1 Introduction and geological setting

Large recumbent folds are relatively rare in mountain belts. In Europe, they were mainly described in the Alps [4] and in the Variscan belt of Western Europe [1,9]. In the western part of the Pyrenees, the Axial Zone, made of Palaeozoic sediments and Late-Variscan granites, outcrops beneath the Mesozoic (Fig. 1). This basement shows Hercynian and Pyrenean deformations. High peaks and deep rivers, between the Pic du Midi d'Ossau (2884 m) and the Somport pass, give excellent outcrops through the Palaeozoic sedimentary pile (Fig. 2). A main unconformity between the Permian and the Devono-Carboniferous sediments allows distinguishing the superimposed Pyrenean and Hercynian deformations. The Devono-Carboniferous series of this area has been very well described by Mirouse [10], and essentially consists in 150–250 m-thick limestones (Upper Devonian and Lower Carboniferous) underlain by quartzo-pelitic rocks (Lower–Middle Devonian) and overlain by thick flysch-like sediments (shales, sandstones, conglomerates, limestone olistolits) of Namurian–Lower Westphalian age. The Hercynian tectonic is characterised by large folds trending north–south to NW–SE, recumbent to the west and southwest with inverted limbs reaching four kilometres. A coarse dissolution flat cleavage develops in pelitic series. Locally, thrusts are present in inverted limbs.

The Pyrenean tectonic is characterised by folds trending east–west to 110°, upright to overturned and locally recumbent to the south in the Cretaceous of the Spanish border. These structures are very clear in the unconformable Permian sediments, with a strong slaty cleavage. They are detectable in the Devono-Carboniferous, because they refold the Hercynian recumbent folds and deform as well Permian volcanic dykes. Pyrenean thrusts and ‘décollements’ are also present, sometimes disturbing the original unconformable contact between Permian sediments and volcanics and the underlying basement.

2 The Hercynian tectonic

The Devono-Carboniferous series show folds striking north–south to NW–SE, recumbent to the west and southwest. They are underlined by the Upper Devonian–Lower Carboniferous limestones sandwiched between the pelitic Middle Devonian and Namuro-Westphalian series. The most spectacular are the Pic Moustardé folds, on the southern slope of the Brousset River, viewed from the Pourtalet pass road (Figs. 3 II and 4A). These folds show an axial plunge (20–40°) to the north, so that the bottom of the Westphalian synclines outcrops to the south around 2500 m between the Soques and Ouradé peaks (Figs. 2 and 3 III). Taking into account the average direction of the metric to hectometric recumbent minor folds, the largest anticline (Anéou peak anticline) has an inverted limb reaching 4 km (Fig. 3 II). Other folds recumbent to the west-southwest are visible in the Canfranc area [14]. The front of a recumbent fold is exposed west of the Monte Tobazo, with an axis plunging 30° to the north-northwest (Fig. 3 IV).

3 The Pyrenean tectonic

The Pyrenean deformation is well expressed in the Permian sediments (pelites, sandstones, conglomerates) that overlay unconformably the Devono-Carboniferous series (Fig. 5). The beds are tightly folded with folds trending 90° to 110° and a slaty cleavage, dipping 80° to 20° north (Fig. 4D). Locally, the unconformity between the Permian and the Carboniferous is complicated by thrusting as in the Canfranc area [11,14] (Fig. 3 IV). In this area, the Pyrenean cleavage becomes flat in the Permian and the Cretaceous cover. In the Devono-Carboniferous basement, Permian volcanic dykes are folded and/or strongly boudined (Figs. 4C and 6). At depth, the Palaeozoic basement is very likely thrust onto the Cretaceous sediments (Fig. 1), as in the Gavarnie window, more to the east [12].

4 Conclusion

In the Palaeozoic basement of the western Pyrenees, the Hercynian tectonic is characterised by folds recumbent to the west-southwest. A coarse, flat axial-planar cleavage locally develops in pelitic rocks. That is probably the only main deformation before the Permian in this area with folds roughly perpendicular to the trend of the Pyrenean belt. This event is comparable to the recumbent fold and nappe tectonic known more to the east in eastern Pyrenees [7], with a southwest vergence [13], and in the Montagne Noire (southern Massif Central), with a southward vergence [1]. The western Pyrenean Palaeozoic is the most external part of the northern branch of the Ibero-Armorican virgation (Fig. 7) and forms part of the Pyreneo-Cantabric Carboniferous foredeep basin.

Dans les chaı̂nes de montagnes, les plis couchés à flanc inverse kilométrique sont rares : on connaı̂t le pli de Morcles dans les Alpes [4] et, dans la chaı̂ne hercynienne d'Europe, ceux de la Montagne noire [1] et de Galice [9]. Mirouse [10] a également décrit un pli couché spectaculaire dans le Paléozoı̈que des Pyrénées occidentales, celui du pic Moustardé, à l'est du pic du Midi d'Ossau, également mentionné par Henry [5]. Mais la taille de ces plis couchés a été généralement sous-estimée. Nous montrons que, dans cette région qui s'étend du col du Pourtalet jusqu'au col du Somport, la tectonique hercynienne en plis couchés est générale. Ces plis à flanc inverse kilométrique affectent jusqu'au Westphalien A. Leurs axes sont en moyenne nord–sud à NW–SE et ils sont couchés vers l'ouest à sud-ouest. La schistosité de plan axial est faible à inexistante. C'est apparemment la seule phase hercynienne importante dans cette région. Bien que spectaculaire, cette tectonique n'a pas été étudiée depuis Mirouse, en 1966 [10] ; elle reste peu connue, puisqu'on n'en fait même pas mention dans la synthèse récente sur les Pyrénées hercyniennes [2]. On trouve également dans le Paléozoı̈que anté-Permien des plis est–ouest à plan axial vertical ou déversés vers le sud, avec schistosité ardoisière, mais cette déformation affecte également des filons volcaniques permiens intrusifs dans le Paléozoı̈que ; on trouve une déformation comparable dans les sédiments permiens discordants et même dans le Crétacé du versant espagnol. Cette deuxième phase est donc pyrénéenne.

Entre le Crétacé des Eaux Chaudes au nord et celui du versant espagnol au sud, la zone axiale pyrénéenne paléozoı̈que, bien que probablement charriée largement vers le sud sur le Mésozoı̈que (Fig. 1), permet d'observer la tectonique hercynienne anté-permienne dans des conditions d'affleurement exceptionnelles. En particulier, la région située autour du pic du Midi d'Ossau, par ses dénivelées de plus de 1000 m, la route qui suit le gave du Brousset jusqu'au col du Pourtalet et la route du col du Somport (Fig. 2) offrent des coupes magnifiques des structures hercyniennes et pyrénéennes. La distinction de ces deux tectoniques est facilitée par la présence de sédiments permiens discordants, dans lesquels on ne trouve qu'une seule déformation avec plis simples à schistosité ardoisière, déversés au sud (Figs. 4D et 5).

La série paléozoı̈que et la plupart des structures ont été parfaitement décrites par Mirouse dans son étude magistrale de 1966 [10]. Le Dévono-Carbonifère est constitué par un ensemble essentiellement calcaire, comprenant le Dévonien, le Dinantien et les calcaires noirs du Namurien, surmontés par un ensemble schisto-gréseux diachrone, de type « Culm », commençant au Namurien dans la région d'Ossau et au Westphalien A plus au sud [3]. Cet ensemble est affecté par deux types de déformations :

• – des plis couchés vers l'ouest à sud-ouest, à flancs inverses kilométriques et à schistosité peu développée, que l'on trouve seulement dans le Paléozoı̈que anté-Permien ;
• – des plis droits ou déversés vers le sud, à schistosité bien développée, qui affectent également le Permien et le Crétacé.

Les plis couchés kilométriques sont bien soulignés par l'alternance des couches compétentes et incompétentes, notamment l'ensemble calcaires griottes du Dévonien supérieur et calcaires dinantiens (100 à 250 m), encadré par les schistes et grès du Dévonien inférieur à moyen à la base et ceux du Namuro-Westphalien au sommet. Le plus bel exemple est constitué par les plis couchés du pic Moustardé, que l'on voit bien sur le versant sud du gave du Brousset à flanc de montagne (1800–2000 m) depuis la route du col du Pourtalet (Figs. 3 II et 4A). Ces plis couchés montrent un fort plongement axial vers le nord à nord-ouest (20 à 40°), si bien que le fond des synclinaux (Westphalien) se retrouve à plus de 2500 m d'altitude sur la crête entre le Pic de Soques et le pic de l'Ouradé (Fig. 3 III). Si l'on prend une direction moyenne axiale NNW–SSE, le pli couché le plus bas (Aneou), dont le flanc normal calcaire constitue la crête de Peyreget et qui se ferme par ennoyage axial des calcaires sous le flysch westphalien au niveau du lac Bersau (Fig. 3 I), présente un flanc inverse de quatre kilomètres au moins (Fig. 3 II). La structure d'ensemble est parfois compliquée par une légère discordance entre le Carbonifère et différents termes du Dévonien, et aussi par la tectonique pyrénéenne.

On trouve également des plis couchés plus au sud, dans la région de Canfranc, avec des flancs inverses kilométriques (Fig. 3 IV), où ils ont été partiellement décrits par Van der Lingen [14]. L'axe frontal d'un anticlinal couché vers l'ouest-sud-ouest est bien visible à l'ouest du Monte Tobazo, où il plonge d'environ 30° vers le nord-nord-ouest.

C'est dans les sédiments permiens que l'on peut définir le mieux la tectonique pyrénéenne. Les couches rouges sont, en effet, plissées (axes 90 à 110) et montrent une schistosité avec un pendage de 20 à 80° vers le nord (Figs. 3D et 5).

Dans le Paléozoı̈que anté-Permien, on peut évaluer l'intensité de la tectonique pyrénéenne grâce à la présence de filons volcaniques très probablement permiens, parfois intensément plissés (Fig. 3C) ou plissés et boudinés (Fig. 6). On peut reconnaı̂tre la tectonique pyrénéenne grâce à sa géométrie en plis de direction moyenne est–ouest, avec schistosité de plan axial subverticale ou à pendage nord, qui recoupe parfois des plis couchés hercyniens. La schistosité pyrénéenne devient sub-horizontale sur le versant sud (espagnol), avec des plis couchés vers le sud, qui affectent le Crétacé (sierra Telera). Par ailleurs, en profondeur, il est probable que tout le Paléozoı̈que de la région est charrié sur le Crétacé (Fig. 1), comme dans la fenêtre de Gavarnie, plus à l'est [12].

La tectonique hercynienne des Pyrénées occidentales se caractérise par de grands plis kilométriques couchés vers l'ouest à sud-ouest, soulignés par le contraste lithologique entre le Dévono-Dinantien calcaire et le Westphalien inférieur à faciès Culm. On doit noter que ces plis sont en gros perpendiculaires à la chaı̂ne Pyrénéenne. La schistosité est fruste dans les séries gréso-pélitiques et souvent absente dans les masses calcaires plus compétentes. C'est à mon avis la seule phase hercynienne importante de la région, à la différence de ce qu'avancent Muller et Roger [11], qui distinguent quatre déformations hercyniennes. Cette tectonique est comparable à la tectonique en nappes et plis couchés que l'on connaı̂t plus à l'est dans les Pyrénées orientales [7], avec une vergence vers le sud-ouest [13], et en Montagne noire, avec une vergence vers le sud [1], dans des niveaux structuraux plus profonds. On observe ici la partie la plus occidentale et la plus externe de la branche nord de la virgation ibéro-armoricaine en France, qui se ferme à plus de 180° au niveau du bassin d'avant-chaı̂ne carbonifère pyrénéo-cantabrique (Fig. 7).

La deuxième phase, avec plissement serré et schistosité de flux bien développée, est de toute évidence pyrénéenne. Si elle affecte profondément le bâti hercynien, certainement charrié à la base sur le Crétacé avec un raccourcissement global important (>50 %), comme c'est le cas plus à l'est [8], elle est toujours aisément reconnaissable, car elle n'est pas homoaxiale de la seule phase hercynienne visible. On ne peut pas mettre ici clairement en évidence de phase de serrage hercynienne tardive avec schistosité et plis de direction est–ouest, comme dans les parties plus orientales de la Zone axiale pyrénéenne [6,7].