports géographiques mutuels, soulignent l'homogénéité relative de la bordure nord du chenal éocène. La conquête de la marge continentale par les eaux marines s'est également développée pendant la deuxième moitié du Paléocène avec un cortège semblable de conditions écologiques. L'apparente superposition directe des marnes ou cal¬ caires marneux à Alveolina corbarica aux calcaires à Alveolina cucumiformis, conduirait à suppo¬ ser l'existence, dans le Bordelais, de lacunes localisées de dépôts correspondant dans l'échelle de HOTTINGER, aux horizons à A. ellipsoïdalis SCHWAGER et A. moussoulensis HOTTINGER. Il est toutefois permis de se demander si l'absence de ces formes vers l'ouest est bien due à une lacune de dépôts et non à une barrière écologique. L'association dans la région de Coustouge d'A. cucumiformis avec A. moussoulensis incite à admettre la possibilité d'une localisation stratigraphique moins étroite pour cette première for¬ me et la continuité éventuelle des dépôts yprésiens dans le Bordelais. - 4 - Enfin les affinités cuisiennes ( A. ci. oblonga d’ORBIGNY et n. ci. pernotus SCHAUB des grés supérieurs à Huîtres et des marnes à Cerithes de Tourouzelle au-dessus des premiers bancs de calcaires lacustres dits "de Ventenac ", apporteraient une confirmation locale de points de vue défendus par BRESSON (1896-1897-1900). RELATIONS PALEOGEOGRAPHIQUES ENTRE LE DETROIT EOCENE DE CARCASSONNE ET LES DEPRESSIONS BAS-LANGUEDOCIENNES ET PROVENÇALES : De délicats problèmes intéressent les corrélations avec les séries lacustres du Sparnacien indi¬ vidualisées sur le versant sud du golfe (PLAZIAT 1962, VILLATE 1962). L'individualisation d'un Thanétien et d'un Sparnacien laguno-marin (voir L. FEUGUEUR) y est contestée (G. DENIZOT 1962(1. La présence de conglomérats à grandes Nummulites intercalés dans les horizons à A. moussoulen- sis (HOTTINGER 1958) du mont Cayla, suggère la proximité d'un rivage sur le versant nord de la future nappe des Corbières orientales. A l'est de St-Chinian, le Bas-Languedoc et la Provence se montrent parsemés de cuvettes et sillons tertiaires contenant des sédiments éocènes réputés lacus¬ tres. Des travaux récents et inédits du Laboratoire de la Cie d'Exploration Pétrolière ont permis à J. BELON de mettre en évidence la présence de Foraminifères Rotalidae ou Opthalmidiidae dans les assises de ces régions orientales, attribuées classiquement au Lutétien. Il est vraisemblable que de tels dépôts aujourd’hui discontinus ont été engendrés sous une même nappe d'eau dessalée, mais en relation avec le golfe aquitain. Celle-ci devait constituer, comme au Danien (RECH FROLLO), une sorte de diverticule analogue à la mer Baltique actuelle, au-delà, d'un détroit situé sur l'emplar cernent du méridien de Cazouls-lès-Béziers. BIBLIOGRAPHIE ASTRE G. : 1922. Plissements localisés au fond de la mer nummulitique sur le versant méridio¬ nal de la Montagne Noire. B.S.G.F. (4), t. XXII, p. 221-224. ASTRE G. : 1948. Le dôme rompu de Marion dans le Nummulitique de St-Martin-le-Vieil. B. S.G.F. (5), t. XVII, p. 415-422. BARRABE L. : 1936. Sur les variations de faciès de l'Eocène supérieur du Minervois. C. R. Som. Soc. Geol. Fr. (5), t. VI, p. 92-94. BENEST M. : 1965. Contribution à la connaissance géologique de l'avant-pays de la nappe des Corbières orientales entre Villerouge-Terménés et Narbonne. Thèse 3e cycle Bordeaux (ronéotypé), 2 vol., 121 p., 1 carte géol. 1/50 000e, 26 pl. BIGOT M. : 1965. Contribution à l'étude du tertiaire du bassin de Carcassonne (Montagne d'Alaric- Minervois). 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COM LiBRARY FEBd 1Q7Q Harvard yNtvfc-rsoi ' ^ S 0 CIï T B LINNEENRE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 A PROPOS DE MOUVEMENTS TECTONIQUES RÉCENTS dans les Corbières M. BENEST et M. GOTTIS Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX ME 102 1965 CTES de la SOCIÉTÉ N° 2 Série B LINNÉENNE de BORDEAUX Séance du 9 janvier 1965 A PROPOS DE MOUVEMENTS TECTONIQUES RECENTS DANS LES CORBIERE S par M. BENEST et M. GOTTIS L'âge et le style des dernières manifestations tectogénétiques en Languedoc ont fait l'objet de controverses engagées depuis déjà de longues années. A l'Eustatisme généralisé proposé par B AU LIG, ont été opposées diverses observations conduisant à admettre, à la limite des temps pliocènes et quaternaires, la manifestation de déformations souples et cassantes. Parmi les faits cités, il convient d'évoquer : 1° - La déformation des surfaces d'aplanissement ou des glacis d'épandages du Pliocène supé¬ rieur en Camargue (G. DENIZOT) et dans la région montpelliéraine (GEORGE, DENIZOT, DREYFUSS, GOTTIS, BONNET). 2° - Le dégagement d'un relief structural localement vigoureux aux dépens de ces surfaces fini- pliocènes, soit au pic St-Loup, soit dans les Corbières (BRUNET, GOTTIS). 3°- L'évolution récente du réseau hydrographique sub-aérien ou hypogée (GEZE, GOTTIS). 4° - L’existence d'accidents, failles ou flexures, affectant le Pliocène supérieur à la limite de La Costière et de la Vistrenque (G. DENIZOT) ou à proximité de Bize (S.N.P.L.M. , carte au 1/200.000° du Languedoc-P. BRUNET, thèse p. 96) et de Lézignan-Corbières (ELLENBERGER). De récentes études effectuées le long de la vallée de l'Orbieu, entre Lézignan-Corbières, Fa- brezan et Ribaute, sur la terminaison périanticlinale du pli de l'Alaric, amènent à proposer un âge quaternaire pour l'ultime jeu de certaines déformations cassantes. LES DERNIERS DEPOTS DE LA VALLEE DE L'ORBIEU Dans le domaine considéré, la vallée de l'Orbieu se dégage du cadre montagneux au sein du¬ quel est creusé son cours supérieur. Plusieurs glacis d'épandage emboîtés se développent alors en direction du point de confluence avec l'Aude. Les vestiges d'une nappe supérieure de cailloutis située en rive gauche, couronnent une série de buttes isolées du fait d'une vigoureuse érosion plus tardive. L'abbé A. F. de LAPPARENT a décrit avec clarté la disposition inclinée de cette formation dont la pente vers l'Est, croît de 0,50 à 0,75 % à l'approche de l'abrupt de la grande faille trans¬ verse affectant l'anticlinal de la montagne d'Alaric. Des placages de ce glacis dominent le lit du ruisseau des Mattes de plus de 80 m, alors que vers l'aval, au nord de Fabrezan, ils se tiennent à une vingtaine de mètres au-dessus du cours de l'Orbieu. La surface de base de ces dépôts tran¬ che les assises du Paléocène ou reppse sur des marnes lacustres et limons attribués au Pliocène. 1 Au nord de Fabrezan, à hauteur de Ferrais, mais en rive opposée, les cailloutis s'enchevê¬ trent à leur sommet avec des limons et tufs formant de petits entablements échelonnés en gradins, relevés vers le N. -W. Ces dépôts d'eau douce furent tout d'abord attribués au Quaternaire (feuille de Carcassonne, 1ère édition), l'abbé A. F. de LAPPARENT (1949), en raison de leur intrication avec les cailloutis supérieurs, les a considérés comme sensiblement synchrones de ces derniers et d’âge pliocène supérieur. Cette assignation stratigraphique se fonde sur l'altitude élevée au-dessus du thalweg actuel, à laquelle se tient vers l'amont ce glacis au profil concave. Certains dépôts pliocènes présentent dans le Narbonnais une altitude relative comparable. P. BRUNET (1957) a, par contre, admis sans discussion un âge quaternaire tyrrhénien pour ce glacis supérieur directement recouvert à l'est-nord-est de Ribaute, au Planai de Pechlat, par des cailloutis calcaires bien calibrés, plats, anguleux, lités avec fort pendage. Le même auteur a cité, au-dessus des tufs de Ferrais "la présence de 6 m d'argile sableuse avec quelques rares bancs de 5 à 6 cm d'épaisseur de petits graviers inférieurs au centimètre, en pente de 14 % vers l'est" et a attribué à ces recouvrements une origine cryoclastique. Deux autres terrasses s’emboîtent dans ce glacis supérieur et s'étagent à des hauteurs moin¬ dres, mais à peu près constantes : 15 m et 3 m, au-dessus du cours actuel de la rivière. De telles alluvions sont unanimement attribuées aux activités quaternaires de l'Orbieu. Le cailloutis qui se tient à 15 m aurait une origine climatique d'âge wurmien ; il serait contemporain de la ré¬ gression préflandrienne. La basse terrasse serait liée à la transgression flandrienne. LA FAUNE DES TUFS DE FERRALS Le plateau de Graffan~Estamousse offre plusieurs coupes des tufs. Celles-ci montrent la suc¬ cession au-dessus, soit de cailloutis supérieur, soit de marnes et limons du Pliocène : a) - d'une faible épaisseur (0,30 à 0,80 m) d'argiles panachées à galets où s'intercalent rapi¬ dement des lits de poupées calcaires. b) - des limons blanchâtres et tufs à Gastéropodes : 1,50 m, c) - des travertins et calcaires lacustres : 5 à 6 m, d)- des limons à Gastéropodes. Les auteurs de la première édition de la feuille de Carcassonne ont noté la présence, dans les tufs développés entre Ferrais et Fontcouverte, de Mollusques (Hélix, Limnées, etc.) et de Végé¬ taux, tous quaternaires. M. COMBES (1962) a signalé dans ces assises plusieurs gisements de Gastéropodes fossiles. Il a cité : - Planorbis rotundatus (Poiret) - Planorbis planorbis (L. ) - Bythinia tentacula (L. ) - Lymneae palustris (Muller) forme corvus Gmelin - Lymneae stagnalis (L. ) - Lymneae peregra - Vallonia pulchella (Millier) - Physa acuta (Drap. ) - Theba pisana (Müller) - Cochelicella acuta (Müller) - Helicella (Trochoidea) elegans (Gmelin) Draparnaud - Helicella (Cernuella) maritima (Drap.) - Helicella (Candidula) gigaxii (Charp. ) - Monacha carthusiana (Müller) 2 Les six dernières formes ne sont connues que du Quaternaire. ) Les horizons "b" et "d" nous ont fourni une riche faune aimablement déterminée par M. MAGNE. A la liste donnée par A. COMBES, il convient d'ajouter : - pour le niveau "b" : - Lymneae limosa (L. ) — Succinea elegans (L. ) - Cyclostoma elegans (Millier) - pour le niveau " c " et à proximité du signe T porté sur la première édition de la feuille de Carcassonne : - Cyclostoma elegans (Millier) - Pseudotachaea splendida Drap. Cette dernière espèce, encore représentée de nos jours, n'aurait été trouvée à l'état fossile, d'après L. GERMAIN (1929), que dans les tufs quaternaires de St-Pons-Gemenos par E. THIEUX. Les Gastéropodes des tufs de Ferrais apporteraient donc une confirmation à l'hypothèse de l'âge quaternaire émise tant à leur égard qu'à celui du glacis supérieur. LES DEFORMATIONS DES "DEPOTS TYRRHENIENS" L'abbé A.F. de LAPPARENT avait, dès 1949, posé le problème de la manifestation de mouve¬ ments tectoniques antérieurs à la terrasse moyenne et susceptibles d'avoir gauchi la nappe de cail- loutis supérieurs, alors considérée comme pliocène. L'éventualité d'un tel phénomène dû à "un ultime rejeu des failles de l'Alaric" a finalement été rejetée par cet auteur. L'abbé A.F. de LAPPARENT a préféré considérer le cailloutis de Pechlat comme des " dépôts de piedmont " aban¬ donnés non par l'Orbieu mais par le ruisseau des Mattes, au pied de l'abrupt morphologique consti¬ tué par les calcaires du Paléocène. Aucun critère pétrographique ou sédimentologique permettant d'individualiser un tel apport latéral ne peut malheureusement être mis en évidence, à l'appui de cette dernière hypothèse. La cartographie détaillée de l'extrémité orientale du pli de l'Alaric conduit, par ailleurs, à admettre que l'étagement des gradins de tufs de Ferrais est un phénomène d'ordre tectonique. La similitude des coupes offertes par les différents entablements amène à considérer ceux-ci comme des parcelles d'une zone de dépôts initialement homogène. Le décalage (17 m) entre le plateau de j l'Estamousse formant la lèvre S.-E. de la faille de l'Estagnol et la butte du Mourrel de la Borie couronnant la lèvre opposée du même accident, est assez significatif. Une réplique de cette frac¬ ture affecterait la continuité des tufs et calcaires lacustres entre Thore et le tènement des Prés- ! en-Blanc. Dès lors, il n'y a plus de difficulté à concéder à la grande faille transverse de l'Alaric un jeu tardif responsable de la déformation de la terrasse supérieure de l'Orbieu. L'activité quaternaire de telles failles permettrait à certains égards de mieux saisir les rai¬ sons de la localisation de zones de méandres de l'Orbieu et du ruisseau des Mattes. Celles-ci ! coïncideraient avec l'aplatissement des profils, à l'amont immédiat de segments de cours affectés de tendance positive. L'encaissement de tels méandres et notamment de ceux de la gorge du ruis¬ seau des Mattes serait consécutif à l'exagération passagère de ces tendances entre le dépôt du glacis supérieur et celui de la terrasse moyenne de l'Orbieu. * 3 - BIBLIOGRAPHIE BARRABE (L.) : Sur l'existence d'un important accident tectonique post-helvétien au Sud de Béziers (Hérault). C.R. Som. Soc. gêol. Fr., 1940, p. 50-52. BAULIG (H.) : Le Plateau central de France et sa bordure méditerranéenne. Paris, 1928. BAULIG (H.) : Le S.-E. du Massif Central. Congr. intern. Géogr. , Paris, 1931. BAULIG (H.) : Sur les derniers mouvements du sol dans la vallée du Rhône. Et. Rh. , t. II, n° 1, p. 87-89 (1935). BIROT (P.) : Recherches sur la morphologie des Pyrénées orientales franco-espagnoles. Paris, 1937. BONNET (A.) : Tectonique post-villafranchienne du Languedoc méditerranéen. I.N.Q.U.A. , 4me Congr. intern., Rome, Pise, 1952. BOURCART (J.) : Stratigraphie des terrains tertiaires et quaternaires du Roussillon. 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O CQ rt- I B M >0 W C to X o - rt< d 3 O S* O CD « CD P P CQ CQ ►p 5.1 rt- P & 3 P CQ aq O W s « o O 0 O 4 CD P P CQ !e CD G. B ^ P 0 o 4 o CQ rt- I 3 ffi t - 1 a $ 2 o a* o K S 3 ® O 9 g CQ CQ O O d S CD P 'C o a P CD <“+• H-* CD HJ P p P CD CD < P CD CQ £ s- U CD JURASSIQUE MOYEN D O G G E R t -1 H fO CD B P 3 3‘ O q. 3 ° S-g’g. B 0 CT 3.0 B ? «°çp „ 3 læ b:§ tn en o C O p 3 3 < = P P CD g œ o co O rt- ^ § o 4S m. tr “ CD m CQ 5 P CQ o “ e S O P 3 ^ N P (D 2 03 3 a" •< g- 3 d P 4 p o' CQ SS o d 2 o I o d 3 g P P P P X 4 5‘ CQ o P CQ crq g s a* p P 1 p P rt- 3 P' o C £ K 5 B pr 6 CQ O P N O H crq û 3 g 2 crq d p p CD - w o w 0 U g p £ p p p CQ O N CD m- ru crq g d crq o o crq CQ p p o d o p CQ rt- aq CD P P oo d^ g*o p* B. o CD w- P d P S.& g-K g o CQ £ CQ Si P S crq B-§u ° p s o g g p g 2 5 P-B, O'P.-B R. CD El m P prR. “03 3S| P dq" CD C3 h P P ~ CQ O O $ d P* & P CQ W w O P CQ ^ 3 3 " p o o CD P O O 0 P P CQ P CQ d<0 0 P d 2 o B n CQ CQ O O P 0 d Mj £ £ P 3 p 0 p JURASSIQUE SUPERIEUR MALM <0 O P p 0 P p a CQ p rt- O 0 0 P- 0 ' P ddü 0 0 0 P P O !_«• >->. t—i' CO CO d dd M. 3-3-P *-*• M* p p a O O 0 rt- rt- o 0 0 m. CO CO d d O 1 —‘ p M- p O g. p d &3. cq crq p P 0 ? 5’ crq CQ rt- 0 p & p d CQ 0 p a o o o p a p 2 o* rt- o p cr P p P " CO CO N 2 2 o P P p p P 0 o g p< 5> o R. g-g-a 2 treo s «g a o 3 p rt- & O P 5 0 CQ crq p p § HH M S! > > i-i 3 S' 3. fl o rt- O 0 0 CQ P — P cr cq n 03 Eg g & &o 8 - P w>ow 3 g. 3 ■ 3 ^ El 0 P P O 0 ^ 0 p p CQ CQ *5 M* P P a d 8 B H - 1 X M* O O 0 O P 0 p p CQ K d a g" 9 o 0 p P 0 g O O CQ rt- & P 3 & o 0 P P CQ CQ cr P d ^ p 2 O 9 a w w cd o 2 p <*> P 'C o a P 0 rt- t— 1 M- H-* 0 P' t-i P P* P (D (D c o 0 N p p CQ O 3. p 0 2 CQ <1 tr P 3 ^5 tr p H** 0 CQ crq CQ p P P P P IIB- « |s g- p a P M* dO P P5 O P3 P* 0 0 ' CQ >C gr 3* o rt- 0 CQ P O crq p p o d o p OO g-£ B.3 O p O CQ 0 P3 0 P SINE MURIE N PLIENSBACHIEN CQ B* 0 ^ 3 B 1 t- o p crq 0 - p p 0 ' 3 U1 -g o B tD P us h— 1 M« 0 P CQ cr d o 0 p 0 P CQ cr CQ P ►es t f M HH M 3 M £ o o t-H M 3 INF. SUP. o tD 03 3 c P g-œ M & 2 * ® 3 g p CQ Cî> ^ 0 §§ P P O o p p o o o o 0 0 ►p p P - £T El El 0 0 CQ CQ d d M 0 0 P a- p-^ p p s 0 0 P OOP .o p t— a CQ P O O 0 rt- 0 ►o cr P m ►a CQ 0 P a o 3 p rt- P I X *< cr o p o rt- o’ 0 p p CQ cr 0 O X 4 0 p H-*ta o 3 : a s 3 w 0 P P t—<• P CQ £" H-* P" P rt- P > ffi O d HH H d O > O r o < HH M 5! INF. MO Y. INF. MO Y. SUP. O X o » o HH M X KIMMERIDGIEN INF. CALCAIRES FILAMENTS O >£>■ O O + CO CO o a o to O td CO td > p ARG. n 3 p 01 ai o_ *-<• tD 3 X M* 3 RAUR 3 § 3 B o 3 3 fD S ® B t» W /-s d ^ 2B. B-° d a p 0 a & 0 p Ü o p CQ 0 rt- 5' P 3 CQ P ►o CQ 0 3 H-' Hh o p 3 O 0 p p CO CQ 0 3 Hh o p <; d p* s O o H- 1 O 3 a fD —3T O «g M X O O ' r ERODE ^ M j> G gr w gwd -05 S d r E2 w > O 9 m 2 O HH H M w œ <=! W O HH < HH CQ HH O co m er* GO Cd e?«4 errs m TOME 102 ACTES de la SOCIÉTÉ 1965 N° 3 Série B LINNÉENNE de BORDEAUX Séance du 7 mai 1965. CONTRIBUTION A L’ETUDE PA LE O P LAN CTO LOGIQUE DU JURASSIQUE EN AQUITAINE OCCIDENTALE (1) par Françoise DUPIN I.- GENERALITES A. - BUT DE CE TRAVAIL L'étude palynologique du Jurassique de l'ensemble du Bassin d'Aquitaine constituait le cadre d'un premier projet qui dut finalement être circonscrit au centre-ouest de ce domaine, en raison de la limitation à cette région des faciès favorables. L'objet poursuivi était multiple : a) - Inventaire régional des formes jurassiques = formes terrestres (pollens et spores) et formes marines (Dinoflagellés, Hystrichosphères, Sphéromorphes). b) - Etablissement de zones paléoplanctologiques permettant des corrélations entre les différents sondages. c) - Mise en évidence des faits susceptibles de motiver des conclusions paléogêographiques, paléo¬ climatologiques et paléoécologiques. B. - SITUATION GEOGRAPHIQUE ET LOCALISATION STRATIGRAPHIQUE DES SONDAGES Les forages étudiés sont tous situés au centre-ouest du Bassin Aquitain. Ils ont été choisis sur les conseils de M. Ph. DUFAURE (2), d'après la paléogéographie et la répartition des faciès du bassin à l'époque jurassique. Ce sont ceux du Verdon 1, Jau 1 (C.E.P.), Lamarque 1, Mau- buisson 1, Carcans 1, Carcans 2 (ESSO-REP), Le Porge 1 (R.A.P.), St-Félix (C.F.P.). Ces sondages ont en effet traversé une série jurassique bien développée, et ont été dans l'en¬ semble bien "carottés" ; ils offrent, enfin, du point de vue lithologique, le maximum de chances de contenir des spores, des pollens et du microplancton. Notre étude a été limitée : à la base par le Trias ; au sommet par le Cénomanien ; elle a intéressé l'ensemble des assises ainsi définies chaque fois que la distribution des carottes l'a permis. C. - DONNEES GENERALES SUR LA STRATIGRAPHIE DU JURASSIQUE DU NORD DE L'AQUITAINE Tous ces sondages du Nord-Ouest de l'Aquitaine présentent des coupes lithologiques très sem¬ blables, témoignant de l'homogénéité des formations traversées et de l'identité de leur succession. Ainsi les maîtres d'œuvres de ces sondages ont-ils, peu à peu, élaboré, pour désigner les diver¬ ses formations rencontrées, une nomenclature qui intègre aujourd'hui la terminologie régionale. On distingue ainsi, de la base au sommet du Jurassique : 1. Cette note expose les conclusions d'un travail effectué dans les laboratoires de la Compagnie Française des Pétroles de Bordeaux et présenté comme thèse de doctorat de troisième cycle à la Faculté des Sciences de la même ville. Je remercie très vivement toutes les personnes, grâce auxquelles cet ouvrage a pu être réa¬ lisé, et tout particulièrement M. A. COMBAZ qui en a journellement guidé son élaboration et M. le Profes¬ seur DEFLANDRE qui m'a fait bénéficier de ses conseils à propos des problèmes de nomenclature. 2. De la Compagnie française des Pétroles. 1°- Dolomie de Carcans : I C'est une passée dolomitique poreuse, épaisse de 20 mètres environ, surmontant en discor- j dance les grès ou les argiles rouges du Trias. Cette assise fait défaut vers le N-NW dans les cou¬ pes des sondages de Jau 1 et du Verdon 1. p Elle est attribuée au Rhétien et à la base de l'Hettangien à cause de la présence de Psiloceras e e planorbis. 2°- Formation à anhydrite : Toujours assez épaisse, indiquant un régime lagunaire, elle est constituée en majorité d anhy drite massive, de dolomies compactes et de passées d'argiles vertes et noires. Elle s’épaissit, ||| j du Nord au Sud, et est attribuée à l'Hettangien supérieur. i t 3°- Formation des calcaires à filaments : | Elle a été subdivisée par les géologues d'ESSO-REP en unités D (D4, D3, D2, Dl), C (C2, Cl), jj B (B2, Bl), A (A2, Al). Unité D - Lias inférieur (pars.) Lias Moyen - constituée : - d’un ensemble dolomitique poreux à passées de calcaire détritique, de marne verte et d'anhy- I drite : D4. t - de calcaire oolithique à intercalation de marnes ligniteuses et calcaire microcristallin : D2 et D3, - de calcaire détritique souvent argileux, gréso-pyriteux, à débris d'Echinodermes : Dl. e Dl, dans le sondage Jau 1, a fourni une faune domérienne à Amaltheus margaritatus et Pal- topleuroceras spinatum. D2, D3, D4, sont attribuées au Sinémurien. Unité C - Lias supérieur. C'est généralement un niveau tendre, d'argile noire, de calcaire < argileux ou oolithique, très riche en Ammonites pyriteuses, dans lequel apparaissent les premiers filaments peu nombreux et de petite taille. Toutes les zones d’Ammonites y sont représentées indiquant un âge toarcien et début aalénien. t e Unité B - Jurassique moyen. C’est un épisode carbonaté compris entre les marnes toarciennes et les marnes à Ammonites. Elle se subdivise en : - Sous-unité Bl : datée de l'Aalénien supérieur et du Bajocien : elle débute par des calcaires oolithique s et se poursuit par des calcaires argileux à lits marneux. - Sous-unité B2 : datée du Bathonien, plus compacte, constituée de calcaires cristallins graveleux ^ ou oolithique s. Les filaments y sont très nombreux. [, c Unité A - Callovo-oxfordien. C'est un niveau de transition entre l'unité B et les marnes à ‘ Ammonites, constitué de calcaires argileux alternant avec des bancs de marne. { l Elle possède une faune à Ammonites assez riche, d'âge Callovo-oxfordien. Au sommet, les filaments disparaissent. Trois formations participent à la constitution du Jurassique supérieur. 9 ^ 4°- Les marnes à Ammonites : De teinte noire ou gris foncé, elles contiennent une très riche faune d'Ammonites d'âge oxfor- dien supérieur : argovien-rauracien. - 2 - H.- METHODES D’ETUDE La méthode de préparation physico-chimique employée a été celle de la C.F.P. , inspirée en partie de la "méthode standard" de JEKHOWSKY : attaque chlorhydrique, puis attaque fluorhydrique et attaque nitrique. La séparation des micro-organismes des débris, matière organique... s'est effectuée au moyen d'une liqueur dont la densité est voisine de 2. L'étude réalisée a fait appel aussi bien à la méthode qualitative que quantitative. - A la méthode qualitative, nous avons emprunté le choix d'un sondage de référence : en l'occurrence Le Porge 1 par suite de son excellent carottage - ainsi que le principe d'étude d'ex¬ tension maximum des formes caractéristiques. - A la méthode quantitative, nous avons emprunté le principe des pourcentages et le calcul de fréquence : fréquence absolue, fréquence relative, variations simultanées des neuf grands groupes. Les zonations ont été établies en tenant compte des deux catégories de résultats obtenus. 5° - Les calcaires de Saint-Martin et les marnocalcaires de Lamarque : Ce sont des formations très similaires ne pouvant pas toujours être distinguées : la première est surtout formée de calcaires cristallins, la seconde est beaucoup plus argileuse et présente des bancs marneux. Ils sont attribués à l'Oxfordien terminal et au Kimméridgien inférieur. 6°- Les calcaires â Lituolidae : Ils sont, dans tous les sondages, plus ou moins érodés, recouverts par un Crétacé supérieur transgressif. Ce sont des calcaires microcristallins gris foncé à petits lits marneux. L'ensemble est kimméridgien. D. - PROBLEMES POSES Les coupes établies par les maîtres d'œuvres, d'après les matériaux des sondages étudiés, étaient dans bien des cas d'interprétation assez sommaire, la plupart n'étaient pas datées. Il a donc fallu procéder à une révision de ces dossiers, avant toute chose, pour essayer de retrouver dans tous les sondages les formations lithologiques précédemment décrites. La mise en évidence d'une zonation verticale dans la répartition des micro-organismes étudiés a conduit à comparer ces deux catégories de zones avec les classiques zones d'Ammonites et à identifier, dans le cadre régional, les subdivisions établies. Les corrélations proposées permettent de déduire de ce travail une interprétation paléogéogra¬ phique, écologique, paléoclimatique. Le problème du Néocomien dans les sondages de Jau 1 et du Verdon 1 a été abordé sans tou¬ tefois que les informations paléobotaniques recueillies aient été susceptibles de fournir une argu¬ mentation décisive. - 3 - III.- ZONES PA LEOP LANG TONIQUE S, LEUR CORRESPONDANCE AVEC LA NO¬ MENCLATURE DES FORMATIONS ESSO-REP ET LES ZONES D’AMMONITES Trois grandes zones paléoplanctoniques ont pu être mises en évidence dans tous les sondages : ZONE I = Lias Caractérisée par la prédominance des éléments terrestres toujours supérieurs à 90 %, en par¬ ticulier des Classopollis. Entre la zone I et la zone II existe une zone de transition que nous avons appelée I’, où les Classopollis sont encore nombreux mais où pullulent les sphéromorphes ; les Protoleiosphaeridium. ZONE II = Jurassique moyen Caractérisée par l’extrême abondance des éléments marins = Hystrichosphères et Péridiniens, ces derniers en particulier permettent une zonation assez fine. Les éléments terrestres sont en très petite quantité. ZONE m = Jurassique supérieur Limitée, à la base, par une diminution des organismes marins et une augmentation des pol¬ lens et des spores, l'élément dominant semble être constitué dans toute son épaisseur par les Tenua histrix. Au sommet la ZONE IV, c'est-à-dire le Crétacé, s'individualise par la présence de spores cica- tricosées dominantes. Ces zones ont été subdivisées en sous-zones ; les unités lithologiques retrouvées dans tous les sondages ont pu être étalonnées grâce au forage Maubuisson 1 dont la stratigraphie avait été bien étudiée par MM. DALBIEZ et SE RO NIE -VIVIEN ; nous avons obtenu par le même moyen la datation des zones paléoplanctologiques qui ont été ensuite comparées avec les zones d'Ammonites. A.- ZONE I 1°- Constituants paléoplanctologiques caractéristiques Sous-zone la : - Organismes terrestres : seulement quelques rares espèces: Styxisporites reiningeri, Classopollis sp., Araucariacites australis, Monosulcites sp. - Organismes marins : uniquement représentés par : Cymatiosphaera parva et Leiosphaeridia commuais. Sous-zone Ib à Classopollis (PL II, fig. A) : - Organismes terrestres : Les Classopollis dominent à plus de 90 % et pullulent. Ils se trouvent associés en faible pourcentage à des spores : Todisporites major, Todisporites minor, Cingula- tisporites scabratus, Lycopodiumsporites gristhorpensis, Cyathidites minor, Concavisporites ru- gulatus, Klukisporites variegatus, Sphagnumsporites sp. et à quelques pollens de gymnospermes : Pinuspollenites laboacus var. arcuata, Pteruchipollenites thomasii. - 4 - - Organismes marins : apparition de Michrystridium inconspicuum. Sous-zone le : Assez mal caractérisée, les mêmes espèces que précédemment s’y rencontrent ; les Classo- pollis dominent toujours, mais leur fréquence absolue diminue considérablement, tandis qu'appa¬ raissent certaines spores : Trilitisporites rariverrucatus, Cingulatisporites caminus, Lycopodium - sporites semimuris, Gleicheniidites senonicus, Concavisporites subgranulosus et quelques pollens de Gymnospermes : Cedripollenites corsini, Abietinaepollenites microalatus, Caytonipollenites pal- lidus et Tsugaepollenites mesozoïeus. Todisporites major disparaît. Sous-zone Id : Les formes sporopolliniques identifiées se montrent homogènes jusqu'au sommet du Jurassique. Cedripollenites corsini et Abietinaepollenites microalatus ont disparu. Les organismes marins accusent pour la première fois une certaine densité de peuplement avec Michrystridium inconspicuum , Michrystridium et. fragile et des sphéromorphes : Tytthodiscus suevicus. 2° - Correspondance de ces zones avec les unités lithologiques et les subdivisions chronostrati- graphiques. La sous-zone la correspond à la dolomie de Carcans et au début de la zone à anhydrite, c'est - v à. dire au Rhétien et à la base de l'Hettangien. La sous-zone Ib à Classopollis se trouve presqu'à la base de la zone à anhydrite dans l'Het¬ tangien inférieur. La sous-zone le correspond à la majeure partie de la formation à anhydrite et à la base des calcaires à filaments : unités D4, D3, D2 et la plus grande partie de DI : Hettangien, Sinémurien, ; Pliensbachien inférieur. B.- ZONE I' à Protoleisphaeridium Les organismes terrestres rencontrés sont toujours les mêmes : les Classopollis se sont ra¬ réfiés et n'atteignent plus que 30 % des formes comptées. Apparaissent : Lycopodiumsporites cla- vatoïdes, Lycopodiumsporites cerniidites, Matonisporites equiexinus. Styxisporites reissingeri a disparu tandis que se manifestent également quelques pollens à zona. Le Phytoplancton marin constitue l'élément dominant et caractéristique de la zone : Protoleio- sphaeridium sp. représente 60 à 80 % des populations dénombrées. Cette zone correspond aux unités C2, Cl et à la base de B2 des calcaires à filaments, c'est- à-dire au Toarcien et à l'Aalénien. C.- ZONE II Le Phytoplancton terrestre est toujours semblable. On note simplement l'apparition de pollen à zona. Les Classopollis ont, lorsqu'ils se rencontrent encore, un pourcentage très bas. Les organismes marins dominent entre 60 et 90 % dans l'association. - 5 - Sous-zone lia : Caractérisée par la présence de Palaeoperidinium sp. limité à cette sous-zone et l'apparition de Lithodinia jurassica en assez grand nombre, Gonyaulacysta eisenacki, Chlamydophorella sp., Pyxidiella scrobiculata. Tytthodiscus suevicus a disparu. Sous-zone Ilb : Caractérisée par la très grande abondance des Valensiella ovulum. Sous-zone Ile à Gonyaulacysta cladophora : Caractérisée par la très grande abondance de cette espèce. Pareodlnia ceratophora apparaît. Sous-zone Ild à Gonyaulacysta cornigerum : Cette espèce caractéristique de la sous-zone apparaît et est très abondante. Se rencontrent également : Gonyaulacysta sp., Gonyaulacysta jurassica et quelques rares Ctenidodinium combazi. Sous-zone Ile à Ctenidodinium combazi (PL XIII, fig. B) : Cette espèce domine à 90 % et forme un véritable palynofaciès. Apparaissent quelques Gonyaulacysta hyalodermopsis. Les Hystrichosphères sont très variées malgré leur faible pourcentage : les Baltisphaeridium en particulier sont très variés. Sont présents également : Tenua hystrix, Systematophora orbifera, Cannosphaeropsis caulleryi. Sous-zone Hf : Les organismes marins sont encore nombreux mais il n'y a plus dominance nette d'une espèce. Ctenidodinium combazi a disparu. Les sous-zones lia, Ilb, Ile correspondraient à l'unité lithologique B2, c'est-à-dire au Ba- jocien. Les sous-zones Ild, Ile au Bathonien : unité B2. La sous-zone nf au Callovien : unité Al. D.- ZONE in Les organismes terrestres forment une pointe à la base. On note seulement l'apparition de Schizaeosporites minor et Ormundacidites cf. wellmanii. Les organismes marins sont assez variés : Hystrichosphaeridium salpingophorum est limité à la base de la sous-zone. On note l'apparition de Gonyaulacysta nuciîormis, G. orthoceras, G. gottisi, Scrinodinium luridum, Palaeohystrichophora spinosissima. Sous-zone Ilb à Tenua hystrix : Caractérisée par l'abondance et la pullulation de cette espèce atteignant jusqu'à 90 %, formant un palynofaciès caractéristique (PL III, fig. C), à la base duquel les Leiosphaeridia communis sont très abondantes (Pl. ni, fig. D). 6 - Sous-zone Ilb à Tenua hystrix : Caractérisée par l'abondance et la pullulation de cette espèce atteignant jusqu'à 90 %, formant un palynofaciès caractéristique (PI. III, fig. C), à la base duquel les Leiosphaeridia commuais sont très abondantes (PL ni, fig. D). Sous-zone inc : Toujours peu de changement parmi les organismes terrestres. Apparaissent Klukisporites peu- doreticulatus et Dictyophyllidites harrisii. Certaines espèces disparaissent. La plupart des Péridiniens et Hystrichosphères ont disparu. Seuls les Tenua hystrix ont, en¬ core, une certaine importance. Les Sphéromorphes : Protoleiosphaeridium dominent de nouveau entre 60 et 70 %. La sous-zone ma correspond au sommet aux calcaires à filaments : unité Al, aux marnes à Ammonites, aux calcaires de St-Martin et à la base des marno-calcaires de Lamarque, c'est-à- dire à tout l'Oxfordien et la base du Kimméridgien inférieur. La sous-zone Illb à Tenua hystrix correspond à presque toute l'épaisseur des marno-calcaires de Lamarque, du Kimméridgien inférieur. La sous-zone IHc est localisée tout-à-fait au sommet des marno-calcaires de Lamarque et peut-être à la base des calcaires à Lituolidae, toujours du Kimméridgien inférieur. PALYNOFACIÈS PI.K PLANCHE n A. Palynofaciès à Classopollis du Lias inférieur. Lamarque 1 (5315 B) 1. Tétrade de Classopollis 2. Classopollis torosus 3. Monosulcites sp. 4. Cyathidites minor 5. Débris végétal 6. Cingulatisporites scabratus 7. Leiosphaeridia commuais 8. ci. Nymphaea 9. Tétrade de Styxisporites reissingeri 10. Todisporites major 11. Pteruchipollenites thomasii. B. Palynofaciès à Ctenidodinium combazi du Bathonien Le Porge 1 (4961 A) 1. Ctenidodinium combazi 2. Pyxidiella scrobiculata 3. Palaeocystum 4. Chlamydophorella sp. 5. Systematophora orbiîera 6. Ctenidodinium combazi. PALYNOFACIES pl. m PLANCHE HI C. Palynofaciès à Tenua hystrix du Jurassique supérieur. Le Verdon 1 (4825 A) 1. Tenua hystrix 2. Concavisporites subgranulosus 3. Leiosphaeridia wenlockia 4. Gonyaulacysta jurassica 5. Pinuspollenites verrucosus 6. Araucariacites cf. australis 7. Protoleiosphaeridium 8. Michrystridium inconspicuum 9. Systematophora orbitera. D. Palynofaciès à- Leiosphaeridia commuais du Jurassique supérieur. Lamarque 1 (5324 B) 1 . 2 . 3. 4. 5. 6 . 7. 8 . Détail d'un amas au fort grossissement mettant en évidence la présence de cellules. Leiosphaeridia commuais Leiosphaeridia commuais Hystrichosphaeridium Tenua hystrix Protoleiosphaeridium sp. Cyathidites minor Pteruchipollenites thomasii. * 12 - IV.- APPORT DES RESULTATS PALEOPLANCTONIQUES OBTENUS AUX CONNAISSANCES PALEOGEOGRAPHIQUES SUR LE NORD-OUEST ET LE CENTRE DE L'AQUITAINE A. - RHETIEN-HETTANGIEN Zone la : Une première et légère avancée marine se distingue dans la dolomie de Carcans avec la pré¬ sence des Cymatiosphaera parva rencontrés au Porge 1. Cette dolomie absente dans les sondages Verdon 1 et Jau 1, augmente d'épaisseur vers le Sud et atteint 30 m au Porge 1. Zone Ib à Classopollis et base de le : Un régime typiquement lagunaire s'installe ensuite donnant une sédimentation à épaisses séries d'anhydrite. L'élément dominant de l'association microflorale dans Ib est constitué par des pollens de coni¬ fères : les Classopollis qui pullulent dans les préparations. Un climat tropical sec devait régner à cette époque, favorisant le développement et l'expansion de cette espèce dont l'extrême abondance et le pourcentage élevé indiquent une influence continen¬ tale très nette. La série s'épaissit également vers le Sud, où semble se trouver une région de plus grande subsidence, la sédimentation puissante de 51 m au Verdon 1, atteint 200 m au Porge 1. Cet épais¬ sissement est en partie dû à l'apparition, vers le Sud, de nouveaux termes intercalés à la base de ce complexe. B. - LIAS MOYEN : SINUMERIEN ET PLIENSBACHIEN Ce sous-étage est représenté par les zones le et Id à Michristridium. Au régime lagunaire de la base de le, fait suite un régime plus marin, ayant permis le dépôt des calcaires à filaments. Le climat pendant cette période ne paraît pas subir de variation sensible et reste tropical sec : les Classopollis constituant encore l'élément dominant et presque unique. C.- LIAS SUPERIEUR : TOARCIEN-AALENIEN Il est constitué par la zone paléoplanctonique I' à Protoleiosphaeridium. L'avancée marine se poursuit et est très nette dans tous les sondages : mer chaude et peu profonde, où seules les Protoleiosphaeridium se rencontrent encore accompagnées de quelques Leiosphae ridée s. La microflore indique un climat tropical devenant légèrement humide. Les Classopollis encore assez nombreux sont accompagnés cependant de Cyathéacées, Dicksoniacées, Lycopodiacées, quel¬ ques Schizéacées, Sélaginellacées et quelques Gymnospermes (Pteruchipollenites, Abietinaepollenites, Pinuspollenites, Caytonipollenites). D. JURASSIQUE MOYEN 1° ~ Bajocien-Bathonien Correspond aux zones paléoplanctoniques Ha, Ilb, Ile à Gonyaulacysta cladophora, Ild à Gonyau- lacysta cornigerum, Ile à Ctenidodinium combazi : encore situées dans les calcaires à filaments. 13 Ces dépôts appartiennent toujours au domaine néritique inférieur. Une mer chaude et peu pro¬ fonde devait s'étendre sur toute la région, favorisant l’expansion des Dinoflagellés et des Hystri- chosphères. La succession nette et caractéristique des thanatocénoses observées pourrait indiquer de brusques variations de ph et de salinité responsables de la mort brutale de ces microorganismes. Le caractère peu profond de ces dépôts est souligné par la présence de glauconie. Une influence continentale plus nette se manifeste dans le Nord : les populations observées au sondage Verdon 1 montrent environ 40 % d'organismes continentaux alors qu'au Porge 1 le nombre de ceux-ci est réduit à 5-10 % ou moins. La nature de ces organismes, constitués principalement de Cyathéacées, Dicksoniacées, Lycopodiacées, Araucariacées, Schizeafcées et quelques Gymnos¬ permes, indique un climat tropical plus humide que précédemment. Une zone de plus grande subsidence s'observe toujours vers le Sud. 2°- Pendant le Callovien, zone Ilf, un régime assez uniforme semble se poursuivre, Péridiniens et Hystrichosphères sont toujours abondants dans une mer chaude et peu profonde, dont les pro¬ priétés restent assez homogènes : car les thanatocénoses caractéristiques du Jurassique moyen ne se rencontrent plus. E. - JURASSIQUE SUPERIEUR Pendant l'Oxfordien inférieur : à la base de la zone nia, au sommet des calcaires à filaments, une très légère influence continentale est notée, toujours plus accentuée au Nord qu'au Sud, très éphémère ; pendant l'Argovien, le Rauracien et la base du Kimméridgien inférieur, un régime ma¬ rin paraît s'installer de nouveau et les marnes à Ammonites correspondent aux dépôts les plus profonds de la série, elles appartiendraient au domaine néritique inférieur à bathyal. Pendant la sédimentation de la zone Illb à Tenua hystrix du Kimméridgien inférieur (marno- calcaires de Lamarque), une mer chaude, calme et peu profonde, s'étend toujours sur la région, don¬ nant une sédimentation uniformément calcaire. La thanatocénose à Tenua hystrix observée au som¬ met laisse supposer un changement du régime marin. Dans la zone Rie du Kimméridgien inférieur, la nouvelle apparition en très grand nombre des Protoleiosphaeridium indiquerait un milieu régressif. Un pourcentage plus élevé des organismes terrestres met en évidence une influence continentale nette. L'épaisseur des calcaires de St-Martin et surtout des marno-calcaires de Lamarque est consi¬ dérable. Ces dépôts évoquent un paysage d'immenses vasières, très plates, subsidentes, peu pro¬ fondes . Un climat assez uniforme tropical et humide analogue à celui du Jurassique moyen semble ré¬ gner pendant cette époque. Les spores et pollens observés appartiennent toujours aux mêmes fa¬ milles des Cyathéacées, Dicksoniacées, Mattoniacées, Lycopodiacées, Gleicheniacées, Schizéacées et quelques conifères. A la fin de cette période, des mouvements orogéniques ont affecté l’Aquitaine et ont provoqué l’émersion et l'érosion du Jurassique supérieur. Ce phénomène a été particulièrement important dans le Nord-Ouest puisqu'il a provoqué l'affleurement du Jurassique inférieur. F. - CRETACE Le Cénomanien est transgressif, dans la plupart des sondages (Jau 1 et le Verdon 1 étant à part), sur le Kimméridgien. L'association paléoplanctologique est à influence continentale dominante. Parmi les éléments observés dans le diagramme sporopollinique : les Schizéacées (formes cicatricosées) et Gleiche¬ niacées (g. senonicus) dominent largement. Le climat tropical humide suggéré par ces associations n'aurait pas succédé directement à celui du Jurassique : un épisode aride, non décelable par l'ana¬ lyse des matériaux étudiés, serait partiellement responsable de la solution de continuité des flores observées dans la succession stratigraphique locale. 14 - CONCLUSIONS 1 °- Paléontologiques, par la mise en évidence d'un certain nombre de microorganismes ter¬ restres (pollen et spores) et marins, déjà connus dans divers pays. Les espèces nouvelles décrites dans le mémoire de thèse feront l'objet de prochaines publications. 2°- Stratigraphiques : Les microfaunes jurassiques ne permettent pas d'une façon générale d'étayer mie fine analyse, la palynologie s'est par contre révélée pour cela un outil très efficace. I Elle a fourni, en effet, d'utiles données conduisant à l'établissement de zones paléoplanctoniques, I et mettant en évidence la possibilité de subdivisions dans des séries à faciès homogène comme les I calcaires à filaments. Des corrélations ont été obtenues à partir de ces subdivisions qui ont été parallélisées avec les unités lithologiques et les zones d'Ammonites déjà connues régionalement. Il convient toutefois de n'attribuer à ces zones paléoplanctoniques qu'une valeur locale. 3° - Paléogéographiques, paléoécologiques, palêoclimatiques : L'évolution de la microflore pendant le Jurassique semble assez lente, l'association est très 1 homogène : pendant le Lias, les Coniférales dominent, indiquant un climat tropical chaud. Pendant le Jurassique moyen et supérieur, il y fait suite un climat tropical plus humide, caractérisé par la présence de spores de fougères assez abondantes. Au Cénomanien, la microflore est représentée presque uniquement par des Gleicheniacées et des Schizéacées. Le climat était encore tropical hu~ I mide, mais il succédait à un intermède aride qui n'a pu être observé ici par suite de l'importance de l'érosion précénomanienne. 15 - BIBLIOGRAPHIE PALYNOLOGIQUE SOMMAIRE BALME B.E. (1957) - Spores and pollen grains from the Mesozoic of Western Australia. Phys. Chem. Surv. Nat. Coal resources, p. 1-48, 12 pl. BOLKHOVITINA N .A. 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ZOOL1 LIBRARY FEB 9 1970 HARVARD UNIVERSiTY SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 LES REFUGES VÉGÉTAUX d'après les analyses polliniques dans le sud-ouest de la France Marie-Madeleine PAQUEREAU Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX 1965 TOME 102 N° 4 Série B berie B ACTES de la SOCIÉTÉ UN NÉ ENNE de BORDEAUX Séance du 9 janvier 1965 LES REFUGES VEGETAUX D’APRES LES ANALYSES POLLINIQUES DANS LE SUD-OUEST DE LA FRANCE par Marie-Madeleine PAQUEREAU Au cours de ces vingt dernières années, la Palynologie, discipline nouvelle, a acquis un déve- SnH e n eXt ?“ eme lT. rapide Surtout sous une de ses f o™es : l’analyse pollinique des sédiments essentiellement des sédiments quaternaires. Les premières études dues aux créateurs de la méthode s’attachaient aux tourbes post-glaciaires des pays Scandinaves. Peu à peu ces études s'étendirent dans l'espace : ensemble de l’Europe U.R.S.S Amérique du Nord, Amérique du Sud, Afrique, Australie, plus récemment Moyen-Orient’ Inde, Japon et dans le temps s’intéressant à des sédiments de plus en plus anciens du Quater- naire au Paléozoïque. . En ce qui concerne le Quaternaire, la période la plus étudiée et par suite la mieux connue est le Post-glaciaire, phase d’amélioration thermique succédant à la dernière période glaciaire la glaciation de Wurm, et s'étendant jusqu’à la période historique. Dans ce domaine, il est bien évident que les spécialistes se sont trouvés aux prises avec de res nombreux problèmes. Du point de vue paléo-climatique, on peut dire qu’à mesure que les do- uments se muitipiiaient et que les connaissances se précisaient, d’autres questions surgissaient tendant à circonscrire et à approfondir de plus en plus les problèmes. L’un des plus importants et des pius passionnants concerne l'évolution et le comportement des ensembles végétaux précédant notre flore actuelle, problème tendant également à éclairer les origines de celle-ci. Dans l'ensemble de ces questions qui préoccupent actuellement les spécialistes du Quaternaire temnTti P US ér f, SS ! nteS Se rattache aux zones ^ refuge des espèces thermophiles pendant les mps glaciaires, 1 extension et la position géographique exacte de ces refuges. Un second sujet de recherche intimement lié au précédent est constitué par les modalités, dans le temps et dans l’es- pace, de la remontee des végétaux thermophiles vers le nord à partir de leurs refuges, au cours au réchauffement post-glaciaire. L’objet de cet exposé est de montrer, à la lumière des travaux récents, dans quelle mesure tes analyses polliniques dans le Sud-Ouest de la France peuvent éclairer ces importants problèmes. , A, la Ùn de . la glaciation de Wurm, c'est-à-dire il y a environ 14.000 à 15.000 ans, l'ensemble e urope était occupé par de vastes zones exemptes de population arbustive. A . C , e moment ’ la végétation de type steppique est caractérisée par l’abondance des espèces enophües, Composées, Carduacées, Centaurées, Artémisiées, Helianthemum, Ephedra distachya ippophae rhamnoi'des, etc. Plus particulièrement dans les’régions Nord et Nord-Ouest de l'Europe’ essence caractéristique est Dryas octopetala, d’où le terme de phase à Dryas classique dans ces - 1 - régions. Ces espèces sont rapidement remplacées surtout dans l'Europe de l'Ouest, en particulier les Iles Britanniques, par des landes à Empetrum nigrum. Les seuls pollens arbustifs, à cette phase, sont ceux du Bouleau, du Pin sylvestre, du Saule et parfois du Pin de montagne, mais spo¬ radiques, et provenant de peuplements clairs plus ou moins éloignés. Puis la zone des steppes est repoussée de plus en plus vers le Nord, suivant le retrait des glaces et remplacée elle-même par un peuplement de Bouleau de de Pin sylvestre. Dans le détail, des périodes de retour du froid sec alternent avec des phases de réchauffement et d'humidité, ca¬ ractérisées les premières par la dominance du Pin sylvestre, les secondes par le développement du Bouleau essence pionnière. Cette période constitue le Tardi-glaciaire. L'amélioration thermique se précisant et devenant définitive, les essences thermophiles appa¬ raissent. Au Bouleau déjà présent se joint cette autre pionnière qu'est le Noisetier. Il envahit tou¬ tes les zones libres de végétation arbustive. Les diagrammes relatifs à cette phase sont caracté¬ risés par une sur-représentation massive de son pollen. C'est la phase classique, dite du maximum du Noisetier, précédant l'arrivée des autres feuillus thermophiles qui se répandent alors du Sud au Nord, repoussant la végétation de Pin et de Bouleau vers les régions septentrionales et les montagnes. Une question se pose : d'où venaient les essences thermophiles ? Les auteurs se sont très vite posé de nombreuses questions à ce sujet : en quels lieux privilégiés ces essences s'étaient - elles retirées et maintenues pendant les glaciations ? L'amélioration thermique définitive marquant le début du Post-glaciaire est fixée, d'après l'en¬ semble des auteurs, aux environ de 9.000 ans avant le présent, ceci en se référant aux données des analyses polliniques, des études du modelé glaciaire et des températures des océans pour l'en¬ semble du globe. Dans le détail, cette date est variable suivant les régions. En Europe, les diagrammes polliniques indiquent que le développement des Thermophiles se situe plus tôt dans le temps à mesure que l'on se rapproche du Sud. Il était donc parfaitement lo¬ gique de penser à l'existence de refuges de ces essences quelque part au Sud de l'Europe. Voyons plus particulièrement quels sont les faits en France. Les premières analyses pollini¬ ques furent consacrées aux zones montagneuses : Vosges, Jura, Ardennes, Alpes, Massif Central. Peu à peu elles s'étendirent aux plaines : Bassin parisien, Basse-Seine, Normandie puis Bassin aquitain. Dans l'ensemble, jusqu'aux environs des années 1955-60, l'essentiel des résultats reposant sur des études suffisamment approfondies, était cantonné au nord d'une ligne allant de la Loire au Jura. Seules, quelques notes isolées et fragmentaires se rapportaient au Sud et au Sud-Ouest de la France. Dans les régions du nord de la Loire, il ressort, de l'ensemble des diagrammes polliniques, un certain nombre de faits intéressants quant au comportement des essences thermophiles au cours du repeuplement forestier. Malheureusement, dans l'ensemble de ces régions, les analyses publiées ne sont pas suffisamment détaillées pour permettre une étude qualitative des éléments thermophiles. Les diagrammes traduisent l'évolution en bloc sous le terme Chênaie-mixte, des Chênes, des Til¬ leuls et des Ormes, ne permettant pas de repérer l'ordre d'arrivée de chacun de ces éléments. Quant aux diagrammes des essences herbacées si intéressantes, ils sont absents ou extrêmement succincts. Nous nous bornerons donc ici, du point de vue comparatif, à repérer dans le temps l'arrivée des premiers thermophiles. Dans les zones montagneuses, la Chênaie-mixte débute vers 7.500 ans avant le présent. Dans les plaines, Bassin parisien et Normandie, elle est présente vers 8.000 - peut-être un peu plus tôt pour la Normandie. 2 - Le Bassin aquitain, encore peu étudié du point de vue palynologique, semblait particulièrement intéressant et apte à fournir des données nouvelles, car il occupe une position géographique privi¬ légiée au carrefour des voies méditerranéennes par le Languedoc et Ibériques par les cols pyrénéens. En outre, peut-être pouvait-on considérer comme possible la localisation de zones refuges en France même et particulièrement dans le Bassin aquitain. Largement soumis dans son ensemble aux influences océaniques modératrices, le Bassin aquitain présente certaines zones intérieures de plaines, de vallées abritées et de coteaux ensoleillés, réalisant du point de vue topographique des conditions favorables à la survie des essences thermophiles même pendant les glaciations. Voyons dans quelle mesure les résultats des études palynologiques récentes dans le Sud-Ouest viennent confirmer ces hypothèses. Du point de vue quantitatif tout d'abord, en considérant dans son ensemble le groupe des Ther¬ mophiles, essayons de repérer dans le temps l'apparition de ce groupe. Dans tous les diagrammes girondins que nous avons établis, les feuillus thermophiles sont pré¬ sents dès le début du Post-glaciaire dans les niveaux les plus anciens correspondant à la phase Pré-boréale. Nous n'avons pas en Gironde de véritable phase initiale à Pin seul ou à Pin-Bouleau seuls comme dans les régions plus septentrionales. Il faut également noter comme particulièrement frappant ici le développement rapide des Ther¬ mophiles : leur nombre se multiplie si vite que le Noisetier, essence pionnière précédant les forêts de feuillus, est très rapidement freiné par ces dernières dont il redoute l’ombre. Ainsi le classique maximum boréal du Noisetier des régions plus septentrionales est limité ici à une courte pointe au début des diagrammes du Post-glaciaire. Pour illustrer ce développement, nous nous rapporterons à l'ensemble de la Chênaie-mixte (Chêne, Orme, Tilleul). Ce groupe est constitué ici au cours de la première moitié de la phase boréale. Il atteint son développement maximum à la limite boréo-atlantique ou peu après cette limite. Par comparaison avec les régions du nord de la Loire, la Chênaie-mixte apparaît ici environ 9.000 ans avant le présent. En outre, si l’on considère le maximum de cet ensemble correspondant à l'optimum climatique des temps post-glaciaires, on obtient une date de 7.000 à 6.500 pour les régions au nord de la Loire. Dans le Bassin aquitain, particulièrement en Gironde, ce maximum est atteint beaucoup plus tôt vers 7.500, soit 500 à 1.000 ans plus tôt. Dans nos diagrammes de la zone sous-pyrénéenne, des constatations analogues peuvent être faites. En outre, dans cette région, nous avons pu étudier des séries plus anciennes intéressant une grande partie du Tardi-glaciaire, phase non rencontrée en Gironde. Les tourbières de la vallée de l'Estarrés, près d'Arudy (1), débutent dans la deuxième moitié u 1 ardi-glaciaire avec l'oscillation chaude d'Allerôd et la phase de refroidissement dite du Dryas récent, dernier retour du froid avant le réchauffement définitif du Post-glaciaire. Les Thermophiles sont présents à la phase favorable de l’Allerôd et se maintiennent en faibles pourcentages au cours de la phase froide suivante. Dans la vallée de l'Estarrés, les feuillus thermophiles sont donc présents à l'Allerod final, soit vers 9.800, et se maintiennent jusqu'au début du Post-glaciaire vers 8.800, où ils se dévelop¬ pent rapidement. Le Chêne, l'Aulne, le Noisetier sont présents dès le début, le Tilleul puis le Hêtre s'y ajoutent dès le début de la phase boréale, vers 8.400. Au Poueyferré (2), près de Lourdes, où les sondages descendent beaucoup plus bas, atteignant le tout début du Tardi-glaciaire, nous voyons déjà quelques pollens de Thermophiles dans les ni¬ veaux les plus anciens succédant immédiatement à la fin du Wurm. Dans ce diagramme, quelques pollens de Chêne se rencontrent dès 13.600. Le Chêne et le Noisetier sont présents vers 12.310, 1 amélioration thermique de Bolling et se maintiennent dans les phases suivantes jusqu'au Tardi- glaciaire, vers 9.260, où ils se développent rapidement. - 3 En résumé, il découle des diagrammes polliniques que, dans le Bassin aquitain, les Thermo- philes apparaissent très tôt, dès la fin du Wurm. Ils vont également se développer très rapidement dès le début du Post-glaciaire, atteignant leur maximum beaucoup plus tôt que dans les régions plus septentrionales. Nous allons maintenant examiner les faits du point de vue qualitatif, c'est-à-dire en nous inté¬ ressant à certains composants du groupe des Thermophiles, soit comme genre ou espèce isolés, soit comme groupe paléo-climatique. Si nous considérons l'ordre d'arrivée des principaux groupes, nous constatons que ce sont les Atlantiques et Sub-atlantique s qui se rencontrent les premiers. Parmi ces genres, citons le Tilleul, l’Orme, le Chêne, ainsi que l'Aulne et le Saule colonisant les zones humides dès le début du Post¬ glaciaire en Gironde. Dans les tourbières de l'Estarrés, nous avons vu que le Noisetier et le Chêne sont présents sporadiquement au Tardi-glaciaire. Au Poueyferré, quelques pollens de ces mêmes genres sont rencontrés dès la fin du Wurm. Dans l'ensemble des diagrammes, l'Orme, le Tilleul et le Chêne arrivent dès le début de la phase boréale dans la région pyrénéenne et au cours de la première moitié de cette phase en Gironde. Les analyses polliniques des grottes d'Isturitz (3) révèlent dans des niveaux solutréens la pré¬ sence, aux côtés du Pin sylvestre, de pollens de Chêne, de Noisetier, d'Aulne et même de Hêtre. Dans la grotte de la Gravette en Dordogne, station éponyme du Gravétien, on trouve quelques pour¬ centages d'Aulne, de Charme, de Tilleul, de Saule, de Noisetier aux côtés du Pin sylvestre et du Bouleau. Certains résultats relatifs aux flores du Quaternaire plus ancien sont particulièrement inté¬ ressants. Dans un niveau moustérien du Roc de Marsal, près du Bugue (4), on rencontre une flore polli- nique présentant le Noisetier, le Hêtre, l'Orme, le Tilleul en même temps qu'un ensemble de pe¬ louses calcaires à Juniperus et de steppes à Artemisia, Centaurea et Helianthemum. Les travaux en cours au Laboratoire de Préhistoire de Bordeaux relativement à un vaste en¬ semble moustérien (Wurm I et H) nous ont permis de constater dans les flores de certains de ces niveaux, des éléments identiques aux précédents avec également parfois l'Acer et le Carpinus. Les essences atlantiques caractéristiques de nos forêts tempérées actuelles sont donc présen¬ tes, en très faible quantité parfois mais présentes quand même, dans les flores polliniques du Sud-Ouest (Dordogne, Gironde, zone pyrénéenne) dès le Quaternaire ancien, au cours du Wurm. En ce qui concerne le groupe des essences méditerranéennes, les Méditerranéennes vraies apparaissent d'une manière générale dans les diagrammes girondins dès le milieu de la phase bo¬ réale vers 8.200 ans avant le présent environ, sporadiquement puis de plus en plus nombreuses au cours de la deuxième moitié de cette phase. Ces essences présentent un remarquable développe¬ ment à la fin de cette période. Les premiers éléments notés dans nos diagrammes sont Quercus ilex, Osyris alba, Cistus (probablement salviaefolius). A la fin de la phase boréale, vers 7.500, on rencontre en outre Rhus, Coriaria, Phyllirea, Helianthemum, Fumana, correspondant à une variation climatique à caractère xérothermique semblant générale dans notre région à la période boréo-atlantique. Il est intéressant de signaler également à propos de ce groupe, que dans un niveau inter-glaciaire du pays basque (5) attribué provisoirement au Mindel-Riss, les auteurs signalent la présence de Quercus ilex, Phyllirea, Buxus sempervirens. Les Méditerranéennes-atlantiques arrivent très tôt en Gironde au cours de la première moitié du Boréal ; c'est le cas d'Erica cinerea et cTErica scoparia auxquelles s'ajoute plus tard Arbutus Unedo. 4 - Le groupe des Ibéro-atlantiques et Ibéro-aquitaines est représenté dans nos diagrammes vers le milieu de la phase boréale, parfois sporadiquement plus tôt au cours de la première moitié de cette phase. Ces éléments sont principalement des Ericales (Erica Lusitanica, E. ciliaris, E. va- gans, E. Tetralix, Dabaecia Cantabrica) ainsi que Quercus Toza. Notons que ÏDabaecia Cantabrica, actuellement très rare en Gironde, est présente au Boréal dans les tourbes du Médoc et du Borde¬ lais, zones où elle n'existe plus actuellement. Ces espèces sont également présentes dans nos diagrammes de la zone pyrénéenne, mais elles y apparaissent nettement plus tôt qu'en Gironde. On trouve dès le début du Boréal les Ericales déjà citées. Dans le niveau inter-glaciaire Mindel-Riss déjà cité, on rencontre Erica Lusitanica et Erica Mediterranea. Quelles conclusions peut-on tirer des résultats précédents ? Les essences thermophiles apparaissent beaucoup plus tôt et en plus grand nombre au début du Post-glaciaire dans le Sud-Ouest que dans les autres régions françaises. En outre, elles ne sont pas absolument absentes dans les niveaux tardi-glaciaires ni même pendant certaines phases du Quaternaire ancien. Ces faits confirment l'hypothèse de l'existence de zones de refuge en Europe méridionale, mais aussi la possibilité de l'existence de zones semblables dans le Sud-Ouest de la France. Les niveaux wurmiens de Dordogne contiennent des pollens de feuillus thermophiles en pour¬ centages parfois assez notables pour impliquer l'existence de zones boisées au cours de certaines phases. Il faut noter également la remontée rapide du nombre des pollens de feuillus dès qu'une oscillation climatique favorable se manifeste au cours des phases glaciaires. Ces constatations in¬ citent fortement à penser que les feuillus thermophiles ne pouvaient pas avoir leurs refuges dans des régions bien éloignées. En outre, il semble que certains éléments tels que l'Aulne et parfois le Noisetier se maintiennent longtemps au cours des phases les plus froides, probablement à la faveur de micro-climats régionaux. Les faits semblent moins caractéristiques au Poueyferré et dans les tourbières de l'Estarrés où le développement des feuillus est très faible à la fin du Wurm et au Tardi-glaciaire. Dans le secteur landais, les analyses polliniques effectuées en différents points semblent bien montrer que les Thermophiles sont très rares pendant le Tardi-glaciaire. Dans le cas de la Gironde, les do¬ cuments sur le Tardi-glaciaire font malheureusement défaut. Les secteurs girondins, landais et sous-pyrénéens présentent un développement plus précoce et plus rapide des éléments thermophiles que les régions au nord de la Loire parce qu'ils étaient plus proches de leurs zones de refuge, mais il ne semble pas qu'ils aient été eux-mêmes zones de refuge. Des analyses de niveaux plus anciens seraient nécessaires dans ces secteurs pour parvenir à des conclusions certaines. Par contre, les analyses polliniques des niveaux wurmiens de Dordogne montrent, comme nous l'avons vu, l'existence de zones de refuge assez proches. Les vallées ensoleillées du pourtour du Massif Central, et certaines zones de la Dordogne elle-même peuvent très bien avoir joué ce rôle de refuge. Remarquons que les constatations précédentes s'appliquent particulièrement aux essences atlan¬ tiques et sub-atlantiques. Les principaux genres actuels ont existé probablement depuis très long¬ temps dans la région. Ils sont présents au Tardi-glaciaire, pendant le Wurm et même au Villa - franchien. Il est possible de penser que ces éléments présents dès le Villafranchien, où ils rem¬ placent les éléments exotiques du Pliocène émigrés en Amérique et en Asie, se sont maintenus pendant les glaciations quaternaires dans des refuges locaux à partir desquels ils se répandaient de nouveau pendant les épisodes de réchauffement des inter-glaciaires et des inter-stades. Les essences Ibéro-atlantiques et Ibéro-aquitaines, nous l'avons vu, arrivent plus précocement dans les diagrammes pyrénéens. Il semble bien que ces éléments se soient répandus dans nos plai¬ nes du Sud-Ouest à partir de refuges sud-pyrénéens. Les stations des Pyrénées sont colonisées plus tôt parce que plus proches de ces refuges et des cols pyrénéens par lesquels ces essences ont émigré vers le Nord, à partir du versant espagnol. Le groupe des Méditerranéennes est plus intéressant que le précédent. Les faits énumérés plus haut permettent de penser pour celui-ci à des refuges dans le Bassin aquitain lui-même. Ces élé¬ ments sont présents au cours d'un inter-glaciaire probablement Mindel-Riss dans le pays basque. En Gironde, nous n'avons pas de documents très anciens mais nous avons signalé leur apparition très précoce et leur développement au Fini-boréal. Des études précises dans les régions du Languedoc et du Sud-Est de la France sont souhai¬ tables afin de repérer les étapes de l'arrivée de ces essences à partir de la région méditerra¬ néenne , suivant l'hypothèse classique, par le seuil de Naurouze, les vallées de l'Aude et du Rous¬ sillon. Mais, en l'état actuel des connaissances, il est possible de soulever l'hypothèse de l'exis¬ tence de refuges des Méditerranéennes dans les régions de coteaux calcaires ensoleillés du sud et du sud-est du Bassin aquitain, ainsi que du pourtour du Massif Central. Les coteaux calcaires du centre du département de la Gironde ont pu également présenter des micro-climats d'élection pour les essences méditerranéennes qui y sont encore fort nombreuses actuellement, représentant peut-être des reliques d'un peuplement tertiaire. En résumé, les études palynologiques dans le Sud-Ouest de la France montrent deux catégo¬ ries de faits. Premièrement, le développement plus précoce et plus rapide des Thermophiles confir¬ me la proximité spatiale de cette région et des zones de refuge de ces essences. Deuxièmement, l'existence de ces dernières à des époques très anciennes du Quaternaire semble indiquer qu'elles ont trouvé des possibilités de survie dans le Bassin aquitain lui-même. Les faits semblent particulièrement nets en ce qui concerne les Atlantiques et les Sub¬ atlantiques. Les Ibéro-atlantiques et les Ibéro-aquitaines semblent bien s'être réfugiées au sud des Pyrénées. Quant aux Méditerranéennes, certaines régions aquitaines ont pu jouer pour elles le rôle de refuges locaux. Mais pour ces derniers groupes, les faits restent à préciser à la lumière de nombreuses étu¬ des, en particulier de niveaux inter-glaciaires qui seuls présentent des conditions climatiques ren¬ dant possible le développement de ces éléments et par suite permettent d'étudier leur comportement au cours du Quaternaire ancien. 6 - BIBLIOGRAPHIE 1 - PAQUEREAU M.-M. et BARRERE P. (1962) - Palynologie et morphologie quaternaires dans les environs d'Arudy. Vme Congrès International d'Etudes pyrénéennes. 2 - VRIES H. de , FLORSCHUTZ F. et MENENDEZ-AMOR J. (1960) - Un diagramme simplifié d'une couche de Gyttja, située à Poueyferré, près de Lourdes. Koniskl. Nederl. Akad. Amsterdam, t. 63, N° 4. 3 - LEROI-GOURHAN A. (1960) - Flores et climats du Paléolithique récent. Congrès Préhistorique de France-Monaco, 1959. 4 - VAN CAMPO M. et BOUCHUD J. (1962) - Flore accompagnant le squelette d'enfant mousté- rien découvert au Roc de Marsal, commune du Bugue (Dordogne). C.R. Seanc. Acad. Sc., t. 254, N° 5, p. 897. 5 - O LD FIE LD F. (1960) - Three pollen analysis from an Interglacial mud-bed on the foreshore near Biarritz, South-west France. Bull. Cent. Etud. Rech. Sc. Biarritz, t. 3, p. 53. ■* - 7 TOME 102 1965 ACTES DE LA Série B - N° 5 Wus - COMP. ZOOL CIB Rary FEB 9 1970 SOCIÉTÉ LINNÉENNE £îs " DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 ETUDE STRATIGRAPHIQUE ET STRUCTURALE DE LA ZONE DES NOGUERAS ENTRE LESERA ET L’ISABENA (Huesca - Espagne) Ph. ROGER Laboratoire de Géologie Faculté des Sciences de Bordeaux Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX SEANCE DU 7 MAI 1965 Etude Stratigraphique et Structurale de la zone de Nogueras entre l'Esera et I'Isabena (Huesca - Espagne) par Philippe ROGER laboratoire de Géologie Faculté des Sciences de Bordeaux La région mteressee par cette etude est située sur le versant méridional des Pyrénées Centrales, en territoire espagnol. Elle est limitée à l’Ouest par l’Esera, à l’Est par I’Isabena, et s’étend sur environ huit O ometres de large entre les affleurements paléozoïques du revers sud de la zone axiale, et le Crétacé supérieur de la zone sud-pyrénéenne. Le « grès rouge » permo-triasique occupe la plus grande partie de Faire ainsi définie et sa répartition justilie 1 analyse stratigraphique, entreprise malgré la complexité structurale dont il est l’objet. STRATIGRAPHIE I. - HISTORIQUE ET GÉNÉRALITÉS La distribution géographique du « grès rouge » a été précisée dès le début de ce siècle, et pour ï ensemble des Pyrénées, avec une relative exacti¬ tude. De nombreux auteurs, depuis Mallada (1881), rapportent des descriptions souvent minutieuses de cette formation en l’attribuant, malgré un manque d arguments, soit au Trias inférieur soit au Per¬ mien. Cette imprécision tient bien entendu à • absence de fossiles ou au manque de fossiles carac¬ téristiques. J. Caralp (1903), abordant l’étude du grès rouge dans les Pyrénées espagnoles, précise ses caractères lithologiques et montre qu’on peut y re¬ connaître presque partout trois étages : 1) Un étage inférieur essentiellement schisteux; sur cet horizon, se placent parfois des grès et des marnes corres¬ pondant aux faciès lagunaire ou continental de l’Aveyron et de l’Autunois. 2) L’étage moyen, plus uniforme et plus constant, rap¬ pelant le Rothliegende de l’Allemagne et du S.W. du pla¬ teau central avec sa livrée rougeâtre, ses argilolites, ses grès plus ou moins marneux, ses imprégnations ferrugineu¬ ses : c’est le Saxonien dans toute sa netteté. 3 ) Au-dessus, se place parfois un autre étage, également détritique mais dont les éléments de charriage atteignent de plus grandes dimensions; il en résulte des brèches et des conglomérats polygéniques où on retrouve souvent, enga¬ gés dans une pâte argilo-ferrugineuse, les schistes verts de la base du permien et les grès rouges de l’étage moyen. Cet ensemble paraît correspondre à un Thuringien conti¬ nental. — 4 — M. Dalloni (1910), reprenant en Aragon l’exa¬ men de cette formation, insiste sur les variations locales et relève près de San Valero la présence de schistes rouges et de grès, attribués au Permien, bordés au sud par une bande de conglomérats quartzeux auxquels succèdent de nouveaux grès et des marnes schisteuses rouges très analogues aux précédentes et supportant le Trias supérieur argilo- gypseux. Il indique le caractère transgressif, nettement mis en évidence en Catalogne, de ce te grès rouge » sur le premier, en le rapportant au Trias inférieur. Cette succession de trois termes détritiques est reconnue en effet un peu partout. Nous rappelle¬ rons seulement ici les trois séries distinguées par P. Lamare (1937) en Pays Basque, par R. Mi- ROUSE (1959) dans la Haute Vallée d’Aspe et par G. J. Van der Lingen (1960) au N de Canfranc. P. Lamare reconnaît en Pays Basque : 1 ) Une série, notée r, peu constante dans sa puissance (0 à 600 m.) et sa succession lithologique, comprenant schématiquement, à la base, des conglomérats ou brèches polygéniques dont la composition varie avec celle du substratum, puis une alternance de grès à ciment le plus souvent argileux, avec des schistes et des argiles de teinte rouge foncée; quelques bancs ou lentilles de poudingue s’y intercalent et le tout est surmonté fréquemment par un nouveau niveau de poudingues polygéniques mais où prédo¬ minent les galets siliceux. Les coulées de basalte, lorsqu’elles existent, se situent de façon constante au sommet de cette série. 2) Une série, notée t IV ou t 1 a, localement discordante sur la précédente, très constante, composée de bas en haut par : — un poudingue quartzeux relativement puissant (0 à 50 m.), à galets de 5 à 15 cm. en moyenne, dans l’ensem¬ ble très usés et arrondis; — des grès grossiers (avec encore quelques galets isolés ou en lentilles) de teinte pourpre ou blanc rosé à blanche, à stratification entrecroisée (20 à 100 m.). 3) Une série, notée t ni ou 11 b, où alternent, avec des schistes, des argilites, des grès fins et des psammites argi¬ leux friables, le tout couronné par un niveau souvent épais d’argilites rouges ou vertes, souvent schisteuses (200 à 400 m.). R. Mirouse distingue en Haute Vallée d’Aspe : 1) La série du Somport (notée rl), constituée de grès, pélites, grauwaekes versicolores (400 m. environ) avec, loca¬ lement, à la base, des calcaires à patine ocre. 2 ) La série du Pic Baralet (notée r2), transgressive sur la précédente, localement discordante et comprenant, à la base, une alternance de conglomérats polygéniques et de grès rouges, au sommet, des calcaires conglomératiques, des calcaires massifs et des calschistes vermiculés (400 m. maximum). 3 ) La série de la Pena de Mercanton (notée r3), repré¬ sentée par des pélites rutilantes et des grès verdâtres (500 m. minimum ). R. Mirouse pense que cet ensemble est à rap¬ procher de la série notée r en Pays Basque par P. Lamare. G. J. Van der Lingen, au N de Canfranc, donne la succession suivante : 1 ) Série p 1 : calcaires à patine jaune alternant avec des schistes gris ou rouges. 2 ) Série p 2 : grès rouges à grain fin à grossier. 3 ) Série p 3 : schistes rouges, conglomérats et grès rou¬ ges avec nombreuses variations latérales. Cette série semble discordante sur la série p 2. G.-J. Van der Lingen suggère que ses séries pl et p 2 sont équivalentes à la série du Somport, sa série p 3 correspondant à la série du Pic Baralet et à la série de la Pena de Mercanton. Ce seul exemple montre la grande variété litho¬ logique des dépôts. Le problème des corrélations reste posé. Entre l’Esera et l’Isabena, les descriptions de coupes données par les auteurs sont peu nombreuses et souvent imprécises, parce que manquant de réfé¬ rence de lieu. La stratigraphie détaillée du grès rouge, basée sur la seule lithologie, n’a pas, à notre connaissance, été conduite dans cette région. La recherche et l’étude des critères sédimentologiques n’ont pas non plus été abordées. Seule C. Virgili (1960) a montré récemment tout l’intérêt de l’ana¬ lyse sédimentologique, en particulier de l’analyse granulométrique et morphoscopique qui lui a per¬ mis de distinguer, en Catalogne occidentale, le Buntsandstein du Permien. Les investigations menées dans ce sens sur le territoire plus particulièrement examiné ici ont fourni des résultats intéressants, mais qui restent trop partiels pour permettre une interprétation d’en¬ semble des phénomènes de sédimentation. Aussi, nous bornerons-nous essentiellement, dans cette note, à une analyse lithologique en signalant les varia¬ tions locales d’épaisseur et de composition des séries. Ainsi que nous le verrons plus loin, la tectoni¬ que de la région étudiée, comme d’ailleurs la tecto¬ nique de l’ensemble du versant méridional des Pyré¬ nées Centrales, est complexe et localement discutée. Ces conditions sont peu favorables à un inventaire stratigraphique. Trois séries détritiques ont cepen¬ dant pu être mises en évidence cartographiquement : — 5 1°) Une série inférieure (tn) ou série noduleuse reposant sur un substratum dévono-houiller. 2°) Une série intermédiaire (ti) apparemment transgressive, mais concordante ou très faiblement discordante sur la première. 3°) Une série supérieure (ts) concordante avec la précédente. Cette distinction a été possible grâce à la pré¬ sence de niveaux repères pratiquement constants et se marquant nettement dans la topographie; — Le premier, situé à la base de la série inter¬ médiaire, est constitué par un conglomérat relative¬ ment puissant, à gros galets de quartzites. — Le second, situé à la base de la série supé¬ rieure, est représenté par un autre conglomérat, moins épais, à petits galets de quartz. Couronnant ces trois séries détritiques, existe une quatrième série carbonatée et gypseuse, corres¬ pondant au Trias moyen et supérieur des auteurs. Nous l’avons appelée série terminale. Par ailleurs, pour la commodité de l’exposé, et anticipant sur l’interprétation tectonique, la distri¬ bution des séries sera envisagée dans trois zones distinctes qui, du Nord au Sud, sont les suivantes : 1° — Zone septentrionale. Cette zone occupe les sommets les plus élevés de toute la région étudiée. Elle correspond au revers méridional de la chaîne axiale, est limité au Sud par l’important contact anormal d’Urmella-Villarué et se développe largement entre les méridiens d’Arazan à l’Ouest, et celui de Néril à l’Est. 2 °— Zone médiane. Relativement déprimée par rapport à la précé¬ dente, elle comprend la plus grande partie du massif dit « Massif de Las Paules » (1). Elle s’étend en particulier au niveau de la Sierra de Urmella et est limitée dans sa partie orientale et méridionale par la bande paléozoïque de Renanué- Las Paules, dans sa partie occidentale par la faille de Bisaurri. (1) Pour la plupart des auteurs, « le Massif de Las Paules » comprend aussi la bande paléozoïque de Renanué - Las Paules. 3° — Zone méridionale. Elle comprend la bande paléozoïque précédente et les terrains permo-triasiques qui la surmontent en succession normale. L’étude de cette zone s’arrêtera à la bordure crétacée dont l’examen ne sera pas entrepris ici. II. - DISTRIBUTION DES SÉRIES A) SERIE NODULEUSE. a) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE MEDIANE. Largement développée d’Ouest en Est entre Bi¬ saurri et Las Paules, la série noduleuse constitue ici une bande large de 1 à 2 kilomètres. En aucun point, il n’a été possible de réaliser une coupe continue et complète de la série, car les redoublements par failles sont fréquents et les replis nombreux. Néanmoins, on peut dresser des coupes partielles représentatives de cet horizon, dont on peut estimer l’épaisseur de 150 à 200 m.au minimum (pl. I). C’est ainsi qu’on peut trouver une bonne succes¬ sion des termes les plus élevés de la série à la lati¬ tude du village de Villarué, en partant de la route qui relie Las Paules à Castejon de Sos, et en remon¬ tant vers le Nord et également au Nord de cette mê¬ me route en remontant plus à l’Ouest le cours du ruisseau de Fadas : on atteint dans cette coupe les horizons inférieurs. Une bonne coupe mais égale¬ ment incomplète peut être effectuée sur la route conduisant à Urmella au-delà de la barre du poudin¬ gue principal. Cette série (pl. I) comporte un ensemble de mi¬ croconglomérats polygéniques, souvent bréchiques, à galets quartzeux, à fragments de calcaires paléo¬ zoïques, à galets de grès remaniés sur place. Le ciment est gréso-ferrugineux, parfois calciteux (cal- cite secondaire). Ces galets pour la plupart anguleux et d’origines diverses, ont une taille variable (0,5 à 5 cm.). Il s’y associe des couches de grès arkosiques, plus ou moins grossiers, de pélites gréseuses et d’ar- gilites pélitiques, de couleur rouge lie de vin avec passées vertes, contenant fréquemment des lentilles gréso-dolomitiques atteignant parfois une dizaine de — 6 — mètres de longueur et 30 à 50 centimètres d’épais¬ seur. Ces lentilles se résolvent en rognons, épousant des formes comparables à des rognons de silex, et en nodules de 1 à 6 cm. La présence de ces nodules est caractéristique de cette série : ils se ré¬ partissent pratiquement sur toute sa hauteur. Les pélites versicolores et les grès pélitiques sont souvent calcareux. Au microscope, le quartz y apparaît net¬ tement anguleux, associé à de la calcite ou à de la dolomie ainsi qu’à des minéraux phylliteux (biotite et surtout muscovite). Les grès arkosiques, parfois conglomératiques, montrent que les feldspaths, pro¬ bablement des plagioclases, sont très altérés. Ainsi que le souligne R. Mirouse pour la série du Som- port où il a observé des formations analogues, les grès arkosiques sont peut-être à mettre en rapport avec la densité de coulées ou filons volcaniques. Or, on rencontre, ^effectivement, répétées au sein de la série noduleuse, en particulier au Sf de Villa- rué, des corps stratiformes, volcano-détritiques. De couleur blanche, verte ou violacée, ces masses, concordantes avec la stratification, épaisses de 20 cm. à 4 m., évoquent l’aspect de coulées rhyoli- tiques. Toutefois, leur limite inférieure n’est pas tranchée et il y a passage continu de la roche sédimentaire détritique à la roche chargée en élé¬ ments volcaniques. La nature pétrographique et la composition chimique (1) de ces roches conduisent à leur attri¬ buer l’origine d’un tuf volcano-détritique. Enfin, une caractéristique dominante de cette série est qu’elle montre de rapides variations latéia- les de faciès, en relation avec des chenaux de sédi¬ mentation de type probablement fluvio-torrentiel (stratifications entrecroisées à différentes échelles). Une analyse séquentielle sommaire permet d éta¬ blir une séquence virtuelle contenant les termes . microconglomérats, grès arkosiques grossiers, ^ grès arkosiques moyens et fins, grès pélitiques, pélites gréseuses, argilites schisto-pélitiques. Il est peu fréquent de rencontrer ce type complet de séquences; plus nombreuses sont les séquences incomplètes, tronquées, témoignant d’incessants re¬ maniements et de divagations continuelles des che¬ naux. flanc inverse d’un pli couché. Cette position anor¬ male ne permet pas de saisir les relations de cette série avec les terrains plus anciens, sauf à 500 m. environ au IM de la route Las Paules-Castejon de Sos, le long du ruisseau de Fadas. En ce point, en effet, grâce à une flexure sensiblement parallèle à la direction du ruisseau, on peut relever, du Sud au Nord, la succession suivante : 1) Microbrèches polygéniques et grès grossiers, de cou¬ leur rose en général; grès et pélites schisteuses versicolores (direction des couches : N 100° E). 2) Conglomérats et brèches polygéniques, de 1 à 4 m. d’épaisseur, contenant un mélange de galets de grès, de teinte gris vert, à grain moyen (toujours arrondis), de galets de calcaire noir à pâte fine, veiné de calcite (toujours angu¬ leux), de galets de quartzite blanc et de schistes verts (1). 3) Un horizon constitué par une alternance de micro- poudingues quartzeux, de grès plus ou moins grossiers, de teinte verte à grise, et de schistes verts ou noirs, à passées charbonneuses; ces trois termes se répètent plusieurs fois sur une vingtaine de mètres d’épaisseur, constituant autant de petites séquences plus ou moins régulièrement grano- classées. La moitié supérieure de cet horizon est essentiellement représentée par des schistes vert clair, plus ou moins péliti¬ ques, contenant des « nodules » de grès gris vert. Ces « nodules » sont fréquemment imprégnés d’oxyde de fer. Les empreintes végétales sont nombreuses dans ces niveaux, en particulier dans les schistes charbonneux (empreintes de fructifications, appartenant au genre Cardio¬ car pus). La direction des couches est ici N 80° E (2). On repasse ensuite, toujours en remontant le ruisseau de Fadas, à la série noduleuse, mais le contact est faillé. Le long de cette faille, subverticale et de direction N 130° E, apparaît un mince lambeau de gypse et d’argiles vertes gypseuses. b) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE MERIDIONALE Au S de la bande paléozoïque et à 1W du méridien de Fadas, on peut observer la série nodu¬ leuse en contact stratigraphique avec un substratum constitué le plus souvent de calcaires. Ces calcaires ont été attribués par M. Dalloni (1910) au Fras- nien et dénommés par lui calcaires de Renanué. Ce contact est très généralement redressé et on observe parfois, comme à Renanué, une concordance apparente entre ces calcaires et la série noduleuse. Ainsi que nous le verrons plus loin, l’aire d’affleurement de la série noduleuse, occupant la plus grande partie de la zone médiane, représente le (1) Analyses aimablement effectuées par le Centre de recher¬ ches pétronarphiques et géochimiques de Nancy-Vandœuvre. (11 Etant donné la faible extension de l’affleurement il est fficile de préciser les relations entre le niveau (1) (sérié iduleuse) et le niveau (2). Nous pensons toutefois qu'il s agit d un intact stratiqraphique, malgré la présence de breches de type tec- nique lesquelles s'alignent le long de fractures de faible impor- (2) Nous ne pouvons affirmer que ce changement dans la direction des couches correspond à une discordance. — 7 — A l’E du méridien de Fadas, si on retrouve, localement, les caractères de la série noduleuse définis dans la zone médiane, l’ensemble de la série apparaît généralement très transformé, affecté par les manifestations d’un volcanisme effusif. Les brèches et tufs volcaniques y sont très répandus, masquant le plus souvent la stratification. Une bon¬ ne coupe de cette formation peut être relevée le long d’une route, récemment ouverte, conduisant à Abella. Cette série a été notée tv. Dans le cadre restreint de la région étudiée, il n’était pas possible de préciser ses relations avec la série noduleuse, no- teé tn. Nous l’avons considérée comme un équiva¬ lent latéral, au moins partiel, de la série noduleuse, les variations de faciès s’effectuant à la latitude du col de Fadas. P. Mey cependant (com. pers.), a pu observer à l’E et au S de la région cartographiée, la « série noduleuse » reposant sur la « série volca¬ nique » ou volcano-détritique. c) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE SEPTENTRIONALE. La série noduleuse, telle qu’elle a été définie dans la zone médiane et dans la zone méridionale, n’affleure, dans la zone septentrionale, qu’à l’W de Néril, à la faveur d’accidents cassants de direc¬ tion N. 110° E. Elle apparaît ici sous des faciès lithologiques comparables à ceux de la zone média¬ ne : sa description ne sera donc pas reprise. Nous rattacherons néanmoins à la série nodu¬ leuse des niveaux, cartographiés comme paléozoïque indifférencié, qui affleurent en série inverse, sous le conglomérat de la série intermédiaire et en concor¬ dance avec celui-ci, à l’W d’Urmella (à environ 500 m. de ce village, sur le chemin conduisant à Arazan). La succession relevée du S au N, dans l’ordre stratigraphique inverse, est la suivante : 1) Conglomérat à galets de quartzites et de lydiennes (base de la série intermédiaire). 2) Ensemble constitué de grès gris roux, à grain moyen, de pélites versicolores et de calschistes vert clair, et cou¬ ronné par quelques couches de calcaire gris clair à pâte fine (6-8 m.). 3) Schistes noirs, intercalés dans des couches charbon¬ neuses (1), calcaires noirs à pâte fine, localement bréchiques (5-6 m.). 4) Grès à grain grossier et à ciment calcaire, conglo¬ mérat à éléments siliceux et brèche polygénique à éléments de schistes versicolores et de calcaire gris clair (4-5 m.). En résumé, la série noduleuse, de teinte générale lie de vin, correspond à un ensemble lithologique relativement varié et puissant (200 m. ou plus), au sein duquel on relève notamment la présence, à divers niveaux, de roches volcano-détritiques et l’existence de nodules gréso-dolomitiques de couleur brune ou beige. Des conditions de sédimentation particulières semblent avoir présidé au dépôt de cette série détri¬ tique, conditions qui apparaissent, en toute première analyse, différentes de celles qui ont régi le dépôt de la série intermédiaire. (1) Les couches de charbon relativement peu épaisses (20 à40 cm) ont fait l’objet d’une exploitation sommaire, abandonnée depuis Quelques années. — 8 — B) SERIE INTERMEDIAIRE Bien développée dans la zone autochtone septen¬ trionale où son épaisseur peut être estimée à environ 150 m. (pl. I), elle se montre accolée au paléo¬ zoïque de la zone axiale. Son étude peut également être faite dans la partie sud de la zone médiane et dans la zone méridionale. a) LA SERIE INTERMEDIAIRE DANS LA ZONE SEPTENTRIONALE. De bonnes coupes peuvent être réalisées trans¬ versalement à une bande continue à pendage rela¬ tivement fort vers le Sud, bande qui s’étale du Rio Baliera au ruisseau d’Urmella. Différents ruisseaux traversent cette bande. Nous prendrons une coupe- type le long du ruisseau de Fadas dans la partie supérieure de son cours. 1. — Coupe type. De bas en haut, on relève : 1. — Un conglomérat puissant à cet endroit de 20 à 30 m., comprenant des galets bien roulés, essentiellement de quartzites, de taille moyenne (10 cm.), mais pouvant atteindre 30 cm., réunis fermement par un ciment gréseux et ferrugineux (1). 2. — Une alternance de bancs de grès à ciment argilo- ferrugineux de 1 à 1,50 m. d’épaisseur, et de bancs d’argi- lites gréso-pélitiques rouge brique contenant parfois des rognons gréso-dolomitiques à patine ocre; l’épaisseur de ces bancs est comparable à celle des bancs gréseux. L’ensemble atteint une puissance de 150 m. environ et présente, surtout dans sa partie supérieure, des biseaux simulant des discor¬ dances stratigraphiques; en fait, ces figures sont très locales et peuvent être interprétées comme des grands berceaux de stratification entrecroisée. De plus, on observe fréquemment la disparition latérale brutale d’un banc de grès relayé par un banc d’argilite gréseuse ou pélitique. Dans l’ensemble, il apparaît un granoclassement positif, bien que la plupart des petites séquences, à l’intérieur de cette grande séquence, soit le plus souvent perturbées et incomplètes. Les grès psammitiques se rencontrent surtout dans la section haute de la série où les bancs gréseux deviennent par ailleurs plus épais (3 à 5 m.). 2. — Variations. Les variations sont relativement peu importan¬ tes à l’intérieur de la série; elles concernent essen¬ tiellement l’épaisseur du conglomérat, qui oscille (1) La plupart de ces palets sont impressionnés, mais en plus des impressions, on relève d'indéniables traces de percussion tout à fait comparables à celles observées dans le massif de la Rhune (M. Gottis et Ph. Roper, 1965). entre 0 et 30 m. ; le diamètre moyen des galets, dont la nature reste presque partout quartzitique, l’épaisseur relative des bancs gréseux et argilitiques, enfin l’épaisseur globale de la série (100 à 150 m.). Nous noterons cependant qu’au N E d’Ara- zan, le conglomérat de base passe latéralement à des brèches dont la composition est en relation directe avec le substratum. De plus, les grès et pélites sur¬ montant ces brèches ne montrent pas des alternances aussi nettes que dans la coupe type, l’ensemble ayant également un aspect bréchoïde. b) LA SERIE INTERMEDIAIRE DANS LA ZONE MEDIANE ET DANS LA ZONE MERIDIONALE. 1. — Coupe type. A un kilomètre environ de Las Paules, à l’W de ce village et le long du ruisseau de Villarué, on rencontre des couches en série inverse à pendage Nord relativement fort (40 à 45°) dans lesquelles on peut relever, du Nord au Sud et de bas en haut, dans l’ordre stratigraphique, la série suivante : 1. — Un conglomérat à galets de quartzites et de lydiennes de 10 à 15 cm. d’épaisseur. 2. — Une barre de grès psammitiques de 15 à 20 m. 3. — Un niveau relativement puissant (15 à 20 m.) d’ar- gilites rouges présentant de belles figures de glissement (slumps ou slumping des auteurs anglo-saxons ). 4. — Une alternance de grès rouges plus ou moins psammitiques, et de schistes argilo-gréseux également de cou¬ leur rouge vif. L’ensemble n’atteint pas 100 m. de puissance. 2. — Variations. Peu de variations sont à noter tout le long de la bande, constamment en série inverse, qui s’étend entre Las Paules et Bisaurri. Le conglomérat en particulier conserve une épaisseur pratiquement constante, et plus constante encore est l’épaisseur totale de l’ensemble conglomérat et barre de grès psammatiques. Signalons toutefois la présence fréquente dans ces grès, de « ripple marks » et de figures de cou¬ rant. Par ailleurs, nous rapporterons la découverte, au niveau de cette barre gréseuse, d’empreintes de — 9 — diverses Filicales et Equisetales dont l’état de conser¬ vation ne permet pas de déterminations précises. Un gisement a été noté dans le ruisseau d’Urmella, un autre sur la route conduisant à Abella. Enfin, dans la zone méridionale se manifeste une régularité remarquable dans les alternances grès psammitiques et argilites pélitiques qui font suite à la barre principale. En résumé, le terme de série intermédiaire désigne un autre ensemble détritique, de couleur rouge brique, de 50 à 150 m. d'épaisseur. Sauf en certains points localisés où sa base est représentée par une brèche dont la composition est liée au substratum, cet ensemble débute très généralement par un poudingue constitué par des galets, arrondis mais mal calibrés, de nature essentiellement quartzitique. La puissance de ces niveaux conglomératiques est variable et il y a passage, sans surface de stratification nette, à une succession lithologique où alternent, plus ou moins rythmiquement, des grès quartzeux à grain grossier à moyen, des grès psammitiques, des pélites et des argilites pélitiques. C) SERIE SUPERIEURE. Relativement peu épaisse par rapport aux séries précédentes (20 à 30 m.), la série supérieure fait suite partout et sans discordance à la série intermé¬ diaire (pl. I). 1. — Coupe type. Schématiquement, de bas en haut, on relève presque partout les niveaux suivants : 1. — Poudingues à petits galets de quartz de taille moyenne (2 à 3 cm.), généralement blanc laiteux, toujours arrondis, à ovoïdes. Le ciment est gréseux, blanc à blanc rosé, plus rarement vert (40 cm. à 4 m.). 2. — Grès à grain grossier moyen, psammitique, à stra¬ tification entrecroisée ou oblique, de couleur également blan¬ che à rouge brique (1 à 5 m.). 3. — Argilites rouges ou vertes alternant avec des pélites gréseuses rouges (5 à 8 m.). 4. — Marnes schisteuses et calcschites verts micacés, d’aspect souvent lustré (3 à 6 m.). 5. — Argile blanche à grise, parfois gypseuse (3 à 5 m.). Venant au-dessus des ultimes bancs gréseux de la série supérieure et au-dessous des premiers bancs carbonatés de la série terminale, ces deux derniers niveaux, de 6 à 10 m. d’épaisseur, correspondent aux couches désignées par P. Misch (1934) sous le nom de « Rot » et semblent comparables à celles que C. Virgili (1958) englobe sous le terme « arcillas limitas ». Selon ces auteurs, ils représenteraient les niveaux de transition au Muschelkalk sinon la base de cet étage. 2. — Variations. —Entre le niveau de poudingues et les grès gros¬ siers psammitiques peut s’intercaler, comme à Urmella, un niveau constitué de pélites rouges mica¬ cées (2 à 6 m.), à débit schisteux. — Les deux premiers niveaux peuvent être repré¬ sentés par deux à trois alternances de bancs conglo¬ mératiques et de bancs gréseux (Nord de Viliarué). -— Les marnes schisteuses vertes peuvent être absentes. — Le niveau argilo-gypseux ne se rencontre également qu’en des points limités (100 m. à l’W de la Casa de Rhins et à l’E de Viliarué, dans le lit de l’Isabena). D) SERIE TERMINALE. M. Dalloni (1910), décrivant le Muschelkalk en Aragon indique la présence de « calcaires massifs, noirâtres, en gros bancs, associés à des calcaires en plaquettes gris fumé ou jaunes, couverts de Mollus¬ ques mal conservés parmi lesquels on relève : — Natica gregarea Munster. : — Nucula gregarea Munster. — Myophoria sp. 10 — Le Keuper se compose partout d’argiles bigarrées, en général rouges et vertes, et de gypse ; le gypse peut dominer nettement et présenter des teintes diver¬ ses, rouge rosé à violet, verdâtre ou gris. Il s’y asso¬ cie des masses ophitiques constituant en certains points la masse principale du Keuper. L’épaisseur de cet étage est difficile à déterminer en raison de la grande mobilité tectonique du gypse et de son lessi¬ vage partiel. P. Misch (1934), l’estime à 200 m. environ et, selon lui, sa plus grande épaisseur est à rechercher dans la zone méridionale des Sierras et dans la zone des Nogueras. D’une façon générale, la stratigraphie de cette série s’avère délicate à établir, et le « Muschelkalk » en particulier apparaît le plus souvent disloqué en lambeaux, affecté de failles qui le divisent en blocs ; les relations entre les divers faciès deviennent ainsi difficiles à observer. C’est en bordure de la zone autochtone septentrionale que ce Muschelkalk nous est apparu le moins déformé, mais la coupe réalisée dans cette zone, au N W d’Urmella, et que nous donnons ci-dessous, est incomplète. Nous décri¬ rons une autre coupe, près de Castejon de Sos, où l’on peut observer les derniers termes de la série. 1. — Coupe d’UrmelIa. Au N W d’Urmella, à environ 500 m. de ce village et au N du chemin conduisant à Arazan, on peut relever, au-dessus d’une mince couche d’argi¬ les rouges paraissant correspondre aux niveaux de transition, la succession suivante : 1. — Cargneules (1 à 2 m.). 2. — Calcaires marneux gris beige en bancs bien réglés, de 5 à 15 cm., à débit parallélipipédique avec joints argi¬ leux (3 à 4 m.). 3. — Dolomie (1 m.) gris noir. 4. — Calcaire dolomitique en petits bancs (4 à 6 cm.) alternant avec des bancs plus épais (20 a 40 cm.) portant de nombreuses traces d’émersion (6-8 m.). Au microscope, la partie supérieure de ce niveau révèle la présence de nom¬ breux débris de Mollusques Gastéropodes et Lamellibranches, d’Echnides, d’Algues. Nous avons pu observer également des Frondicularia sp. Le microfaciès est un microfaciès à Colithes dolomitisées avec tous les stades de dolomitisation. 5. — Calcaire dolomitique en gros bancs, de 50 à 80 cm., à cassure gris noir (6-8 m.). 6. — Calcaire marneux, en petits bancs, de couleur miel. 2. — Coupe de Castejon de Sos. A 1 km environ à l’E de Castejon de Sos, sur la route de Pont de Suert, près du pont qui traverse le ruisseau d’Urmella, on relève la succession suivante, de bas en haut : 1. — Calcaire dolomitique massif, noir, bréchoïde (4-8 m.). 2. — Argiles vertes et rouges, et blanchâtres, gypseuses (5 - 6 m.). 3. — Calcaire marneux gris beige en petits bancs avec ligures d’émersion à la face supérieure de certains bancs et intercalation de niveaux bréchiques ; le sommet montre une alternance de très minces bancs de calcaires marneux, de couleur miel, et de lits argileux verts, donnant un aspect « varvé » à ce niveau. 4. — Gypse, argiles vertes et rouges, quelques bancs de calcaire marneux, ophite (épaisseur indéterminable). 3. — Série type. Compte tenu des observations que nous avons pu réaliser plus au Nord, nous admettons en première approximation l’équivalence des niveaux 1 et 2 de cette dernière coupe avec le niveau 5 de la coupe d’Urmella. Ainsi, le « Muschelkalk », dans la région étudiée comprendrait, de bas en haut, sept niveaux (pi. II) dont l’ensemble atteint 30 à 35 m. d’épais¬ seur (sans compter le dernier niveau à faciès Keu¬ per) : 1. — Cargneules. 2. — Calcaires marneux gris beige, en bancs bien réglés à débit parallélipipédique. 3. — Dolomie gris noir. 4. — Calcaires dolomitiques, en petits bancs, à débris divers. 5. — Calcaire dolomitique massif, gris noir, passant laté¬ ralement en une dolomie bréchoïde, surmontée ou non d’argiles rouges et vertes gypseuses. 6. — Calcaires marneux en petits bancs, de couleur jau¬ ne miel avec interlits argileux. 7. — Calcaires marneux, gypse, argiles vertes et rouges, ophite. — 11 — III. - COMPARAISON AVEC D'AUTRES RÉGIONS, ESSAI DE CORRÉLATION (pl. III) Ce chapitre fait appel à des travaux relativement anciens et à des travaux plus récents ; il est essen¬ tiellement le résultat d’une compilation. D’autres auteurs avant nous ont proposé, à titre d’hypothèse, certaines assimilations à l’intérieur du complexe per- mo-triasique. R. Mirouse (1962), en particulier, a fait des rapprochements entre le Permo-Trias de la Haute Vallée d’Aspe et de la région du Somport, avec le Permo-Trias d’un certain nombre de provinces, nord et sud-pyrénéennes. Nous renvoyons le lecteur à cette synthèse, nous contentant d’en reprendre ici certains aspects en esquissant une tentative de corré¬ lation avec les séries que nous avons mises en évi¬ dence entre l’Esera et l’Isabena. A) SERIE NODULEUSE Depuis Roussel (1904), Dalloni (1910) et Misch (1934), on sait qu’à l’E de la région exami¬ née, près d’Erill Castel, des formations ayant des caractères tout à fait comparables à ceux de la série noduleuse, sont surmontés, en concordance, par des schistes noirs à passées charbonneuses et gréseuses. Ces derniers niveaux, séparés du conglomérat de ba¬ se de l’ensemble permo-triasique, par une discordance contiennent une flore caractéristique du Stéphanien, en particulier ; Annularia sphenophylloïdes, Zenk. Sphenopteris obtusiloba, Brongn. Nevropteris sp. flore comparable à celle contenue dans les schistes de San Juan de las Abedesas, en Catalogne, où Dalloni rapporte : Pecopleris arborescens, Brongn. Pecopteris polymorpha, Brongn. Sphenopteris latifolia, Brongn. Annularia longifolia, Broncn, et signale des affinités avec la flore de la Rhune et de Durban. Le Stéphanien est également reconnu au S de la Seo de Urgel, où il a livré en plus : Nevropteris grangeri, Brongn. Calamites cisti, Brongn. Sphenophyllum schlotheimi, Brongn. D’après ces mêmes auteurs, on relève, encore plus à l’E, dans la région d’Aguiro et de Baro, de bas en haut, dans l’ordre stratigraphique, les niveaux suivants : 1. — Schistes et grès à plantes, datés du Westphalien. 2. — Grès rouge et argilites rutilantes, avec intercala¬ tions de minces bancs calcaires, parfois réduits en cordons, de concrétions et de nodules. 3- — Schistes noirs à passées charbonneuses et gréseuses, contenant une flore rapportée au Stéphanien. A- ;— Schistes ardoisiers noirs contenant une flore attri¬ buée à l’Autunien ( Walchia piniformis en particulier). Au-dessus de cet ensemble concordant, repose, en discordance, un conglomérat analogue au conglomé¬ rat de base de la série intermédiaire. Le niveau ( 1 ) peut, peut-être, être rapproché des couches gréseuses et schisteuses, affleurant dans le ruisseau de Fadas, à quelques centaines de mètres au N E du hameau de Fadas, couches dans lesquelles nos avons recueilli des empreintes de fructifications (Cardiocarpus sp.). Le niveau ( 2 ) aurait son équivalent, au moins partiel, dans la série noduleuse, tandis que le ni¬ veau (3) présente des analogies avec des couches, décrites précédemment, affleurant sous le conglo¬ mérat de la série intermédiaire, à l’W d’Urmella. Ainsi, en admettant que le conglomérat permo- triasique soit partout du même âge, et en se basant sur les analogies de composition lithologique et les analogies de succession stratigraphique, nous croyons pouvoir proposer un âge autuno-stéphanien pour la série noduleuse, dans la zone comprise entre l’Esera et d’Isabena, bien que sa limite inférieure soit encore plus délicate à préciser. En effet, si, à Aguiro, les schistes stéphaniens et l’ensemble gréseux comparable à la série noduleuse, surmontent en concordance d’autres schistes dans lesquels M. Dalloni et J. Roussel ont reconnu le Westphalien, entre l’Esera et l’Isabena, en dehors du petit affleurement du ruisseau de Fadas, par ailleurs daté avec peu de certitude, le premier terrain plissé sous la série noduleuse est rapporté au Dévonien supérieur. — 12 — Vers l’Ouest, en Haute Vallée d’Aspe, R. Mirouse (1962), observe que la série du Som- port (r 1) est discordante sur des grès et des schistes d’âge namuro-westphalien, et même parfois sur les calcaires dévoniens. L’auteur souligne que l’on a ici les manifestations d’une phase hercynienne majeure, la discordance angulaire étant très accusée. Cette série du Somport à laquelle R. Mirouse attribue hypothétiquement un âge autunien, ainsi que les séries pl et p2 de Van Der Lingen, mon¬ trent une identité de faciès remarquable avec la sé¬ rie noduleuse. Par ailleurs, elles sont également le siège de manifestations volcaniques et, comme la série noduleuse, elles sont surmontées par des dépôts transgressifs plus ou moins discordants. L’équivalent de ces niveaux ne semble pas exister en Pays Basque, sauf à la Rhune, où on rencontre du Stéphanien daté, discordant sur le Dévonien mais concordant avec un complexe relativement puissant, argilo-gréseux, rapporté au « Permien ». CONCLUSION Ainsi, partant à l’E de la région étudiée, de niveaux apparemment bien datés du Stéphanien et de l’Autunien, nous avons été amenés à les rapprocher de certaines séries surmontant en discordance, à l’W de l’Esera, des formations d’âge dévono-hoailler. Cette discordance inférieure correspond générale¬ ment là à une phase hercynienne majeure ou à la superposition de plusieurs phases. C’est probablement a cette phase que correspond également la discordance du Westphalien sur le Dinantien dans les Pyrénées luchonnaises (M. Clin, 1959). Il paraît permis, à la suite de considérations géométriques et de la concordance des faciès, de rapporter ces dépôts de la série noduleuse à l’Autuno-Stéphanien sans pouvoir, dans l’état actuel de nos connaissances, donner plus de précisions. Si des plissements localisés et de faible amplitude ont pu voir le jour au cours même du dépôt de l’Autuno-Stéphanien, dont témoigneraient en particulier les figures de stratification entrecroisée à séquences incomplètes de la série noduleuse, la phase majeure est incontestablement antérieure au dépôt de cette formation. Une seconde phase, moins marquée, se place au-dessus de l’Autuno-Stéphanien : cette deuxième discordance s’accompagne de la transgressivité des séries déposées, pensons-nous, postérieurement à l’Autuno- Stéphanien et paraît être assez générale de l’Est à l’Ouest de la chaîne. B) SERIE INTERMEDIAIRE ET SUPERIEURE. LA LIMITE PERMIEN - BUNTSANDSTEIN. Dans une série, ayant en gros les caractères de notre série intermédiaire et de notre série supérieure, et atteignant entre Batliu de Sas et Aguiro, une puis¬ sance de 1 000 m., M. Dalloni (1930), puis P. Misch (1934), ont mis en évidence une discordance permettant de séparer localement deux ensembles : — Un ensemble inférieur, de 800 m. d’épaisseur environ, débutant par un conglomérat. — Un ensemble supérieur, constitué de grès à empreintes de Calamites (flore de Guils) contenant en particulier Equisetum arena- ceum BRON. et attribuable au Buntsandstein (M. Dalloni). Cette discordance permettrait ainsi de séparer, localement, le Buntsandstein de son substratum, et rendrait compte des manifestations d’une phase palatine. P. Misch (1934), reprenant cette question, recon¬ naît, lui aussi, l’existence du Buntsandstein mais — 13 — so l igné que là où manque la discordance, il est impossible de fixer à cette formation une limite infé¬ rieure et il pense que lorsque la puissance de l’ensem¬ ble de la série permo-triasique est réduite, c’est le Permien qui manque plutôt que le Trias inférieur. En ce qui concerne les couches inférieures, tout ce qu’il est possible de dire, précise P. Misch, est qu’elles « sont plus anciennes que le Buntsandstein et plus récentes que les schistes ardoisiers noirs à empreintes végétales du Rotliegende inférieur de Baro » (Vallée de la N. Pallaresa), c’est-à-dire de l’Autunien. Elles peuvent, par conséquent, repré¬ senter tout ou partie du Rotliegende supérieur (Saxonien) et du Zechtein. Nous avons vu que l’ensemble permo-triasique dans la zone comprise entre l’Esera et l’Isabena atteint une puissance maximum de 300 m. environ. Malgré ces grandes variations d’épaisseur entre cette zone et la région Est (Pallaresa), il est tentant de considérer le poudingue à petits galets de quartz par lequel débute la série supérieure, comme formant la base du Buntsandstein. Bien entendu, nous avançons cette proposition à titre d’hypothèse de travail en espérant lever l’indétermination à l’aide de méthodes déjà employées en Catalogne par C. Virgili (1958- 1960), et en réalisant, ainsi que le préconise P. Misch, des reconstitutions paléogéographiques localisées, tout au long du revers méridional de la chaîne. Il demeure, cependant, qu’entre l’Esera et l’Isa- bena, l’ensemble permo-triasique conserve une épais¬ seur non négligeable et qu’il est pratiquement tou¬ jours concordant. Il est donc possible que le Saxonien, le Zechstein et le Buntsandstein y soient représentés ; mais, on peut penser aussi, avec P. Misch, que vers la fin du dépôt du Permien, s’est déroulée une période d’érosion plus ou moins intense qui a pu avoir pour effet d’éroder tout ou partie de ce Permien. Il ne faut pas oublier non plus que la concordance apparente peut être le fait d’une absence de dépôt et de plissements. Ce qui revien¬ drait à dire que les manifestations de la phase pala¬ tine sont restées très localisées. En Catalogne, le Buntsandstein paraît être bien développé, et c’est à C. Virgili (1958), que nous emprunterons une description de cet horizon qui ne va pas sans offrir de multiples points de comparai¬ sons avec la série supérieure de la région étudiée. En effet, C. Virgili donne la succession suivante, de oas en haut : 1. — Un conglomérat à galets de quartz formant des bancs très puissants avec intercalations de grès. 2. — Des grès, généralement rouges, quartzeux, à grain fin ; le ciment, comme pour les conglomérats, est argilo- siliceux. 3. — Argiles et marnes rouges, légèrement vertes ou blanches. Cet ensemble atteint environ 100 m. Les variations de puissance et de nature litholo¬ gique des formations sont faibles, sauf en ce qui concerne l’importance relative des deux premiers niveaux. La puissance de l’ensemble, conglomérat et grès, est constante mais, en 70 km, le conglomérat passe de 1 m. à plus de 100 m. Enfin, la partie la plus haute de la série par son faciès et sa position, est à rapprocher, selon C. Virgili, du grès à Voltzia du Trias germanique. Entre la région étudiée et l’extrémité O de la chaîne, l’analogie est encore plus frappante si l’on compare les séries intermédiaire et supérieure avec les séries t la et t lb de P. Lamare, séries qui, en particulier dans le Massif des Aldudes, surmontent en discordance une formation plus ou moins épaisse attribuée par l’auteur au Permien. Enfin, sans autre argument que des arguments géométriques et en raison de la correspondance de faciès, il paraît possible d’assimiler les séries inter¬ médiaire et supérieure, d’une part, avec la série p3 de G. J. Van Der Lingen, le conglomérat supérieur de cette dernière étant l’équivalent du conglomérat à galets de quartz dont nous avons fait la base du Buntsandstein, et, d’autre part, avec les séries r2 et r3 de R. Mirouse. CONCLUSION Dans 1 ensemble détritique présentant généralement à sa base un conglomérat, il est possible, grâce à des considérations géométriques et, là encore, en s’appuyant sur des analogies de faciès, de proposer certaines assimilations stratigraphiques. Les niveaux inférieurs, pratiquement toujours discordants sur un substratum dont le niveau le plus récent, nous l’avons vu, est d’âge autunien (N. Pallaresa), semblent pouvoir être attribués au Permien (Saxonien ?), les niveaux supérieurs, au Trias inférieur (Buntsandstein), soit qu’ils soient séparés par une discordance (phase palatine ?), soit que la série supérieure débute par un nouveau conglomérat. Rappelons aussi qu’en Catalogne occidentale, C. Virgili (1960) a pu distinguer ces deux étages dans un ensemble concordant par l’analyse sédimentologique.. — 14 — C) SERIE TERMINALE. a) DESCRIPTION SOMMAIRE DU TRIAS MOYEN ET SUPERIEUR DES REGIONS VOISINES, tpi. II). 1 . — Catalogne. Le Muschelkalk est bien développé en Catalogne et c’est encore à C. Virgili (1958), que nous em¬ prunterons une description de cet étage. Cet auteur a pu distinguer au-dessous du Keuper trois termes : —- Muschelklk inférieur. — Muschelkalk moyen. — Muschelkalk supérieur, eux-mêmes subdivisés, si bien qu’une correspondance relativement précise est obtenue, avec toutes ces sub¬ divisions, avec le Muschlkalk germanique. Muschelkalk inférieur : Il est essentiellement représenté, de bas en haut, par des calcaires dolomitiques, des calcaires à Fucoïdes, d’épaisseur variable, des dolomies à nodules silicieux à débris d’algues et spiculés d’éponges. Mais C. Virgili semble admettre que les calcaires dolomitiques de base passent latéralement à une série détritique de couleur rouge irrisée qui, elle-même, passe insensiblement au Buntsandstein. Le calcaire à Fucoïdes pas¬ serait lui-même latéralement aux dolomies en s’intercalant entre elles, la partie inférieure étant représentée par les grès et des argiles rouges et vertes. Il peut même ne subsister qe des dolomies bréchoïdes, représentant la partie supérieure de la série. Muschelkalk moyen : En Catalogne, cet horizon est généralement argilo-détri- tique rouge avec parfois des intercalations de calcaires et de cargneules. On y relève fréquemment des niveaux à anhy- drite et à sel. Ce dernier caractère conduit au rapprochement avec le groupe de l’anhydrite de la série germanique. Muschelkalk supérieur : On retrouve en Catalogne un faciès analogue au Muschel¬ kalk inférieur avec une dolomitisation plus intense, avec des Fucoïdes et des nodules silicieux. C. Virgili y sépare quatre niveaux basés sur le bio¬ faciès : -— Dolomie basale. — Niveau à Daonella. — Niveau à Protrachiccras. — Niveau à Cassianella. 2. — Vallée du Sègre. Dans la coupe du Sègre établie par M. Dalloni (1930), reprise par M. Burollet, on relève un horizon grossièrement détritique, constitué de conglo¬ mérats, de grès et d’argiles, surmonté par un niveau de gypse, le tout encadré par des calcaires compacts, dolomitiques, ces niveaux dolomitiques supérieurs étant, eux-mêmes, recouverts par d’autres couches gypseuses, passant au Rhétien. Des précisions sur cette coupe ont été encore apportées par Sigal. 1°) Présence d’un niveau gypseux au sommet du Permo-Trias élastique et sous le calcaire dolomi- tique inférieur. 2°) Présence d’une faune à Ophiures et Esthéries dans un niveau équivalent au calcaire dolomitique inférieur. 3°) Présence d’un calcaire à Algues au sommet de la coupe (Acicutella hacillum, cette dernière signalée du Ladinien carpatique). « Tout en gardant une grande prudence sur la valeur de ces fossiles, on peut trouver un argument favorable à l’interprétation exposée par M. Burollet pour la coupe du Sègre : Muschelkalk montant haut dans la série d’apparence keupérienne. » 3. — Pays Basque. En Pays Basque, à la suite des nombreuses cou¬ pes rapportées et discutées par P. Lamare (1936- 1937), et dont certaines ont été reprises récemment par J . Muller, (région de St-Jean-Pied-de-Port) et par Mlle André (Massif de la Rhune), la succession au-dessus des grés bigarrés comprend : — Un niveau d’argilites rouges, à slumping. — Un niveau argilitique à pseudomorphoses de sel. — Des calcaires noirs, compacts, massifs, dolomitiques. — Des calcaires clairs, marneux, en plaquettes. Des argiles bariolées et du gypse emballant l’ophite. b) ESSAI DE CORRELATION. Si un certain nombre de jalons où le Keuper est surmonté en concordance par le Rhétien, daté en par¬ ticulier par Avicula contorta (Vallée du Sègre par exemple), permettent de fixer avec une relative pré¬ cision la limite Keuper-Infralias, en revanche, la m — 15 limite avec le Buntsandstein reste peu précise et encore plus délicate sont les corrélations à l’intérieur du complexe, raporté grossièrement, sauf en Catalo¬ gne, au Trias moyen et supérieur. En ce qui concerne la limite inférieure, on note presque partout la présence, au-dessus des derniers termes détritiques attribués au Buntsandstein, d’un mince niveau argileux ou argilo-gypseux représentant les couches de transition aux faciès carbonatés. Sur le vu d’une parfaite concordance et en l’absence de fossiles, il n’est pas possible de dire si ces couches appartiennent encore au Buntsandstein supérieur ou à la partie inférieure du Muschelkalk. De plus, en Catalogne, par exemple, les faciès détritiques mon¬ tent relativement haut dans le Muschelkalk inférieur et passent latéralement à des faciès carbonatés (cal¬ caire dolomitique et calcaire à Fucoïdes). Il n’est pas interdit de penser, par ailleurs, que dans la région des Nogueras, les niveaux gypseux, présents en géné¬ ral au sommet des couches de transition peuvent être, avec les cargneules qui les surmontent le plus souvent, l’équivalent réduit du Muschelkalk infé¬ rieur. De même, en pays Basque on est tenté d’assimiler également au Muschelkalk inférieur les niveaux à pseudomorphoses de sel, surmontant les argiles à slumping, assimilables, elles, aux couches de tran¬ sition. La présence d’Algues appartenant probablement à la famille des Diploporées dans les niveaux supé¬ rieurs de la coupe d’Urmella conduirait à envisager une corrélation possible de ces couches avec celles de la partie supérieure du Muschelkalk inférieur catalan représenté par des dolomies bréchoïdes à nodules silicieux et à Diplopores. Le rapprochement peut également être fait avec la partie supérieure de la coupe du Sègre où ces Algues ont été signalées dans les calcaires dolomitiques surmontés par le niveau gypseux supérieur. Dans ce cas, le niveau gypseux intermédiaire de notre coupe type pourrait être l’équivalent du Muschelkalk moyen catalan, représenté en grande partie par des évaporites, et les calcaires marneux en petits bancs, l’équivalent des calcaires marneux et dolomitiques du Muschelkalk supérieur catalan. En somme, nous aurions, entre l’Esera et l’Isabena, tout au moins, une série complète mais condensée. Les nombreuses traces d’émersion relevées dans les calcaires dolomitiques inférieurs et dans les calcaires marneux supérieurs, plaident en faveur d’une telle hypothèse. IV. - CONCLUSIONS GÉNÉRALES RELATIVES A LA STRATIGRAPHIE De nombreuses données échappent encore à l’analyse et il n’est permis de proposer des cor¬ rélations qu’à titre d’hypothèse (tableau II). Parmi ces hypothèses, nous rappelons en particulier celle qui admet une transgression rapide et généralisée au Permien moyen. Nous rappellerons, enfin, que nous avons assi¬ milé la série noduleuse à VAutuno-Stéphanien, la série intermédiaire au Saxonien, la série supérieure au Buntsandstein. Cette dernière série termine la série détritique permo-triasique et est surmontée par les calcaires, les dolomies, les argiles bariolées et le gypse de la série terminale, ensemble que, là encore, par analogie de faciès, nous avons attribué comme la plupart des auteurs, au Trias moyen et supérieur, c’est-à-dire au Muschelkalk et au Keuper. Sans doute, un inventaire minutieux de tous les lithofaciès, éventuellement de tous les biofaciès (Muschelkalk en particulier) mené conjointement avec l’analyse sédimentologique et tectonique de l’ensemble et complété par une révision des niveaux à plantes, connus en particulier en Catalogne, per- mettra-t-il d’apporter quelque lumière sur ces ques¬ tions et d’entrevoir une paléogéographie du Permo- Trias pyrénéen. A ce propos, il semble que l’on puisse d’ores et déjà modifier le cadre géographique dans lequel se sont accumulés certains dépôts. En parti¬ culier, à la suite de l’observation de traces de percus¬ sion, relevées sur les galets du conglomérat du mas¬ sif de la Rhune, traces en tout point comparables à celles relevées dans le conglomérat de base de la série intermédiaire, il est possible d’envisager un cadre littoral ayant présidé au dépôt des conglomé¬ rats. Ce littoral pouvait appartenir à un grand lac ou à un bras de mer « permo-triasique ». L’analyse détaillée, granulométrique, morphométrique et mor¬ phoscopique de ces conglomérats permettra peut- être de préciser les contours de ces rivages lacustres ou marins. TECTONIQUE I. - HISTORIQUE ET GÉNÉRALITÉS Si relativement peu de géologues se sont intéres¬ sés à la Stratigraphie du Permo-Trias sur ce versant sud des Pyrénées, en revanche nombreux sont les auteurs qui ont traité la tectonique dans cette partie de la chaîne où on relève d’intenses et nombreux accidents affectant non seulement le Permo-Trias mais aussi le Dévono-Houiller. La zone étudiée fait partie de l’extrémité ouest de ce que M. Dalloni (1910) le premier a appelé la « zone des Nogueras », comprise entre la zone axiale au Nord et les massifs secondaires sud-pyré¬ néens, au Sud. Il y décrit de nombreux plis déversés au Sud et pour interpréter la position d’un certain nombre de massifs primaires situés en particulier à l’E de la Ribagorzana, il admet l’existence d’une nappe venant du Nord, nappe qu’il désigne sous le nom de « Nappe des Nogueras ». Cette interprétation rencontra de nombreuses objections. Nous rapporterons essentiellement ici les conceptions de Ch. Jacob, P. Fallot, G. Astre et R. Ciry (1926) d’une part et P. Misch (1934) d’autre part. Les premiers auteurs, reprenant l’examen com¬ plet du contact de la zone axiale et de la série sud- pyrénéenne, s’attachent à dégager la signification tectonique des massifs primaires séparés de la zone axiale et pour lesquels M. Dalloni (1913) avait créé sa « nappe des Nogueras ». La remarquable analyse qui est donnée de ce domaine par ces géologues, les amène à considérer ces masses primaires, entre le Sègre et la Ribagor¬ zana, comme ayant une origine double : — une origine plus ou moins allochtone et sep¬ tentrionale, pour les unes — une origine autochtone pour d’autres. Certains massifs, en particulier les lambeaux de Malpas Gotarta, d’Escanué et de Las Paules, font partie d’un même pli couché au Sud dont la racine est à rechercher à la hauteur du synclinal de Sas. Le charriage est donc peu important et ces lam¬ beaux flottent sur le Trias ainsi qu’on peut le voir dans la basse Baliera. Les affleurements de Trias rencontrés dans la vallée d’Isabena au SE de Las Paules, ainsi que le pointement de San Valero sont interprétés comme résultant d’une disposition en fenêtre sous le Primaire ou le Permien. Ces auteurs admettent que ces lambeaux peu¬ vent constituer l’extrémité ouest de la nappe de M. Dalloni mais se refusent à inclure dans cette même nappe l’important massif d’entre Sègre et Pallaresa qui pour eux est enraciné et qu’ils inter¬ prètent comme un massif profond découpé en écail¬ les, poussé au Nord contre la zone axiale. M. Dalloni (1930) rejette cette idée et continue à admettre certains charriages, d’origine septen¬ trionale. P. Misch (1934), reprenant les contours de cette région, dont il donne une très bonne carte au 1/250.000 e , explique la structure par des plis en éventails, coupés de leur racine et se traduisant par un double déversement, aussi bien vers le Nord que vers le Sud. Il considère l’ensemble des massifs pri¬ maires comme autochtones ou subautochtones. Pour Misch, le massif de Las Paules, en particulier, a un caractère nettement autochtone et il le rattache au massif de Malpas Gotarta. Il reconnaît aussi une étroite bande de Keuper à l’intérieur du massif de Las Paules, mais il nie qu’il puisse s’agir de fenêtre tectonique étant donné la nature du contact avec le Permie ou le Paléozoïque, contact qui se fait par¬ tout par l’intermédiaire de failles subverticales. Contre l’hypothèse d’une nappe venant du Nord, il souligne le fait intéressant suivant : le Stéphanien est relativement puissant dans le massif de Las Pau¬ les. Or on n’en trouve pas le plus petit témoin sur le versant sud de la zone axiale où on pourrait cher¬ cher les racines de la nappe. L’hypothèse d’un charriage vers le Nord, n’est pas davantage admise, car dans toute la zone des Nogueras on ne voit jamais le Permo-Trias méridio¬ nal reposer sur le Permo-Trias axial. 17 — A la suite de P. Misch, Ch. Jacob (1935) se rallie à cette façon de voir, ainsi que les géologues espagnols, en particulier A. A LME LL,A et J.-M. Rios (1957). Récemment enfin, l’école hollandaise, avec L.U. de Sitter (1962), a avancé que la zone des Nogue- ras est l’équivalent autochtone des massifs nord- pyrénéens, alors que M. Seguret (1964), reprend l’hypothèse d’une nappe venue du Nord à propos en particulier des massifs de Malpas-Gotarta et de Las- Paules. Cette nappe, dont il situe l’origine proba¬ ble à partir d’un zone actuellement érodée, à au moins 6 km dans certains cas, aurait acquis posté¬ rieurement un style en têtes plongeantes vers le Sud. Devant ces divergences d’interprétation, afin de lever l’hypothèse structurale dans la région que nous nous proposions d’étudier et par là même de donner un cadre précis à l’analyse stratigraphique et sédimentaire, il nous est apparu nécessaire d’en¬ treprendre une révision cartographique de cette région à une échelle plus grande que celle utilisée antérieurement par les différents auteurs. L’échelle adoptée est celle de la photo aérienne, c’est-à-dire le l/28.000 e environ. Le fond topographique espa¬ gnol au 1/50.000 e s’est révélé en effet peu précis; aussi les photos aériennes ont-elles été utilisées direc¬ tement pour le levé géologique. Un assemblage de ces photos a été réalisé par le procédé des fentes radiales et le fond sommaire obtenu a été ramené au 1 / 20 . 000 °. A la suite de cette cartographie, on peut diviser la région étudiée en trois unités, qui sont respective¬ ment, les unités septentrionale, médiane et méri¬ dionale. II. - ANALYSE STRUCTURALE DES DIFFÉRENTES UNITÉS A) UNITE SEPTENTRIONALE. Elle est occupée par des terrains dévono-houillers et permo-triasiques dont le caractère autochtone n’est pas contesté. Le Permo-Trias, toujours discordant sur les ter¬ rains plus anciens, y montre une série de plis en cascades, très souples, peu affectés de failles sauf au Nord de Villarué (pl. IV, coupe 2) où des acci¬ dents de direction N 100° E à N 140° E ont été relevés. Ces derniers ne semblent cependant pas se poursuivre à l’E de l’Isabena. Une faille de direc¬ tion N 120° E affecte également le Permo-Trias au Nord d’Urmella mais son rejet est faible. Le plan axial des plis présente toujours dans la région la plus septentrionale (revers sud du Galli- nero-collardo de la Arra Morus) des inclinaisons nord, alors qu’au Sud, près du contact anormal les plans axiaux sont fréquemment verticaux et même à pendage sud (plis visibles dans le ruisseau d’Ur¬ mella à l’E du village, dans son cours NNE-SSW, plis rebroussés du Sf de Néril). L’axe de ces plis est soit horizontal, soit incliné (5 à 20°) vers l’Ouest ou vers l’Est, leur direction oscillant entre N 100° E et N 130° E. Il semble que l’inclinaison des axes de plis, mesurés en particulier autour du village d’Urmella, doit être mise en relation avec les accidents submé¬ ridiens, de type décrochements, dont le plus impor¬ tant, jalonné par des figures d’écrasement intense, a été mis en évidence à l’W d’Urmella. En effet, dans des zones non affectées par ces accidents, les axes de plis ne présentent généralement par de plon- gement axial. A l’Ouest d’Urmella, à la faveur d’une faille de direction sensiblement N 140° E mais qu’on peut difficilement suivre, en raison d’un placage d’allu- vions, le Paléozoïque reparaît sous forme d’un bom¬ bement anticlinal, auquel fait suite vers le Sud en continuité, mais en succession inverse, la série inter¬ médiaire permo-triasique (pl. IV, coupes 4 et 5). Cette dernière dessine un synclinal à plan axial à pendage N, dont n’est visible à l’affleurement que le flanc N, inverse. Cette structure est affec¬ tée par des failles subverticales, alignées sensible¬ ment N - S à rejet relativement faible, mais fréquem¬ ment accompagnées de minéralisations, en parti¬ culier de barytine. Par ailleurs, on note que la série intermédiaire, dans l’ensemble de l’unité septentrionale, est affec¬ tée d’une schistosité généralement bien développée, surtout au contact avec le Paléozoïque, à pendage nord constant et relativement fort (35 à 40°). Cette disposition s’observe par exemple au Nord- Est de Villarué, dans la vallée de l’Isabena où il est possible par ailleurs de constater qu’elle est compa- ble en orientation à celle qui affecte le Paléozoïque. A l’unité septentrionale, nous rattacherons l’unité située à l’W et au SW de Néril, bien que celle- ci soit séparée de la zone axiale par une faille — 18 — épousant la direction des plis. Le rejet de cette faille est important, puisqu’elle met en contact à l’W de Néril le Trias supérieur avec l’Autuno-Stépha- nien (pi. IV, coupe 1). Il s’atténue en allant vers l’Ouest, à la faveur d’accidents de direction sub¬ méridienne à N 35° E. Dans le dernier comparti¬ ment ouest de cette unité, on relève des plis de direction N 110° E, à plongement axial vers l’W-NW de 10°. Par ailleurs, au SW de Néril, on note la présence d’une série continue à pendage nord séparée du Paléozoïque, ici subvertical, par l’intermédiaire d’une faille très redressée et au con¬ tact de laquelle apparaît du gypse. Ainsi qu’on peut le voir dans l’affluent rive gauche de l’Isabena, coulant dans une direction N - S, ces pendages nord correspondent au flanc normal de plis rebrous¬ sés à plan axial incliné vers le Sud (pl. IV, coupe 1). Cette faille verticale ou à faible prolongement sud est en fait la réunion du contact normal qui limite l’unité médiane vers le Nord, et de la faille subverticale ou à pendage nord qui limite au Sud cette même unité. Ainsi, l’unité de Néril et par suite l’unité sep¬ tentrionale, apparaissent déjà relativement indépen¬ dantes de l’unité médiane. B) UNITE MEDIANE. Ainsi que nous l’avons déjà précisé, ce massif s’étend depuis Las Paules jusqu’à la latitude de Bisaurri. Il est limité au Nord par un contact che¬ vauchant dont la direction est N 145° E et N 150° E depuis le NE de Las Paules jusqu’à la Casa de Rhins. A partir de ce point en allant vers l’Ouest ce contact passe à une faille verticale ou à faible plongement sud, de direction N 120° E à N 110° E, fréquemment décrochée par des cas¬ sures à rejet plus ou moins important, subméridien¬ nes. Parmi ces décrochements, le principal se situe près d’Urmella. L’accident majeur cassant décalé vers le Nord, reprend à l’W de ce village et présente cette fois un pendage nord; il recoupe les plis les plus méridionaux de la zone nord-autochtone, plis de direction N 110° E, selon une direction N 120° à N 130 ° E. Cet accident enfin semble être limité à l’Ouest par une faille de direction N 50° E et nous n’avons pas vu s’il se prolonge en direction d’Arazan. Au S de l’unité médiane on peut suivre la faille qui la sépare du Paléozoïque, faille en géné¬ ral très redressée ou à pendage vers le Nord, mais jamais vers le Sud. Cette faille correspond à un acci¬ dent fondamental qui met en contact le Paléozoï¬ que de Renanué-Las Paules tantôt avec la série intermédiaire, tantôt avec la série supérieure, tantôt enfin avec le gypse de la série terminale. Elle passe au S de Las Paules, à San Valero, Piedrafita, au col de Fadas, en conservant une direc¬ tion sensiblement N 130° E. A partir du col de Fadas cette direction s’infléchit légèrement (N 110° E). A l’E de Bissauri passe un accident majeur de direction N 150 à 170° E, accident qui a pour effet de limiter à l’Ouest la structure et contre lequel vient notamment buter la faille du col de Fadas. Par ailleurs, la cartographie, la considération des critères de polarité et l’analyse tectonique permet¬ tent de mettre en évidence dans cette unité médiane, deux structures essentielles : — d’une part, une structure correspondant à un faux synclinorium (synclinorium en série inverse ou structure synforme) et développée dans la partie septentrionale de l’unité, depuis Las Paules-Villarué jusq’à l’W d’Urmella. — d’autre part un dispositif de charnière anti¬ forme (également en série inverse) particulièrement net, au S de la région d’affleurement de la série noduleuse et au N de la faille du Col de Fadas, entre le ruisseau de Villarué et Piedrafita. 1° — SYNCLINORIUM EN SERIE INVERSE DE LAS - PAULES - URMELLA. Immédiatement à l’W de Las Paules apparaît en effet une terminaison périsynclinale, nette¬ ment soulignée dans la topographie par le conglo¬ mérat de base de la série intermédiaire. Il s’agit en réalité d’une disposition faussement synclinale. Nous avons reconnu, en particulier à l’W de Las Pau¬ les, des séries inverses à pendage nord dont la situa¬ tion anormale est d’ailleurs confirmée par l’examen des critères de polarité. De Villarué jusqu’à l’W de la Casa de Rhins, les séries inverses présentent des pendages sud. Les orientations de couches rele¬ vées dans la terminaison est de ce faux synclinal ont permis de construire un axe plongeant vers le N W, et de direction N 130° E. Nous avons vu jusqu’à l’E et au NE de Las Paules, au-delà du contact chevauchant de la Casa de Rhins, les axes des plis, également à plongement nord-ouest, présentent par contre une direction N 110° E. — 19 — Cette observation confirme la relative indépendance de Vunité médiane par rapport à l’unité septen¬ trionale (pl. IV, coupe 2). Vers l’Ouest, notamment à partir de la Sierra de Urmella (pl. IV, coupe 4), le dispositif se com¬ plique de failles et d’un repli faussement anticlinal visible dans le ruisseau d’Urmella au SW de ce vil¬ lage. Une grande cassure sub-méridienne, la faille de Bisaurri le limite vers l’Ouest et nous ne pouvons savoir si il se poursuit au-delà de cet accident, sous le Crétacé supérieur. Nous noterons simplement la présence de part et d’autre de la faille de Bisaurri, et aussi bien dans le Crétacé supérieur que dans le Permo-Trias, de plis d’échelle décimétrique dont la direction est sen¬ siblement parallèle à la direction de l’accident et dont le plongement axial vers le Nord ou vers le Sud est relativement important (35 à 75°). 2° — CHARNIERE ANTIFORME DE SAN-VALERO-PIEDRAFITA. Nous utilisons le terme « antiforme » pour dési¬ gner un objet de forme anticlinale, sans préjuger, ni de la succession stratigraphique des couches qui le composent, ni de sa dimension. L’analyse de détail des terrains formant une bande limitée au Nord par le conglomérat principal et au Sud par la faille du col de Fadas, conduit à distinguer dans cette bande principale, deux bandes secondaires : — L’une, située au S E de Fadas et s’étendant jusqu’à Las Paules ; — L’autre, située au N W de Fadas et se déve¬ loppant en direction de Bisaurri. a) bande Sud-Est. La constitution de cette bande ressort de l’examen de six coupes pratiquées : 1 ) Au niveau du ruisseau de Villarué (pl. IV, coupe 2 a). 2) Au sud de la cote 1943, à environ 200 m. à l’W du ruisseau de la Casa de Rhins (pl. IV, cou¬ pe 2 b). 3) Au niveau du ruisseau de la Casa de Rhins (pl. IV, coupe 2 c). 4) Au N de San Valero (pl. IV, coupe 2 d). 5) Entre le ruisseau de San Valero et Piedrafita (pl. IV, coupe 2 e). 6) Au niveau du ruisseau de Fadas, à l’E du village (pl. IV, coupe 2 f). 1. Au niveau du ruisseau de Villarué, on peut observer du Nord au Sud, en continuité stratigra¬ phique, mais en série renversée : — La série noduleuse à pendage d’abord rela¬ tivement faible vers le Nord et s’accentuant ensuite au contact du conglomérat de base de la série inter¬ médiaire (40 à 50°). — La série intermédiaire. — La série supérieure, l’ensemble pendant au Nord. Le gypse de la série terminale apparaît dans le fond du ruisseau, au Sud de la route de Las Paules à Castejon de Sos et est séparé par faille de l’ensem¬ ble précédent et de la bande paléozoïque de Rena- nué - Las Paules. 2. A 200 m. à l’W de la coupe précédente, on peut relever une coupe différente à l’intérieur d’une petite unité limitée par deux failles, qui isolent la cote 1493. L’une passe à l’E de ce petit sommet et présente une direction N. 155° E., l’autre, de direction N. 50° E., limite à l’Ouest le mamelon. Du Nord au Sud, on observe les horizons suivants : — La série intermédiaire, en contact par faille avec la série noduleuse, mais toujours en position inverse. — La série supérieure, faisant suite sans faille à la série intermédiaire et s’engageant sous elle, également en situation inverse. Cette série supérieure est représentée essentiel¬ lement par son conglomérat à galets de quartz et ses grès psammitiques, ici localement à l’état de quart- zites. Ces couches se montrent de plus remarquable¬ ment plissotées et affectées de petites cassures de direction N. 90° E. Les plans axiaux des plis rele¬ vés à ce niveau sont subverticaux ou à pendage nord tandis que leur axe plonge légèrement vers l’Est. Au-dessous de ces plis, et en contact stratigra¬ phique normal, affleure un noyau d’ophite. Cette — 20 — dernière, tenant la place de formations de la série supérieure, peut être, en première analyse, considé¬ rée comme occupant une position axiale dans la structure antiforme. Cette masse d’ophite est en contact par faille sur son flanc sud avec la série intermédiaire, à pendage redressé vers le Nord et dont la position normale ressort, sans doute possible, de l’examen des critères de polarité. Le conglomérat principal ne reparaît pas et on passe, au Sud, aux calcaires de Renanué par l’inter¬ médiaire de la faille majeure du col de Fadas, ici subverticale. 3. Au niveau du ruisseau de la Casa de Rhins, la succession est la suivante, du Nord au Sud : — série noduleuse en position inverse ; — série intermédiaire en position inverse ; — faille subverticale de direction N. 140° E. ; — série terminale (calcaires et gypse) ; — faille subverticale de direction N. 130° E. ; — série intermédiaire en position normale (cri¬ tères de polarité) ; — faille majeure, de direction N. 130° E., verticale ; — calcaire de Renanué. 4. Au N de San Valero, on note une série inverse pratiquement continue jusqu’à la série ter¬ minale, au S de laquelle on retrouve, toujours entre deux failles, la série intermédiaire en position normale (critères de polarité). 5. Entre le ruisseau de San Valero et Piedrafita, la série noduleuse au Nord vient buter contre la série terminale par l’intermédiaire d’une faille de direc¬ tion N. 120° E., inclinée vers le Nord. Au S de la série terminale apparaît, cette fois en continuité, la série supérieure, présentant des pendages nord, sur¬ montant par contact stratigraphique la série inter¬ médiaire. 6. Au niveau du ruisseau de Fadas enfin, on retrouve la même disposition qu’au niveau du ruis¬ seau de Villarué malgré le laminage de la série supérieure. En particulier, le contact par faille est très net entre la série terminale gypseuse et le paléozoïque. Ainsi se trouvent matérialisés les deux flancs d’un dispositif antiforme, apparemment anticlinal. Mais au cœur de cette structure apparaît la série terminale. Il s’agit donc d’un faux anticlinal, mieux d’une invagination synclinale, dont les flancs se pré¬ sentent, au sud, en série normale, et au nord en série inverse. Nous serons conduits à considérer cette invagination à plan axial pendant au Nord comme appartenant à la charnière d’un pli couché vers le Nord. Le flanc inverse de ce pli se développe jus¬ qu’au contact anormal de la Casa de Rhins, puisque la série noduleuse se trouve être pratiquement et notamment dans cette région, toujours en continuité avec le conglomérat principal. Cette disposition se trouve confirmée par la présence d’un lambeau de paléozoïque, d’âge carbonifère, affleurant dans le ruisseau de Fadas, à 500 m. environ de ce vil¬ lage, en situation axiale par rapport au pli couché vers le Nord, et en position inverse (pi. IV, coupe 3). b) bande Nord-Ouest. A partir de Fadas, la série terminale ne réappa¬ raît plus, mais la série correspondant au flanc nord de la structure antiforme demeure (pi. IV, coupe 4); le flanc sud est partout laminé. On ne revoit le gypse qu’au N-E de Risaurri et dans le ruisseau d’Urmella, sous le pont qu’emprunte la route de Castejon de Sos à Pont de Suert (pl. IV, coupe 5). Cette bande nord-ouest est affectée par de très nombreuses failles de plus ou moins grande impor¬ tance, en général verticales. Les unes, de direction N. 110° à N. 120° E, le plus souvent parallèles à la direction des couches, ont fréquemment pour effet de réduire ou de redoubler la série intermédiai¬ re, mais elles ne peuvent être suivies avec exactitude. Ces failles paraissent être décalées par d’autres cas¬ sures de direction N-S, N 50° E et N 165° E, C) UNITE MERIDIONALE. Elle est comprise entre la faille du col de Fadas et la bordure crétacée. Le Paléozoïque supporte par contact stratigraphique la série noduleuse à laquelle fait suite, également sans faille, la série intermédiai¬ re. Le contact est le plus souvent très redressé (pl. IV, coupe 2) et offre des figures d’écrasement. La cartographie met en évidence un pli synclinal à plan axial subvertical ou à léger pendage nord, qui se développe entre Renanué et le NE d’Abelia et — 21 — probablement encore plus à l'Est. Ce pli est affecté de nombreux accidents en particulier des accidents longitudinaux ayant pour effet de laminer le flanc sud ou de répéter le flanc nord (pl. IV, coupe 3). Ce pli synclinal se complique à la hauteur du méridien de Fadas d’un repli anticlinal (pl. IV, coupe 3), auquel fait suite vers le Sud un nouveau synclinal à plan axial pendant nettement au Nord (pl. IV, coupe 2). Ces plis sont également affectés de failles plus ou moins parallèles à leur direction et traduisant l’importance des accidents longitudi¬ naux. On remarque aussi dans cette zone de nom¬ breux petits accidents transversaux se groupant au¬ tour des directions N 160° à N 170° E, N 20° E, N 40° à N 50° E. La chronologie relative de ces accidents est difficile à déterminer. Tout ce qu’il est possible de dire est qu’ils apparaissent tous posté¬ rieurs aux accidents de direction N 110° à N 120° E, qu’ils décrochent, et postérieurs pour la plupart au crétacé supérieur, qu’ils affectent. Une région particulièrement fracturée se remarque entre la route de San Feliu et Bisaurri. Ces accidents sont, selon nous, des cassures secondaires à mettre en relation avec l’accident majeur de Bisaurri. Elles ont, comme lui, pour effet d’abaisser vers l’Ouest, en gradins successifs, l’ensemble des structures qui paraissent ainsi s’ennoyer sous le Crétacé. III. - RÉCAPITULATION ET DISCUSSION Nous rappelons que dans l’unité septentrionale, nous avons vu, du Nord au Sud, des plis à plan axial à pendage nord et des plis à plan axial à pendage sud (plis rebroussés de Néril en particulier). Dans l’unité méridionale, on observe un pli syn¬ clinal à plan axial vertical suivi au Sud d’un repli anticlinal à plan axial également subvertical et dont l’axe est assez fortement incliné vers l’Ouest. Dans la partie la plus méridionale de cette unité se mani¬ feste un synclinal à plan axial à pendage nord. Dans l’unité médiane, nous avons mis en éviden¬ ce une charnière synclinale invaginée à plan axial plongeant au nord et un flanc synclinal inverse occupant la plus grande partie de cette unité mé¬ diane. Par ailleurs, malgré la discontinuité des affleu¬ rements, on peut concevoir que les niveaux argilo- gypseux et ophitique, occupant le cœur de la struc¬ ture antiforme de San Valero - Piedrafita, se pour¬ suivent, plus ou moins écrasés et laminés, sous la niasse du flanc inverse de la série médiane, repré¬ sentée essentiellement par la série noduleuse, et se relient aux mêmes niveaux de la zone autochtone, en particulier ceux de la Casa de Rhins et d’Urmella. La présence d’un véritable coussin de gypse et d’ar¬ giles gypseuses pourrait expliquer le fait que les séries inverses sont peu disloquées. 1° — CARACTERE SUB-AUTOCHTONE DU MASSIF DE LAS-PAULES. Ainsi, à la suite de considérations géométriques et structurales, nous proposons d’interpréter le mas¬ sif de Las Paules comme un pli couché vers le Nord. Certaines observations sont d’ailleurs peu compati¬ bles avec une origine allochtone, septentrionale, de ce massif, pris au sens large, c’est-à-dire comprenant l’unité médiane et la bande paléozoïque de Renanué- Las Paules. En particulier nous noterons avec P. Misch (1934) que le contact par faille entre l’unité médiane et le Paléozoïque est vertical ou à pendage nord. Des arguments d’ordre stratigraphique viennent plaider également en faveur de l’autochtonie des séries. a) Ainsi que l’avait déjà souligné P. Misch (1934), le Stéphanien est relativement puissant dans le massif de Las Paules. Or, on « n’en trouve pas le plus petit témoin sur le versant sud de la zone axiale où on pourrait chercher les racines de la nappe ». De plus, on remarque d’après la carte de P. Misch qu’à l’E de la Ribagorzana, le Stépha¬ nien se superpose normalement au matériel hercy¬ nien de la zone axiale et est surmonté par la série intermédiaire. Entre la Ribagorzana et l’Esera par contre, la série noduleuse est absente dans la zone autochtone axiale où la série intermédiaire, proba¬ blement transgressive dans ce secteur, repose direc¬ tement sur le Dévono-Houiller. Par suite, il paraît logique de rattacher l’Autuno-Stéphanien subautoch¬ tone du flanc inverse, à une aire de sédimentation méridionale. — 22 — b) Par ailleurs, cette série autuno-stéphanienne est le siège de manifestations volcaniques. Au sud de la bande paléozoïque Renanué - Las Paules, la série est transformée par un volcanisme effusif, des brèches volcaniques y sont très fréquen¬ tes, la stratification n’est plus visible. On peut consi¬ dérer schématiquement que l’on n’y est pas très éloigné d’un centre éruptif. Dans le flanc inverse du pli couché par contre, on observe des « filons- couches » que l’on peut mettre en relation avec l’appareil volcanique précédent. Si bien que l’on est amené non seulement à rat¬ tacher l’unité médiane à l’unité méridionale, mais à considérer que dans l’espace leur position relative a été conservée malgré le plissement, autrement dit, que l’on a affaire à un renversement presque sur place des séries, correspondant à un pli couché vers le Nord. c) Bien qu’il ne soit pas possible d’observer dans la région étudiée une continuité certaine entre l’unité nord autochtone, l’unité renversée de Las Paules et l’unité sud autochtone, nous rappellerons simple¬ ment des analogies de faciès remarquables déjà si¬ gnalés, entre les séries inverses dans la partie sud du pli couché et les séries normales, redressées, de la zone méridionale (épaisseurs comparables, même succession lithologique), observation qui conduit à considérer ces deux zones comme faisant partie de la même province paléogéographique. 2° — ESSAI D’INTERPRETATION DE LA CINEMATIQUE ET DE LA CHRONOLOGIE DES PLISSEMENTS. La cartographie et l’analyse tectonique tendent à mettre en évidence plusieurs phases de plisse¬ ments dont on ne peut donner qu’une chronologie relative. Postérieurement au dépôt du Permo-Trias et avant le Crétacé supérieur, des cassures se produi¬ sent ou rejouent dans le Palézoïque, selon des direc¬ tions hercyniennes. Certaines de ces cassures for¬ ment des blocs ayant la forme de prismes à section triangulaire. Le jeu en touche de piano de ces prismes entraîne des mouvements à composante verticale et horizontale, qui conduisent à un retrait de la couverture permo-triasique qui se plisse. De tels blocs se sont probablement formés au sein du substratum paléozoïque dans la partie sud de l’ac¬ tuelle unité médiane, alors qu’un horst anticlinal montait au Sud, horst visible actuellement entre Renanué et Las Paules. Les modalités d’un pli cou¬ ché au nord pouvaient ainsi s’amorcer. Au fur et à mesure du basculement, le flanc normal du disposi¬ tif anticlinal s’étire, finit par se rompre. Au Sud, la disposition en plis à plan axial subvertical ou à pendage nord pourrait suggérer un phénomène ana¬ logue mais inverse et moins important, se traduisant par un début de déversement au Sud. Le revêtement crétacé cache rapidement ces structures. La compression de l’ensemble superficiel a été importante et se marque nettement, en particulier entre la série noduleuse et la série intermédiaire, par des phénomènes d’écrasement (route d’Abella). Nous ne pouvons dire si la formation de plis paral¬ lèles très serrés, en accordéon, rencontrés à l’inté¬ rieur du Paléozoïque de Renanué - Las Paules re¬ lève de cette phase de compression. Au cours de la mise en place de cette structure « en champignon », ou postérieurement, on assiste à un nouveau rejeu de failles hercyniennes. Le syn- clinorium en série inverse en particulier, se trouve affecté et morcelé en plusieurs compartiments tandis que son extrémité ouest s’engage, à l’W d’Urmel- la, à la faveur d’un accident subvertical ou à pen¬ dage nord, sous les plis les plus méridionaux de la zone axiale. D’une façon générale, le contact anor¬ mal limitant au Nord l’unité médiane présente un pendage comparable à celui de l’unité septentrionale, observation qui tend à prouver que les deux unités ont subi les mêmes déformations après la mise en place de l’unité médiane. Les jalons manquent ensuite, et tout ce qu’il est possible de dire, c’est que, postérieurement au Cré¬ tacé supérieur, s’est développée une nouvelle phase cassante en particulier à l’W du col de Fadas, phase au cours de laquelle se serait produit le mou¬ vement principal de l’accident de Bisaurri, jalonné par ailleurs de part et d’autre, par des plis d’entraî¬ nement qui traduisent des mouvements relatifs subméridiens, entre le Crétacé supérieur et le Permo-Trias. Il peut être intéressant de noter à ce sujet que la faille de Bisaurri se situe dans le prolongement de la faille de la Porte d’Enfer mise en évidence par M. Clin (1959) sur la chaîne axiale, faille d’âge postcampanien, qui sépare deux unités tectoniques différentes. — 23 IV. - CONCLUSIONS Au point de vue tectonique, plusieurs éléments doivent être soulignés : 1) L’ennoyage général vers l’Ouest des structu¬ res déversées au Nord comme au Sud. 2 ) La relative indépendance des structures dé¬ versées au Nord vis-à-vis des structures de la zone nord autochtone qui, elles, ne présentent pas d’en¬ noyage marqué. 3) L’importance des accidents cassants de direc¬ tion hercynienne, certains de ces accidents étant probablement à l’origine des basculements. 4) L’importance de la faille de Bisaurri, mais dont nous ne pouvons dire si elle a joué un rôle vis à vis de la sédimentation du Crétacé. Par ailleurs, des considérations, tant stratigra- phiques que géométriques et tectoniques, tendent à prouver que l’anticlinal couché vers le Nord est un pli pratiquement formé « in situ ». Le cœur actuel de ce pli est essentiellement occupé par l’Autuno- Stéphanien, mais le noyau primitif est à rechercher dans l’ensemble du Paléozoïque visible actuellement à l’affleurement entre Renanué et Las Paules. Enfin, au S de ce Paléozoïque, on assiste à un début de basculement vers le Sud. Cette interprétation diverge quelque peu de celles proposées par M. Dalloni, par Ch. Jacob, P. Fal¬ lût, G. Astre et R. Ciry et par M. Seguret. Elle recoupe par contre assez étroitement la conception du double déversement de P. Misch. Par ailleurs, nous avons vu que Ch. Jacob, P. Fallût, G. As¬ tre et R. Ciry, soulignant la dualité d’origine des masses primaires entre la Pallaresa et la Ribagorza- na, enracinent le massif le plus important (massif d’entre Sègre et Pallaresa) en l’interprétant comme un massif profond poussé au nord contre la zone axiale. Ces auteurs précisent qu’ils ne trouvent plus de trace de ce massif profond à l’W de la Ribagorza- na. Nous serions tenté quant à nous de considérer la bande paléozoïque de Renanué - Las Paules comme le témoin le plus occidental de ce massif profond. De toute façon, il paraît de plus en plus pro¬ bable que l’ensemble des anomalies structurales ren¬ contrées dans la zone des Nogueras, ne correspondent pas à un schéma unique et généralisable, mais de¬ mandent des interprétations variées de motifs tecto¬ niques semblables en première analyse. Les clefs résident sans doute dans l’examen patient à tous les ordres de grandeur possibles, non seulement des phénomènes tectoniques, mais aussi des phénomènes de sédimentation, les uns éclairant les autres et réci¬ proquement. BIBLIOGRAPHIE (1) — Alastrue E., Almella A. et Rios J.-M. (1957). Expi. Mapa geol. de la provin- cia de Huesca. Inst. Geol y Min, de Espana, Madrid, 253 p., 2 cartes géol. 1/50.000 e et l/200.000 e . (2) — Bigot-André (1964). — L’ennoyage orien¬ tal du Massif de la Rhune (Basses- Pyrénées). D.E.S. 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(Madrid). 2 e fasc., p. 335-411, 7 fig., 4 pi. hors texte dont 2 cartes géol. au 1/150.000 e . (15) — Jacob Ch. (1935). — A propos du versant méridional des Pyrénées Centrales. C.R. Som. Soc. Géol. Fr., n° 6, 1935, p. 78- 80. (16) — Lamare P. (1936). — Recherches géologi¬ ques dans les Pyrénées basques d’Espa¬ gne. Thèse Sc. Paris, Mem. Soc. Géol. Fr., T. XII, n° 27. — 26 — (17) — Lamare P. (1937). — Structure de la Basse-Navarre aux environs de Bidarray, de Saint-Etienne-de-Baïgorry et des Aldudes. Bull. Soc. Géol. Fr. n° 196, t. XXXIV, 1937, 38, 4 fig. (18) — Le Trias de la France et des régions limi¬ trophes. Mem. B.R.G.M. n° 15, p. 377. (19) — Mallada L. (1881). — Description fisico y geologico de la provincia de Hesca. Mem. Coin. Mapa geol. Espana (carte au 1/400.000°). (20) -— Mirouse R. (1959). — Sur le « grès rou¬ ge » des hautes vallées du Gave d’Aspe et de l’Aragon subordan. C. R. Acad. Sc., t. 248, p. 2361-2363. (21) — Mirouse R. 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Boletin del Instituto geolo¬ gico y minero de Espana, Tomo LXIX, Madrid. (28) — Virgili C. (1960). —— The sédimentation of Permotriasic formations in the Py- nees. C. R. 2F sess. Cong. géol. int., Copenhague. Vol. of abstracts, p. 251. TABLES DES MATIÈRES STRATIGRAPHIE pages I. — HISTORIQUE ET GENERALITES . 3 IL — DISTRIBUTION DES SERIES . 5 A) SERIE NODULEUSE . 5 a) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE MEDIANE. 5 b) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE MERIDIONALE. 6 c) AFFLEUREMENTS DE LA ZONE SEPTENTRIONALE . 7 B) SERIE INTERMEDIAIRE. 8 a) LA SERIE INTERMEDIAIRE DANS LA ZONE SEPTENTRIONALE. 8 b) LA SERIE INTERMEDIAIRE DANS LA ZONE MEDIANE Et DANS LA ZONE MERIDIONALE . 8 C) SERIE SUPERIEURE. 9 D) SERIE TERMINALE. 9 III. — COMPARAISON AVEC D’AUTRES REGIONS — ESSAI DE CORRELATION .... 11 A) SERIE NODULEUSE. n B) SERIE INTERMEDIAIRE ET SUPERIEURE. LA LIMITE PERMIEN - BUNTSANDSTEIN. 12 C) SERIE TERMINALE . 14 a) DESCRIPTION SOMMAIRE DU TRIAS MOYEN ET SUPERIEUR DES REGIONS VOISINES. 14 b) ESSAI DE CORRELATION . ’’’’’’ 14 IV. — CONCLUSIONS GENERALES RELATIVES A LA STRATIGRAPHIE . 15 TECTONIQUE I. — HISTORIQUE ET GENERALITES . 16 II. — ANALYSE STRUCTURALE DES DIFFERENTES UNITES . 17 A) UNITE SEPTENTRIONALE . 17 B) UNITE MEDIANE. 18 lo _ SYNCLINORIUM EN SERIE INVERSE DE LAS-PAULES-URMELLA . 18 2° — CHARNIERE ANTIFORME DE SAN-VALERO-PIEDRAFITA. 19 C) UNITE MERIDIONALE. 20 III. — RECAPITULATION ET DISCUSSION . 21 1 ° — CARACTERE SUB-AUTOCHTONE DU MASSIF DE LAS-PAULES. 21 2 ° — ESSAI D’INTERPRETATION DE LA CINEMATIQUE ET DE LA CHRONOLOGIE DES PLISSEMENTS . 22 IV. — C O N C L U S I O N S. 23 BIBLIOGRAPHIE . 25 ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 12 AVRIL 1966 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX Dépôt légal 2 e trimestre 1966 —IÆl. MUS. COMP. ZOOL. .IBRARY JL L 10 1970 STRATIGRAPHIE SOMMAIRE HARVARD umyss^roTsïï PLANCHE I 300-- -- 100 - STÉPHANIEN ? DESCRIPTION LITHOLOGIQUE Argilites, pélites et grès pélitiques rouge brique à passées vertes . Grès à grains grossiers blanc rosé à vert. Pélites rouge brique } schisteuses . Poudingue quartzeux à petits galets arrondis ( 2 cm en moyenne ) 4-r*-- DÉVONIEN SUPÉRIEUR Alternance de niveaux gréseux pseudo-psammitiques, généralement Iriables, de couleur rouge brique à blanc rosé, et de niveaux pélitiques et argilo-pélitiques micacés rouge brique . FOSSILES .CT O Argilite rouge brique . Grès à grains grossiers, blanc rosé, psammitique , résistant. Passage sans surface de stratification à un poudingue plus ou moins polygénique ou dominent les galets de quartzite ( I à 30 cm. ) P-vXXkv jYV ■ ij Pe'lites rouge violacé, lie de vin, avec abondants nodules bruns. Roche volcanique. Alternance plus ou moins régulière de bancs de grès, blanc gris à vert, à grains moyens à fins, et de pélites gréseuses et argileuses micacées, lie de vin et vertes. Nodules bruns . Microbrèches polygéniques. Lentilles gréso-dolomitiques . Filon couche“de roche volcanique blanc brun à violacé ,d'aspect rhyolithi que Alternance irrégulière de brèches polygéniques (quartz , calcaire , grés, schistes ) à ciment gréso-ferrugineux^ à éléments généralement anguleux ( 3 cm. en moyenne ),de grès à grains grossiers et de pélites schisteuses versicolores. Grès vert et schistes noirs. > TD CL E UJ CT LU CL O OBSERVATIONS SÉDIMENTOLOGIQUES Stratification oblique Ripple marks . Traces de gouttes de pluie Stratifications entrecroisées dans les grès. Figures de courant. 3 ,cr o N < lOardlocar. . pus sp. Figures de slumping . Stratifications entrecroisées ■ Ripple marks. Galets du poudingue avec impressions et marques de chocs. Sédimentation régulière. Traces de gouttes de pluie fréquentes sur les grès . Sédimentation troublée (variations latérales brutales ,séquences granulo métriques incomplètes, tronquées, berceaux de stratification présentant toutes les directions ), et irrégulière ( rayon de courbure des berceaux de stratification d'échelle très variable, centimétrique à métrique) CARACTÈRES PÉTROGRAPHIQUES Grains de quartz très généralement anguleux . Classement hétérogène Grains de quartz fréquemment arrondis. Classement relativement homogène. Nodules de nature gréso-dolomitique , Tuf volcano-détritique i Les grès présentent des quartz anguleux, des minéraux phylliteux abondants, des feldspaths altérés, de la calcite secondaire Tuf volcano.détritique. <2 El* S<5.78 MUS. COMP. 2001— UBRARY -JUL 10 1970- HARVARD STRATIGRAPHIE COMPARÉS: DU TRIAS MOYEN EN ARAGON ET EN CATALOGNE ARAGON ( Esera_ Isabena ) PLANCHE n 300. mm/Ji HP Cargneules CATALOGNE (d'après C. VIRGILI ) Calcaire dolomitique à nodules siliceux Calcaire marneux Calcaire à fucoïdes Calcaire marneux Calcaire dolomitiquè à nodules siliceux Dolomie basale Cargneules Argiles Grès Anhydrite _ sels Calcaire Cargneules ryr ) * ) )J Dolomie à nodules siliceux,bréchoide ) —1— 1 -.“ \ et à Diplopores. T- S vl Calcaire à fucoïdes & '.'V 7 / Calcaire dolomitique Couches de transition Sable Cargneules 1 Arcillas limitas' «A ■ 4 - ü k_ sQ> Ê O a> c O O V) 0 ) X» '< 1 > k. Di a> "O c 'O) O 0 ) a> o CO <0 O a. ce 3 UJ ce uj CL 3 CO < _J ÜJ X o CO 3 s 2 ! UJ >* o s < se -j LU X o CO 3 S ir 3 UJ (T UJ L_ < -J UJ X O CO 3 2 2 -Km - 0^78 Argiles bigarrées j roches ophitiques (w) Calcaires marneux en plaquettes, calcaires dolomitiques massifs (tm ) Série terminale ( 30 m. minimum ) Grés psammitiques blanc rosé, argilites rouges et vertes A la base, poudingue quartzeux à petits galets Série supérieure (30 à 50 m. ) Alternance de grés et de grés psammitiques et d'argilites rouge brique. A la base poudingue U principal à gros galets de nature essentiellement quartzitique (ti) passage latérol à une série Série intermédiaire (50 à 150 m.) bréchique (t n -i) Grés grossiers souvent bréchiques et arkosiques, argilites lie de vin et vertes à nodules gréso_ dolomitiquesj filons couches de roches éruptives acides (tn) Série identique transformée par volcanisme effusif. (t v ) Série noduleuse ( 150 à 200 m.) Paléozoïque indifférencié et roches éruptives associées Fond topographique établi à l'aide de la triangulation par fentes radiales 1965 S 4 TOME 102 Série B - N° 6 MUS. COMP. 200L, LIBRARY ACTES DE LA SOCIÉTÉ LINNÉENNE FEB 9 1Q70 HARVARD ÜN1VERSITY DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 LE CONTACT MÉRIDIONAL DU MASSIF GRANITIQUE DE CAUTERETS : Traits généraux et particularités structurales M. CLIN et J.-P. BEZANÇON Laboratoire de Géologie Faculté des Sciences de Bordeaux Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX TOME 102 1965 SÉRIE B N° 6 ACTES DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 MAI 1965 le contact méridional du massif granitique de Cauterets : Traits généraux et particularités structurales par Michel CLIN et Jean-Pierre BEZANÇON Laboratoire de Géologie Faculté des Sciences de Bordeaux La connaissance actuelle du massif granitique de Cauterets procède essentiellement des travaux car¬ tographiques de A. Bbesson (l re édition de la feuille de Luz au 1/80 000, 1905), de l’étude pétrographi- que de P. Urbain (1938), ainsi que de données stra- tigraphique et structurales détaillées réunies par R. Mirouse (1962 a) dans son travail de thèse, sur les marges occidentale, septentrionale et orientale de l’ensemble cristallin. Les régions où l’on peut étudier le contact méri¬ dional du massif sont d’un accès difficile, car il s’agit souvent de crêtes découpées ou de sommets élevés. Des études géologiques ont cependant été me¬ nées récemment, soit dans les parages mêmes par J.-M. Rios (Massif de Panticosa, 1957 à 1960), soit plus au Sud (J.-E. van Landewijk, 1960, G.-J. van der Lingen, 1960, H. Wensink, 1961, J.-P. Besan¬ çon, 1964). Nous nous proposons ici d’examiner les relations d’ordre structural entre les roches granitiques et les séries encaissantes, qu’il s’agisse de contacts pétrogra- phiques normaux ou de contacts tectoniques, exis¬ tant suivant la limite méridionale du massif, telle qu’elle peut être atteinte depuis le versant français. Ces observations seront complétées de remarques faites dans les hautes vallées tributaires du rio Gal- lego (Aguas Limpias, Pondillos, région du port du Marcadau). Dans toute cette région, la proximité du granité est la cause de déformations et de transfor¬ mations des roches encaissantes, ayant entraîné, dans un rayon de plusieurs kilomètres, la disparition qua¬ si totale des fossiles. L’identification stratigraphique des formations non granitiques repose ainsi nécessai¬ rement sur la comparaison des caractères lithologi¬ ques entre horizons sédimentaires déformés ou trans¬ formés et horizons intacts, et sur l’établissement de continuités latérales avec les terrains repérés strati- graphiquement dans les régions voisines, à la suite des travaux fondamentaux de A. Bresson (1903, 1906), M. Dalloni (1910) et R. Mirouse (1960, 1962 a). Avant de rendre compte des observations tectoni¬ ques, nous donnerons quelques indications sur la dis¬ tribution des formations sédimentaires et cristallines rencontrées. DISTRIBUTION DES FORMATIONS I. ■ LES FORMATIONS SlDIMENTAIRES Les formations sédimentaires du versant méridional du massif de Cauterets appartiennent au Dévo¬ nien et au Carbonifère. Elles sont rapportées par Bresson à sa « bande de Gèdre-Pragnères ». Les problè¬ mes relatifs à la stratigraphie de la Zone primaire axiale, à l’Ouest du gave de Pau, ont été traités récemment de façon magistrale par R. Mirouse. C’est principalement au travail exhaustif de cet auteur et à ses discus¬ sions si nuancées que nous sommes conduits à nous référer pour justifier les assimilations stratigraphiques proposées. A) — LES TERRAINS DEVONIENS Dans la Zone primaire axiale des Pyrénées cen¬ trales et occidentales, les auteurs, et notamment A. Bresson, ont établi la distinction entre un Dévonien inférieur « schisteux » et un Dévonien moyen et supé¬ rieur « calcaire ». Ces qualificatifs s’appliquent en effet, dans l’ensemble de la région, aux traits domi¬ nants des formations considérées. Toutefois, d’impor¬ tantes variations locales, liées aux péripéties de l’his¬ toire paléo-géographique, sont à prendre en considé¬ ration. C’est ainsi qu’ont été récemment reconnues, dans les Pyrénées luchonnaises, les Pyrénées des Ga¬ ves et jusque dans les régions qui nous intéressent ici, d’épaisses formations calcaires d’âge éodévonien probable (Clin et Mirouse, 1963). Certains des cal¬ caires du Vignemale, par exemple, paraissent bien appartenir à cet ensemble (Mirouse, 1962 a). D’au¬ tre part, la persévérance, jusqu’au Frasnien et au Famennien inférieur, du régime de sédimentation détritique du Dévonien inférieur (« série du pic Lariste ») a été mise en évidence par R. Mirouse, notamment dans la haute vallée de Brousset, à l’Ouest de la région considérée ici. Les délimitations lithologiques que l’on est sou¬ vent conduit à utiliser dans la Zone primaire axiale des Pyrénées, et qui sont les seules possibles sur la frange méridionale du massif de Cauterets, ne sau¬ raient constituer qu’un pis-aller au regard des critè¬ res biostratigraphiques applicables ailleurs. A ce su¬ jet, nous rappellerons la nuance exprimée par R. Mi¬ rouse (1962, Chap. IV), relativement à la position, mal définie dans l’échelle stratigraphique, de la cou¬ pure qui sépare les formations principalement détri¬ tiques de la partie inférieure du Dévonien et les for¬ mations calcaires sus-jacentes. Ces réserves étant faites, nous caractériserons, sur la base de considérations principalement géométri¬ ques, le Dévonien inférieur des régions bordant au Sud le massif de Cauterets par une relative unifor¬ mité latérale des faciès. Ceux-ci sont essentiellement gréso-pélitiques, tout comme au lac Bernatoire (Bresson, 1903, p. 59), dans le haut Ara (Bresson, 1903, p. 58), dans les vallées de Cestrède, Aspé, Es- tom-Soubiran (Mirouse, 1962 a, p. 135) ou dans la région nord-orientale du pic de Sesques (Mirouse, p. 123). Il s’agit principalement de quartzites et péli- tes, habituellement exempts ou presque d’intercala¬ tions carbonatées. Leur teinte est sombre, noire ou rougeâtre, et devient rouge sombre en masse dans l’auréole du granité. La patine rouille est fréquente. Les rares intercalations de calcaires sont minces et discontinues, plus ou moins pures, à l’exception d’une puissante assise de calcaires blancs, souvent marmorisés, localement interstratifiés de pélites et de quartzites, ces derniers pouvant dessiner souvent des rubannements caractéristiques de la stratification et révélateurs des déformations mineures de l’assise. L’épaisseur totale de cette assise peut atteindre plu¬ sieurs centaines de mètres. R. Mirouse range dans le Dévonien inférieur, pour des raisons géométri¬ ques, les puissants horizons calcaires qui apparais¬ sent au Pont des Neiges, dans la vallée d’Ossoue. Il semble que l’on puises admettre, avec les réserves qui s imposent puisqu’on ne dispose que d’arguments d’ordre géométrique, la présence de formations iden¬ tiques en d’autres régions. Elles existent ainsi dans le Luchonnais (Clin, 1959), superposées, à peu de distance, aux schistes carburés gothlandiens, et pro¬ bablement tout au long de la bande de Gèdre-Pra- gnères. Les calcaires de la vallée d’Ossoue partici¬ pent à l’architecture du Grand Pic de Tapou, du Pic de Montferrat, du Vignemale (R. Mirouse). On les retrouve au grand Pic d’Aratille. Ce sont eux qui, nous le pensons, participent à l’ossature du Gran Alto de Pondiellos (« Grand Pic de Piedrafita »), et sans doute des sommets d’Argualas et d’Arualas (Fig. 1). Dans la région occidentale du territoire étudié, l’extension des faciès calcaires du Dévonien inférieur paraît beaucoup plus limitée. Les importantes variations régionales de faciès, dans le Dévonien moyen et le Dévonien supérieur — 5 — des Pyrénées centrales et occidentales, qui se mani¬ festent dès le Luchonnais (Clin, 1959), ont été minutieusement étudiées, à l’Ouest du Gave de Pau, par R. Mirouse, (op. cit.). L’individualisation de faciès particuliers, à l’Ouest, au Nord, à l’Est et au Sud-Est du massif de Cauterets ressort clairement des figurations cartographiques de cet auteur (fig. 39 à 41). Les observations dont nous rendons compte ici complètent celles-ci localement en convergeant avec elles. Rappelons que dans la région du pic Blanc et de Gabiet, R. Mirouse, après Bresson et Dalloni, reconnaît, au-dessus des formations détritiques à faune emsienne du Lac Bernatoire, une série cal¬ caire de 300 à 400 m. Des formations identiques s’étendent dans divers secteurs du haut gave de Brousset et dans la vallée d’Aspe. Des formations comparables ont été reconnues plus au Sud par H. WENSINK et G.-J. VAN DER LlNGEN. Entre les zones précitées et la marge méridionale du massif granitique, s’étend une région où le Dévo¬ nien moyen et supérieur présente des caractères dif¬ férents. On les comparera à ceux qu’a reconnus R. Mirouse, d’une part sur les crêtes de Lurien et d’Estibère et dans le versant nord-oriental du pic de Sesques, d’autre part dans les vallées de Cestrède, Aspé et Estom-Soubiran, ainsi qu’aux « barégien- nes » signalées par H. Wensink dans le secteur de Campo Piano (1961, p. 24) : il s’agit essentiellement d’un ensemble calcaire mince (moins de 100 m) pré¬ sentant des assises en dalles à grain fin, d’aspect zoné, très souvent rubanées de minces lits silicieux. La présence de minerai de manganèse au sommet de la série est caractéristique du Dévonien supérieur, comme dans d’autres parties de la Zone primaire axiale, sans qu’il soit possible de fixer, ici plus qu ail¬ leurs, faute d’argument paléontologique, l’âge précis de ces formations. Les calcaires à texture griotte ne sont représen¬ tés que localement. On sait que les aires d’extension de ce faciès dans la zone primaire axiale sont limitées (Clin et Mirouse, 1963). A la péri¬ phérie du massif de Cauterets, les griottes disparais¬ sent dans la haute vallée de Brousset (région de Tourmont, pic d’Ouradé), au Sud-Ouest de Caute¬ rets (vallée de la Paladière) et aux environs de Saint-Sauveur (R. Mirouse). Ainsi, le Dévonien moyen et supérieur calcaire présente-t-il sur toute la périphérie du massif de Cauterets une constance de faciès remarquable. Sur le versant méridional du massif, les calcaires ruba¬ nés, souvent déformés, sont cependant toujours iden¬ tifiables, même en enclaves dans le massif cristallin, car la disposition des alternances originellement silicieuses et carbonatées est alors respectée par l’endomorphisme. Les premières renferment grenats et pyroxènes calciques, épidote et idocrase, les car¬ bonates étant largement recristallisés. B) — LES TERRAINS CARBONIFERES Selon R. Mirouse (p. 227) : « la région où se situent les massifs granitiques médians de Cauterets et des Eaux Chaudes a vu, à la période carbonifère, la sédimentation débuter seulement avec le dépôt de la série transgressive des quartzites de Sia ». Cette épaisse série (4 à 500 m.), dont la composition litho¬ logique caractéristique est assez uniforme jusque dans les Pyrénées centrales, est représentée dans la région de Gavarnie par un ensemble de quartzites verts en banc épais, de grès et pélites, dans lequel on peut discerner divers caractères séquentiels (gra¬ noclassement rythmique). En plusieurs points situés sur le versant sud de la chaîne, M. Dalloni a re¬ cueilli des flores caractéristiques et R. Mirouse est conduit, dans la région qui nous intéresse, à la rap¬ porter au Westphalien (p. 275). Ainsi, ce dernier auteur at-il pu reconnaître l’existence de la transgression de la série houillère, fait que les observations de Bresson (1903, p. 130, 131) laissaient pressentir sans que celui-ci ait explici¬ tement rapporté au Carbonifère supérieur les forma¬ tions détritiques de la partie la plus élevée de la sé¬ rie qu’il avait reconnue. En outre, R. Mirouse a remarquablement illus¬ tré la répartition géographique des faciès du Carbo¬ nifère : les variations de faciès essentielles se mani¬ festent selon une auréole périphérique au massif de Cauterets et, plus localement, au massif des Eaux Chaudes. Tel est le cas de la série de Sia, reconnue à l’Ouest, au Nord, Nord-Est et au Sud-Est du massif de Cauterets. Sur le versant méridional du massif, on rencontre la série de Sia bien caractérisée dans la haute vallée de Cestrède (R. Mirouse), ainsi que dans les hautes vallées tributaires du rio Gallego, notamment dans le vallon montant au Collado de Los Musales (SW du lac Darré-Spumous) et aux environs du lieu-dit « Las Neufontanas » (Neufoulanas de la carte au 1/25.000, feuille de Gavarnie, coupure 1-2). Dans ces dernières localités, la série de Sia est en contact avec des assises d’âge carbonifère inférieur, identi¬ ques à celles qui ont été décrites par R. Mirouse dans la haute vallée du Gave de Brousset. On y rencontre, en particulier, un ensemble dont les fa¬ ciès, calcaires à joints phylliteux à aspect de griottes, calcaires en dalles, brèches à éléments calcaires, rap¬ pellent de manière frappante la série dont la partie supérieure a été rapportée par cet auteur au Viséen terminal ou à la base du Namurien (p. 237). — 6 — II. - LES ROCHES PLUTONIQUES Les analyses de P. Urbain (1938) donnent une image de la répartition des principales roches pluto- niques représentées dans le massif. Selon cet auteur, ce sont : un granité calcoalcalin, porphyroïde, qui occupe le centre du massif et son extrémité occiden¬ tale, jusque dans la région du lac d’Artouste, un granité riche en plagioclases et en hornblende, pau¬ vre en feldspaths alcalins, qui remplace le granité calcoalcalin à l’Est d’une ligne méridienne joignant le lac d’Illeou au Vignemale, une diorite quartzifère dans la région du Vignemale. Dans les régions si¬ tuées au Nord et au Sud de la large bande de granité calcoalcalin, au lac d’Ileou, ainsi que dans le massif de Panticosa, le type calcoalcalin se charge de horn¬ blende, les éléments blancs restant identiques à eux- mêmes. Enfin, on rencontre localement quelques roches de type particulier : granités hyperalcalins ou hyperacides, ainsi que des faciès pegmatoïdes. J.E. van Landewijk, (1960), dans le massif de Panticosa, a reconnu la présence dominante des granodiorites et des diorites quartziques, avec épi- dote, biotite, minerais, hornblende, tourmaline en proportions variables. Sans prétendre apporter une contribution à l’étude exhaustive du massif, qui relève d’un démarche de longue haleine, et différente de la nôtre, nous pou¬ vons, à l’aide des résultats d’analyse modale sur les échantillons prélevés au cours du présent travail, avancer les remarques suivantes, principalement re¬ latives aux roches de la bordure méridionale du corps cristallin : 1 ° Si les types pétrographiques évoluent effecti¬ vement vers le Nord et vers le Sud du massif, dans le sens d’une basicité croissante, on peut considérer que c’est, en fait, non pas seulement la région du Vignemale, mais toute la bordure méridionale du massif qui est occupée par des granodiorites et des diorites quartziques, et ceci depuis le Sud du lac d’Artouste, en passant à l’aval du lac de Darré- Spumous, le haut Marcadau, la région d’Estom- Soubiran et celle du lac de Cestrède. L’aspect zoné de la répartition des faciès sédimentaires autour du massif paraît ainsi, dans une certaine mesure, converger avec celui des formations cristallines, au moins dans la partie méridionale du massif. 2 0 La hornblende paraît sélectivement présente aux environs des localités où, soit en enclaves, soit dans les formations encaissantes, apparaissent les faciès carbonatés calciques (calcaires éodévoniens, calcaires rubanés), quel que soit le type pétrogra- phique défini par les éléments blancs (Soussouéou : granité calcoalcalin - Arrémoulit : granodiorite - W du Pont d’Espagne, lac de Cestrède, port du Mar¬ cadau : diorite quartzique). 3° L’existence de types particuliers, alcalins ou hyperacides, paraît moins exceptionnelle que ne le signale P. Urbain. On en rencontre notamment au lac de Hount-Hérède (type hyperacide) et au Pla de Loubosso (S-W du Marcadau, type hyperalcalin). Les prélèvements effectués ne permettent cependant pas de préciser si cette répartition répond, comme celle des granodiorites et des diorites quartziques, à une certaine ordonnance par rapport aux limites du massif et aux structures encaissantes. C’est ce qu’une analyse pétrographique systématique devra recher¬ cher, en raison de l’importance théorique que l’on doit accorder à l’étude d’une telle répartition. TECTONIQUE I. - ESSAI DE RECONSTITUTION DES STRUCTURES MAJEURES Les structures identifiables sans discussion dans les parages méridionaux du massif de Cauterets sont d’une part, à l’Ouest, les ensembles plissés de la crête pic d’Ouradé-col de Sobe, intéressant des formations dévoniennes (série du pic Lariste, calcaires griottes) et carbonifères (lydiennes, calcaires viséo-namuriens, série de Sia) et, d’autre part, à l’Est, l’aire syneli- nale d’Estom-Soubiran, impliquant pélites éodévon- niennes, calcaires rubanés, série de Sia (R. Mirouse, p. 505). Cette aire est voisine de l’édifice du massif du Vignemale, dont l’ossature correspond très vrai¬ semblablement, schématiquement, à un seul repli anticlinal (op. cit. p. 509). Entre les deux régions où apparaissent ainsi des plis assez aisément identi¬ fiables et d’ordre de grandeur cartographique, exis¬ tent des formes structurales plissées multiples et variées, orientées dans leur ensemble N 100 à 110° E et susceptibles, comme nous allons le voir, de pré¬ senter divers plongements axiaux. A l’échelle de la carte, les contacts du massif cristallin recoupent les plis. Les horizons formant ceux-ci sont par places conservés au sein du granité et nous y avons recher¬ ché le prolongement des structures mises en évidence hors du corps cristallin. Les meilleurs repères, que nous avons largement utilisés, sont les horizons car¬ bonates, calcaires éodévoniens et calcaires rubanés. Immédiatement à l’Ouest du massif du Vignemale, au-delà de la haute vallée du rio Ara, les structures sont, dans leur ensemble, isoclinales et déversées vers le Sud. Ainsi apparaît, sur la crête frontière, le Grand Pic d’Aratille, dont la masse est essentiel¬ lement constituée de formations de calcaires cristal¬ lins que nous rapportons, pour des raisons d analogie lithologique et de puissance, aux horizons éodé\o- nients identiques du Vignemale. A l’Ouest du massif cristallin de Panticosa, les plis de détail sont soulignés, non seulement par les horizons calcaires, mais par les quartzites et cornéen- nes des séries voisines. Les calcaires forment dans l’ensemble des plis de style souple, tandis que les quartzites, en strates d’épaisseur constante, s’ordon¬ nent selon des plis en chevrons. La stratification demeure toujours identifiable. Toutefois, ce sont encore les caractères lithologiques des calcaires qui autorisent l’attribution stratigraphique, les séries quartzo - pélitiques métamorphiques (cornéennes, schistes à biotite et andalousite) étant, en première analyse, d’une grande uniformité. L’identification des structures d’ensemble n’est pas davantage possi¬ ble sans faire appel aux formations carbonatées. Mais en tenant compte de la présence, soit des cal¬ caires rubanés, minces, d’épaisseur et de composition constante, aisément identifiables, soit des calcaires éodévoniens, épais et massifs, affleurant les uns et les autres au sein des séries quartzo-pélitiques, on est conduit à distinguer des aires anticlinales et des aires synclinales (fig. 1). Ainsi, les formations carbonatées, très redressées et localement plissées, sont-elles plusieurs fois répé¬ tées, au sein de séries quartzo-pélitiques violem¬ ment plissées, dans la région qui s’étend entre Campo Piano, le col de la Fâche, le port du Marca- dau et le massif d’Enfer. On peut admettre l'exis¬ tence d’une aire synclinale (qui est peut-être l’homo¬ logue de celle d’Estom-Soubiran), entre la région du col de la Fâche et la région située au Sud de la crête frontalière entre la Grande Fâche et le pic de Péterneille. Au Nord-Est de la première affleure, en continuité, au contact même du cristallin de la Pê¬ ne d’Aragon qui la métamorphise, une mince bande de calcaires rubanés, orientée N 85°, tandis que dans la seconde court, plus ou moins discontinue, une bande N 120° E des mêmes calcaires. Plus à l’Ouest, on rencontre de nouveau ces calcaires, soulignant des plis de moindre amplitude transversalement à la crête « Puntas del Pecico ». — 8 — Fig 2 Figuration cartographique détaillée de la masse carbonatée du Pic d’Enfer et de la série quartzo-pélitique encaissante (Dé¬ vonien inférieur probable ). Echelle 1/30.000 env. 1. Ligne de crête. 2. Thalweg. 3. Eboulis, névé. 4. Trace de la stratification. 5. Masse carbonatée. xx’. Axe de plissement. abc. Région couverte par la photo¬ graphie, pl. I. E. Sommet du Pic d’Enfer (3.076 m.) S. Lieu-dit « La Estiviecha ». P. Gran Alto de Pondiellos (Grand pic de Piedrafita). Par ailleurs, les calcaires éodévoniens, identifiés par leur épaisseur et leur composition lithologique (rubannements absents ou discrets) apparaissent en une assise continue au sein d’une série quartzo-pé¬ litique isoclinale verticale, qui va du cristallin du massif de Panticosa, non loin de F -| X#LV42 10 C v '^)ttikoren Çnrrv ESQUISSE TECTONIQUE au 1/80.000 D'opres la carte géologique au 1/80 000 de St JEAN PIED DE PORT par P. LAMARE, modifiée — Bellogoria Fme Corîfeÿé«Kliii Epelle Fme urou, / de Carocoetch Ithurralde i/Arrecki /\Marroenia vFme (d'Arretchéa D'ARRADQY t r *y' Jaureguiberry 1 rrécaldia \ Be Monta aflO Etchenic Be / Portholouria ^68 Belongo IROULEGUY' Loustania Lw VFme 1 , Ber ra'mberry Fme MOUSSOURI Arbelarre ioo-Fme - Etchè 1 > SORHOUETA St Jean Pied de Port GUERMIETTE ASCARAT MUS. COMP. 20011 LtBRARY JÜL 10 1970 10 ? 105 PALÉOZOÏQUE GRÉS ET ARGILITES (TRIAS) GRÈS ET ARGILITES (PERMIEN) ARGILITES BARRIOLÉESet OPHITE (GR ANHYDRITE ET KEUPER ) CALCAIRES (TRIAS-JURASSIQUE) ] FLYSCH CRÉTACÉ LIGNES STRUCTURALES CHEVAUCHEMENTS CONTACTS ANORMAUX ^onr MYI OMITFÇ l UtLKUL.J X* MYLONITES HARVARD UNtVERStJY, CARTE GEOLOGIQUE BASSES PYRÉNÉES DU JARRA ET DE L'ARRADOY PAR J . ECHELLE MULLER 1/10 000 10Ï QUATERNAIRE INDIFFÉRENCIÉ CALCAIRES MASSIFS MARNES NOIRES GRÉSEUSES MARNES GRISES CALCAIRES MARNEUX CALCAIRES OOLITHIQUES CALCAIRES EN PLAQUETTES CALCAIRES BRECHIQUES NIVEAU DU TUF NIVEAU BRECHIQUE ARGILES BARIOLEES OPHITE CALLOVIEN BATHONIEN BAJOCIEN LIAS SUP LIAS MOYEN LIAS INF. INFRALIAS TRIAS SUP ARGILITES RUBANÉES A PSEUDOMORPHOSES DE SEL ARGILITES RUBANEES ARGILITES A SLUMPING GRÈS DE LA BARRE SUPÉRIEURE GRÈS ET PSAMMITES DES BARRES INTERMEDIAIRES ET INTERCALATIONS D'ARGILITES GRÈS GROSSIERS (BARRE INFERIEURE) CONGLOMERATS POLYGENIQUES GROUPE DE L'ANHYDRiTE? ARGILITES VERSICOLORES PALÉOZOÏQUE PERMIEN ? V- \ \ r% ■ v I V* « - contacts stratigraphiques - contacts str. interprétés '*— chevauchements décrochements et failles aVüA zones de breches tectoniques ' ^ ^ et de mylonites pendage des couches n —•— vertical —t— incline' —horizontal e'gui distanc e de s courbes de niveau : 50m. - routes et chemins _ voies ferre'es - . ISPOURE JWiûMBo ;■; - AXES 5 (mesures) LiAS SUP. JC. -— T CALCAIRES MARNEUX >làfe^ftY§&L/t!Sl|»TRUITS P«!fozo,qu.) (y cor i^r/SAduiAlSfeS otBMurfè -êtGôc&n iTJctà t o/?î,)LIAS INF. —cmdi. c iees aux couches) ~ -f Jce-t/ t e ment triasique exclus/ vem /s£^ÜXM : L {'A4 / ndtauv t ?'rr,cr> y.-X'.:-. . . v { : 'inecs horiz- INFRALIAS la pointe du tnanpie Martinlouchia l^mev-y. / Fie L u A*J dé'foc r'as J s strie h ■ GRES GROSSIERS (BARRE INFERIEURE) CONGLOMERATS POLYGENIQUES suivant ■âf jf.-jiL-jé-! jilii oEtchajie^y B e cf ARGILITES VERSICOLORES PERMIEN? Reloua fi Be B Quortier v > >.%“• k ^)ttikoren ,fr flftigorrw ESQUISSE TECTONIQUE ' au "1780.000 D'apres la carte géologique au 1/80 000 de St JEAN PIED DE PORT par R LAMARE. modifiée Bellagoria 1 W Froc - contacts stratigraphiques - contacts str. interprètes chevauchements - décrochements et failles y zones de brèches tectoniques et de m y lonites pendage des couches n vertical ^Mor\ta Epellé Froe » .H*Laotagr>^ / de Corocoetchloi urou Ithurrolde Qudrfier^ . 'Borsuta incline' Col,' ^'^retchéo y : lorroenia ■me ,f~\ D'ARR zontal ^'^Jpurequiberry ^j^'fecoldio/'. e'guT_dist*nc£-des courbes de niveau <&Q m. - routes /-t chemins _ voies f è r r e e s . . MontaaB® ctchenij^ Par 1 ho t ou ri a érr.io Be^- *' SORHOUETA St Jean Pied de Port SPOURE ASCARAT GUERMIETTE ^ L ' L1 OME 102 1965 ACTES DE LA Numéro 10 Série B MUS. feb 9 1970 SOCIÉTÉ IINNÉENNE ! DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 ÉTUDE PALÉOÉCOLOGIQUE de la lignée miocène du nonion dollfusi cushman M. CARALP et A. LAMY Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX ME 102 1965 N° 10 Série B CTES de la SOCIÉTÉ U N NÉ EN NE de BORDEAUX Séance du 6 novembre 1965 ETUDE PALEOECOLOGIQUE DE LA LIGNEE MIOCENE DU NONION DOLLFUSI CUSHMAN par M. CARALP et A. LAMY (*) C'est en 1936 que CUSHMAN (4) signale et décrit l'espèce Nonion dollfusi, dans des niveaux considérés alors comme "Burdigalien supérieur" à Mérignac (Gironde). L'abondance de cette espèce dans le Miocène inférieur aquitain et plus particulièrement dans les horizons aquitaniens nous a permis en 1960 (2) de lui adjoindre deux autres espèces reconnues dans un certain nombre de coupes de forages et d'affleurements. Ce sont : - Nonion cestasensis JULIUS plus abondant en faciès burdigalien, - Nonion vigneauxi CARALP et JULIUS caractérisant plus particulièrement les dépôts helvétiens. En 1964, HARDENBOL (5) d'après des matériaux provenant des seuls affleurements aquitains, reprend les trois espèces précédentes et y ajoute deux nouvelles variétés aux caractères à peu près intermédiaires entre les trois espèces. Il les dénomme Cribrononion dollfusi var. A et var. B mais doit reconnaître que " Morphologically these five types are not clearly separable in our mate- rial, and the number of types could be extended at will. Neither is there a very clear succession stratigraphically ". L'étude approfondie du groupe de Nonion dollfusi CUSHMAN paraissait donc urgente si l'on ne voulait pas voir créer un nombre de types morphologiques d'autant plus grand que les critères différentiels étaient mal définis. IL convenait dans ce but : - de reconnaître les caractères morphologiques susceptibles d'évoluer ou de varier au cours du développement complet de la lignée du Nonion dollfusi, - de définit; d’après ces caractères, un certain nombre de types morphologiques, - de suivre, sur des coupes continues, les variations de chaque type morphologique en fonction du faciès, - de séparer les types stables pouvant seuls avoir valeur d'espèces et présenter, outre un intérêt évolutif, une éventuelle valeur stratigraphique, - de préciser, pour les types reconnus liés à un faciès donné, le milieu sédimentaire préférentiel. *. Laboratoire de Géologie de la Faculté des Sciences de Bordeaux-Talence (33). 1 METHODES D'ETUDES Le choix des forages dans lesquels la faune des Nonion pouvait être observée, a été réalisé en fonction des conditions paléogéographiques régnant en Aquitaine pendant le Miocène (3, pl. 2). En effet, les divers Nonion étudiés sont des formes vivant en zones côtières ou littorales assez peu profondes, qui disparaissent complètement dans les horizons de type néritique (Girondien ou Vindobonien par exemple). C'est pourquoi nous avons examiné (fig. 1) : en zone côtière : - la coupe profonde de Saucats I (CALG) (Gironde) où les deux termes Aquitanien et Burdigalien sont assez bien définis par la microfaune (Foraminifères et Ostracodes). - celle du Barp (Gironde) située sur la zone périclinale de l'anticlinal de Villagrains-Landiras où se succèdent des dépôts Miocène inférieur de faciès divers et Helvétien. en zone littorale : - la coupe profonde d 'Arjuzanx (Landes) dont l'épaisse succession qui couvre la totalité du Miocène inférieur (d'après des Foraminifères) permet une étude complète du groupe des Nonion. - celle de Cestas (Gironde) qui offre un faciès burdigalien typique. - celle de Croix d'Hins (Gironde), qui, ayant atteint le toit du Miocène inférieur, a traversé l'Helvétien. Les résultats étant acquis d'après l'examen des coupes citées ci-dessus, les ensembles fau¬ niques de Nonion recueillis dans les affleurements classiques aquitains sont donnés à titre de complément de documentation. Chaque Nonion a fait l'objet de mesures précises et a été classé en raison de ses caractères morphologiques externes dans un type déterminé. DEFINITION DES ELEMENTS DE MESURES Sur le matériel ainsi recueilli, nous avons effectué, pour chaque individu, les six mensura¬ tions suivantes (fig. 2) : en vue latérale : - D : le plus grand diamètre qui part du point où la carène périphérique joint la face aperturale. - d : c'est le diamètre exactement perpendiculaire au précédent, correspondant approximativement au diamètre moyen. - H : hauteur de la plus grande loge, soit la dernière formée. - h : hauteur de la plus petite loge visible, c'est-à-dire de celle qui se situe au contact de la dernière loge formée avec le tour de spire précédent. - X : nombre de loges visibles, c'est-à-dire formant le dernier tour de spire. en vue de profil : - e : épaisseur maxima du test, située toujours au niveau des deux boutons ombilicaux. Pour les divers types morphologiques définis, la moyenne de chaque mesure a été calculée. Ces résultats sont donnés au cours de la description des types morphologiques. - 2 - LOCALISATION DES FORAGES • ET DES AFFLEUREMENTS A figure 2 SYMBOLISATION DES FORMES ETUDIEES n convenait alors de choisir, pour chaque forme étudiée, un couple de caractères externes à variations importantes. En fait, les caractères sur lesquels s'observent les plus importantes varia¬ tions morphologiques sont : - le bouton ombilical, - les sutures de loges. 1°- Le bouton ombilical : Parmi les Nonion étudiés, quatre types différents de bouton ombilical ont été définis (et sym¬ bolisés par une lettre) : - bouton simple de petite taille (inférieur à 0, 2 mm) . type A - bouton simple de grande taille (supérieur à 0,2 mm) . type B - bouton réticulé. type C - bouton déformé . type D Le type A correspond aux formes primitives, les types C et D aux individus les plus évolués. 2°- Les sutures de loges : Les variations observées sont nombreuses et les six groupes ont été séparés. Les divers types (symbolisés par un chiffre) sont les suivants : - sutures simples . type 1 - sutures dentelées . type 2 - sutures dentelées avec bourrelets . type 3 - sutures à effet de logettes . type 4 (Le bourrelet du type 3 s'individualise mieux par rapport aux loges voisines et donne l’impres¬ sion de logettes intercalées entre les loges dans le type 4). - sutures à bourrelets réduits.. type 5 (Les bourrelets bien individualisés par rapport aux loges voisines ont une surface plus réduite que dans le type 3). - sutures avec des petites boules .. type 6 (Les bourrelets réduits du type précédent se résolvent en une série de petites boules alignées entre deux loges successives). Diverses combinaisons peuvent alors être obtenues en groupant deux à deux ces différents sym¬ boles. Vingt-quatre possibilités peuvent être ainsi formées et sont matérialisées dans le tableau N° 1. Toutefois, à la simplicité ou la complexité d’un caractère correspond, généralement, la sim¬ plicité ou la complexité de l’autre caractère : ainsi, par exemple, avec un bouton ombilical sim¬ ple (A ou B), nous n’avons pas observé de sutures complexes du type 4. C’est la raison pour laquelle toutes les possibilités d’association des deux caractères n’ayant pas été trouvées, seules les 13 combinaisons effectivement rencontrées, sont figurées sur le tableau N° 1. En outre, afin de préciser davantage les variations observables dans ce groupe de Nonion, il a été tenu compte de la taille des individus. C’est pourquoi dans les tableaux de répartition dres¬ sés pour chaque coupe de forage, figurent, pour chaque type étudié, trois signes symbolisant la taille d’après la dimension du grand diamètre (D) qui peut être : - inférieure à 0, 5 mm . - comprise entre 0, 5 et 0, 9 mm - supérieure à 0, 9 mm . signe - signe - signe + Associées aux 13 combinaisons reconnues (tableau N° 1), ces trois nouvelles catégories per¬ mettent d’observer très précisément les espèces étudiées et leurs diverses formes intermédiaires, et d’effectuer des comparaisons intéressantes d'un forage à un autre. I._ DESCRIPTION DES STADES : D'après les symboles précédemment définis, les différents stades morphologiques des Nonion étudiés peuvent être décrits et figurés (tableau N 3 1). L’ordre adopté pour cette description est celui de la complexité croissante du bouton ombilical. 1 °_ Bouton petit ou normal - Caractère A : — Sutures simples : forme Al (pl. 1, fig. 1)• C'est la forme décrite par CUSHMAN (4) comme type de l’espèce Nonion dollfusi. Elle est très petite (Dm = 0, 47 mm), dépassant rarement 0, 5 à 0, 6 mm dans son plus grand diamètre ; dans certains cas, toutefois, elle peut atteindre une plus grande taille et dépasser le millimètre mais il s'agit alors d'un cas particulier qui existe seulement dans les niveaux supérieurs où la forme est présente. Lisses et brillants dans la plupart des cas, les individus montrent une ornementation nette, très aisément visible. Le test, le plus souvent sans feston sur le bord, comprend une carène périphérique très nette, large et régulière, à courtes digitations suturales intéressant à peu près le quart du rayon. Les loges courtes et larges ont une extrémité périphérique arrondie, épousant la forme correspondante de la carène ; leurs bords, d'allure sigmoïde, sont nets de toute ornementation. Les sutures sont donc absolument lisses et unies. Le bouton ombilical est régulier, très rond et petit, présentant un fort relief. La face aperturale, très semblable pour toutes les formes étudiées, a une allure ogivale, plus ou moins plate. L'apertura consiste en une ligne de 5 à 9 pores, assez importants, délimitant une ligne criblée en forme d'arc, à la base de la face aperturale. Toutefois, dans certains cas où cette face est très nette, existe une zone en demi-cercle, au-dessus de l'arc de l'apertura, pré¬ sentant une surface entièrement criblée de pores très fins. En vue de profil, l'arc ogival formé par la face aperturale est assez large, dominé à sa par¬ tie supérieure par le bourrelet de la carène. La base de l'arc est épaissie par la présence mar¬ quée des boutons ombilicaux. Cette forme a une large répartition verticale et ses représentants sont parmi les plus nombreux dans les ensembles fauniques des Nonion étudiés. Dm = 0, 48 mm H m = 0, 26 mm dm = 0,40 mm hm = 0,17 mm em = 0,23 mm Xm = 12 loges. A ce type, se rattachent des individus peu fréquents présentant quelques différences mineures. Ce sont des formes à faible relief : l'ombilic est très plat et peu visible, les sutures lisses sans aucune ornementation. La carène est également peu visible n'ayant pratiquement pas de relief et n'étant pas lobée. En vue aperturale, ces individus ont un test très proche d'une ellipse puisque carène et ombilic n'ont pas de relief. — Sutures dentelées : forme A2 (pl. 1, fig. 2). Elle est assez proche du type précédent. Certains détails toutefois permettent de l'individuali¬ ser. Le test est généralement de même taille que celui de la forme Al, mais il peut être, dans certains cas, légèrement plus grand à un même niveau (Dm = 0,59 mm). La périphérie est rare¬ ment lobée mais la carène, assez large, est lisse et fortement en relief. Les loges ont généra¬ lement le même volume que celles du précédent type ; toutefois, les sutures interloculaires non unies, présentent certaines dentelures ou indentations. Le bouton ombilical est toujours lisse et - 4 - SCHEMA DES DIFFERENTS TYPES MORPHOLOGIQUES TABLEAU N°l BOUTONS Petit Grand Réticulé Déformé de petite taille. Dans certains cas, son relief peut être accentué par l'existence d'un sillon rela¬ tivement profond qui le cerne sur toute sa circonférence, ou sur les deux tiers de son pourtour. L'apertura, du même type que dans les formes Al, comprend une ligne de petits pores à la base de la face aperturale. La fréquence de cette forme est un peu moins grande que celle de la forme Al, mais sa loca¬ lisation est généralement la même. Dm = 0, 60 mm dm = 0,48 mm em = 0,26 mm Hm = 0, 33 mm hm = 0,21 mm Xm = 13 loges. - Sutures en bourrelets : forme A3 (pl. 1, fig. 5). C'est une forme dont la rareté en fait une exception : elle est généralement plus grande que les deux précédentes (Dm = 0,71 mm). La carène nettement lobée est étroite, chaque lobe se pro¬ longeant vers le centre par une courte digitation suturale. Les sutures des loges sont dentelées et il s'en détache^ près de l'ombilic, un bourrelet de forme plus ou moins régulière, assez court et partiellement soudé à la loge précédente. L'ombilic, petit et rond, est assez lisse et, la plupart du temps, cerné d'un sillon périom- bilical sur les deux tiers de sa circonférence. La face aperturale est en ogive large, encore accentuée par les renflements des boutons ombi¬ licaux. L'apertura est toujours constituée par une ligne basale de petits pores. Cette forme est exceptionnelle et certains de ses caractères - carène lobée et bourrelets sutu- raux en particulier - la rapprochent d'une forme plus complexe (C 3) dont elle ne diffère que par l'aspect de l'ombilic. Dm = 0, 71 mm Hm = 0, 36 mm dm = 0, 56 mm hm = 0, 23 mm em = 0,26 mm Xm = 14 loges. Remarque.- Ce type paraît correspondre à la variété décrite par HARDENBOL Cribrononion dollîusi var. A (5, pl. 34, fig. 2a et 2b). - Sutures en bourrelets réduits : forme A 5 (pl. 1, fig. 9). Très proche de la précédente, cette forme est plus petite. La carène est lobée et étroite. Les loges ont, dans L'ensemble, une forme triangulaire ; cependant, les sutures assez larges sont légèrement déformées par de petits bourrelets. H semble que le bourrelet unique des formes A 3 se scinde ici en plusieurs morceaux irréguliers. Le bouton ombilical est petit et rond. La face aperturale est plus étroite que celle de la forme A3, malgré le relief ombilical (em = 26, 9 mm au lieu de 27, 3 mm chez A 3). C'est une forme relativement fréquente qui existe dans la plupart des forages étudiés. Dm = 0, 68 mm Hm = 0, 36 mm dm = 0, 54 mm hm = 0, 23 mm em = 0,27 mm Xm = 14 loges. 2°- Bouton de grande taille - Caractère B. - Sutures simples : forme B1 (pl. 1, fig. 3). C'est une forme petite (DM = 0,52 mm), lisse, à ornementations très précises. La carène, large et très en relief, n'est pas lobée. Les loges, larges et courtes, sont peu nombreuses et leurs bords suturaux sont unis ou lisses et d'allure légèrement sigmoïdes. Les sutures sont nettes de toute ornementation. Le bouton ombilical est très particulier : il a une taille très nettement supérieure à celle des individus décrits précédemment ; généralement brillant et rond, il a un fort relief : cela donne une plus grande épaisseur au test (ogive large en vue aperturale). Cette forme relativement fréquente, sans toutefois atteindre une grande abondance, n'est pas représentée dans toutes les coupes étudiées. Dm = 0, 52 mm dm = 0,41 mm em = 0,26 mm - Sutures dentelées : forme B 2 (pl. 1, fig • 4). C'est une forme très voisine de la précédente, quoiqu'un peu plus grande (Dm = 0,65 mm). L'aspect de la carène, du bouton ombilical et de la face aperturale est très proche du type B 1. La principale différence provient de l’aspect des sutures des loges qui sont légèrement denticulées sur toute leur longueur. Voisines par leur morphologie, les formes B1 et B 2 ont également une répartition et une fré¬ quence très semblables. Dm = 0,65 mm Hm = 0,35 mm dm = 0, 53 mm hm = 0, 23 mm em = 0,30 mm Xm = 14 loges. Remarque.- Il n'a encore pas été observé de formes B3 ou B5 à bourrelets suturaux corres¬ pondant pour des formes à grand ombilic aux formes comme A3 et A5. La série des formes à caractères B est donc, actuellement, très restreinte puisqu'elle se limite aux deux formes les plus simples. 3°- Bouton réticulé - Caractère C. Dans les deux séries qui vont suivre (C et D), ce sont au contraire les formes à sutures sim¬ ples qui ne sont pas connues (C 1 - D1 - D2, etc.). Il s'avère donc que, presque toujours, à la complexité d'un caractère morphologique correspond également la complexité du deuxième carac¬ tère choisi. - Sutures dentelées : forme C2 (pl. 1, fig- 6). Ce sont des tests de taille moyenne (Dm = 0,69 mm), à périphérie lisse ou légèrement lobée. La carène est nette. Les loges ont des sutures plus ou moins dentelées. L'ombilic très ornementé, présente généralement une réticulation assez complexe : il est cerné par un sillon se ramifiant à l'intérieur du bouton ombilical qui se trouve ainsi réduit. Ce bouton n'a qu'un faible relief. La face aperturale est plate et assez aiguë, les renflements ombilicaux étant assez réduits. L'apertura est, comme pour les autres spécimens, constituée par un arc basal de petits pores. C'est une forme assez fréquente, presque toujours représentée. - Sutures en bourrelets : forme C3 (pl. 1, fig. 7). H correspond à la description de l'espèce Nonion cestasensis JULIUS (2). Le test mat est sou¬ vent de grande taille (Dm = 0,78 mm) mais peut dépasser le millimètre. La carène, à fort relief, est très nettement lobée, les lobes se prolongeant vers le centre du test, entre les loges, suivant à peu près le quart de la longueur des sutures. Les loges, minces, longues et assez nombreuses, Hm = 0, 27 mm hm = 0,18 mm Xm = 13 loges. - 6 - sont profondément entaillées par des dentelures ; de plus, il s'en détache, du côté apical du test, des bourrelets suturaux irréguliers parallèles aux loges qui les encadrent, n'arrivant pas tout à fait au niveau des lobes de la carène. L'ombilic est toujours fortement réticulé. Toutes ces orne¬ mentations donnent au test un aspect très complexe. En vue aperturale, celui-ci est mince et assez aigu, aucun relief ne venant épaissir le test. C'est une des formes les plus fréquentes. Dm = 0, 78 mm Hm = 0, 43 mm dm = 0, 66 mm hm = 0, 28 mm em = 0,32 mm Xm = 15 loges. - Sutures à effet de logettes : forme C 4 (pl • 1, fig. 8). Cette forme se caractérise en premier lieu par sa grande taille. Le plus grand diamètre est en moyenne égal à 0,87 mm, mais il peut fréquemment atteindre 1,3 ou 1,4 mm. La périphérie est très nettement lobée, avec une carène en relief. Les loges sont denticulées, mais les bourrelets suturaux, déjà observés dans la forme C 3, sont ici mieux développés de sorte que : - d'une part, ils remplissent tout l'espace interloculaire, - d'autre part, ils rejoignent les digitations de la carène dont on ne peut guère les distinguer. Cela donne ainsi l'illusion de logettes secondaires alternant régulièrement avec les loges principales. En vue aperturale, la carapace est toujours peu épaisse et l'apertura criblée. C'est une forme dont la fréquence est peu régulière : particulièrement nombreux dans certains forages, de tels individus sont exceptionnels dans d'autres. Remarque. - C4 serait l'équivalent de la variété Cribrononion dollfusi var. B figurée par HARDENBOL (5, pl. 34, fig. 4a et 4b). - Sutures à bourrelets réduits : forme C5 (pl. 1, fig. 10). La taille diminue assez nettement par rapport à celle des formes précédentes. La carène et l'ombilic sont du même type que ceux de la forme C3. Le principal changement morphologique pro¬ vient de l'aspect du bourrelet qui diminue, se scinde en deux ou plusieurs parties d'inégale lon¬ gueur et de forme différente. En même temps, le test devient moins épais, malgré les renflements de la carène et ceux, moindres, de l'ombilic. Ce type existe dans presque tous les forages étudiés. Dm = 0, 66 mm Hm = 0, 39 mm dm = 0, 61 mm hm = 0, 23 mm em = 0,31 mm Xm = 14 loges. - Sutures à petites boules : forme C6 (pl. 1, fig. 11). Cette forme a, dans l'ensemble, la même structure que la précédente. Mais les bourrelets suturaux se scindent davantage et diminuent de taille : les sutures ne présentent plus que des petites boules plus ou moins régulières et alignées entre les loges. L'épaisseur a également un peu diminué, donnant un test très plat où, par opposition, l’épais¬ sissement de la carène paraît plus volumineux. Les individus de ce type, quoique présents dans tous les forages étudiés, sont, la plupart du temps, peu nombreux. Dm = 0, 70 mm dm = 0, 60 mm em = 0, 30 mm Hm = 0, 40 mm hm = 0, 25 mm Xm = 14 loges. - 7 - 4°- Bouton déformé - Caractère D. — Sutures à bourrelets réduits : forme D5 (pl - 1> fig- 12). Le test comparable, comme morphologie, à la forme C 5 est généralement plus petit (0, 6 mm) mais de grands individus ne sont pas rares. Les plages suturales sont plus larges que dans la forme C 5 ce qui donne l'impression de bour¬ relets suturaux plus importants. L'aspect particulier du bouton ombilical est caractéristique. Le test est très plat en vue de profil. Dm = 0, 60 mm = 29 mm dm = 0,41 mm hm =0,17 mm em = 0,25 mm Xm = 12 loges. — Sutures en petites boules •. Forme D6 (pl. 1, fig. 13). C’est la forme correspondant à l'espèce : Nonion vigneaux'i CARALP et JULIUS (2). Le test peut être très petit (moins de 0, 5 mm parfois), mais la plupart des échantillons trouvés ont une taille moyenne. Les plages suturales ne s’ornent plus que d'alignements de petites boules très régulièrement espacées et nettement hémisphériques. L'ombilic, très réticulé, est complexe et peu visible. En vue aperturale, le test est étroit et présente un petit crible basal linéaire. Ce type est présent dans les mêmes forages que les formes C 3 et D 5 et avec des fréquences semblables. Dm = 0, 54 mm Hm = 0, 30 mm dm = 0,44 mm hm = 0,16 mm em = 0,24 mm Xm = 11 loges. II.~ ETUDE DES FORAGES : 1°- Forage de Saucats I : La coupe géologique obtenue à partir du forage de Saucats I (CALG) a déjà fait l'objet de plu¬ sieurs notes. Les Miogypsinidae ont été étudiés (1) ainsi que les Ostracodes (7, p. 207). Les divers Nonion recueillis ont été étudiés et classés d'après les divers types précédemment définis, ce qui conduit au tableau de répartition ci-joint (tableau N° 2). La faune de Nonion est présente de 77 à 31 m ; elle couvre le sommet de l'Oligocène supé¬ rieur et la presque totalité du Miocène inférieur. Pauvre à la base (jusqu'à 62 m) cette faune est ensuite plus riche, s'affaiblit à nouveau vers 50 m, puis se développe largement au-dessus ; elle disparaît assez brusquement à 31 m. De nombreux types sont présents dans cette coupe. Toutefois, il apparaît que, si toutes les formes simples sont observées (caractères A, B, 1 et 2), il n’en est pas de même des formes les plus complexes (caractère D). D’une manière générale : - les formes à caractères A et B, c'est-à-dire à bouton ombilical simple, sont représentées de 77 à 47 m environ ; - les formes C 2 et C 3 existent presque tout le long de la coupe ; - les formes C 4, 5 et 6 sont plutôt localisées au-dessus de 49 m. - 8 - Dès 77 m, presque tous les types qui se développent dans cette coupe sont représentés, bien qu'en nombre très faible. Certains s'épanouissent presqu'aussitôt (Al et A 2) ; d'autres restent toujours sporadiques (B 1, B 2). Le type C 2 est le plus longuement représenté quoique par peu d'individus. Les formes C 3 et C 4, après une longue période d'attente, se manifestent vraiment de 48 à 31 m. Enfin, les types C 5 et C 6 sont extrêmement rares. La série sédimentaire de Saucats I est caractérisée par des dépôts à pourcentage notable de carbonates (plus de 50 %), ce qui permet un développement assez régulier des divers types de Nonion. Si, dans l'ensemble, les différentes formes réagissent comme nous le signalons ci-dessus, il est cependant possible de noter quelques petites perturbations locales qui rompent la régularité de la répartition des diverses formes. De 77 m (apparition du groupe) à 62 m, les individus sont rares ; les types représentés le sont par peu d’individus. Toutefois, il apparaît qu'à la profondeur de 69-70 m la microfaune des Nonion recueillis est pratiquement inexistante. Le sédiment présente, à ces niveaux, un pourcentage d'élé¬ ments colloïdaux notable (35 %), très supérieur à celui de l'ensemble de la coupe. L'étude détaillée de ces niveaux faite à propos des Miogypsinidae (1) avait conduit à mettre en évidence l'influence des matériaux ferrugineux, vraisemblablement responsables d'une inhibition du groupe avec malfor¬ mations. Il est donc possible que la disparition passagère des Nonion puisse avoir la même cause. De 52 à 48 m, se situe, au point de vue sédimentaire, une variation brusque du taux des élé¬ ments détritiques qui passe à près de 80 % avec dominance des portions grossières et moyennes. Parallèlement, la microfaune de Nonion est freinée. Les individus sont rares surtout à 50 m. Ce changement des conditions sédimentaires est important car certains types existant jusque-là ne réapparaissent pas au-dessus de 48 m (A 1, B 1). A 2, au contraire, retrouve sa représentation normale ; C 4 et C 5 se développent vraiment au-dessus de ce niveau. De 46 à 31 m, les variations sédimentologiques observables sont très régulières. Il y a baisse progressive du pourcentage de calcaire et augmentation en porportion égale des éléments détritiques. En raison, vraisemblablement, de la transformation continue du milieu, la microfaune de Nonion ne montre pas de heurts dans sa répartition. Dans ces conditions, la disparition des types simples paraît bien correspondre à leur extinction normale. A partir de 33 m cette faune diminue, puis au sommet (31 m), la disparition des formes complexes est brutale. Il est probable alors que le taux des carbonates est inférieur à un seuil minimum critique au-delà duquel les tests ne peuvent plus se former. 2°- Forage du Barp (tableau N° 3) : Arrêté au cours du Miocène inférieur, ce forage précédemment étudié (7, p. 214) a traversé une importante succession miocène qui, de 77 à 39,50 m, a livré une intéressante faune de Nonion. Malheureusement, l'apparition et le début de développement du groupe envisagé ne sont pas connus ici. A 77 m (base du forage), sont déjà représentées, outre les formes simples (Al, A 2, B 1, B 2), les premières formes complexes C 2, C 3. Cette disposition s'observe jusqu'à 66,50 m. Puis les différentes formes disparaissent momentanément jusqu'à 52,30 m. Au-dessus, les types rencontrés sont assez différents. A 1 est le seul type simple qui persiste ; le reste de la faune est représenté par les formes A 3, A 5 qui étaient très rares au-dessous, le type C 3 qui persiste, de nouvelles formes C 5, C 6 très rares, puis D 5 et D 6. Au-dessus de 46,60 m, ne sont présents que ces quatre derniers types, D 5 et D 6 restant seuls au-dessus de 41,80 m. La première remarque qu'il est possible de faire par comparaison avec la coupe de Saucats I, est que les types morphologiques rencontrés sont plus variés au Barp (tous présents à l'exception de C4). De plus, la coupe géologique étudiée ici se situe stratigraphiquement plus haut que celle de Saucats I. En effet, la base du Miocène inférieur n'a pas été atteinte ici. C'est ce qui explique la coexistence très nette des formes en A, B et C dès la base du forage, coexistence qui n'était - 9 vraiment observée à Saucats I, que vers 50 à 60 m. En revanche, au Barp, l’évolution du groupe est plus complète puisque les types à caractères 5 et 6 sont largement représentés au-dessus de 52, 30 m dans des horizons que Foraminifères et Ostracodes s'accordent à attribuer à l'Helvétien. Du point de vue sédimentaire, la coupe du Barp est caractérisée par un taux important de carbonates (75 à 80 %) dans la majorité des niveaux. En réponse à ce taux élevé, la faune de Nonion, bien que de taille moyenne, est nettement plus abondante que celle des horizons compa¬ rables de la coupe de Saucats I. La disparition du groupe à 39, 50 m est pratiquement simultanée de celle du carbonate de calcium (moins de 5 %). La réaction du groupe des Nonion à un grave déficit de carbonate est donc identique au sommet des deux coupes étudiées bien qu'il s'agisse d'ho¬ rizons stratigraphiquement différents. * De 66, 50 à 52, 30 m, s'observe sur le tableau de répartition la complète disparition du groupe étudié. De 66,50 à 58,20 m, la proportion des argiles est notable puis diminue au-dessus, au béné¬ fice des carbonates. Il ne semble pas que ce soient les proportions des éléments composant le sédiment qui soient responsables de la disparition des Nonion, mais plutôt leur nature. En effet, la fraction moyenne des éléments détritiques est, pour toute la portion de coupe étudiée, à son maximum. Un examen microscopique a montré qu'il s'agissait en fait de glauconie. Il nous paraît possible que cet élément soit la cause principale de la disparition momentanée des Nonion. Au-dessus de cet épisode défavorable, seuls les types Al et C 3 réapparaissent, accompagnés alors de formes commençantes. Notons que les autres Foraminifères ne paraissent pas présenter de réaction aussi nette que celle des Nonion face à l'apport de glauconie. 3°- Forage d'Arjuzanx : Le Miocène inférieur et vraisemblablement une partie de l'Oligocène supérieur sont repré¬ sentés dans cette coupe par plus de 200 m de dépôts. Cette puissance, jointe à un échantillonnage assez fin, a permis une étude détaillée que résume le tableau de répartition (N° 4). On observe schématiquement la succession suivante : - à la base (312 à 230 m environ), présence simultanée des formes simples en A et B et moyennement complexes C 2 et C 3 avec maximum des formes A 1 ; - de 230 à 176 m, zone du développement maximum des formes C 2 et surtout C 3 avec déclin des formes simples (A 1, A 2, A3, B 1, B 2) et apparition des types très complexes (C 5, C 6, D 5, D 6) ; - de 176 à 96 m, persistance notable du type C 3 et développement modéré des formes à complexité maximum ayant débuté dans la zone médiane. Dans cette coupe, tous les types morpho¬ logiques définis sont représentés, même le type C 4 qui, absent au Barp, était très rare à Saucats L Cette succession des divers types confirme, en quelque sorte, celles des coupes précédemment envisagées. Toutefois, l'extrême base de la lignée n'est pas connue ici bien que la rareté des individus à 310-312 m permette de supposer sa proximité. De même, l'épanouissement des seules formes à caractère D reconnu au sommet de la coupe du Barp dans l'Helvétien n'existe pas. Cette observation est en accord avec les résultats donnés par la microfaune (Foraminifères et Ostracodes) selon lesquels l'Helvétien n'a pas atteint la zone d'Arjuzanx. H apparaît nettement que tous les types ne sont pas également fréquents et que, pour certaines formes, la répartition n'est pas continue. Les types Al, B 2, C 3 puis D 5, D 6 ont des répar¬ titions assez longues et continues. Par contre A3, B 1, C 4, C 5, C 6 sont sporadiques et très variables numériquement d'un horizon à l'autre. 4°- Forage de Cestas : Dans la coupe profonde de Cestas, la succession stratigraphique traversée est assez limitée. L'étude antérieure des Foraminifères et des Ostracodes a montré que seule une partie du Miocène inférieur était représentée. 10 - ^H Une simple observation du tableau de répartition (N° 5) permet de constater que : - les formes simples (surtout) Al et A 2 sont encore bien représentées. Toutefois, le déve¬ loppement maximum de ces types est terminé puisqu'ils vont disparaître avant les derniers hori¬ zons marins de la coupe (34, 50 m) ; - les formes dites complexes (C 2 et C 3) présentent, à tous les niveaux, une forte fréquence et constituent le groupe de loin le mieux développé. Elles disparaissent avec le dernier niveau marin à 32, 20 m ; - les dernières formes à caractère C 6, D 5 et D 6 sont soit très rares et sporadiquement représentées, soit absentes. Notons également la présence d'individus C 2 et C 3 de grande taille (diamètre supérieur à 0,9 mm), très bien développés, présentant parfois des pores suturaux extrêmement nets. L'ensemble de la coupe, malgré son extension stratigraphique limitée par rapport aux sections précédemment envisagées, est bien caractérisé et peut être aisément comparé à la zone comprise entre 230 et 185 m à Arjuzanx. 5°- Forage de Croix d'Hins (tableau N° 6) : Une publication (6) précédente donne la coupe stratigraphique de ce forage d'après l'étude de la microfaune (Foraminifères et Ostracodes). Il était intéressant d'y étudier les Nonion, notamment au niveau des horizons helvétiens. Les Nonion sont assez rares dans cette série. Le niveau inférieur (120 m) est relativement riche, puis de 115 à 100 m, les divers types présents sont souvent illustrés par un seul individu. Les derniers niveaux 100-69,10 m sont assez limités à la fois en types et en individus. Les types simples Al et A 2 sont localisés à la base de la coupe jusqu'à 105 m et paraissent être en fin de développement ; ils ne réapparaissent plus au-dessus. Le type C 3 est assez bien représenté à la base puis au-dessus de 101 m ; il coexiste alors avec des individus à bouton défor¬ mé D 5 et D 6. Entre 105 et 103 m, la rareté de la faune de Nonion paraît être en relation avec la présence d'un assez fort pourcentage de glauconie. Cette relation a déjà été notée précédemment. La coupe de Croix d'Hins peut être comparée, en partie, à celle du Barp puisque, dans les deux sections, sont présents les derniers types à caractère D. Au sommet des deux coupes, en effet, sont représentées presque uniquement les formes D 5 et D 6. (Le Barp 41,80 à 39,50 m et Croix d'Hins 72,70 à 69,10 m). 6°- Affleurements : Les ensembles fauniques de Nonion des affleurements classiques du vallon de Saucats ont été étudiés de manière détaillée. Mais afin de ne pas multiplier les tableaux, nous donnerons (tableau N° 7) simplement les résultats obtenus sur les principaux niveaux suivants : Moulin de Bernachon (Saucats) Lariey (Saucats) Moulin de l'Eglise (Saucats) Pont Pourquey (Saucats) Mérignac Cestas - Pré -Cazeaux GA 7 418 > milieu côtier ; faciès aquitanien. GA 6 308 ) milieu littoral ; faciès burdigalien. GA 7 427 milieu très littoral ; faciès mixte. milieu littoral ; faciès burdigalien. 11 III.- VARIATIONS DE DIVERS TYPES MORPHOLOGIQUES EN FONCTION DES FACIES Il était intéressant de préciser d'après les résultats précédents : - le comportement de chaque type morphologique en fonction des variations sédimentaires des trois ensembles : carbonates, colloïdes, éléments détritiques ; - le type de dépôt dans lequel le groupe des Nonion étudiés est le mieux représenté. Nous allons donc reprendre successivement les divers types précédemment décrits et observer si leur fréquence varie avec les changements de faciès : -Al: Cette forme toujours abondante réalise son maximum de fréquence quand le taux de carbonates est de 70 à 75 %, les matériaux détritiques et les colloïdes constituant en proportions égales le reste du sédiment. Toutefois, un pourcentage de 30 à 40 % d'éléments détritiques n'empêche pas une bonne repré¬ sentation (Saucats I, 52 à 62 m, affleurements de Saucats et Mérignac). Une assez forte proportion d'argile ne change pas non plus sa fréquence, de même qu'un taux de carbonates très élevé (plus de 80 % à Croix d'Hins). Ce type paraît donc assez indépendant du milieu de dépôt mais il convient de préciser que la dominance dlun élément lithologique est bien supportée, à condition que son arrivée ne soit pas brutale. Nous avons observé, en effet, qu'une augmentation soudaine d'éléments détritiques (som¬ met du forage de Saucats I) ou une diminution massive des carbonates (Saucats I vers 69 m et sur¬ tout 51-49 m, Croix d'Hins au-dessus de 115 m) peuvent faire disparaître temporairement cette forme. Malgré ces réactions nettes aux modifications brusques du milieu, il est possible de consi¬ dérer le type A 1 comme une forme particulièrement stable et pratiquement indépendante du milieu sédimentaire. - A 2 : Souvent associée au type précédent, cette forme est cependant beaucoup plus rare. La durée de représentation dans les coupes étudiées est également plus brève. Elle est surtout matérialisée dans des dépôts calcaires sableux ou marno-calcaires sableux (*). Son pourcentage diminue sensi¬ blement lorsque les éléments détritiques dépassent 40 %. Cela est très net à Arjuzanx où ce type s'éclipse temporairement chaque fois que les matériaux détritiques grossiers et moyens sont abon¬ dants (ex. : 218-220 m) et disparaît définitivement à 182 m au niveau d'un des apports les plus importants de la coupe. Cette forme A 2 est donc moins stable que la précédente ; sa fréquence est liée à un faciès fortement calcaire, relativement pauvre en éléments détritiques et légèrement argileux. -A3: Cette forme très rare, voire exceptionnelle, a une répartition verticale souvent comparable à celle de la forme C 3. Sa rareté ne permet pas de conclure à son existence dans un faciès préférentiel. - A 5 : Ce type apparaît à des niveaux où la forme A 1 est en déclin. H n’existe vraiment que lorsque le taux de carbonate du sédiment est supérieur à 60 %. Quand le dépôt moins carbonaté est soit plus sableux, soit plus argileux, ce type a une fréquence très diminuée. Il est pratiquement absent au sommet de la coupe de Saucats I où les éléments détritiques sont dominants ; bien représenté * : Selon la terminologie préconisée par VATAN (8) que nous utilisons au cours de ce chapitre. 12 - au Barp de 46, 60 à 52, 30 m où le taux des carbonates est voisin de 75 %, il disparaît au-dessus (41,80 m) avec un taux de matériaux détritiques de 44 % ; il est absent à Croix d'Hins de 105 à 101 m, dans un niveau caractérisé par environ 47 % de carbonates et 33 % de colloïdes. - B 1 : Ce type est rare (généralement un ou deux individus), n accompagne le plus souvent le type A 1, mais sa représentation est beaucoup plus épisodique. Il semble que ce type ait vécu préféren¬ tiellement dans des calcaires sableux à faible pourcentage d'argiles et se soit peu adapté aux varia¬ tions de faciès. Cette forme se révèle donc instable, rare et ne doit vraisemblablement être consi¬ dérée que comme un aspect fugace de la lignée considérée. - B 2 : La répartition générale de cette forme se rapproche plutôt de celle du type C 3 ; elle disparaît toutefois beaucoup plus tôt. Cette forme, mieux représentée dans les calcaires sableux et marno-calcaires sableux, est gênée par la présence de matériaux détritiques de la portion fine (inférieure à 50 m surtout) : ceci est très net au Barp de 72,65 à 66,50 m, niveau où les types Al, A 2 et C 3 gardent un pour¬ centage notable. La présence de colloïdes paraît également être, au-delà d'un certain seuil, néfaste à cette forme. Ce type particulièrement sensible à la nature de l'environnement sédimentaire, s'adapte mal aux variations lithologiques et souvent disparaît. - C 2 : Abondant dans les horizons calcaires sableux et marno-calcaires sableux à plus de 70 % de carbonates, ce type est plus rare dans les sables calcaires ; il est pratiquement absent dès que le taux des colloïdes est supérieur à 20-25 %. Ce type assez instable accompagne généralement, mais avec une fréquence moindre, les repré¬ sentants du type C 3. - C 3 : Avec la forme Al, C 3 est certainement celle qui est la plus abondamment représentée dans les coupes étudiées. Sa présence ne parait pas liée à un faciès particulier ; on la trouve indifféremment dans les calcaires marno-sableux, calcaires sableux, sables calcaires, marne calcaire, marno-calcaire sableux, marne sableuse, sable marneux, sable marno-argileux (8). C 3 est présent mais rare lorsque le taux d'argile est supérieur à 50 %. Lors d'augmentation très brusque du taux des maté¬ riaux détritiques, ces individus disparaissent mais leur éclipse est toujours de très courte durée et ils retrouvent rapidement une forte fréquence. Ces observations déjà faites à propos du type A i sont en faveur de la stabilité de ce type C 3 ; non lié à un faciès particulier, ce type est longue¬ ment représenté par les dépôts étudiés. - C 4 : H accompagne généralement le type C 3, mais sa fréquence est très inférieure. Absent au Barp, il est extrêmement peu représenté à Arjuzanx et à Cestas. En fait, il existe lorsque le taux des colloïdes est inférieur à 25 %. En particulier, les grandes formes (supérieures à 0, 9 mm) qui caractérisent ce type, disparaissent lors d'une augmentation notable soit des colloïdes, soit des éléments détritiques. Cette forme ne doit être, vraisemblablement, qu'une complication morphologique produite par le type C 3 sous certaines conditions sédimentaires. 13 - C 5 et C 6 : Ces deux types offrent une répartition souvent comparable. Us se situent dans les tableaux de répartition au niveau où C 3 va disparaître, et en prennent le relais. Cette position stratigraphique assez élevée explique leur extrême rareté à Saucats I. Dans les autres coupes étudiées, ces types sont bien représentés dans des faciès assez divers, mais avec un maximum dans les niveaux riches en carbonates ; une arrivée notable d'éléments détritiques ou de colloïdes cause soit leur disparition (Le Barp 41,80-39, 50 m ; Cestas 34, 50-32, 20 m), soit leur diminution numérique. D 5 : Ce type est rare. Il apparaît à peu près en même temps que les formes C 5 et C 6 mais sa « durée de représentation est un peu plus longue. Absent lorsque le taux des sables ou celui des colloïdes dépasse 45 %, il est mieux représenté lorsque le sédiment comprend plus de 65 % de carbonates. D 6 : Ce dernier type, inconnu dans les coupes de Saucats I et Cestas, s'illustre seulement dans les horizons supérieurs des coupes d'Arjuzanx et surtout du Barp et de Croix d'Hins. Il apparaît approximativement lorsque le type C 3 décline. Il est difficile de définir par l’observation des tableaux de répartition, si cette forme est liée au faciès ; elle est faiblement représentée et tou¬ jours plus rare que les types A 1 et C 3 par exemple. Par rapport au stade précédent D 5, ce type paraît avoir les mêmes préférences quant au milieu sédimentaire ; toutefois, une notable quan¬ tité d'éléments détritiques (Arjuzanx 96 à 105 m) ne cause pas sa disparition. La rareté de ce type ne nous permet pas d'affirmer sa stabilité vis-à-vis du milieu. 14 - CONCLUSIONS GENERALES 1°- Evolution - Adaptation : De l’étude analytique qui précède, il est possible de tirer les conclusions suivantes : - Tous les types morphologiques appartenant au groupe du Nonion dollfusi sont bien représen¬ tés en milieu très carbonaté, contenant donc peu de matériaux détritiques ou colloïdaux (calcaire sableux et marno-calcaire sableux). Les pourcentages préférentiels seraient les suivants : - calcaires de 85 à 60 % ; - éléments détritiques de 40 à 10 % ; - colloïdes de 0 à 20 %. - Lorsque ces conditions préférentielles ne sont pas représentées, les réactions des divers types sont de deux ordres : - les types A 1 et C 3 supportent bien la plupart des variations de faciès. Ces variations ne doi¬ vent cependant pas être trop brutales, sinon le type considéré disparaît momentanément. - les types A 2, A 5, B 2, C 2, C 5 et C 6, au contraire, ne s’adaptent pas à des modifications notables du milieu préférentiel. A 2 disparaît si le taux des éléments détritiques est supérieur à 40 % ; A 5, si les carbonates sont inférieurs à 60 % ; B 2 est sensible à la présence de maté¬ riaux détritiques fins ; C 2 et C 4 ne supportent pas plus de 25 % de colloïdes, C 5 et C 6 parais¬ sent réagir comme A 5. Quant aux autres types (A3, B 1, D 5 et D 6), leur rareté ne nous autorise pas à les attribuer à l'une ou l'autre des catégories précédentes. Remarque.- La présence d'un fort pourcentage de glauconie provoque indépendamment de la constitution lithologique du milieu considéré, la disparition de la faune de Nonion (ex. : Le Barp 66, 50 à 52, 30 m). Ces résultats nous ont conduits : - à considérer que les types Al et C 3 correspondaient bien, en raison de leur stabilité, à deux espèces ; - à attribuer une valeur évolutive aux différences morphologiques qui les séparent : - le type A 1 correspond, comme nous l'avons signalé plus haut, à la première espèce créée par CUSHMAN en 1936, Nonion dollfusi. - le type C 3 correspond de même à l'espèce Nonion cestasensis créée par CARALP et JULIUS en 1960. Parmi les formes rares A3, B 1, D 5 et D 6, il est possible qu'il existe un type ayant valeur spécifique, mais leur faible fréquence ne permet pas de conclure. Par contre, les types A 2, A 5, B 2, C 2, C 4, C 5 et C 6 doivent être considérés en raison de leur instabilité reconnue comme des variations morphologiques adaptatives. La variété B de Cribrononion dollfusi décrite en 1964 par HARDENBOL et correspondant au type C 4 n'est donc qu'une adaptation passagère. L'autre variété ( Cribrononion dollfusi var. A\ équivalent du type A 3, est trop peu abondante pour qu'une valeur, même adaptative, lui soit actuel¬ lement reconnue. 15 - Nous les avons donc groupées avec l'espèce dont elles se rapprochent le plus par leur morpho¬ logie et leur répartition stratigraphique. Avec l'espèce Nonion dollîusi (type A 1 : bouton petit, sutures simples) nous groupons les variations : - A 2 bouton petit - sutures dentelées. - B 1 bouton grand - sutures simples. Autour de l'espèce Nonion cestasensis : type C 3 (bouton réticulé, sutures en bourrelets), nous groupons les variations suivantes : - B 2 bouton grand - sutures dentelées. - C 2 bouton réticulé - sutures dentelées. - C 4 bouton réticulé - sutures à effet de logettes. Les formes à bourrelets suturaux réduits (caractère 5) ou ornementation suturale en petites boules (caractère 6) ne paraissent pas se grouper autour des deux espèces précédentes en raison de leur répartition stratigraphique généralement plus haute. La forme D 6, correspondant au Nonion vigneauxi, mais trop rare pour que soit confirmée sa valeur spécifique, est vraisemblablement le type autour duquel se groupent les formes situées dans le tableau N° 1 ou pôle opposé à A 1 (C 5, C 6, D 5). 2°~ Valeur stratigraphique : Des études antérieures basées sur les Foraminifères et les Ostracodes avaient fourni, pour chacune des coupes où les Nonion ont été étudiés, les coupures stratigraphiques et la répartition des faciès du Miocène inférieur. H est donc intéressant de connaître les résultats apportés par les Nonion (fig. 3). Un simple examen des tableaux de répartition montre clairement qu'à un niveau stratigraphique donné de nombreux types peuvent être présents. Si, dans les grandes lignes, les formes simples sont localisées à la base du Miocène inférieur et les formes plus complexes au-dessus, les observations détaillées donnent des résultats beaucoup moins tranchés. La période d'existence de chaque type étant généralement assez longue, il y a coexistence de nombreux types dans un horizon donné. Cette constatation est assez peu en faveur de l'établissement d'une zonation précise basée sur l'ensemble de la lignée des Nonion étudiés. Le groupe du Nonion dollîusi (Al, A2, Bl) débute avant la fin de l'Oligocène, s'épanouit à la base du Miocène inférieur où il présente un maximum ; il se poursuit presque jusqu'à la fin du Miocène inférieur. Il faut noter que dans ce groupe, c'est l'espèce type (A 1) qui a l'existence la plus longue, les variations adaptatives étant, dans la plupart des cas, plus fugaces. Le groupe de Nonion cestasensis (B 2, C 2, C 3, C 4) couvre la plus grande partie du Miocène inférieur et une partie du Miocène supérieur. Dans des faciès côtiers, ces formes sont toutes représentées mais en faible quantité. Leur nombre augmente dans les dépôts de faciès marins lit¬ toraux et devient alors maximum pour les types C 2, C 3 et C 4. Le type C 2 disparaît bien avant la fin du Miocène inférieur, le type C 4, juste au sommet. En revanche, l'espèce type (C 3) ne disparaît pas encore ; elle se maintient au Miocène supérieur (Helvétien) pendant une période assez longue puis disparaît. Les derniers types à envisager (A 5, C 5, C 6, D 5, D 6) sont tous rares et n'ont pu, en l'état actuel de nos connaissances, être groupés autour d'un type spécifique. Ils débutent avant la fin du Miocène inférieur et se développent dans l'Helvêtien. Les types A 5, C 5, C 6 s'éteignent avant le sommet de l'Helvêtien. Au contraire, D 6 couvre tout l'étage et sa représentation ne paraît pas diminuer au toit de l'Helvêtien. Malheureusement, des contingences d'ordre paléogéographique ne permettent pas de situer avec précision, en Aquitaine, l'extinction de cette lignée. 16 - REPARTITION STATIGRAPHIQUE DES DIVERS TYPES DE NONION BIBLIOGRAPHIE 1 - CARALP M., GAVOILLE D. et VIGNEAUX M. (1963) - Variations de la faune de Miogypsi- nidae dans une série oligo-miocène de faciès hétérogène. P. V. Soc. Lin. Bordeaux, vol. 100, pp. 115-130, 1 pl. 2 - CARALP M.-et JULIUS Ch. (1960) - Répartition stratigraphique de trois Nonionidae dans le Miocène aquitain. Revue de micropaléontologie, vol. 3, N° 1, pp. 65-68. 3 - CARALP M., JULIUS Ch., MOYES J. et VIGNEAUX M. (1961) - L’interprétation stratigra¬ phique de l'enchaînement des faciès du Miocène inférieur aquitain. Congrès du Néogène médit. Sahadell-Madrid, Institut "Lucas Mallada" Cursillos y Conferencias, IX (1964) pp. 13-20. 4 - CUSHMAN J.A. (1936) - Some new species of Nonion. Contr. Cushm. Lab. Foram. Res., vol. 12, pt 3, art. 174, pp. 63-69, pl. 12, fig. 1-14. 5 - HARDENBOL J. (1964) - Cribrononion dollfusi in the Miocene of the Aquitaine basin. Pré-tirage Congrès du Néogène méditerranéen, Berne. 6 - JULIUS Ch., MOYES J.,et VIGNEAUX M. (1959) - L’existence d’un petit synclinal helvétien entre Bordeaux et le Bassin d'Arcachon. C.R. Som. Soc. Géol. France, 21 déc., pp. 233-234. 7 - MOYES J. (1965) - Les Ostracodes du Miocène aquitain : essai de paléoécologie stratigraphi¬ que et de paléogéographie. Thèse N° 149, Impr. Drouillard Bordeaux, 339 p., XIII pl., 45 tabl. 8 - VATAN A. (1958) - Pétrographie sédimentaire. Technip Paris, 279 p. 17 PLANCHE 1 1 - Type A 1 Nonion dollfusi CUSHMAN Moulin de l'Eglise (Saucats) - G.A. 6308 X 56 2 — Type A 2 Nonion dollfusi CUSHMAN Saint-Avit Basta X 56 3 - Type B 1 Nonion dollfusi CUSHMAN Arjuzanx, 241-243 m X 102 4 - Type B 2 Nonion cestasensis JULIUS Saint-Avit Basta X 56 5 - Type A 3 Arjuzanx, 310-312 m X 56 6 - Type C 2 Nonion cestasensis JULIUS Mérignac - G.A. 07426 X 56 7 - Type C 3 Nonion cestasensis JULIUS Cestas pré-Cazeaux X 48 a) - Vue latérale b) - Vue aperturale. 8 - Type C 4 Nonion cestasensis JULIUS Saint-Vincent-de-Paul, 16 m X 40 9 - Type A 5 Arjuzanx, 306-308 m X 80 10 - Type C 5 Cestas, 34, 5-39, 6 m X 56 11 - Type C 6 Arjuzanx, 192-194 m X 56 12 - Type D 5 Arjuzanx, 100 m X 56 13 - Type D 6 Nonion vigneauxi CARALP et JULIUS Sallespisse X 48 19 v ■ TOME 102 196 5 Série B - N° 11 ACTES DE LA MUS. COMP. ZOOL. LiBRARY SOCIETE IINNEENNE FEB 9 1970 HARVARD UN1VERSITY, DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d’utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1&28 REMARQUES SUR LA GÉOLOGIE DU BASSIN TERTIAIRE DE CARCASSONNE ET DE SA MARGE MÉRIDIONALE Michel BIGOT Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX TOME 102 1965 SÉRIE B - No 11 ACTES DE LA SOCIETE LINNÊENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 MAI 1965 Remarques sur la géologie du bassin tertiaire de Carcassonne et de sa marge méridionale par Michel BIGOT (1) 2 Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Cette communication résume les observations effectuées dans le cadre d’une thèse de 3 e cycle de la Faculté des sciences de Bordeaux 2 . Les recherches effectuées ont eu pour fondement un lever cartographique au 1/20 000 e sur les feuilles Capendu 1 et 2 correspondant à la majeure partie de la Montagne d’Alaric et les feuilles Carcassonne 3-4, 7-8 qui couvrent une partie du synclinal de Carcassone-Aigne. La stratigraphie de cette région est illustrée à l’aide de 2 coupes dont l’une est observable dans la Montagne d’Alaric, et l’autre dans le Nord du Bassin. L’exposé des caractères sédimentologiques des mollasses lutétiennes fait l’objet d’un développement particulier. Un deuxième chapitre est consacré à l’exposé des principales caractéristiques tectoniques de la région étudiée. Cette communication se termine par un essai de synthèse des événements paléogéographiques et tecto¬ niques s’étant manifestés de la fin du Crétacé à nos jours. INTRODUCTON La région étudiée fait partie du bassin de Carcassonne, cuvette à remplissage crétacé-tertiaire, large de 40 km, limitée au N par la Montagne Noire, au S par le Massif de Mouthoumet. (1) Ancien élève du Centre de 3 e cycle de Géologie approfondie de Talence (Gironde). Ancien élève E.N.S.P.M. (Rueil-Malmaison ). (2) Il m’est particulièrement agréable de remercier ici MM. Emberger, Gottis et Vigneaux, professeurs ; M“ e M. Veillon, assistante, qui à des titres divers, en permirent l’élaboration. Je ne saurais oublier non plus la direction de la C.E.P., qui me prêta son concours matériel sur son permis de Lézignan-Corbières. Cette dépression constitue à l’extrémité orientale du bassin un seuil faisant communiquer celui-ci avec les bassins continentaux et lacustres de Provence. Atteint de façon éphémère par la transgression de l’Eocène inférieur, ce fond de golfe a été, dès le Lutétien, le siège d’une puissante sédimentation mollassique conduisant au comblement progressif de la dépression. La vaste déformation anticlinale de la Montagne d’Alaric et des Monts de Lagrasse, prolongée au NE par celle du « Serre d’Oupia », individualise dans ce domaine deux gouttières syn- clinales dissymétriques. — 4 — — Celle de Carcassonne-Aigne, au N, — Celle d’Albas-Coustouge, au S. Les dépôts éocènes qui s’ennoient en direction de l’Aquitaine sous les mollasses oligo-miocènes du synclinal de Faujeaux-Alaigne, sont enveloppés à l’E par une série de chevauchements dont les rela¬ tions sont masquées au droit de Lézignan par des dépôts récents. Du N au S : — Le faisceau de Saint-Chinian, — Les chevauchements d’Argens et de Mont- brun, — Le chevauchement de Boutenac, — Le chevauchement des Corbières orientales. Enfin, au SE, dans la zone de Durban, se déve¬ loppent des biseaux jurassiques et crétacés qui complètent la série. En bordure du littoral actuel, des dépôts lacustres d’âge Oligocène fossilisent divers motifs structuraux consécutifs à la phase tectonique paroxysmale. STRATIGRAPHIE I. — SERIE DE L’ALARIC Elle se développe sur plus de 3 km le long de la départementale 114 reliant les villages de Cam- plong et de Montlaur. Cette route suit de très près le ravin du « ruisseau des Mattes » qui s’encaisse au lieu dit le cc Congoust » dans les assises lacustres de la base de la série. Entre le Paléozoïque qui constitue le substratum de l’Alaric et le premier niveau daté du Crétacé supérieur, s’intercale parfois une mince couche de terres résiduelles composées de kaolinite, d’hématite et de quartz. Ce dépôt « beurre » un paysage karstique aux formes tourmentées modelées dans les calcaires dévono-carbonifères. A. — LE DANIEN I. — Le « grès à Reptiles ». Cet étage débute par un complexe rouge d’épais¬ seur variable (25 à 50 m) composé d’argiles rutilantes à pisolites ferrugineux. Des passées de grès grossiers et de calcaires à débris d’Algues accidentent cette formation. Des os de Reptiles recueillis à ce niveau dans plusieurs gisements languedociens ont servi à la caractériser (n° 3). Le ruisseau des Mattes permet d’observer la partie supérieure de ces « grès à Rep¬ tiles » entre la D 114 et la butte 156. Le niveau franchit ensuite la route et se perd sous les éboulis de la falaise qui les surplombe. II. — Les calcaires du Rognacien. Une puissante barre de calcaires lacustres ter¬ mine le Danien. Par analogie avec le bassin de Provence elle est considérée comme rognacienne. Cette assise est constituée de calcaires généralement fins, maculés d’ocre, de rose ou de vert ; divers organismes y ont été observés en section : Ostracodes et Gastropodes pulmonés notamment. Au microscope on y reconnaît encore des fragments de tissus d’Algues, de Characées ou de Microcodium au milieu d’une matrice de calcite cryptocristalline pouvant constituer jusqu’à 95 °/o de la roche. B. — LE MONTIEN « Argiles rouges vitrolliennes », épaisseur 25 à 30 m. Ce niveau, compris entre deux épaisses formations calcaires est souvent marqué par des éboulis. On peut l’observer au Congoust, dans le petit col qui sépare, sur la rive droite du ruisseau des Mattes, la butte 156 de la butte 173. Il affleure aussi au cœur de la voûte de « Camp Amaggat » à 2 km au N de Camplong. La formation, principalement argileuse est carac¬ térisée par la présence dominante de kaolinite et d’illite. Elle renferme cependant quelques passées de calcaires lacustres mal stratifiés qui se débitent parfois en nodules. 6 — C. — LE THANETIEN I. — Le calcaire lacustre du Congoust, épais¬ seur 80 m. La feuille géologique au 1/80 000 e de Carcas¬ sonne admet l’équivalence avec les calcaires de Montolieu, d’une puissante assise de calcaires lacustres, constituant l’ossature de la Montagne d’Ala- ric, du S de Douzens au S de Foncouverte. C’est un calcaire massif à pâte claire, régulière¬ ment lité en bancs métriques à débit parfois bré- choïde. La faune recueillie se réduit à des Gastropodes pulmonés (Physes, Limnées) fréquents à tous les niveaux. Au microscope les sections minces présen¬ tent le même aspect que celui des calcaires de Rognac avec quelques sections d’Ostracodes mais surtout des tiges et oogones de Characées, de petites colonies de Microcodium. Au Congoust, à la hauteur de la source de Pézonillouse, presque au sommet de la formation se manifeste un niveau à tendance marine. Celui-ci est constitué par un banc de calcaire épais de 1 m, à patine sombre, à pâte fine contenant des Milioles. Cet horizon supporte des marnes schisteuses noires, très indurées dont l’attaque à HCl provoque un fort dégagement d’HzS. A ces marnes font suite d’autres calcaires lacustres. La découverte de ce banc à Milioles permet d’étendre vers le N la limite du « Golfe de Lagrasse » jalonné par les gisements célè¬ bres de « Las vais » et de « Vente Farine ». IL — Les « marnes panachées », épaisseur 40 m. Cette formation vivement colorée est facilement affouillée par les eaux qui dégagent les alternances de bancs calcaires à Characées, de marnes ocres ou rouges et de grès argilo-calcaires. Elle détermine dans le paysage des combes toujours très reconnais¬ sables (« Combe Torte » au S de Moux ou encore « La Caune », à l’W des « Fours à Chaux » du même village). Les grès sont constitués de quartz de taille moyenne, toujours très anguleux ; ils renferment de nombreux micro débris osseux. Les marnes sont caractérisées par la présence dominante de kaolinite et d’illite. Elles ont fourni diverses formes de Cha¬ racées intéressantes au point de vue stratigraphique. D. — LE SPARNACIEN La stratigraphie de cet étage est complexe car il ne comprend pas moins de 7 niveaux dans l’Alaric. Son étude ne manque pas d’intérêt car il renferme 2 horizons saumâtres intercalés au milieu de sédi¬ ments lacustres semblables à ceux qui ont déjà été décrits. I. — Calcaire lacustre, épaisseur 45 m. Cette assise par laquelle débute le Sparnacien est principalement constituée de calcaires compacts en petits bancs régulièrement lités à pâte sombre, analogues à ceux du Rognacien ou du Thanétien. On y rencontre cependant quelques niveaux marneux ayant fourni des Characées et des grès argileux rosés qui se débitent en miches. Le sommet de cet horizon renferme des silex blancs dont le faciès rappelle étrangement celui du calcaire de Montolieu obser¬ vable aux environs de la localité type. La formation entière est susceptible de se silicifier, son épaisseur diminuant alors beaucoup comme on peut l’observer à l’E du « Mourrel des Mouches », 1,500 km au N¥ de Camplong. Vers le N de l’Alaric, la formation se montre beaucoup plus réduite qu’aux environs du Congoust, elle disparaît même pendant 1,500 m au SSE de Douzens, les niveaux moyens du Sparnacien venant directement au contact des « marnes panachées ». II. — Les « marnes à Potamides », épaisseur 15 m. Ce sont des marnes heiges ou vertes qui admettent des passées de calcaires lacustres en pëtits bancs. Elles sont peu fossilifères mais ont cependant fourni — 7 des Huîtres, des Gastropodes et quelques Ostracodes du genre Cytheridea qui leur donnent un cachet saumâtre. Vers le N (environs de la ferme Durand), on constate à ce niveau une multiplication des bancs de calcaires à faciès lacustre dont l’importance croît au détriment de celle des marnes saumâtres, ce fait per¬ mettant de situer non loin de là, la limite d’ingression marine. III. — Calcaire lacustre :10 m. IV. — « Marnes à Huîtres » : 10 m. Dans le centre de la Montagne d’Alaric, aux « ruines d’Ilhes » ce niveau est marneux et admet des passées de calcaires argileux roux à Milioles, Bryozoaires et débris d’Huîtres. Les marnes ren¬ ferment des Huîtres, et des Ostracodes du genre Cytheridea 1 . Vers le N, elles se chargent en sables et l’on voit s’y intercaler des plaquettes de calcaire sableux à Huîtres annonçant l’approche du littoral. V. — Calcaire lacustre, 0 à 5 m. VI. — Argiles rouges et lentilles gréseuses, 40 à 60 m. Cette formation très vivement colorée correspond dans le paysage à des zones déprimées caractéris¬ tiques. Elle s’étale largement dans la dépression du Picou en bordure de la D 57, à la hauteur du Fer à cheval ; on peut encore l’observer au « Trote Cos » à l’E de l’Alaric ou en bordure de la D 114, entre les « ruines d’Ilhes » et « La Plage ». Elle repose sur les niveaux sous-jacents par des contacts de ravinements et l’érosion consécutive peut faire disparaître complètement le calcaire lacustre du niveau 5, comme c’est le cas aux « ruines d’Ilhes », en bordure de la D 114. Ces argiles se montrent toujours constituées par de l’illite, de la kaolinite et de la montmorillonite. Elles admettent des passées sableuses micacées ou des intercalations de marno-calcaires rosés se multipliant dans le S de la région étudiée. A tous les niveaux s’intercalent de gros bancs de grès lenticulaires. Leur épaisseur est variable ; elle peut atteindre 5 m. Des dragées de quartz blancs y soulignent des stratifications entrecroisées. Ces grès correspondent vraisemblablement à d’anciens chenaux. VII. — Calcaire lacustre : 0-7 m. Le Sparnacien se termine par un dernier épisode lacustre constitué de bancs calcaires à Characées séparés par des intervalles marneux ou marno- calcaires. Ce niveau, observable en bordure de la D 114, sous la corniche yprésienne du lieu dit « La Plage » n’est pas constant et semble disparaître localement par érosion, comme l’horizon n° 5. On ne le retrouve par exemple, ni au S de Douzens, ni au N de Cam- plong. Les niveaux bréchiques que l’on observe à la base du « calcaire à Alvéolines » de « La Plage » suggèrent d’ailleurs une légère phase d’érosion sub¬ aérienne avant la transgression marine qui pourrait expliquer une telle lacune. E. — L’YPRESIEN Il correspond à une nette transgression marine intéressant la totalité de l’ancien bassin. On y distingue 3 formations s’ordonnant en un grand cycle sédimentaire. Cette « trilogie ypré¬ sienne » comprend de bas en haut : — « Calcaire à Alvéolines » ; — « Marnes bleues » ; — « Grès à Huîtres », qu’il convient de ranger à la suite des travaux d’HoTTiNGER sur les Alvéolines éocènes dans le sous-étage Illerdien de cet auteur. L’épaisseur des sédiments, généralement supérieure à 500 m et éminemment favorable à un enregistre¬ ment détaillé des vicissitudes que traverse alors le Bassin de Carcassonne, leur richesse en grands Fora- minifères permet par ailleurs de bien définir l’hété- rochronie de la séquence type. (1 ) Détermination J. Moyes, I.G.B.A. — 8 I. — Le calcaire à Alvéolines, épaisseur 89 m aux « Combarels » en bordure de la D 57 reliant Capendu à Montlaur. Cette formation calcarénitique présente de nom¬ breuses variations de puissance et de faciès dans l’Alaric (5 à 100 m) comme dans le reste du bassin. Trois niveaux participent à sa constitution : a) Calcaires oolithiques et graveleux à Milioles : épaisseur 20 m. Ils reposent localement sur le calcaire lacustre du Sparnacien supérieur par l’intermédiaire d’une brèche calcaire. Au-dessus viennent, sur 1 à 2 m, des plaquettes calcaires, blanches, à pâte fine ren¬ fermant Ostracodes et Milioles. Au-dessus enfin se développent des bancs calcaires réguliers, épais de 30 cm à 1 m à riche microfaune (Alvéolines, Assi- lines, Nummulites, Orbitolites, etc.). b) Horizon moyen : épaisseur 34 m. Il s’agit aux « Combarels » de sables et de grès calcaires présentant un fort pendage de dépôt. Les bancs dessinent de belles stratifications entrecroisées indiquant un courant venant du N ou du NE, comme on peut le constater au-dessus d’une maison¬ nette en ruine, au bord de la D 57. La route qui descend vers Montlaur permet ensuite d’observer l’obliquité de stratification des calcaires sableux dont les bancs s’interrompent sous le niveau de base du calcaire supérieur. Cet horizon détritique passe très rapidement à l’E de la coupe, à des marnes ocres ou bleutées à Huîtres, Brachiopodes, Gastéropodes, Serpules. Le même passage de faciès se produit dans le N de la Montagne d’Alaric, au S du village de Comigne, la ligne reliant les deux points étant orientée, NE-SW. Vers l’E, cet épisode détritique lenticulaire perd son individualité au milieu de couches calcaires mais d’autres lentilles de ce type semblent s’intercaler à différents niveaux de la formation. On en connaît notamment en bordure du chemin conduisant au château de Miremont et au lieu dit « Laval » à Pradelles-en-V al. c) Calcaire supérieur : épaisseur 35 m. Cet horizon est constitué de calcaires blancs, compacts, en bancs moyens renfermant de nombreuses Alvéolines, Assilines et Milioles. La macrofaune y est constituée de Mollusques, Brachiopodes, Echino- dermes et Polypiers. Les débris d’Algues calcaires sont aussi très fréquents : on y reconnaît des Mélo- bésiées et des Dasycladacées ( 1 ). Ces Algues peuvent constituer au milieu de ces faciès de destruction de petites colonies accumulées sur quelques décimètres. Plus au N, en bordure de la D 57, non loin du débouché du chemin menant à la ferme « Saint- Pierre », on peut constater que cet horizon supérieur est à peu près entièrement constitué d’une association de Solenomeris O’Gormani et d’Algues du genre Halimeda avec quelques Archaeolithothamniées encroûtantes ( 1 ). Ces organismes s’accumulent sur une vingtaine de mètres ; ils forment un petit récif ayant nouri alentour une puissante sédimentation calcarénitique. On connaît d’autres accumulations de ce type dans l’W de la Montagne d’Alaric ; vers l’E, au contraire, l’horizon supérieur diminue d’épais¬ seur et finit par se biseauter complètement. Le phénomène est observable sur le flanc nord de la Montagne, au lieu dit « l’Alaric » (SE du village de Douzens) et sur le flanc sud non loin de la ferme « La Fraissinède » au N de la D 114. Ces deux points déterminent une limite de faciès orientée elle aussi NE-SW. En raison de ce biseautage on ne peut plus distinguer au SE de cette limite les marnes de « l’horizon moyen » de celles de la formation des « marnes bleues » qui font suite au « calcaire à Alvéolines ». Ce passage latéral montre que la base des « marnes bleues» de la partie orientale de l’Alaric est synchrone des horizons supérieur et moyen du calcaire à Alvéolines des « Combarels ». II. — Les « Marnes bleues » : épaisseur 350 m. Cette formation constitue autour des reliefs calcaires de l’Alaric, une ceinture à peu près continue d’épaisseur variable. Elle s’étale largement dans les cuvettes synclinales de Montlaur et Fabrezan. (1) Renseignements aimablement communiqués par M. le professeur Emberger. — 9 — La base en est rarement visible par suite de recouvrements alluviaux. La composition de ces marnes est assez homogène. On y trouve localement des Nummulites ( N . globulus Leïm. et N. exilis H. Douv., ( ! ), des Assilines, de rares Operculines. La macrofaune est peu abondante, constituée de Téré- bratules et Turritelles et de Serpules. Le sommet de la formation affleure mieux car il est protégé par la corniche du « grès à Huîtres ». Des bancs gréseux fins et des plaquettes sableuses à Huîtres s’inter¬ calent au milieu de marnes grises annonçant le retour à des conditions littorales comme le soulignent les associations fauniques de Nonion, Cibicides et d’Huîtres. !!!. — « Le grès à Huîtres » : épaisseur 40 m. Cet épisode côtier termine la séquence « ypré- sienne ». Dans l’W de l’Alaric, à Aquettes-en-Val, il se montre essentiellement constitué d’une alternance de grès fins, calcaires sableux avec des marnes grises micacées à empreintes végétales. La faune y est représentée par de rares Nummulites et Assilines et des Huîtres dont les débris sont fréquents. Au sommet de la formation, des poudingues à éléments de roches secondaires, paléozoïques ou cristallines s’intercalent au milieu des derniers niveaux fossilifères. Vers l’E de l’Alaric, aux environs de Moux, ce grès se montre beaucoup moins épais. On y trouve des bancs de microbrèches calcaires alternant avec des marnes ocres. L’ensemble est à peu près azoïque et présente des structures sédimentaires analogues à celle pro¬ duites par les glissements sous-marins. Le « grès à Huîtres » est surmonté tout autour de l’Alaric d’une série argilo-sableuse de passage à la « Série Rouge ». IL — SERIE DU NORD DU BASSIN Elle est beaucoup moins épaisse et présente des faciès nettement plus continentaux que la « Série de l’Alaric ». On y retrouve cependant la même transgression marine encadrée par deux complexes continentaux rouges. Sous le niveau attribué au Montien par les auteurs de la carte au 1/80 000 e , Carcassonne n° 243 affleure localement (SE de la « Croix d’Antoni », en bordure de la D 111, au S du cimetière de Sallèles Cabardès) un banc de calcaire noduleux parfois bré- chique. Ce niveau lacustre pourrait représenter en bordure de la Montagne Noire, un équivalent des « calcaires de Rognac » connus plus au S. A. — LE MONTIEN Les dépôts attribués à cet étage affleurent au S de la « Croix d’Antoni » déjà citée. Ils constituent le talus en pente douce développé au pied de l’enta¬ blement du calcaire lacustre de Montolieu attribué au Thanétien. Il s’agit principalement d’argiles ou de marnes sableuses vertes ou blanches avec des passées de cailloutis à quartz blancs ou rouges. Une étude de ces argiles par diffractométrie aux R X les montre toujours constituées d’un mélange de kaoli- nite, illite et montmorillonite. On constate, vers l’E, un enrichissement progres¬ sif de ce niveau en éléments détritiques grossiers, de telle sorte que la coupe du ruisseau des Lavandières à Caunes-Minervois montre un remplacement à peu près total des argiles par des sables ou des cailloutis quartzeux. B. — LE THANETIEN Calcaire lacustre de Montolieu : 5 à 15 m. Ce calcaire est blanc crayeux, irrégulièrement stratifié. Il n’a pas fourni de fossiles dans le péri¬ mètre étudié. L’étude de lames minces au microscope n’a pas révélé la présence de débris d’organismes ; ces roches se montrent entièrement constituées d’une matrice de calcite cryptocristalline parfois disposée en agrégats rappelant les pelotes fécales. Le « calcaire de Montolieu » renferme de nombreux silex de teinte claire ; il est même suscep¬ tible de se silicifier entièrement comme on peut l’observer en bordure de la D 115 reliant les villages de Trausse et de Caunes, à 20 mètres de l’embran¬ chement de la route qui mène à « Notre-Dame du Cros ». (1) Détermination M 11 ' M. Veillon, I.G.B.A. — 10 — A l’W du domaine étudié, la formation augmente peu à peu de puissance et finit par atteindre 15 mè¬ tres d’épaisseur autour de Salsigne. C. — LE SPARNACIEN 30 à 50 m Au S de la cc Croix d’Antoni », affleurent des argiles et des marnes sableuses vertes ou rouges azoïques. Leur composition minéralogique correspond à une association de kaolinite, d’illite, et de mont- morillonite. Une variation latérale de faciès analogue à celle observée dans le Montien amène ces argiles continentales à passer progressivement à des sables en direction de l’E (environs de la ferme « Sainte- Germaine » à Caunes-Minervois). D. — L’YPRESIEN On y distingue 3 termes : A la base un calcaire à Alvéolines que surmonte un horizon médian argilo-sableux. Un calcaire lacustre directement surmonté par les mollases luté- tiennes termine la séquence. I. — Le « calcaire à Alvéolines » : épaisseur 110 m. Cette formation qui correspond aux biozones à Alveolina ellipsoïdalis Schwager et Alveolina mous- soulensis Hottinger affleure le long de la D 112 reliant Villeneuve-Minervois à la N 620. Elle se montre constituée d’une alternance de calcaires sableux très littoraux à Alvéolines et de marnes à Huîtres. On distingue de bas en haut : — 4 m de sables et graviers quartzeux ; — 1 m de marnes noires micacées à empreintes végétales ; — 0,50 m de grès grossier à Alvéolines ; — 5 m de calcaire sableux à stratification entre¬ croisée à Alvéolines, Nummulites, Oursins et Mollusques ; — 2 m de sables et calcaires sableux ; — 1,80 m de sables blancs micacés ; — 1,40 m de marnes ocres ; — 4 m de calcaires sableux à stratification entre¬ croisée avec des Alvéolines et des débris coquilliers ; — 2,50 m de marnes ocres à petits Huîtres ; — 17,50 m de calcaires sableux fossilifères ; — 3 m de marnes ocres ; — 1 m de grès fins ; — 0,50 m de marnes noires micacées à emprein¬ tes végétales ; — 1 m de sables ; — 4 m de marnes sableuses ; — 13 m de calcaires sableux fossilifères ; — 5,50 m de calcaires et de marnes sableuses ; — 23 m de calcaires sableux à Alvéolines et débris coquilliers que surmontent les couches extrê¬ mement détritiques formant le passage avec le niveau suivant. Vers l’E, en direction de la Tuilerie de Ville¬ neuve-Minervois, les différentes barres calcaires diminuent d’épaisseur au profit des épisodes marneux qui les séparent. Ceux-ci se chargent à leur tour en sables. A l’W de Caunes-Minervois, la formation semble principalement constituée de marnes sableuses largement recouverte de dépôts alluviaux. Cette variation latérale est peut-être due à l’influence lointaine d’un delta descendant à la hauteur de ce village dans la mer yprésienne. II. — Horizon médian : 100 m. Les « marnes bleues » offrent dans la région de Minerve un faible développement. Elles ne sont pas toujours représentées sur la bordure nord du bassin. A leur place se développe parfois un complexe détri¬ tique. M. Chaigne a recueilli dans cette formation : Alveolina corbarica Hottinger. — 11 A la hauteur de Villeneuve-Minervois, une coupe synthétique de cette formation comprendrait de bas en haut : a) Une passée marneuse généralement masquée de dépôts récents ; b) Une alternance de grès grossiers à débris d’Huîtres et de marnes sableuses ; c) Des sables blancs associés à des marnes versi- colores ; d ) Des cailloutis de quartz associés à quelques argiles gypsifères où s’intercalent quelques bancs lacustres. III. — Le calcaire lacustre supérieur. Les « marnes bleues » sont surmontées par un calcaire lacustre attribué par les auteurs au Lutétien. Cette formation ne se développe jamais sur une grande épaisseur. Des sections minces y révèlent quelques oogones de Characées et quelques sections d’Ostracodes. En l’absence d’arguments paléontologiques, ce niveau est associé à la description de l’Yprésien. Plusieurs raisons militent en faveur de ce choix : a) Le passage latéral de ce calcaire aux « marnes bleues » décrit par M. Chaigne. b) La « signification sédimentologique » de ce terme qui en ferait au sommet du cycle « Yprésien » un équivalent du « grès à Huîtres » de la série de l’Alaric. III. — LA « SERIE ROUGE » On désigne sous ce nom un puissant complexe mollassique (750 m environ) de grès, conglomérats, argiles et calcaires terminant localement la série stratigraphique du bassin et auquel les anciens auteurs ont assigné un âge lutétien-bartonien. Cette série repose sur l’Eocène inférieur soit directement, soit par l’intermédiaire d’une zone de passage argilo-sableuse. Elle recouvre une superficie importante du Bassin de Carcassonne et y remplit notamment la plupart des cuvettes synclinales. La bordure nord du bassin permet d’observer, au S de Villeneuve-Minervois, une intéressante figure de discordance de la « Série Rouge » sur les niveaux plus anciens : aux alentours de la « Métairie Grande » (commune de Laure-Minervois) la base de celle-ci repose sur les marnes blanches et les bancs lacustres de la formation à Bulimus hopei. On constate vers l’W, une prise en écharpe de cet horizon par les grès de base de la série mollassique. Celui-ci repose pendant 3 km environ sur les différents niveaux de « l’horizon médian » comme on peut l’observer à la butte de la « Malvirade » (commune de Villegly). A l’W de cette zone, les différents niveaux se reconsti¬ tuent, la série est à nouveau complète autour de Villegly (ferme « La Lande »). A l’E de la région étudiée, la « Série Rouge » renferme d’importants niveaux de calcaires lacustres comme le calcaire d’Agel qui peut atteindre 100 m d’épaisseur. Ceux-ci disparaissent vers l’W où la sédimentation est plus grossièrement détritique. Au- delà du périmètre cartographié, sur les feuilles Car¬ cassonne 1-2 et 5-6, il semble que la granulométrie diminue à nouveau, la « Série Rouge » étant alors principalement constituée d’argiles b Dans les limites de cette étude, ces argiles sont en général très colorées. Leur étude aux R X les montre toujours constituées par de la chlorite, de l’illite, et de la montmorillonite, ce qui les oppose nettement à celles de l’Eocène inférieur caractérisées par une association de kaolinite, d’illite et de montmorillonite. L’étude de la « Série Rouge » a surtout porté sur les poudingues qui s’y intercalent à tous les niveaux. Ceux-ci reposent toujours sur les autres terrains par l’intermédiaire de contacts de ravinement. Ils sont généralement lenticulaires et leur épaisseur varie de 1 à 10 m. On voit fréquemment au sein de gros bancs formant de petits abrupts, plusieurs épisodes (1) D’après un travail cartographique inédit de M. Rousseau, docteur 3 e cycle, Bordeaux. — 12 — conglomératiques entrecoupés de passées sableuses dessinant des stratifications entrecroisées. De l’Alaric au N de la région étudiée, se mani¬ feste une diminution de l’épaisseur moyenne des bancs détritiques ainsi que de la taille des particules. Les poudingues passent ainsi progressivement dans le N à des grès micro-conglomératiques. L’étude systématique des cc berceaux » de stratifications entre¬ croisées révèle une direction moyenne des courants SE-NW, ce qui confirme les enseignements de l’étude granulométrique. Cependant dans le SE de la feuille de Carcassonne n° 4 deux directions semblent s’inter¬ férer : l’une SE-NW déjà signalée et l’autre approxi¬ mativement E-W. Les galets des poudingues constituent un échan¬ tillonnage à peu près complet des formations de l’arrière-pays. Des roches éruptives acides (granités, pegmatites, etc.) s’y mêlent à des schistes plus ou moins métamorphiques et à du quartz. Le Paléozoïque est sans doute représenté par des dolomites et des lydiennes. Le Secondaire a fourni quelques éléments triasiques mais surtout des calcaires oolithiques du Jurassique, des calcaires bioclastiques de l’Aptien, des grès calcaires à Orbitolines du Cénomano- turonien. La présence de quelques galets tertiaires : calcaires à Characées mais surtout calcaires à Alvéo- lines d’âge yprésien a été observée çà et là. Dans le Nord, les éléments anciens disparais¬ sent très vite au-delà de la Montagne d’Alaric, en raison sans doute du long transport qu’ils ont déjà subi. Les calcaires persistent beaucoup mieux et finissent par constituer les trois quarts du cortège. Dans la zone d’interférence des directions de cou¬ rants le pourcentage des dragées de quartz augmente progressivement. Ce fait correspond peut-être à une contribution de la Montagne Noire à l’alimenta¬ tion de cette série d’origine méridionale. La signification géologique de la « Série Rouge » n’a pas échappé aux anciens auteurs qui l’ont assi¬ milée au « poudingue de Palassou » et interprétée comme la manifestation dans l’avant-pays carcasson- nais de la surrection pyrénéenne. Cette puissante accumulation de matériaux détritiques semble s’être acheminée jusque dans la gouttière de Carcassonne en constituant un gigantesque delta. Celui-ci se divise dans le périmètre étudié en plusieurs bras dont l’un, large d’environ 10 km, prend la Montagne d’Alaric en écharpe et s’allonge jusqu’à Villeneuve- Minervois. Ces « chenaux », caractérisés par une sédimentation très grossière connaissent des périodes de calme pendant lesquelles se décantent des vases argileuses, voire même des épisodes de dessication subaérienne. Ils séparent des domaines où se mani¬ feste une certaine permanence lacustre que caracté¬ rise une alternance de niveaux calcaires, ligniteux ou argileux. Divers enseignements concernant la marge méri¬ dionale du bassin de Carcassonne peuvent être déduits de l’étude des poudingues de la Série Rouge. On peut remarquer en premier lieu que les galets qui y représentent les diverses formations de l’aire de drainage n’y apparaissent pas selon une cc stratification inverse ». La fréquence des galets de roches cristallines à la base même de la Série Rouge conduit à penser qu’au Lutétien inférieur (et même à l’« Yprésien ») l’arrière-pays de la région étudiée permettait d’obser¬ ver de vastes affleurements du socle, déjà décapé par l’érosion de toute trace de couverture sédimen- taire. Ces galets granitiques qui constituent une part non négligeable du « stock » d’origine méri¬ dionale opposent nettement cette province distri¬ butrice au glacis développé au pied de la Montagne Noire. Les facteurs de cette opposition semblent climatiques et topographiques. Les Pyrénées naissantes mais déjà violemment attaquées se caractérisent alors par une prédomi¬ nance de l’érosion mécanique sur l’altération. C’est ainsi que les feldspaths n’y sont pas détruits chimi¬ quement et que les « gaves » lutétiens roulent granités, pegmatites, etc. Dans le Nord au contraire, des conditions d’hygrométrie et de températures plus élevées (ce dernier facteur étant vraisemblable¬ ment lié à un relief mois accusé) inversent l’impor¬ tance relative des deux processus de désagrégation. La Montagne Noire apporte alors surtout des quartz de grande taille arrachés sans doute aux filons lardant les schistes épimétamorphiques de l’Infracambrien et des argiles principalement kaolinitiques alors que la chlorite est représentée dans les apports méridionaux. Dans un autre ordre d’idée les galets yprésiens de la « Série Rouge » soulignent une discordance infralutétienne. Ces formations parfaitement défi¬ nies par leurs grands Foraminifères y sont parfois représentés par de très gros éléments qui ne peu¬ vent parvenir au domaine étudié que de reliefs adjacents. Il n’est pas interdit de situer cette zone en voie d’exhaussement sur l’emplacement de l’actuel massif de Mouthoumet. Cette hypothèse pourrait être efficacement contrôlée par une comparaison des différents faciès secondaires et tertiaires représentés par des galets dans la « Série Rouge » avec des coupes de réfé¬ rence levées autour de leur zone d’origine présumée. APERÇU STRUCTURAL Le périmètre cartographie se partage en deux unités structurales : au S la Montagne d’Alarie pro¬ longée au N par le synclinal de Carcassonne-Aigne. I. — LA MONTAGNE D’ALARIC La montagne d’Alaric est un grand pli anti¬ clinal s’allongeant au S par la N. 113 de Fontcou- verte à Monze. Sa longueur est de 20 km, sa lar¬ geur : 5 à 6 km, son orientation E-W. Le comparti¬ ment oriental correspond au plongement périclinal du pli vers l’E. Les calcaires yprésiens en consti¬ tuent l’armature. Ils descendent doucement au S en direction de Prodelles-en-Val pour s’ennoyer sous les « marnes bleues » entaillés en une large vallée que couronnent les hauteurs du « grès à Huîtres ». La largeur d’affleurement des marnes diminue beau¬ coup au N du pli. Ce phénomène est lié à la dissymé¬ trie de l’anticlinal dans cette direction. L’étirement total de ce terme incompétent conduit, au droit de Barbaira, à un écaillage complexe mettant les cal¬ caires yprésiens au contact de la « Série Rouge ». Le compartiment médian s’étend du SE de Capendu, aux environs de Moux. Il est compris entre la faille d’Arquettes-en-Val et celle de Moux (ou f. d’Alaric). Le premier de ces accidents, de direction varisque, s’allonge sur plus de 14 km. De nom¬ breuses fractures secondaires accompagnent ou diver¬ gent de l’accident principal tout au long de son intersection avec la voûte anticlinale dont il abaisse vers l’E le compartiment médian. Celui-ci est affecté d’un relèvement d’axe en direction de Moux. Il se montre également dissymétrique et même déversé au N ; la carapace du « grès à Huîtres » se montre renversée sous les « marnes bleues ». Le passage de cette déformation souple à des déformations cassantes se manifeste au S de Douzens par une faille parallèle au pli et joignant le « Mourrel des Cades » à la « butte Robert ». Ce compartiment, assez peu faillé, offre une ordonnance simple soulignée par le dessin de combes et de crêts que l’érosion a sculpté dans l’Eocène infé¬ rieur. Le flanc sud de la montagne se montre affecté de trois ondulations secondaires parallèles au plisse¬ ment principal : on distingue ainsi au S du genou frontal et du N au S, l’ondulation synclinale de la « Mire »-les « Pelats » correspondant à peu près avec la ligne de crêtes. — L’ondulation anticlinale du « Roc de l’Aigle »- « Malsarrat ». — Le synclinal de Saint-Michel de Nahuse adossé à la faille de Moux. Ces trois plis secondaires présentent une forte inclination axiale vers l’W. Ils disparaissent au S de Comigne où ils sont enveloppés par le mouvement périanticlinal accidentant le « calcaire à Alvéolines » vers l’W. Dans cette région, la zone du Picou montre une succession de petits plis NE-SW, obliques à la direction de l’Alaric. Ceux-ci sont modelés au dépend des assises du Sparnacien, et ils paraissent étroitement liés à une fracturation varisque posté¬ rieure à la mise en place de l’Alaric. — 16 — La faille de Moux présente un regard E. L’importance de son rejet vertical — environ 450 m — permet l’affleurement et l’observation de la surface de discordance du Crétacé sur le Paléozoïque. Cet accident majeur se termine en « queue de cheval » aux environs de Moux, « des Fours à Chaux » à la « Bade ». Le compartiment oriental qu’il limite à l’W, est le plus réduit des trois. C’est un demi-dôme à coffrage thanétien qui s’oriente E-W. Le Montien n’y affleure qu’à la faveur de l’ondulation anticlinale de « Camp Amagnat » orientée NE-SW. Sur le flanc nord de ce compar¬ timent, les différentes assises jusqu’au Lutétien se disposent en un motif monoclinal assez doux décomposé en touches de piano par diverses failles. Certaines sont varisques comme celle de « Cré- maille » que fossilisent les cailloutis pliocènes du plateau de « Las Vais », d’autres ont une direction armoricaine comme celle du « Chemin de Lagrasse » qui décale au N le « Calcaire à Alvéolines » de la colline « La Maillole » (SW de Fontcouverte). Le flanc sud de ce compartiment oriental est beaucoup plus fracturé. Parmi les accidents qui l’affectent, certains sont orientés NE-SW et présentent un regard vers le SW. Ainsi se manifestent, au niveau du Thanétien supérieur, d’étroites langues synclinales disy métriques. La description du compartiment oriental ne serait pas complète si l’on ne signalait pas la petite butte de « Marnes bleues » du cimetière de Fontcouverte et les quelques affleurements de ces rochers isolés au milieu des dépôts alluviaux de la vallée du ruisseau de la Jourre et de celle du ruisseau de Baraban. Cer marnes fortement tecto- nisées représentent vraisemblablement un jalon entre le pli de l’Alaric et la série chevauchante de Montbrun-Escales. IL — LE SYNCLINAL DE MONTLAÜR Il borde l’Alaric au SW, le séparant du « pli du Boucher ». Cette unité structurale ne constitue en fait que l’extrémité orientale d’un synclinal beaucoup plus vaste se développant en direction de Molières et persistant au moins jusqu’à Rouffiac dans la vallée de l’Aude. Les « marnes bleues » soulignent fidèlement le contour de cette cuvette. Elles permettent, au pied des reliefs du « calcaire à Alvéolines », l’établis¬ sement d’une large vallée alluviale. L’inclinaison axiale de ce synclinal vers l’W correspond à partir de Montlaur à l’affleurement de terrains plus récents. Le « grès à Huîtres » constitue alors le coffrage d’une cuvette presque circulaire que remplit la base de la « Série Rouge ». Le contact de ces deux formations y est décalé par un système de failles NE-SW, comme celle des « Rosaires » et celle de la « Couscouillède » qui limite au NW, le plateau sur lequel sont établis les moulins de Montlaur. Le long de la D. 14, à la sortie de ce village, le « grès à Huîtres » est vertical, manifestant ainsi la disymétrie du synclinal. Un peu plus loin, à l’W de la D. 3, ils constituent l’armature de plis étroits et dé jetés que vient sectionner la faille d’Arquettes. III. — LE SYNCLINAL DE CARCAS- SONNE-AIGNE Cette très vaste unité s’allonge entre ces deux localités, suivant une ligne NE-SW, longue de 40 km. La vigueur des déformations affectant le flanc sud de ce synclinal entre les chaînons déversés au N de l’Alaric ou du « Serre d’Oupia » s’oppose à la calme ordonnance de son flanc nord. Celui-ci s’étend sur une largeur de plus de 10 km, ainsi qu’en témoigne le levé des coupures Carcas¬ sonne 3-4 et 7-8. Les différentes couches y affleurent largement. Elles constituent un système de combes et de cuestas dont le regard abrupt est dirigé vers le N. Les ter¬ rains infra-yprésiens auréolent le Paléozoïque de la Montagne Noire d’une bande large de 2 km autour de Salsigne ; cette frange se réduit à 500 m entre Sallèdes et Villeneuve-Minervois. Le « calcaire à Alvéolines » constitue au-dessus de - 17 — ce complexe inférieur une corniche dont le relief s’atténue en direction de Villeneuve où l’horizon se perd au milieu de dépôts alluviaux. Le revers de la eues ta yprésienne descend doucement au S ; il correspond à un paysage de causses dénudés et rocailleux s’enfonçant sous la dépression des « marnes bleues ». Celle-ci n’est que médiocrement surplombée par le « calcaire à Bulimus hopei ». La base de la « Série Rouge » qui fait suite à ce calcaire est généralement occupée par une large vallée subsé¬ quente tapissée de limons. Les premiers niveaux de grès ou de poudingues donnent ensuite lieu à une cuesta dont le relief augmente vers l’E. La îenticularité des niveaux résistants développés au- dessus ne permet guère l’établissement d’un relief monoclinal bien caractérisé, mais conduit plutôt à la manifestation quelque peu anarchique d’un semis de buttes et de petits plateaux. Le synclinal de Carcassonne-Aigne se montre assez peu faillé dans le périmètre cartographié. Il faut cependant signaler dans le Nord de la feuille Carcassonne n° 7, un système de failles varisques. Leur rejet est faible, de l’ordre de 10 m ; leur tracé est cependant facile à suivre car elles mettent au contact des éléments morphologiques divers : causse de « calcaire à Alvéolines » et dépression des « marnes bleues » ; elles perturbent aussi la ligne de crête du cc calcaire à Bulimus hopei ». On peut en signaler trois entre les fermes de « Villerase » et de « Raissac », une quatrième se prolongeant sans doute jusque sous le village de Villegailhenc. Enfin les dépôts alluviaux sont assez développés dans le synclinal de Carcassonne. Les alluvions récentes occupent le fond de la vallée du Clamoux, d’abord subséquente de Villeneuve à Villegly, puis obséquente jusqu’à confluent avec l’Orbiel. Des épandages alluviaux représentés sur la rive située à l’amont-pendage longe les cours de ces deux rivières. L’altitude de ces dépôts s’étage pour le Clamoux de 175 à 144 mètres entre Villegly et le confluent. L’Orbiel se jette ensuite à Trèbes dans l’Aude qui décrit plusieurs méandres et dont l’alluvionnement recouvre de vastes surfaces en plusieurs épisodes. A la suite de M. P. Brunet, il semble que l’on doive attribuer ce « glacis d’érosion latérale » à une « cause climatique ayant accru la puissance de transport des rivières ». CONCLUSION Résumé historique et paléogéographique Le territoire couvert par le Bassin de Carcassonne a été gagné à l’aire de subsidence nord-pyrénéenne à la fin des temps crétacés. Les dépôts continentaux et lacustres de cette époque recouvrent une surface d’érosion développée au cours du Crétacé. La sédi¬ mentation de l’Eocène inférieur, très diversifiée est encore distribuée selon un cadre dépassant très lar¬ gement les dimensions du synclinal de Carcassonne. Celui-ci ne paraît en effet avoir pris nettement son individualité qu’à partir de l’Eocène moyen. Il a alors accueilli de puissants apports mollassiques auxquels il doit son cachet sédimentaire. Au Crétacé supérieur et au Paléocène, (pi. I), sa frange méridionale participe à un glacis d’épan¬ dage à partir duquel les matériaux détritiques arrachés à la Montagne Noire gagnent le centre du bassin. La subsidence y est moins importante que dans l’Alaric où elle se manifeste de façon discontinue. Cela s’y traduit par des dépôts alternés de calcaires à Characées et de couches rouges correspondant au dépôt de cuvettes lacustres. Cependant, dès le Thanétien, la tendance négative de ce domaine s’affirme permettant une ingression tout à fait passagère de l’extrémité orientale du golfe marin aquitain. Un phénomène analogue mais encore nettement caractérisé accidente par deux fois les dépôts palustres du Sparnacien. Il est alors probable que l’axe de la gouttière de Carcassonne se trouve rejeté au S par rapport à l’axe actuel de la dépression. Les dépôts yprésiens vont permettre de suivre le glissement vers le N de l’axe de la gouttière sous- pyrénéenne, ce cycle marin semblant par ailleurs lié à une nouvelle accélération de l’enfoncement du fond marin. L’étude de sa formation basale (pl. II) révèle une pente sédimentaire NW-SE. La Montagne d’Alaric semble alors s’individualiser comme une sorte de gradin séparant deux domaines selon une liene NE-SW : — Au NW un territoire essentiellement littoral caractérisé par des faciès littoraux, l’alimentant par l’intermédiaire de deltas (Issel) ; — Au SE un bassin de décantation à sédimen¬ tation plus fine s’étendant des Monts de Lagrasse au bord nord du Massif de Mouthoumet. La limite entre ces deux domaines prend plusieurs formes : barrière sableuse, cordons de calcaires à Algues et se déplace légèrement selon les niveaux en liaison sans doute avec les oscillations du fond du bassin. La deuxième formation de l’Yprésien (