Abridged English version
1 Introduction
Following our recent review of the Coniacian turbiditic foreland basin of Lordat–Vicdessos (Ariège, France) [13], this paper is based on the detailed (cartographic, sedimentological and micropalaeontological) analysis of the main outcrops of Middle–Upper Cretaceous flysch deposits known in the Pays de Sault more to the east, particularly the narrow brecciated belt of Gesse, linked to the northern front of the High Primary Range (HPR) and the ‘Axat Basin’ situated within the North-Pyrenean Zone (NPZ). This study shows the sequence originality in the deposits of each basin and their diachronism.
2 The ‘Gesse breccias’, remnants of a Turonian foreland basin supplied from the south and induced by a strike-slip and overthrusting faulting within the North-Pyrenean Fault Zone
A Cenomanian–Turonian age has been proposed by Magné and Mattauer [8] in order to date in the Gesse area (Aude valley), a complex of carbonate breccias and schists instead of the Albian marls previously represented on the Quillan sheet [5]. These ‘Gesse breccias’ were regarded as unconformably overlying the Mesozoic cover (Niort slice), from Trias to Middle Albian in age, of the HPR. For us, (a) the ‘Gesse breccia’ are only Middle–? Upper Turonian in age (Helvetica and Schneegansi zones [16]), as it is evidenced by the Globotruncanidae and Hedbergellidae observed within the hemipelagic interturbidites separating the breccia sequences; (b) the southern contact between Turonian breccias and Jurassic carbonates (Niort slice) seems to be more complex than expected because a small ‘slice’ (or olistolith?) of Palaeozoic chlorite/sericitic schists is locally intercalated between the Lias and the breccias. This slice appears as sealed by Palaeocene marine breccias containing marble clasts that come from the erosion of the Internal Metamorphic Zone (IMZ) to the north [14]; (c) the ‘Gesse Breccias’ correspond to the succession of about ten fining-up and thinning-up sequences, some of them being clearly turbiditic (these breccias are supplied from the Mesozoic cover of the HPR (Niort slice) because their elements are Jurassic (dolomites), Berriasian (N1), Valanginian (N3) and Barremian (U1, U2) in age [12], and never metamorphic); (d) the ‘Gesse breccias’ are a little older than the olistolith-bearing flysch of Lordat-Vicdessos (to the west), assigned to Coniacian, and linked as these breccias to an en-échelon segment of the North-Pyrenean Fault between HPR and IMZ.
3 The ‘Axat basin’, an Albian–Cenomanian turbiditic basin in a North-Pyrenean position
The Albian–Cenomanian turbiditic filling of this foreland basin is preserved along the axis of a narrow east–west syncline, the ‘Axat syncline’, 25 km long between Espezel and Puylaurens [18]. It is situated to the north of the overthrusting IMZ (Bessède and Salvezines Hercynian massifs and their more or less metamorphic cover). On the Quillan 1/80 000 sheet [5], this syncline was regarded as only consisting of Lower Albian marls, locally complicated by a small anticline of Aptian marly limestones belonging to the Urgonian complex, just to the north of Axat. From 1970 on, its stratigraphy was debated after the simultaneous discovery made by Meurisse [9] and Bilotte et al. [2] of benthonic microfauna of ‘Upper’ Cretaceous age in this syncline. For the first author [11], almost the totality of the terrigenous deposits had to be assigned to Cenomanian. For the others [3], only a narrow turbiditic (containing microbreccias) belt along the axis of the fold was dated of the Cenomanian–Turonian, the underlying black marls being still Albian in age and subdivided into three successive formations [1,3,12,18], called Rebenty, Axat, and Artigues.
From a stratigraphic point of view, we have now characterized two successive flysch formations, Fl1 and Fl2 (Figs. 4 and 5), included within the ‘Black Flysch group’ [17] and separated by an erosional surface underlining the gap of Vraconian (= Uppermost Albian) and Lower Cenomanian deposits: (a) the distal Flysch Fl1; (b) the more proximal flysch Fl2. The distal Flysch Fl1 (= Artigues Fm. [1]), unconformably overlies (surface S1) the Uppermost Aptian–Lowermost Albian black marls, independently folded (Figs. 4 and 5). This flysch consists of dark pelites interbedded with thin glauconitic silty–sandy turbidites (centimetric tc–e sequences) showing parallel laminations. Along its basal surface S1 have been observed [1] some olistoliths of underlying black marls. Fl1 contains planktonic Foraminifera pointing Upper Albian s.s. (Vraconian excluded). The more proximal flysch Fl2, Middle to Upper Cenomanian in age [3], is composed of Bouma-type ta–e turbidites, including coarse breccias and microbreccias at their base. Within these breccias have been characterized Hercynian basement clasts and Middle Cretaceous shelf-type carbonate clasts, Vraconian–Lower Cenomanian in age, because containing benthonic taxa belonging to Alveolinidae (Prealveolina, Ovalveolina, Simplalveolina) and Orbitolinidae. Those elements are likely to come only from the erosion of the HPR and its more meridional shelf-type Middle Cretaceous cover. Within the pelitic interturbidites have been identified several autochthonous planktonic Foraminifera from the Reicheli and the Cushmani zones (sensu [16]). Very locally, to the southeast of Pech de Nadieu, Fl2 is overlain by a third flysch, more sandy, containing a new microfauna, which evidences Middle–Upper Turonian and Coniacian: it could be a northern lateral equivalent of the ‘Gesse breccias’.
Carte géologique de la partie centrale du « bassin d'Axat », entre Axat et Labeau.
Geological map of the central part of the ‘Axat Basin’, between Axat and Labeau.
Coupe de la partie centrale du « bassin d'Axat ».
Cross-section of the central part of the ‘Axat Basin’.
From a structural point of view, the ‘Axat syncline’ must be regarded as a flysch-bearing half-syncline overthrust to the south by the Lower Cretaceous carbonate slice of Pech de Nadieu (Fig. 5). We do not consider the Pech de Nadieu slice as only composed of several carbonate olistoliths included within the Flysch Fl2, as it was previously admitted [3,9,10,18], because Lower Cretaceous carbonate clasts are never reworked within its microbreccias. On the northern slope of the Pech de Nadieu, the same previous authors also regarded high size carbonate blocks as olistoliths. It is not our opinion, because these blocks overlie as well Fl1 as Fl2, are included within recent avalanche breccias (and not within turbidites) and are coated by calcitic crusts or rubefactions only observed within Quaternary screes.
4 Conclusion
From our study is evidenced a significant diachronism between the two Middle–Upper Cretaceous turbiditic basins of the Pays de Sault (Gesse: Turonian; Axat: Albian–Cenomanian, then Turonian/Coniacian), and the neighbouring comparable basins such as the Coniacian Lordat–Vicdessos one. The Pays de Sault basins are also interpreted as dissymmetric foreland basins unconformably overlying a previously folded (ante-flysch) area and linked to the same strike-slip context along the converging boundary of the European and Iberian plates (Fig. 6). All these basins are supplied from the south by the erosion of the HPR and its two different Mesozoic carbonate covers (Jurassic–Lower Cretaceous, Vraconian–Lower Cenomanian). In the detail, some previous concepts have been modified such as, particularly, the so-called carbonate olistoliths within the Cenomanian flysch of the ‘Axat syncline’.
Essai d'interprétation paléogéographique des bassins turbiditiques méso/néocrétacés du pays de Sault et régions voisines (sans échelle). CAM : Camurac ; BES : Bessède ; SALV : Salvezines.
Attempt of palaeogeographic interpretation of the Middle–Upper Cretaceous turbiditic basins from pays de Sault and neighbouring areas (without scale). CAM: Camurac; BES: Bessède; SALV: Salvezines.
1 Introduction
À la suite à la récente révision du bassin turbiditique coniacien de Lordat–Vicdessos, dans les Pyrénées ariégeoises [13], nous avons entrepris l'analyse détaillée (cartographique, sédimentologique et micropaléontologique) des principaux affleurements de flyschs méso/néocrétacés (témoins d'anciens bassins d'avant-pays) connus plus à l'est, dans le pays de Sault (Aude). Il s'agit notamment de l'étroit lambeau bréchique de Gesse, conservé sur le front nord de la Haute-Chaîne primaire (HCP) et du « bassin d'Axat », en position plus septentrionale (Zone nord-pyrénéenne ou ZNP), ce dernier appartenant au traditionnel « sillon nord-pyrénéen » néocrétacé des auteurs. Cette étude révèle l'originalité séquentielle des dépôts turbiditiques de chaque bassin et leur diachronisme, décelables à la fois sur un transect nord–sud et sur une plus vaste échelle intégrant le proche bassin de Lordat–Vicdessos.
2 Les « brèches de Gesse », témoins d'un bassin d'avant-pays turonien, à alimentation méridionale, au front décro-chevauchant de la Faille nord-pyrénéenne
Un âge Cénomano-Turonien a été avancé en 1968 par Magné et Mattauer [8], sur la base de sections de Globotruncanidés, pour dater, au NNW de Gesse (haute vallée de l'Aude), le long de segments de la Faille nord-pyrénéenne (FNP), un complexe (à polarité nord), d'environ 200 m d'épaisseur, de brèches à éléments carbonatés, suivies de schistes en lieu et place des marnes albiennes c3−1 figurées à cet endroit sur la feuille de Quillan à 1/80 000 [5] (Fig. 1). Ce complexe détritique méso/néocrétacé, appelé ici « brèches de Gesse », repose, selon les auteurs précités, en discordance angulaire sur divers termes de la couverture mésozoïque non métamorphique ( « Écaille bordière de Niort ») de la Haute-Chaîne primaire (HCP), étagée en direction du nord du Keuper à l'Albien inférieur/moyen [12]. Notre analyse apporte les précisions suivantes : (a) Les « brèches de Gesse » sont uniquement turoniennes et correspondent à la partie moyenne et, peut-être, supérieure de l'étage. Cette attribution, plus restrictive qu'antérieurement [8], se fonde sur les Globotruncanidés et les Hedbergellidés des zones à Helvetica et à Schneegansi identifiés, en résidu de lavage, dans les hémipélagites d'interturbidites séparant les séquences plurimétriques au sein des brèches. Ce sont notamment Praeglobotruncana gibba, Pr. aumalensis, Pr. stephani, Dicarinella hagni, Di. imbricata, Marginotruncana sigali, M. renzi, M. schneegansi, Hedbergella gr. delrioensis, H. gr. simplex, Helvetoglobotruncana praehelvetica et He. helvetica. (b) Le contact méridional brèches turoniennes/calcaires et dolomies jurassiques de l' « écaille de Niort » nous paraît plus complexe que prévu (Fig. 2). En effet, au niveau du virage de la RD 20, immédiatement au nord de Gesse, s'intercale, entre le Lias et les brèches turoniennes discordantes, un copeau de Paléozoïque métamorphique, constitué de chlorito/séricitoschistes fortement microplissés et clivés. Cette « écaille », qui pourrait être aussi un olistolithe intra-brèches, est ponctuellement scellée (sud-ouest de Bigne Soule) par un placage de brèches marines paléocènes jaunâtres, épimétamorphiques, à éléments de marbres arrachés à la Zone interne métamorphique (ZIM), qui s'étend plus au nord. C'est sur les plis de cette dernière qu'ont été micropaléontologiquement datés, sur le sentier du Curé [14], les exceptionnels affleurements de brèches dano-sélandiennes discordantes (surface K, Fig. 2) sur les marbres (et les cornéennes) subverticaux constituant la couverture jurassique (surtout liasique) du massif de Bessède-de-Sault. (c) Les « brèches de Gesse » s'articulent en une dizaine de séquences granodécroissantes regroupées en une masse bréchique inférieure (trois séquences de debris-flow), une alternance de plusieurs séquences chenalisées et nettement turbiditiques brèches/hémipélagites argileuses (avec intercalation d'horizons calcaréo-gréseux microrythmiques et/ou ridés) (Fig. 3) et, au sommet, une seconde masse bréchique, passant vers le haut à un véritable flysch argilo-gréseux. L'alimentation polygénique des brèches provient exclusivement du sud, de la couverture carbonatée mésozoïque non métamorphique de la Haute-Chaîne (écaille de Niort). Cette origine est attestée [12] par la forte proportion des blocs barrémiens ( « calcaires urgo-barrémiens », U1, et « calcaires à Annélides », U2), associés à des blocs de calcaires berriasiens ( « calcaires à Trocholines et Dasycladacées », N1) et valanginiens ( « calcaires graveleux à Pfenderines », N3), ainsi que de dolomies jurassiques indifférenciées. Il n'y a pas d'éléments de marbres ou de cornéennes issus de la ZIM, donc du nord. Sur la RD 20, au niveau de la rive droite du ruisseau d'En Mathieu, une écaille de marnes noires, probablement albiennes [18], jalonne le chevauchement, à vergence sud, de la ZIM sur le complexe bréchique turonien. (d) Les « brèches de Gesse » sont légèrement antérieures au flysch calcschisteux, à olistolithes surtout paléozoïques, de Lordat–Vicdessos, qui est rapporté au Coniacien [13]. Celui-ci, affleurant plus à l'ouest, occupe, le long d'un autre segment en échelon de la FNP, une position structurale analogue, entre ZIM et HCP.
Schéma de situation des bassins turbiditiques méso/néocrétacés du pays de Sault.
Location map of the Middle–Upper Cretaceous turbiditic basins from pays de Sault.
Coupe des « brèches de Gesse », entre Haute-Chaîne primaire et Zone interne métamorphique.
Cross-section of the ‘Gesse breccias’, between the High Primary Range and the Internal Metamorphic Zone.
Détail de quelques séquences turbiditiques méso/néocrétacées du pays de Sault.
Detail of some Middle–Upper Cretaceous turbiditic sequences from the Pays de Sault.
3 Le « bassin d'Axat », bassin turbiditique albo-cénomanien en position nord-pyrénéenne
Le remplissage de ce bassin d'avant-pays nord-pyrénéen est conservé dans l'axe d'une gouttière synclinale étroite et discontinue, de direction est–ouest (Fig. 1), le « synclinal (ou synclinorium) d'Axat », qui s'étend, sur environ 25 km, d'Espezel à l'ouest jusqu'à Puylaurens à l'est [18]. Cette structure est chevauchée [7], au sud (chevauchement des gorges de Saint-Georges, ou CSG), par la partie la plus externe de la ZIM (massifs primaires de Bessède-de-Sault et de Salvezines, ainsi que leur couverture plus ou moins métamorphique [15]). Elle flanque, plus au nord, l'anticlinal de Pierrelys (Berriasien à Aptien à dominante carbonatée [12]). Considéré, à l'origine [5] comme un synclinorium empli de marnes à spicules albiennes (c3–1), subdivisé (au nord d'Axat) par une remontée anticlinale de marno-calcaires du complexe urgonien de l'Aptien supérieur, le « synclinal d'Axat » a fait l'objet d'une controverse, à partir de 1970, à la suite de la découverte simultanée, par Meurisse [9] et par Bilotte et al. [2], de microfaunes benthiques du Crétacé « supérieur » en lieu et place de la quasi-totalité ou d'une partie seulement de l'Albien inférieur précédemment admis [5]. Pour le premier auteur [11], l'ensemble des terrigènes du synclinal (affleurant, vers le nord, jusqu'au Rébenty) devait être rapporté au « Cénomanien » ; pour les seconds [3], seule une étroite bande turbiditique (à microbrèches) jalonnant l'axe du pli relevait du « Cénomano-Turonien », les « marnes noires » sous-jacentes demeurant en Albien. À cet étage étaient rapportées trois formations (Fm.) successives [1,3,12,18], les marno-calcaires gréseux sombres du Rébenty (200 m), les schistes argilo-silteux d'Axat (250 m) et les pélites et silts d'Artigues (250 m). Les attributions les plus récentes du remplissage du bassin, bien que jamais fondées sur la citation de microfaune, allaient de l'Albo-Cénomanien [7] au Turono-Sénonien [6].
3.1 Sur le plan stratigraphique
Sur le plan stratigraphique, nous distinguons, au sein d'un système d'éventails sous-marins à tendance rétrogradante, deux flyschs argilo-gréseux successifs, Fl1 et Fl2 (Figs. 4 et 5), inclus dans le « groupe du Flysch noir » albo-cénomanien (dont l'acception [17] devrait être modifiée par une extension jusqu'au Cénomanien supérieur), épais chacun de 400 m environ et séparés par une discontinuité majeure, jalonnant la lacune par érosion du Vraconien et du Cénomanien inférieur. (a) Le flysch distal Fl1 (= Fm. Artigues, [1]) est angulairement discordant (surface S1) sur les marnes noires du Clansayésien supérieur–Albien basal (Fm. Rébenty et Fm. Axat, [1]) plissées antérieurement en un court anticlinal (Figs. 4 et 5). Il est constitué de pélites sombres à fines intercalations centimétriques silto-gréseuses (à laminations parallèles et convolutes) et glauconieuses révélant le caractère turbiditique (séquences tc–d) de la formation (Fig. 3). Il n'y a ni brèches, ni microbrèches à la base de ces séquences. En revanche, on observe, notamment le long de la surface basale S1, plusieurs paquets plurimétriques de marnes noires (probablement issus des formations sous-jacentes), resédimentés sous forme d'olistolithes [1] ou encore engagés dans des têtes de slumps en partie démantelées. Le flysch Fl1 renferme une association de Foraminifères planctoniques couvrant globalement les zones à Primula, Praeticinensis, Subticinensis et Ticinensis (intervalle Albien inférieur élevé à Albien supérieur s.s. [16]), dont Ticinella primula, T. madecassiana, T. cf. praeticinensis, T. raynaudi, T. roberti, Rotalipora subticinensis, Favusella washitensis, Hedbergella subcretacea, H. delrioensis, H. planispira, Praeglobotruncana stephani, Globigerinelloides praebuxtorfi et Biticinella breggiensis. La présence simultanée de certains marqueurs, tels T. praeticinensis, R. subticinensis et B. breggiensis, suggère toutefois que l'intervalle stratigraphique puisse se limiter à l'Albien supérieur s.s. (Vraconien exclu). On y observe également quelques taxons benthiques de cet âge, comme Lenticulina acuta, L. gaultina, L. gaultina var. expensa, Haplophragmoides depressa, H. concava etc. (b) Le flysch plus proximal Fl2, d'âge Cénomanien moyen à supérieur [3], repose sur le flysch Fl1 le long d'une surface d'érosion et de discordance S2. Il s'agit d'un empilement, fortement replissé, de turbidites quasi complètes ta–e, de type Bouma, dont l'horizon basal est souvent microbréchique à bréchique (Fig. 3). Dans celui-ci sont remaniés des débris de socle hercynien (lydiennes, schistes et micaschistes), de marnes noires supposées aptiennes ou albiennes, de calcaires à Pithonelles mésocrétacés et, surtout, de calcaires de plate-forme proximale du Vraconien et du Cénomanien plutôt inférieur. Ces derniers, issus probablement du démantèlement de la couverture mésocrétacée de la Haute-Chaîne plus méridionale, qui n'a pas été conservée en place, renferment en effet des Alvéolinidés (Prealveolina cretacea, P. iberica, Ovalveolina ovum, Simplalveolina simplex) et/ou des Orbitolinidés (Orbitolina duranddelgai, Conicorbitolina conica, C. paeneconica etc.) autorisant cette attribution. Dans les horizons hémipélagiques d'interturbidites s'observe une riche microfaune planctonique autochtone signant l'intervalle [16] zone à Reicheli (Cénomanien moyen)–zone à Cushmani (passage Cénomanien moyen/Cénomanien supérieur), dont Rotalipora cushmani, R. greenhornensis, R. montsalvensis, R. brotzeni, R. appenninica, Praeglobotruncana stephani, Pr. gibba, Pr. delrioensis, Hedbergella gr. planispira, H. delrioensis, H. simplex, Witheinella baltica, Globigerinelloides ultramicra, Loeblichella coarctata et Schackoina cenomana. Notons que le flysch Fl2 est surmonté très ponctuellement (au sud-est du pech de Nadieu, Fig. 4) par un minuscule témoin d'un troisième flysch, plus gréseux, dont la microfaune planctonique (Marginotruncana pseudolinneiana, M. sigali, M. coronata, Gl. ultramicra et Hastigerinoides alexandrei) signe le Turonien moyen/supérieur et le Coniacien. On y trouve aussi des taxons remaniés de l'Albien supérieur/Vraconien, comme Planomalina buxtorfi, B. breggiensis et T. roberti. Ce troisième flysch pourrait être un équivalent latéral plus septentrional et relativement plus distal des « brèches de Gesse ».
3.2 Sur le plan structural
Sur le plan structural, le « synclinal d'Axat » n'est pas un pli simple, notamment dans sa partie centrale (Figs. 4 et 5), entre Axat et Labeau. On distingue ainsi, du nord au sud : (a) le synclinal d'Axat proprement dit, déversé au nord et parfois réduit à son flanc normal, dont l'axe est jalonné par les flyschs albien Fl1 et cénomanien Fl2 précités, à la fois discordants entre eux et sur les structures plissées antérieures affectant des terrains jusqu'à l'Albien basal inclus (ces deux discordances, qui se confondent latéralement, entrent dans la définition de la « discordance anté-cénomanienne » des auteurs) ; (b) l'écaille à matériel carbonaté éocrétacé (Berriasien à Barrémien) du pech de Nadieu dont nous interprétons aujourd'hui, à l'instar de Casteras [4], les énormes rochers calcaires qui la constituent comme une (ou des) lame(s) tectonique(s), à vergence nord, primitivement enracinée(s), plutôt que comme des olistolithes inclus à la base du flysch Fl2 et dans ce que nous pensions depuis 1973 être une sorte de « brèche chaotique » [3,9,10,18]. En effet, le flysch Fl2 ne remanie aucun élément calcaire éocrétacé dans ses microbrèches et la cartographie du pech de Nadieu révèle l'existence de couches calcaires continues et d'extension latérale importante plutôt que de blocs ; (c) l'écaille chevauchante à matériel albien supérieur (flysch Fl1) du col de Nadieu, elle-même chevauchée par la ZIM. En contrebas topographique de l'écaille du pech de Nadieu, vers le nord, on a mentionné antérieurement [3,9,10,18], au sein du flysch Fl2, la présence de nombreux olistolithes de calcaires éocrétacés (notamment berriasiens à barrémiens) tapissant le versant méridional, fortement penté, de la vallée du Rébenty. Ces supposés « olistolithes » (tel celui du rocher de Langlade, Figs. 4 et 5) atteignent des tailles respectables. Ils se situent en fait à la fois sur (et non dans) les flyschs Fl1 et Fl2, sont inclus dans des brèches de pente non ou peu consolidées et présentent à leur surface des rubéfactions et des croûtes calcitiques comparables à celles fréquemment observées dans les éboulis récents. N'étant jamais clairement emballés dans l'un ou l'autre de ces flyschs, ils correspondent, d'après nos levers détaillés, à des écroulements rocheux de grand volume au sein de formations superficielles quaternaires issues de la destruction des reliefs calcaires du pech de Nadieu et ayant glissé gravitairement sur les pentes méridionales de la vallée du Rébenty.
4 Conclusion
De notre analyse ressort, grâce aux nouvelles datations fournies par les Foraminifères planctoniques, un net diachronisme entre les deux bassins turbiditiques méso/néocrétacés du pays de Sault (Gesse : Turonien ; Axat : Albo-Cénomanien et, ponctuellement, Turono-Coniacien), comparés sur un transect nord–sud, et ceux des secteurs voisins, tel le bassin coniacien de Lordat–Vicdessos [13], situé plus à l'ouest, en Ariège (Fig. 6). Ce dernier, récemment décrypté par une approche analogue, peut servir de modèle : il s'articule en deux sous-bassins turbiditiques d'avant-pays, creusés entre des segments décro-chevauchants en échelon de la FNP, entre ZIM et HCP, et alimentés en détritiques (parfois de grande taille, par exemple les olistolithes dévoniens de Lordat) à partir du sud. Les bassins dissymétriques du pays de Sault sont également interprétés comme des bassins d'avant-pays discordants sur un domaine anté-flysch antérieurement plissé et liés au même contexte tectonique actif d'un couloir de décrochement qui s'élargit vers le nord [7], à la frontière convergente des plaques ibérique et européenne. Bien que moins spectaculaire qu'à Lordat, l'alimentation méridionale à partir du socle de la HCP et, surtout, de ses deux couvertures mésozoïques hétérochrones ne s'inversera (partiellement) qu'au Paléocène [14,15], après l'émersion puis l'érosion du tectorogène fini-crétacé dont la ZIM, héritée de la transpression albienne, constitue l'axe. Le gradient spatio-temporel nord-sud entre Axat et Gesse pourrait traduire, pour ces bassins méso-néocrétacés, une vergence plus ibérique qu'européenne. Sur le plan sédimentologique, un certain nombre de conceptions antérieures sont modifiées. La plus importante est sans doute l'interprétation comme une écaille tectonique (pech de Nadieu) des supposés olistolithes carbonatés intra-flysch cénomanien Fl2 de la partie centrale du « synclinal d'Axat ». Cette écaille est flanquée, au nord, d'écroulements quaternaires de grand volume, glissés vers l'aval, qui ne sont pas non plus des olistolithes intra-Fl2.
Acknowledgments
Les auteurs remercient bien vivement P. Eichène pour la mise au net des dessins de cet article.