Abridged version
1 Introduction
The Bedous area of the Aspe Valley is of high interest, because it is located at the Europe and Iberia plates boundary (Fig. 1A), in an area where Pyrenean general metamorphism is absent. A first geological setting was defined by Fournier [12], Carez [4,5], and Bresson [2]. Towards the north, the Layens–Ourdinse secondary chain of the North Pyrenean Zone is built up of Mesozoic platform formations of Triassic to Lower Cretaceous age that are affected by a north-vergent tangential tectonics. Towards the south, the High Chain comprises a Palaeozoic basement and an Upper Cretaceous sedimentary cover that consists of hippurites platform limestones and a fucoids flysch. Between these two zones is a median zone composed of a Palaeozoic basement, Triassic formations and ophites that overthrust the High Chain cover towards the south.
A. Localisation de B. B. Cadre géologique régional d'après des travaux antérieurs [3,7,8,17,21]. C. Coupes géologiques C1 et C2 d'après Ribis (1965). 1 : Paléozoı̈que indifférencié ; 2 : Permien–Trias (formations sédimentaires et ophites) ; 3 : Jurassique ; 4 : Crétacé inférieur ; 5 : Albien ; 6 : Albien-Cénomanien ; 7 : Cénomanien à Campanien p.p. ; 8 : Campanien p.p.–Maastrichtien ; 9 : alluvions ; ϕ : chevauchement majeur. P1 à P7 et F1 à F4 : localisation des échantillons ; C1, C2 : position des coupes géologiques d'après Ribis [17] ; AB : position de la coupe géologique de la Fig. 3.
A. Location of B. B. Regional geologic setting after previous works [3,7,8,17,21]. C. Geologic cross-sections C1 and C2 after Ribis (1965). 1: Undifferentiated Palaeozoic; 2: Permian–Triassic (sedimentary formations and ophites); 3: Jurassic; 4: Lower Cretaceous; 5: Albian; 6: Albian–Cenomanian; 7: Cenomanian to Campanian p.p.; 8: Campanian p.p.–Maastrichtian; 9: alluvions; ϕ: major thrust. P1 to P7 and F1 to F4: location of samples; C1, C2: position of geologic cross-sections after Ribis [17]; AB: position of the geologic cross-section of Fig. 3.
More recently, Canérot [3], Ribis [17], Ternet [21], Castéras et al. [7,8] mainly took this geological setting again (Fig. 1B).
The north-vergent tangential tectonics of the Layens–Ourdinse secondary chain is confirmed [11,16] as well as the south-vergent tangential tectonics of the High Chain cover [8].
The median zone is considered as a part of the High Chain where the Palaeozoic basement forms the Bois de la Traillère and Igountze massifs [8,15], whereas the ‘Bedous basin’ corresponds to a trough where sedimentary formations and ophites that are both considered as Triassic in age crop out (Fig. 1B). This zone overlies the cover of the High Chain with a major abnormal contact (Fig. 1C).
The geology of the northern and southern zones appears to be admitted as a whole. On the contrary, it is not at all the case for the median zone. For Viers [24], the Igountze massif is mainly composed of Upper Cretaceous formations. The occurrence of Upper Cretaceous is recognized in the ‘Bedous basin’ [9].
The problem of the age of the ophites remains very debated. The metamorphism at their contact is described by Lacroix [14] that considers their emplacement as post-Triassic. Carez [5] observes ophites intruded into Upper Cretaceous formations. Most of the authors refute the existence of a contact metamorphism that affects post-Triassic formations and consider the ophites as Triassic in age [3,19,21–23]. Bossière [1] thinks that the problem of the age of the ophites is not solved. Several authors observe that the age of the ophites is younger than the age of the Cretaceous formations that are metamorphosed at their contact [9,10,13,25,26].
2 New field data and datings
The preliminary results presented herein have been obtained in the eastern part of the median zone between the Arricq and Gabarret creeks to the north and the Malugar and la Berthe creeks to the south (Fig. 2). They concern a turbidite formation metamorphosed around ophite intrusions.
Localisation détaillée des échantillons. Les lignes chiffrées correspondent au quadrillage kilométrique UTM, fuseau 30. P1 à P7 et F1 à F4 : localisation des échantillons. AB : position de la coupe géologique de la Fig. 3.
Detailed location of samples. Numbered lines indicate the kilometric UTM grid, zone 30. P1 to P7 and F1 to F4: location of samples. AB: position of the geologic cross-section of Fig. 3.
2.1 Description
The turbiditic formation is mainly composed of mud turbidites that display incomplete Piper and Stow sequences (in [20]) in which T7 terms dominate. Silt and sand turbidites are much less frequent, rudites are absent. The calcareous content is very low or inexistent. However, some calcilutite beds are present. Fucoids occur at points F1 to F4 (Figs. 1B and 2). They are frequent within the Coniacian flyschs in the western Pyrenees.
The ophites intrusions crop out at points of variable sizes. The most important is the diapiric dome of the Soum de Pirait (Fig. 2). These ophites are related to oversaturated tholeiitic magmatism. On their edges whitish to very pale green rock masses with a talcous touch frequently crop out. These masses are of hydrothermal origin. When weathered, they often display a motley aspect, which explains why they have been wrongly considered as Keuper sediments.
At the ophites contact, the schists acquire an annealing aspect with a light grey to yellowish colour. At point P4 (Figs. 1B and 2), the Globotruncanidae are completely rubefacted. The limestones are dolomitised and mimic cellular dolomites. They also were wrongly attributed to the Triassic.
Most frequent minerals are quartz and pyrite. Some exceptional outcrops contain albite, pyrrhotite and phlogopite. The first 40Ar/39Ar datings on phlogopites (Desreumaux and Monié, in preparation) give ages from 62 to 63 Ma.
2.2 Datings
Only seven points were positive: points P1 to P7 (Figs. 1B and 2). Table 1 summarizes the results. According to the stratigraphic repartition of the planktic foraminifera [6], the age intervals attributed to these points are the following: P1, P2, P5, P7, Upper Turonian–Lower Santonian; P3 (only two species): Middle Turonian–Lower Santonian; P4: Upper Turonian–Middle Santonian; P6 (only one species): Middle Turonian–Upper Santonian.
Échantillons : données et résultats.
Samples: data and results.
| N° échantillon | Données UTM | Nature de la roche | Traitement | Globotruncanidae |
| (fuseau 30) | Ichnofossiles | |||
| P1 | x=691,700 | schiste ocre à noirâtre | lavage | Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, M. sigali (Reichel), |
| y=4762,050 | M. coronata (Bolli), M. sinuosa Porthault, M. marginata (Reuss), | |||
| M. undulata (Lehmann), M. angusticarinata (Gandolfi), | ||||
| Dicarinella primitiva (Dalbiez) | ||||
| P2 | x=691,400 | schiste ocre à noirâtre | lavage | Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, M. sigali (Reichel), |
| y=4762,185 | M. marginata (Reuss), M. undulata (Lehmann), | |||
| M. coronata (Bolli), M. angusticarinata (Gandolfi) | ||||
| P3 | x=691,380 | schiste ocre à noirâtre | lavage | Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, M. sigali (Reichel) |
| y=4762,260 | ||||
| P4 | x=692,075 | schiste gris à noirâtre | lavage | Marginotruncana coronata (Bolli), M. sinuosa Porthault, |
| y=4763,160 | M. marginata (Reuss), | |||
| Hedbergella flandrini Porthault | ||||
| P5 | x=693,925 | schiste noir satiné | lame mince | Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, M. renzi (Gandolfi), |
| y=4762,900 | M. coronata (Bolli), M. schneegansi (Sigal), M. sinuosa Porthault, | |||
| Dicarinella primitiva (Dalbiez), | ||||
| Hedbergella delrioensis (Carsey) | ||||
| P6 | x=694,110 | schiste noir satiné | lame mince | Marginotruncana marginata (Reuss) |
| y=4762,900 | ||||
| P7 | x=698,575 | schiste noir | lame mince | Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, M. renzi (Gandolfi), |
| y=4763,040 | M. coronata (Bolli), M. marginata (Reuss), M. sigali (Reichel), | |||
| M. schneegansi (Sigal) | ||||
| F1 | x=691,700 | turbidite sableuse | – | Fucoı̈des |
| y=4762,050 | ||||
| F2 | x=695,075 | schiste ocre satiné | – | Fucoı̈des |
| y=4760,025 | ||||
| F3 | x=698,310 | schiste ocre satiné | – | Fucoı̈des |
| y=4761,000 | ||||
| F4 | x=697,850 | turbidite silteuse | – | Fucoı̈des |
| y=4761,250 |
Consequently, the main probable age interval of the Globotruncanidae microfauna of the turbidites in the Bedous area is the Upper Turonian–Lower Santonian interval, that corresponds to the Dicarinella concavata Zone [18]. The microfauna and facies of P1 are identical with those of P2, P3 and P4. This confirms the absence of a major abnormal contact at this level. Westwards, the flysch of the High Chain cover contains Globotruncanidae up to the Upper Maastrichtian, such as Rosita contusa [17].
3 Conclusion
A new geological pattern is proposed (Fig. 3). The formations previously considered as Palaeozoic or Triassic in age in the median zone of the Bedous area must be attributed now to the Upper Cretaceous. The platform limestones of the cover of the Palaeozoic High Chain are older than the turbidites that are Upper Turonian to Lower Santonian in age. Therefore, their top cannot be attributed to the Campanian. Revising their stratigraphy would be useful.
Coupe géologique AB de la zone sud à la zone nord (position sur la Fig. 2). Pz : Paléozoı̈que ; t : Trias ; J : Jurassique (Lias inférieur–Oxfordien) ; Ci : Crétacé inférieur (Aptien supérieur) ; CsC : Crétacé supérieur, calcaires (Cénomanien–Turonien supérieur p.p. ?) ; CsFl : Crétacé supérieur, flysch (Turonien supérieur p.p. ?–Santonien inférieur) ; ω : ophite ; M : métamorphisme de contact ; P1, P4 : affleurements fossilifères.
AB geologic cross-section from the south zone to the north zone (position in Fig. 2). Pz: Palaeozoic; t: Triassic; J: Jurassic (Lower Liassic–Oxfordian); Ci: Lower Cretaceous (Upper Aptian); CsC: Upper Cretaceous, limestones (Cenomanian–Upper Turonian p.p.?); CsFl, flysch (Upper Turonian p.p.?–Lower Santonian); ω: ophite; M: contact metamorphism; P1, P4: fossiliferous outcrops.
During a period of extension and transtension, the subsidence of the area begins in the Turonian. This subsidence leads to the formation of a basin in which turbidites accumulate until the end of the Maastrichtian. During the Danian, the presence of faults related to the weakening of this basin allows the rise of a tholeiitic magma that is often diapiric. This magma leads to the contact metamorphism of the enclosing formations.
Then, during the Pyrenean compressive phases, the tholeiitic magmatism diapiric features and the tectonic inversions explain the double-verging tangential tectonics to the north and to the south observed both in the Layens–Ourdinse secondary chain and in the sedimentary cover of the Palaeozoic High Chain.
1 Introduction
La région de Bedous en vallée d'Aspe est d'un grand intérêt, car elle se situe aux confins des plaques Europe et Ibérie (Fig. 1A), dans un secteur où le métamorphisme général pyrénéen est absent. Un premier cadre géologique est défini par Fournier [12], Carez [4,5] et Bresson [2]. Au nord, le chaı̂non Layens–Ourdinse de la Zone nord-pyrénéenne est constitué de formations mésozoı̈ques de plate-forme, du Trias au Crétacé inférieur, qui sont affectées par une tectonique tangentielle à vergence nord. Au sud, la Haute chaı̂ne comprend un socle paléozoı̈que et une couverture sédimentaire du Crétacé supérieur, composée de calcaires de plate-forme à hippurites et d'un flysch à fucoı̈des. Entre ces deux zones se trouve une zone médiane (bassin de Bedous et massif du Bois-de-la-Traillère), à socle paléozoı̈que et à formations du Trias et d'ophites qui chevauchent la couverture de la Haute chaı̂ne vers le sud (Fig. 2).
Canérot [3], Ribis [17], Ternet [21], Castéras et al. [7,8] reprennent, pour l'essentiel, ce cadre géologique (Fig. 1B).
La tectonique tangentielle à vergence nord du chaı̂non Layens–Ourdinse est confirmée [11,16], de même que la tectonique tangentielle à vergence sud de la couverture de la Haute chaı̂ne [8].
La zone médiane est considérée comme un diverticule de la Haute chaı̂ne, dans lequel le socle paléozoı̈que constitue le massif du Bois-de-la-Traillère et le massif d'Igountze [8,15], tandis que le « bassin de Bedous » correspond à une zone d'ennoyage où affleurent des formations sédimentaires et des ophites attribuées au Trias (Fig. 1B). Cette zone repose par un contact anormal majeur sur la couverture de la Haute chaı̂ne (Fig. 1C).
La géologie des zones nord et sud paraı̂t acquise dans son ensemble. Il n'en est pas de même pour la zone médiane. Son contenu, d'une part, ses rapports structuraux avec les zones nord et sud, d'autre part, doivent être révisés.
Pour Viers [24], le massif d'Igountze est constitué essentiellement de formations du Crétacé supérieur. La présence de Crétacé supérieur est signalée dans le « bassin de Bedous » [9].
Le problème de l'âge des ophites reste très controversé. Lacroix [14] décrit le métamorphisme à leur contact et considère que leur mise en place est postérieure au Trias. Carez [5] observe des ophites intrusives dans le Crétacé supérieur. La plupart des auteurs réfutent l'existence d'un métamorphisme de contact qui affecterait des formations postérieures au Trias et considèrent que les ophites datent du Trias [3,19,21–23]. Néanmoins, selon Bossière [1], l'âge des ophites n'est pas résolu. Plusieurs auteurs observent qu'il est postérieur aux formations du Crétacé métamorphisées à leur contact [9,10,13,25,26].
2 Nouvelles données de terrain et datations
Les travaux de cartographie détaillée sont en cours. Les résultats préliminaires présentés ici ont été obtenus dans la partie est de la zone médiane comprise entre les ruisseaux l'Arricq et Gabarret, au nord, et les ruisseaux Malugar et la Berthe, au sud (Fig. 2). Ils concernent une formation turbiditique métamorphisée autour d'intrusions d'ophites.
2.1 Description
La formation turbiditique est identique à celle de la zone sud. Elle se compose surtout de turbidites vaseuses à séquences de Piper et Stow (in [20]) incomplètes, à termes T7 dominants. Les turbidites silteuses et sableuses sont beaucoup moins fréquentes, les rudites sont absentes. L'ensemble n'est que très peu ou calcaire. Quelques bancs de calcilutites sont cependant présents.
Cette formation, traversée par des intrusions d'ophites, présente des directions et des pendages quelconques, ce qui rend impossible tout calcul d'épaisseur et tout établissement de colonnes stratigraphiques. Des fucoı̈des sont présents aux points F1 à F4 (Figs. 1B et 2). Ces ichnofossiles sont fréquents dans les flyschs du Coniacien des Pyrénées occidentales.
Le substratum de la zone est constitué par des intrusions d'ophites, qui affleurent en des pointements de taille variable. Le plus important est le dôme diapirique de la Soum de Pirait (Fig. 2) qui présente une section elliptique, avec un grand axe N110° d'environ 5 km et un petit axe N20° d'environ 2 km. Ces ophites sont issues d'un magmatisme tholéı̈tique sursaturé. Jusqu'à près de 10 % de quartz apparaissent dans la norme CIPW. Les textures et les altérations sont très variables. La taille du grain diminue du cœur de l'intrusion vers la périphérie, tandis que les altérations hydrothermales s'accentuent. À la bordure des ophites affleurent fréquemment des masses blanchâtres à vert très pâle et à toucher talqueux. Ce sont des masses d'origine hydrothermale, qui présentent des paragenèses à quartz–chlorite–muscovite, quartz–chlorite–actinote ou encore à quartz–chlorite–talc. Quand elles sont altérées, elles présentent souvent un aspect bariolé, ce qui explique qu'elles aient été considérées à tort comme des sédiments du Keuper.
L'épaisseur de l'auréole de métamorphisme de contact varie de quelques centimètres à quelques dizaines de mètres. Les schistes prennent un aspect recuit et une teinte gris clair à jaunâtre. Au point P4 (Figs. 1B et 2), les Globotruncanidae sont complètement rubéfiées. Les calcaires sont dolomitisés et ont un aspect caverneux, vacuolaire. Ils présentent une couleur ocre jaunâtre et miment les cargneules. Ils étaient eux aussi attribués à tort au Trias.
Les minéraux les plus fréquents sont le quartz et la pyrite. Quelques affleurements exceptionnels renferment de l'albite, de la pyrrhotite et de la phlogopite. Les premières datations 40Ar/39Ar sur phlogopites (Desreumaux et Monié, en préparation) donnent des âges s'étageant de 62 à 63 Ma.
2.2 Datations
Seuls sept sites ont fourni des résultats positifs : les points P1 à P7 (Figs. 1B et 2). Le Tableau 1 résume les résultats obtenus. D'après la répartition stratigraphique des foraminifères planctoniques [6], les tranches d'âge attribuables à ces points sont les suivantes : P1, P2, P5, P7, Turonien supérieur–Santonien inférieur ; P3 (deux espèces seulement) : Turonien moyen–Santonien inférieur ; P4 : Turonien supérieur–Santonien moyen ; P6 (une espèce seulement), Turonien moyen–Santonien supérieur.
Par conséquent, la tranche d'âge la plus probable des microfaunes de Globotruncanidae récoltées est l'intervalle Turonien supérieur–Santonien inférieur, ce qui correspond à la zone à Dicarinella concavata [18]. Les microfaunes et faciès de P1 sont identiques à ceux de P2, P3 et P4. Cela étaye la continuité de ces séquences. Vers l'ouest, le flysch de la couverture de la Haute chaı̂ne renferme des Globotruncanidae, dont les plus récentes caractérisent le Maastrichtien supérieur, Rosita contusa en particulier [17].
3 Conclusion : vers un nouveau modèle géodynamique du secteur
Une nouvelle structure géologique est proposée (Fig. 3). Les formations considérées précédemment comme datant du Paléozoı̈que ou du Trias dans la zone médiane de la région de Bedous doivent être attribuées dorénavant au Crétacé supérieur. Les calcaires de plate-forme de la couverture de la Haute chaı̂ne primaire sont antérieurs aux turbidites du Turonien supérieur–Santonien inférieur. Leur sommet ne peut donc pas être attribué au Campanien. Cette découverte implique une révision de leur stratigraphie.
Au cours d'une période d'extension et de transtension, la subsidence de la région débute au Turonien. Cette subsidence entraı̂ne la formation d'un bassin où s'accumulent des turbidites jusqu'à la fin du Maastrichtien. Au Danien, la présence de failles permet la montée d'un magma tholéı̈tique souvent diapirique. Ce magma induit un métamorphisme de contact dans les terrains encaissants.
Par la suite, au cours des phases compressives pyrénéennes, les caractères diapiriques du magmatisme tholéı̈tique et les inversions tectoniques expliquent la tectonique tangentielle à double vergence nord et sud observée dans le chaı̂non Layens–Ourdinse et dans la couverture sédimentaire de la Haute chaı̂ne primaire.
Remerciements
Nous remercions infiniment Marie-José Fondecave-Wallez pour la détermination spécifique des foraminifères planctoniques ; cet apport est majeur dans la découverte que nous présentons. Jean-Luc Schneider a assuré la traduction en anglais, nous lui en exprimons notre reconnaissance.