Géol n°2.qxd

27 Pages·2002·3.59 MB·English

L’évolution paléogéographique
et géodynamique du Bassin aquitain
au Paléogène : enregistrement
et datation de la tectonique
Jean-Pierre GÉLY (1)
pyrénéenne*
Kàroly SZTRÀKOS (2)
Paleogeographic and geodynamic evolution of the Aquitaine Basin during the Paleogene:
recording and dating of the Pyrenean tectonism
Géologie de la France, n°2, 2000, pp.31-57, 14fig.
Mots-clés : Géologie, Bassin aquitain, Languedoc, Bassin parisien, Paléocène, Eocène, Stratigraphie, Tectonique, Paléogéographie.
Key words: Geology, Aquitaine Basin, Languedoc, Paris Basin, Paleocene, Eocene, Stratigraphy, Tectonic, Palaeogeography.
Résumé reconnues depuis longtemps dans la chaîne ding of the geodynamic development in
des Pyrénées, et qui modifient profondé- the Aquitaine Basin.
L’analyse séquentielle du Paléogène ment les paléogéographies des bassins
du Bassin aquitain, calée précisément d’avant-chaîne. En cela, l’enchaînement This operation can be carried out at
dans le temps à l’échelle de la biozone, et la classification des déformations various scales:
permet de déterminer la dynamique de depuis le cœur de la chaîne de collision
- tectonic structure, by comparing the
dépôt des corps sédimentaires séparés jusqu’aux confins de l’avant-pays soumis
deposition history between the top and
par de grandes discontinuités. Les défor- au régime compressif, permettront à
flanks of the structure (short-deformation
mations de longueurs d’onde variées qui terme d’établir un modèle très précis du
wavelength, at kilometre scale; in the
témoignent de la tectonique pyrénénenne, mécanisme de déformation d’une plaque
present paper the tectonic movements are
sont identifiées par leurs jeux synsédi- continentale.
described as "normal" when in agree-
mentaires. Il semble que les phases tecto-
ment with the present nature of the tec-
Abridged English version
niques remarquables soient d’abord
tonic structure and "reverse" in the
accompagnées de déformations de courte
The effects of the Pyrenean collision opposite case);
longueur d’onde reconnues dans tout
have been identified over many years in the
l’avant-pays, au moins jusqu’au Bassin - isopic region, by detecting the sedi-
Paleogene sedimentary sequence of the
parisien ; puis rapidement, se surimpo- mentary units and discontinuities of
Aquitaine Basin (Kieken, 1973; Schoeffler,
sent en réajustement, des déformations de regional extension (middle wavelength);
1973; Feuillée et al.,1973; Plaziat, 1984,
moyenne et grande longueurs d’onde. La
1986; Razin, 1989; Deramond et al., 1993,
- basin and neighbouring areas, by
mise en place des nappes de charriage
Tambareau et al., 1995; Cavelier et al.,
elaborating paleogeographic maps of the
des zones internes puis externes de la 1997 (Fig. 1). However, sequential analy-
maximal transgression of the deposition
chaîne des Pyrénées, suivie de leur sis provides tody a better understanding of
sequences and comparing with other
démantèlement, s’est répercutée directe- the sedimentary processes within an active
basins such as the Paris Basin (long
ment dans les bassins d’avant-pays, ce tectonic setting. The stratigraphic correla-
wavelength).
qui permet de dater précisément les tion of third-order deposition of sequences
étapes majeures du raccourcissement. at the biozone scale and not at stage scale The variable wavelength deforma-
Bien que la collision s’inscrive dans un as formerly proposed for the Paleocene tions identified fit adequately with the
continuum de déformation, il est possible and Eocene of the Aquitaine Basin (Sztra- model of imbricated prisms proposed by
de distinguer et de caler sur l’échelle des kos et al., 1997, 1998 - Figs. 2, 3 and 4) Lacombe and Mouthereau (1999) for the
temps géologiques des phases de serrage, provides new insight into the understan- Pyrenean orogen. The short- to middle-
* manuscrit déposé le 5 janvier 2000, accepté le 25 septembre 2000.
(1) attaché du Muséum national d’Histoire naturelle, 43 rue Buffon, 75005 Paris, France.
(2) 35 rue Savier, 92240 Malakoff, France.
GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000 31
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
wavelength deformation regimes that Renewed subsidence occurs during deformation is known during the long
succeeded in the various domains of the the Middle Thanetian (Fig. 6) in relation deposition period of the Laon Sands,
Aquitaine Basin throughout the Cenozoic with a long-wavelength deformation also which are dated from the top of NP10 to
largely controlled the sedimentation expressed in the Paris basin when the the base of NP12.
(Fig.2). The comparative tectonic histo- first Thanetian deposits uncomformably
ry between the Aquitaine Basin and the overly the Senonian and the Danian (P6 The second major tectonic phase is
Paris Basin make it possible to evalua- sequence, Janin and Bignot, 1993). dated at the E9/E10 limit, corresponding
to the Ypresian/Lutetian boundary. This
tion the long-wavelength deformations
At the Paleocene-Eocene boundary, phase is marked by the beginning of the
that affected the whole of the western
subsidence decreases altogether in the detrital sedimentation (Middle Palassou or
Europe continental platform (Fig.14).
western part of the Aquitaine basin and in Palassou II). The Pyrenean closure results
During the Lower Danian, the devel- the Paris Basin, accompanied by middle- in pre-Lutetian folds identified in the the
opment of the North-Pyrenean trough is a wavelength deformation, including emer- Peyrehorade unit, the first significant short-
direct consequence of the flexure of the sion and erosion periods separating four ening of the southern slope of the North-
continental plate initiated during the short-duration cycles (top of NP8 zone Pyrenean trough. This is followed by
Senonian, in the fore zone of the Pyre- and NP9 zone) identified in both basins massive deposition of conglomerates and
(P8 sequence, both parasequences of the
nean thrust front. In the Paris Basin tec- polygenic breccias on the southern slope
P9-E1 sequence and P10-E2 sequence,
tonic tightening was initiated resulting in that is being deformed (Fig.10). An east-
Sztrakos et al., 1997). Obviously, these
a general emersion at the end of the Cre- west, middle-wavelength structuration
four sedimentary cycles may be of eusta-
taceous and almost total erosion of the affects the Adour Basin and extends into
tic origin while of being part of a period
Maastrichtian (Pomerol, 1989). The the North-Aquitaine platform (Fig.11).
of active tectonics.
long-wavelength deformation at the Cre- Short-wavelength tectonics also affect the
taceous-Tertiary boundary is however Paris Basin as the Lower Lutetian trans-
Renewed regional subsidence occurs
associated with a short-wavelength gression overlies the deformed and erod-
during the Lower Ilerdian extending into
deformation that is suspected when con- ed Middle Ypresian (Gély, 1966). In both
the Bordeaux area from the Atlantic
sidering the distribution of Danian basins, renewed subsidence occurs at the
boundary (P11-E3 sequenec, Fig.7).
deposits. In the Paris basin, as in the beginning of the Lower Lutetian together
During the Middle Ilerdian, middle- to
Aquitaine basin, subsidence starts very with shot-wavelength synsedimentary
short-wavelength deformation is marked
locally during the Lower Danian repre- by polygenic breccias in the southern tectonics during the E10 sequence and at
sented by the Verus-Mont Aimé deposits part of the North Pyrenean trough. This the E10/E11 boundary.
(P1 sequence, Bignot, 1993). event is expressed in the Paris Basin by
During the Upper Lutetian-Lower Bar-
the reworking of the Thanetian and
The North-Pyrenean trough is initiat- tonian interval, the tectonic activity in the
Lower Ypresian (Lower Sparnacian)
ed in the southern Aquitaine Basin during Aquitaine Basin is mainly represented by
sands within the Sinceny Sands. Renewed
Danian times, west of the Lannemezan middle-wavelength deformation including
subsidence then occurs in both basins
shoal (Fig.5). In the southern part of the shore migration toward the Atlantic border.
during the Upper Ilerdian (E4 sequence
Adour Basin and the Basque thrust zones, This type of deformation is also found in the
for the Aquitaine Basin and lewer part of
the permanent presence of turbidites pro- Paris Basin whose marine polarity
the Laon Sands in the Paris Basin
vides evidence for the instability of the changes: the marine gulf opened towards
(Dupuis et al.,1982).
southern slope of the North-Pyrenean the North Sea up to the Middle Lutetian
trough. In the Paris Basin, short-wave- The first major tectonic phase extends becomes an appendix of the Atlantic, up to
length deformations have been widely from the upper part of E4 to the whole of the Recent (Gély, 1996).
identified as syn-sedimentary normal E5 at the end of the Ilerdian; the North
The third tectonic phase is dated
faults in the Vigny Upper Danian (P3 Pyrenean trough, that underwent strong
Upper Bartonian (beginning of the Upper
sequence, Montenat et al., 1997). accomodation during the whole of the
Ilerdian, is progressively filled by thick Palassou - Palassou III detrital sedimenta-
In Aquitaine, the structural scheme of lagoonal deposits followed by detrital tion); structuration of the whole North-
the Danian globally persists throughout continental deposits originating from the Pyrenean trough results in uncomformities
the Lower Thanetian. However, the exten- structuration of the axial zone of the the in the marine sequences as well as the
sion of the North Pyrenean trough east of eastern Paleo-Pyrenees (beginning of the molasse deposits around the E14/E15
the Lannemezan shoal during the Lower detrital sedimentation: Lower Palassou boundary (Crochet, 1974, 1984, 1991;
Thanetian is a direct consequence of the or Palassou 1). The subsidence pole, Fig. 12). It is also during this period that
tectonic episode occurring at the P5/P6 located in the North-Pyrenean trough pre-nappe structuration occurs in the
boundary. Abrupt slowing down of the since the Early Cenozoic (Fig.8), Corbières. The short-wavelength defor-
subsidence results, at best, in reduced migrates to the north-west into the Adour mation extends northward as far as the
accomodation but, in most cases, a mid- Basin at the E8/E9 boundary (Fig.9). Paris Basin, including synsedimentary
dle-wavelength deformation generates a This migration together with the progra- fault tectonics during the Upper Barton-
strong erosion of the Danian sequences dation of the detrital bodies towards the ian (Middle Marinesian of the Paris
locally expressed by the P6-sequence Atlantic boundary will persist until the Basin, Wyns, 1978). This phase is fol-
polygenic conglomerates. Recent. In the Paris Basin, however, no lowed by a tectonic event of lesser extent
32 GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
at the E15/E16 boundary.The Priabonian biostratigraphy work. This analysis made entre le sommet de la structure et ses
appears as a calmer period (Fig.13). itpossible to determine the deposition flancs (courte longueur d’onde de la
dynamics of the sedimentary bodies sepa- déformation, à l’échelle kilométrique ;
The fourth and last major tectonic
rated by large discontinuities. Deforma- dans cette note, les jeux tectoniques
phase is dated Oligocene. The Rupelian
tions of various wavelength account for sont dits « normaux » lorsque ceux-ci
is often uncomformable in the Aquitaine
the Pyrenean tectonics as shown by sont conformes à la nature actuelle de
Basin while erosion occurs at the Pri-
synsedimentary processes. It appears that la structure tectonique, et sont dits
abonian (Ludian)-Rupelian (Stampian)
the main tectonic phases are first associat- «inverses » dans le cas contraire) ;
boundary in the Paris Basin. Oligocene
ed with short-wavelength deformation
tectonics culminate between the Lower identified in the whole foreland, then are -d’une région isopique, par détection des
Rupelian (post N0P21 zone) and the rapidly overimposed by middle- and unités sédimentaires et des discontinuités
Upper Chattian (pre NP25 or pre NP24 if long-wavelength deformations. The d’extension régionale (moyenne longueur
the Mugnon sandstone is included) when emplacement and subsequent erosion of d’onde) ;
the Basque nappes are emplaced into the
thrust nappes in the inner then outer zones
Aquitaine Basin, probably accompanied -du bassin et des régions limitrophes, par
of the Pyrenean Belt have a direct impact,
by the northwest thrust of the eastern- construction de cartes paléogéographiques
making it possible to precisely date the
Corbieres nappe. The north-west move- du maximum transgressif des séquences de
major stages of the shortening. Although
ment of the Basque Pyrenees has been dépôt et par comparaison avec d’autres
the collision is included in a deformation
estimated between 30 and 40 km (Zolnai, bassins tel que le Bassin parisien (grande
continuum, it is possible to differenciate
1971, 1975; Muller and Roger, 1977). longueur d’onde).
and date, at geological scale, shortening
The comparison between the Paleogene
periods, known of for a long time in the
sequences from the autochthonous and Les déformations à différentes longueurs
Pyrenees and that deeply alter the paleo-
the nappes provides a significant paleo- d’onde que l’on reconnaît, s’inscrivent bien
geography in the forebelt basins. The con-
geographic marker represented by dans le modèle de prismes imbriqués pro-
tinuity and classification of the deformation
brown-red clays at the top of the P11-E3 posé par Lacombe et Mouthereau (1999)
from the core of the collision belt to the
sequence. In the Autochthonous, these pour l’orogène pyrénéen.
outskirts of the foreland submitted to a
clays are distributed along a narrow
compressive regime, should make it pos-
east-west band between the Goudon 1, Conséquences
sible to establish a precise deformation
Ger 1 and Artigueloutan 101 drillholes.
model for a continental plate. de la structure du bassin
In the allochthonous, these clays are pre-
dans l’enregistrement
sent 35-40 km to the north-northwest in the
Sorde 1 drillhole. The shifting of this isopic Introduction sédimentaire
zone proves that, during the Middle
Rupelian, the Peyrehorade unit was Depuis de nombreuses années, les Au Paléogène, le Bassin aquitain peut
thrusted over the foreland for about effets des épisodes tectoniques de la col- être partagé en trois grands domaines
40km (Fig.1). During the Chattian, lision pyrénéenne ont été reconnus dans structuraux qui d’ailleurs sont issus de
these tangent tectonics are sealed in la série sédimentaire paléogène du Bassin l’héritage hercynien, à savoir:
Aquitaine as well as in the Languedoc. aquitain (pour une revue voir: Kieken,
1973; Schoeffler, 1973; Feuillée et al., -un domaine peu subsident (une épais-
Short-wavelength deformation also 1973; Plaziat, 1984, 1986; Razin, 1989; seur de 800 m de Cénozoïque dans le syn-
occurs in the Paris Basin during the NP23 Déramond et al., 1993; Tambareau et al., clinal du Porge) et peu structuré au nord
interval: the Pierrefitte and Vauroux 1995; Cavelier et al., 1997) (fig. 1). de la flexure celtaquitaine, nommé
"faluns" transgressive over a structured «Plate-forme nord-aquitaine»;
basement; shortly after middle-wavelength Cependant, l’analyse séquentielle
deformation results in the sea moving out of fournit aujourd’hui une meilleure com- -un premier domaine subsident (3000m
the Paris Basin into the Ligerian channel préhension des phénomènes sédimentaires de Cénozoïque dans le synclinal de Tarbes),
(Gély and Lorenz, 1991; Debrand-Passard développés en contexte de tectonique fortement structuré, s’étendant au sud de
et al., 1997. The paleogeographic setting active. La corrélation stratigraphique des cette même flexure et à l’ouest du syncli-
established then continues during the séquences de dépôt de troisième ordre à nal de Pamiers, nommé «Bassin sud-
Miocene in the Aquitaine and Paris Basins. l’échelle de la biozone et non plus à celle aquitain»; il comprend les sous-bassins
Upper Oligocene and Aquitanian extension de l’étage comme précédemment, pro- de Parentis et de l’Adour; seul ce domaine
affects the Languedoc area, among others, posée pour le Paléocène et l’Eocène du possède une série salifère du Trias-Lias
while a compressive regime including a Bassin aquitain (Sztràkos et al., 1997, inférieur et des dépôts syn-rifts du Crétacé
main north-northwest constraint (Rocher et 1998; fig. 2 (en fin d’ouvrage), 3 et 4), inférieur liés à l’ouverture du golfe de
al., 1998) continues in Aquitaine from the apporte de nouveaux arguments pour Gascogne (Boilot, 1984; Brunet, 1991) ;
Upper Oligocene to the Recent. reconstituer l’histoire géodynamique du
-un second domaine subsident (3000m de
Bassin aquitain. Cette reconstitution peut
This study shows that sequential être menée à l’échelle: Cénozoïque dans le synclinal de Pamiers),
analysis of the Paleogene of the peu structuré, comprenant le synclinal de
Aquitaine Basin has been properly dated -d’une structure tectonique, par com- Pamiers et ses confins languedociens,
at biozone scale as a result of a detailed paraison des histoires sédimentaires nommé «Bassin nord-pyrénéen».
GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000 33
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
Fig. 1.- Schéma structural de lazone d’étude (d’après Esso-Rep,SNPA, BRGM, 1974; complété parles données publiques de sub-surfa-ce). 1: chevauchements pyrénéens;2: accidents majeurs; 3: accidentsmajeurs à fort rejet (les barbulesindiquent le compartiment effon-dré); 4: anticlinal; 5: synclinal;6: affleurements du Paléocène;7: affleurements de l’Eocène; 8: forage profond. Fig. 1.- Structural sketch of thestudy zone (after Esso-Rep, SNPA,BRGM, 1974; completed by publicsubsurface data). 1: Pyrenean overthrusts; 2: major faults; 3: high-throw major faults (collapsed com-partment underlined); 4: anticline;5: syncline; 6: Paleocene outcrop;7: Eocene outcrop; 8: deep drill-hole.
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34 GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
Fig.2.- Synthèse stratigraphique et découpage séquentiel du Paléocène et de l’Eocène du Bassin aquitain (d’après Sztràkos et al., 1997, 1998, modifiés).
1: domaine bathyal à circalittoral; 2: domaine infralittoral; 3: domaine littoral à supralittoral; 4: domaine continental; 5: lacune d’érosion ou de non-dépôt.
Fig.2.- Stratigraphic overview and sequential subdivision of the Paleocene and Eocene of the Aquitaine Basin (after Sztràkos et al., 1997, 1998, modifiés).
1: bathyal to circalittoral domain; 2: infralittoral domain; 3: littoral to supralittoral domain; 4: continental domain; 5: erosion or non-deposition gap.
GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000 35
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
Fig.3.- Coupe NW-SE en épaisseur des séquences de dépôt, avec comme horizontale le toit de l’Oligocène; la position de la coupe est figurée sur la figure 5.
1: domaine bathyal à circalittoral; 2: domaine infralittoral; 3: domaine littoral à supralittoral; 4: domaine continental.
Fig.3.- NW-SE section of sequence thicknesses, the uppermost Oligocene surface bening used as a horizontal member; for section location see Figure 5.
1. bathyal to circalittoral domain; 2. infralittoral domain; 3. littoral to supralittoral domain, 4. continental domain.
Le Sénonien des Pyrénées centrales pirs développés du Crétacé inférieur à aquitain et nord-pyrénéen, au Paléocène
(Choukroune, 1974; Debroas, 1990) l’Aptien, orientés est-ouest à l’aplomb de et à l’Eocène inférieur et moyen, le Sillon
comme le Maastrichtien des régions de grands accidents de socle à jeu listrique, nord-pyrénéen issu de la flexuration de la
Lérida en Espagne (Plaziat, 1972), évoluent au cours du Cénozoïque en plis plaque continentale en avant du front de
desCorbières occidentales (Bilotte, à vergence nord (anticlinal d’Audignon). chevauchement, va être comblé progres-
1985) ou du Languedoc (Freytet, 1970), Les diapirs albiens, situés à l’intersection sivement, d’abord par des dépôts marins,
avec leurs plis érodés de la phase «bégudo- des failles est-ouest et des grands acci- ensuite par des sédiments continentaux.
rognacienne», marquent les prémices de dents subméridiens (Canérot et Lenoble,
Sollicités par la compression pyrénéen-
la tectonique compressive pyrénéenne. 1991), forment des plis ovoïdes (anticli-
ne, les trois domaines du Bassin aquitain
Cependant, la limite Crétacé-Paléocène naux de Campagne, de Mézos, de Louer)
se sont déformés très différemment et par
apparaît concordante dans les pays parfois à cœur diapirique perçant (diapirs
conséquent ont connu des évolutions
basques français et espagnol (Apellaniz de Bastennes-Gaujacq, de Dax-Bénesse-
sédimentaires variées.
et al., 1997). lès-Dax, de Magescq). C’est sur ce sub-
stratum déjà fortement structuré que se
Apartir du Paléocène, le régime com- mettent en place les transgressions du Du Danien au Thanétien
pressif pyrénéen devient actif en perma- Cénozoïque. En revanche, sur la plate- inférieur : initialisation
nence. Dans le Bassin sud-aquitain, il va forme nord-aquitaine et dans le Bassin du Sillon nord-pyrénéen
s’exercer sur une couverture sédimentai- nord-pyrénéen, la structuration anté-ter-
re déjà fortement structurée au cours du tiaire de la série mésozoïque est restée Dans le Béarn, la séquence P1 inaugure
Mésozoïque, avec la mise en place du faible et la compression pyrénéenne va la Formation des Calcaires de Lasseube
diapirisme des évaporites triasiques lors s‘exercer sur des bâtis relativement (Seyve, 1984 a, b), mais demeure incon-
du rifting crétacé (Canérot et Lenoble, homogènes. Bien sûr immédiatement au nue à l’est du synclinal de Tarbes. Son
1993 ; Bourrouilh et al., 1995). Les dia- nord des Pyrénées, dans les bassins sud- extension est globalement réduite au Sillon
36 GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
W Grena de 2 E
Soustons 2 Gourbera 1 Lesgor 1 Landes-de-Siougos 4 Maurrin 1 Barreau 1
?
E 16-18
E
1
6-
1
8 E-15
E 1 4 E-10 EE--1134 ?
E 7
E 15 P 10-1 P 6-8
E 9 E 13 E 9 P 1-5
1
E 12 P 1 - 5 2
E 4-5
100 m P 10-E 2 - P 11-E 3 3
10 km 4
Fig. 4.- Coupe W-E en épaisseur des séquences de dépôt, avec comme horizontale le toit de l’Oligocène ; la position de la coupe est figurée sur la figure5.
1: domaine bathyal à circalittoral ; 2 : domaine infralittoral ; 3 : domaine littoral à supralittoral ; 4 : domaine continental.
Fig. 4.- W-E section of sequence thicknesses, the uppermost Oligocene surface bening used as a horizontal marker; for section location see Figure 5.
1. bathyal to circalittoral domain; 2. infralittoral domain; 3. littoral to supralittoral domain, 4. continental domain.
nord-pyrénéen, limitée à l’est par le Seuil plate-forme carbonatée ouverte (Couches bilité tant de la plate-forme que de ses
de Lannemezan qui marque les confins du de Buane de la Formation d’Arcet). En talus, où se met en place un régime turbi-
Bassin sud-aquitain. Sur les affleurements, revanche, dans les Petites Pyrénées, le ditique qui persiste pendant les séquences
la séquence P1 du Danien basal est totale- Danien qui débute par la séquence P3, P4 et P5 (jusqu’au sommet de la zone
ment absente mais la microfaune de cet âge montre une sédimentation de plate-forme NP4).
est remaniée localement dans les calcaires interne passant rapidement vers l’est à un
de la base de la séquence P2 du Danien dépôt d’argiles rouges ou bariolées à Du Thanétien moyen à
inférieur (Seyve, 1984 a, b). Cette dernière concrétions carbonatées (Gruas-Cavagnetto
l’Ilerdien : extension vers l’est
séquence n’est reconnue également qu’à et al., 1992 ; Peybernès et al., 1996). Sur
l’ouest du Seuil de Lannemezan. la plate-forme nord-aquitaine, au nord de du Sillon nord-pyrénéen
la Flexure celtaquitaine, la sédimentation
L’extension marine se poursuit vers le est uniquement continentale avec des faciès Le Danien et le Thanétien inférieur
nord et l’est pendant la séquence P3 du sidérolithiques. Dans la séquence P3, le (séquences P1 à P5) forment un ensemble
Danien moyen (fig.5). La limite septen- faciès des «Calcaires conglomérés» de la sédimentaire qui est en partie érodé sous
trionale du domaine pélagique suit le Formation de Lasseube correspond à des la transgression de la séquence P6 du
bord septentrional du synclinal d’Arzacq brèches de pente au pied des talus de la Thanétien moyen. Les séquences P4 et P5
puis longe les structures de Bastennes- plate-forme, comblant parfois des canyons particulièrement érodées, sont de faible
Gaujacq, de Louer et de Boos. Ce domai- sous-marins. Ces brèches renferment sur le extension, n’étant formellement recon-
ne occupe ainsi la région de Parentis, le talus espagnol du domaine pélagique, des nues que dans la région de Bidart et de
synclinal d’Escourre et le Sillon nord- éléments du Crétacé, dont des volcanites Bayonne, dans les environs de Tercis
pyrénéen dans le Bassin sud-aquitain. roulées, remaniées avec les débris de la (Kieken et Thibault, 1975) et peut-être à
Au-delà, à proximité de Saint-Marcet, le plate-forme carbonatée paléocène (Plaziat, Roquefort (Blanc, 1973). Les Calcaires
Danien moyen présente des faciès de 1975). Ces faciès révèlent une forte insta- de Lasseube appartenant à ces séquences,
GÉOLOGIE DE LAFRANCE, N° 2, 2000 37
PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
ont une épaisseur fortement réduite entre bonates des Couches de Buane, et vers ayant entraîné la disparition des Couches
Dax et le forage Ponson-Dessous 1, ce l’ouest, aux Calcaires de Lasseube circa- de Houns supérieures dans le Bassin sud-
qui correspond à une zone positive fonc- littoraux-épibathyaux. Dans le Bassin aquitain, à l’ouest de Tarbes, est accom-
tionnant jusqu’à l’Yprésien inférieur. Il en nord-pyrénéen, les dépôts infralittoraux pagnée de l’installation d’un prisme de
est de même sur trois axes d’orientation de cette séquence atteignent l‘anticlinal bas-niveau (base des Couches du Pillardou)
est-ouest : entre les forages Calavanté 1 de Dreuilhe, relayés à l’est par d’épais dans les environs de Gan. Au nord, la
et Galan 101, entre la structure de Garlin dépôts laguno-lacustres et fluviatiles jus- flexure celtaquitaine est localement
et le forage Pallanne 1, et dans le Synclinal qu’aux Corbières. débordée par des calcaires à milioles, à
de Tartas. Alveolina cucumiformis et A. avellana,
Dans le Bassin nord-pyrénéen, si la décrits par M. Veillon (1961) sur la plate-
Ainsi, la séquence P6 repose sur une régression à la limite des séquences P6 et forme nord-aquitaine.
importante discontinuité. La période d’éro- P7 est de courte durée, en revanche dans
sion est de courte durée dans la partie le Bassin sud-aquitain, on observe une Le Calcaire de Meilhan inférieur est à
méridionale du Béarn (limite des zones émersion avec un développement de son tour, localement incisé par des paléo-
NP4 et NP5), mais elle se prolonge au Microcodiumau sommet des dépôts de la vallées remplies de Sables de Louer de la
nord de Pau jusqu’à la base de la zone séquence P6. La séquence P7 du Thané- séquence P11-E3 de l’Ilerdien moyen sur
NP6. Un prisme de bas niveau (partie tien supérieur est d’extension plus rédui- l’anticlinal de Louer et dans le synclinal
inférieure des Sables de Guillempau) te encore que la séquence précédente, à la de Tartas qui formaient ensemble une
s’installe dans le Sillon nord-pyrénéen suite de l’émersion qui a précédé le dépôt zone haute à cette époque (fig. 2 et 4).
(sommet de la zone à P. pusillus pusillus des Couches de Houns (séquence P8 du Tous ces hiatus d’érosion qui ont fait dis-
[P3b], sommet de NP4 et base de NP5; Thanétien sommital), marquée par le paraître entièrement certaines séquences
fig. 2). Les dépôts de la séquence P6 sont développement des Microcodiumdans les dans le Bassin sud-aquitain, sont inconnus
à l’est du Seuil de Lannemezan, dans le
caractérisés par l’augmentation brusque calcaires de l’anticlinal d’Audignon.
Bassin nord-pyrénéen, où toutes les
de la teneur en argile dans les Couches de Ainsi, le sommet du prisme de haut-
séquences sont représentées par des
Buane et par le début de la sédimentation niveau de la séquence P7 est totalement
dépôts infralittoraux à continentaux. Ceci
argilo-sableuse des Marnes de Latapy, érodé dans la partie occidentale et septen-
suggère que les érosions importantes
dans la région de Pau et de Tarbes. Par trionale du Bassin de l’Adour (fig. 2, 3 et
reconnues dans la partie occidentale du
ailleurs, le Trias resédimenté de Figarol 4) ; il ne subsiste qu’au sud de l’anticlinal
Bassin aquitain à cette époque sont bien
près de Saint-Gaudens (Peybernès et al., d’Audignon et au sud-est de la ride de
liées à des déformations tectoniques de
1996), contemporain des Marnes à Garlin. Cependant, la limite entre les
courte et moyenne longueurs d’onde, spé-
Micraster tercensis (zone NP6), est faciès argilo-sableux et les faciès carbo-
cifiques à ce domaine structural.
accompagné d’une importante érosion natés de la plate-forme varie peu entre la
des dépôts du Maastrichtien supérieur. base de la séquence (Couches de Néez) et
Les faciès pélagiques représentés par
Cependant, les apports détritiques issus le sommet (Couches de Libaros) (séquence
les Couches du Pillardou occupent tou-
des Paléo-Pyrénées sont bloqués par la P7). Les marnes de Cassoua de la séquence
jours le Sillon nord-pyrénéen du Bassin
zone haute entre Dax et le forage Ponson- P8 transgressent ainsi sur un substratum
sud-aquitain tandis que la mer atteint son
Dessous 1. Plus au nord-ouest, les fortement érodé, localement jusqu’au
maximum d’extension vers l’est dans les
conglomérats à galets sénoniens dans la Maastrichtien entre les forages Saint-Jean-
Corbières et jusque dans l’autochtone
coupe de Subercamp (zone NP6) témoi- de-Marsacq 1 et Pouyarramon 1, sur l’axe sous les écailles de Saint-Chinian au
gnent de la réactivation du diapir de Ter- de l’anticlinal de Saint-Lon-les-Mines. nord-ouest de Béziers (Hottinger, 1960;
cis-les-Bains. Ce niveau est inséré entre Plaziat, 1972, 1975; Alabouvette et al.,
Les événements survenus dans l’in-
les marnes et les calcaires argileux de la 1982), avec le dépôt des Marnes à oper-
tervalle des séquences P7 à P11-E3, au
séquence P6. L’épisode de la tectonique culines, des Marnes à Turritella trempina
passage du Thanétien à l’Ilerdien, qui
pyrénéenne à la limite Thanétien infé- et du Calcaire à Solenomeris (Plaziat et
provoquèrent une variation de l’accom-
rieur-Thanétien moyen (sommet de la zone Perrin, 1992) (fig. 2 et 7).
modation de quelques dizaines de mètres
NP4 et zone NP5), impliquant largement
les niveaux salifères du Trias déjà plus ou dans le domaine de la plate-forme, pour- Le rôle de la tectonique s’accroît à
moins évolués en diapir, a été suivi d’une raient être attribués aussi bien à des phé- partir de l’Eocène inférieur et prend toute
sédimentation terrigène pendant les zones nomènes tectoniques qu’eustatiques. son ampleur dans le Bassin sud-aquitain.
NP5 et NP6. Dans le Bassin sud-aquitain, à l’ouest du L’apparition d’argiles brun rouge, témoin
forage Haget 1, le Calcaire de Meilhan du démantèlement de paléosols, au sommet
Le rivage septentrional de la mer pen- inférieur appartenant à la séquence P10- du Membre du Pillardou, dans les forages
dant la séquence P6 longe toujours la E2 repose sur une discontinuité érosive de Goudon 1, de Ger 1, d’Artigueloutan
Flexure celtaquitaine (fig.6). Le faciès sous laquelle les séquences P8 et P9-E1 101, et de Sorde 1 (Sztràkos et al., 1998)
argileux bathyal (Marnes de Latapy) manquent souvent en totalité (fig. 2, 3 et annonce les événements tectoniques
occupe le Sillon nord-pyrénéen dans le 4). La séquence P9-E1 est en revanche importants de la limite des séquences
Bassin sud-aquitain et réapparaît au nord- présente dans l’unité de Peyrehorade, à P11-E3/E4. Cette limite est soulignée par
ouest dans le synclinal d’Escourre et dans Sorde 1, avec des brèches datées de la un olistostrome de matériel triasique à
la région de Parentis. Vers le nord du bas- zone NP9 (inédit). L’importante érosion Lasseube (Peybernès et al., 1996), par le
sin, ce faciès passe latéralement aux car- entre les séquences P9-E1 et P10-E2, Complexe à blocs de Caseville dans la
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PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
Fig. 5.- Carte paléogéographique du maximum de transgression de la séquence de dépôt P3 (Danienmoyen). 1: domaine bathyal à circalittoral; 2: domaine infralit-toral; 3: domaine littoral à supra-littoral; 4: domaine continental;5: lacune d’érosion post-séquence;6: rivage hypothétique; 7: affleu-rements du Paléocène; 8: affleure-ments de l’Eocène; 9: forageprofond. Fig. 5.- Paleogeographic map ofmaximum transgression of P3sequence (Middle Danian). 1: bathyal to circalittoral domain; 2: infralittoral domain; 3: littoral tosupralittoral domain; 4: continentaldomain; 5: post-sequence erosiongaps; 6: possible shoreline; 7: Paleocene outcrop; 8: Eoceneoutcrop; 9: deep drill-hole.
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PALÉOGÉOGRAPHIE ET GÉODYNAMIQUE DU BASSIN AQUITAIN AU PALÉOGÈNE
Fig. 6.- Carte paléogéographiquedumaximum de transgression delaséquence de dépôt P6 (Thanétienmoyen). 1: domaine bathyal à circalittoral; 2: domaine infralit-toral; 3: domaine continental;4: lacune d’érosion post-séquence;5: rivage hypothétique; 6: affleu-rements du Paléocène; 7: affleure-ments de l’Eocène; 8: forageprofond. Fig. 6.- Paleogeographic map ofmaximum transgression of P6sequence (Middle Thanetian). 1: bathyal to circalittoral domain; 2: infralittoral domain; 3: continen-tal domain; 4: post-sequence ero-sion gaps; 5: possible shoreline; 6: Paleocene outcrop; 7: Eoceneoutcrop; 8: deep drill-hole.
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