The principal studied outcrops of these breccias (herein called « BDS » ) are the Etchebarmendy (site 1), the Lichançumendy (site 2), the Ahargou mountain (site 3), the Bosmendiette hills (site 4), the Beloscare plateau (site 5) and the village of Sunhar (site 6) (Fig. 1). From a cartographic point of view, the BDS fill numerous discontinuous cavities, coalescent or separated by normal faults (Fig. 2B and C). Their maximum thickness is 20–30 m and their dip is generally in accordance with the present slope. Probably not folded (?) during the Eocene Pyrenean phase, they are only cut by late strike-slip faults. Locally (sites 1 to 5), the contact between the BDS and a variable Mesozoic substratum (from Trias to Dogger) can be an angular (45° to 90°) unconformity [7]. At Bosmendiette, a BDS-filled 3D cavity is superimposed to a spectacular disharmonic fold zone within the Early Liassic limestones, which does not be regarded as slumps [3]. This very irregular, unconformity surface is interpreted as a palaeokarstic surface (K) according to their eastern equivalents. The contact between the BDS and the Urgo-Aptian complex is tectonic at Bosmendiette (ϕ₁) when, more to the north (Sunhar, site 6), the BDS fills cavities excavated within the Urgo-Albian limestones. From a sedimentologic point of view, BDS are stratified, the stratifications corresponding either to erosional intra-breccia discontinuities or microrythmic argillaceous hemipelagites. The sequence pattern debris-flow breccias/hemipelagites is sometimes organized into thinning-up sequences, which are not compatible with collapse-dissolution phenomena induced by hypothetic diapiric processes [3]. Intra-breccia slumps evidence a gravitational deposit on the mobile slopes of a palaeocanyon. From a petrographic point of view, the BDS of Tardets are heterometric and mono- to polygenic, particularly reworking various Jurassic carbonate clasts, Keuper quartz crystals and Early Cretaceous Late Jurassic pisolitic bauxites (sites 1 to 5). At Sunhar (site 6), clasts are also Urgo-Aptian/Urgo-Albian in age. Their pelagic matrix is indisputably sedimentary because microlaminated and graded-bedded. It can be recrystallized, cleaved and contains sometimes neogenic minerals revealing a light « hydrothermal » metamorphism [7,9].

Sur une partie du versant nord des Pyrénées et, en particulier, dans la Zone Interne Métamorphique et la Zone Nord-Pyrénéenne des auteurs, des brèches sédimentaires polygéniques réputées post-albiennes et post-métamorphes [4], [11], [12] and [13] sont discordantes sur un tectorogène à matériel jurassico-crétacé antérieurement plissé. Ces brèches viennent d'être cartographiées sur la dernière édition (2003) de la Carte géologique de la France à 1:1 000 000. Longtemps attribuées à l'Éocène sensu lato (Paléocène inclus) et considérées dans la partie orientale de la chaîne comme « vitrolliennes », donc continentales [13], ces brèches se sont révélées par la suite être marines, remplir un réseau complexe de paléocanyons (constituant, du Pays Basque aux Corbières, le « Sillon Paléocène Pyrénéen ») et renfermer une association de foraminifères planctoniques (« Globigerinacea ») signant le Paléocène inférieur/moyen et, plus particulièrement, l'intervalle Danien supérieur–Sélandien inférieur [17], [18], [19] and [20]. Malgré sa relative rareté en nombre d'individus de chaque espèce et sa médiocre conservation en raison d'un léger métamorphisme, cette microfaune, que nous tenons pour significative, a été identifiée tant en section, dans la matrice argilo-carbonatée des brèches, qu'« en dégagé » (résidu de lavage) dans les hémipélagites microrythmées intercalées au sommet des séquences décelables dans la masse des brèches. Afin de prouver par des figurations la fiabilité de nos données micropaléontologiques, nous avons récemment publié [5] un inventaire détaillé des sections de ces foraminifères planctoniques, réalisé à partir du matériel de 35 de leurs gisements, échelonnés sur toute la longueur des Pyrénées. Citons également la figuration de spécimens dégagés extraits du gisement de Médous/Baudéan dans la Bigorre proche[20]. Cette nouvelle datation, exceptionnellement cohérente sur un nombre de sites suffisamment grand, a eu pour premier résultat de confirmer l'importance majeure de la phase compressive fini-crétacée (ou laramienne) ([12], Mattauer in [21]) et, au contraire, de diminuer le rôle de la traditionnelle phase pyrénéenne des auteurs, d'âge Éocène moyen/supérieur. Dans la Zone des Chaînons Béarnais et, notamment, dans le secteur de Tardets [1], [6] and [7] (Fig. 1), l'âge paléocène et le séquençage de ces brèches (appelées localement « brèches d'Etchébar » [2], puis « brèches de Bosmendiette » [3]) s'avéraient évidemment incompatibles avec l'hypothèse antérieurement développée [2], [3], [8] and [9] d'une origine diapirique (collapse-dissolution au droit de dômes de sel triasique dissous) en partie fondée sur leur âge supposé aptien. À la suite de la récente note [3], relative au seul site de Bosmendiette, des partisans de cette hypothèse diapirique, qui n'avaient probablement pas eu connaissance de l'étude micropaléontologique que nous avions publiée l'année précédente dans une revue locale [5], nous avons décidé, de mieux argumenter leur âge dano-sélandien dans le secteur de Tardets (notamment à Bosmendiette et à Sunhar), sur la base d'un nouvel échantillonnage (une centaine de lames minces et une vingtaine de lavages d'argiles) permettant une analyse micropaléontologique plus documentée que dans nos travaux préliminaires [5] sur la biophase planctonique du Paléocène marin de cette partie des Pyrénées occidentales.

Leurs affleurements les plus significatifs s'échelonnent, entre Arbailles et Igountze, dans une étroite bande de terrains essentiellement mésozoïques, étirés et plissés le long du couloir de décrochement Montory–Atherey–Beloscare [1] (Fig. 1). Ces brèches dano-sélandiennes, appelées BDS dans ce travail, s'observent dans de bonnes conditions (Fig. 1) sur les versants méridionaux de l'Etchebarmendy, leur localité-type éponyme [6], [7] and [9] (site 1), du Lichançumendy/Chapeau de Gendarme [6], [7] and [9] (site 2) et de la montagne d'Ahargou/col d'Arbits [6] and [7] (site 3), de part et d'autre de la vallée du Saison, ainsi que, plus à l'ouest, sur le versant nord du chaînon de Bosmendiette [7] and [9] (site 4) et sur la pente méridionale du plateau de Beloscare [7] and [9] (site 5). On en connaît également dans le village de Sunhar, au nord-est d'Etchebar [1] and [7] (site 6).

D'un point de vue cartographique, les BDS constituent toujours des sortes de « placages » discontinus (Fig. 2A) révélant un dispositif en poches d'extension variable, échelonnées sur les versants et séparées les unes des autres par des failles normales formant gradins (Fig. 2B,C). Leur épaisseur ne dépasse pas ici 20–30 m et leur pendage, donné par quelques interlits argilo-carbonatés, est à peu près conforme à la pente actuelle (Fig. 2B₁). Tout en étant affectées par des décrochements tardifs (sites 2 à 4), ces brèches ne semblent pas (?) avoir été significativement plissées par la compression « pyrénéenne » ultérieure, comme le furent leurs homologues plus orientaux du pic de Lauriolle [19]. Sur les sites 1 à 5, les « placages » de BDS peuvent reposer en discordance angulaire [6] and [19] sur un substratum variable (du Trias au Dogger), lui-même incliné à 45° (Fig. 2C) ou subvertical, car plissé indépendamment, comme à Beloscare [7] (Fig. 2B). À Bosmendiette (route de Lacarry), une poche de BDS visible en 3D carie une zone de plis dysharmoniques, particulièrement spectaculaire dans les calcaires en petits bancs du Lias inférieur [19] (Fig. 2A) : il ne s'agit pas ici de slumps [3], figures de glissement synsédimentaire inconnues à ce niveau stratigraphique dans les Pyrénées. La surface de discordance, très irrégulière, est rubéfiée, cannelée, bréchifiée et/ou dolomitisée. Nous l'interprétons comme une surface paléokarstique (K) comparable à ses homologues plus orientaux (Zone Nord-Pyrénéenne) et plus occidentaux (Nappe des Marbres). Nous n'avons jamais observé, sur les sites 1 à 5, de contact stratigraphique incontestable entre les BDS et les formations éocrétacées : sur les flancs du Lichançumendy (Fig. 2C), ces brèches se situent topographiquement en dessous des « brèches d'Arhansus », du Gargasien supérieur, et ne sont pas en contact avec elles ; à Bosmendiette, les marnes aptiennes et les calcaires intercalés du complexe urgonien sont séparées des BDS (Fig. 1 and Fig. 2A) par un décro-chevauchement (ϕ1), qui se suit sur plus de 10 km. En revanche, plus au nord-est, des brèches polygéniques rapportées par leur microfaune planctonique aux BDS (remaniant Jurassique et Urgo-Aptien) remplissent, à Sunhar (site 6, Fig. 1, [7]), des poches karstiques dans les calcaires urgo-albiens intercalés en lentilles dans les marnes noires albiennes. Du point de vue sédimentologique, les BDS sont incontestablement stratifiées : bien que frustes, les stratifications correspondent, soit à des discontinuités érosives intra-brèches, soit à des interlits argileux d'hémipélagites microrythmées. Le motif brèches de débris-flow/hémipélagites s'agence ponctuellement en séquences granodécroissantes, décimétriques à métriques (Fig. 2B₂), dont le pendage est souvent conforme à la pente actuelle. Évidemment, cette organisation en séquences est incompatible avec le processus de collapse-dissolution évoqué dans l'hypothèse diapirique [3]. Des slumps intra-brèches démontrent le caractère gravitaire du dépôt, écoulé sur les pentes mobiles de paléocanyons, ultérieurement surcreusés par l'érosion récente. Du point de vue pétrographique, les BDS du secteur de Tardets sont hétérométriques (blocs atteignant 1 m³, Fig. 2B₁) et, selon les sites, mono- à polygéniques. Elles remanient divers éléments carbonatés, essentiellement jurassiques, arrachés au substratum immédiat ou relativement proche – calcaires oolithiques infraliasiques (Rhétien ?), calcaires du Lias inférieur, marno-calcaires à Bélemnites du Carixien–Domérien, dolomies jurassiques, calcaires à microfilaments et Épistomines du Dogger (« calcaires d'Aussurucq ») – ainsi que des quartz bipyramidés du Keuper et des pisolithes de bauxite du Malm Crétacé basal. Sauf à Sunhar, on n'y connaît pas d'éléments d'un Crétacé plus récent que ces altérites (ni Urgo-Aptien, ni Néocrétacé…), hormis de rares Globotruncanidés [19] resédimentés (site 1 et 2) après érosion de probables marnes pélagiques campano-maastrichtiennes qui n'auraient pas été conservées. Il n'y a pas non plus de clastes de marbres à dipyre issus du thermométamorphisme mésocrétacé, comme, plus à l'est, dans les BDS la Zone Interne Métamorphique et, plus à l'ouest, en Espagne, dans celles de la Nappe des Marbres. Les clastes jurassiques sont très souvent traversés par des fentes de tension (à remplissage calcitique) intra-idéniques, ne passant pas dans la matrice : c'est pour nous [15] l'indice d'une importante phase d'extension ayant affecté le substratum juste après son plissement par la compression laramienne. Le liant des BDS correspond à une matrice argilo-carbonatée jaunâtre, grisâtre ou verdâtre, indiscutablement sédimentaire, car finement microrythmée (microlits silteux et argileux) et granoclassée, avec présence de clastes flottants. Nous n'y avons jamais observé de pseudomorphoses d'évaporites. Elle peut recristalliser, notamment autour des microfossiles, et même présenter des clivages : le ciment porte alors la trace d'un léger métamorphisme (hydrothermal ?), marqué par la néogenèse de phyllites et/ou de feldspaths [7] and [9].

La microfaune de la matrice des brèches et des hémipélagites intercalées comporte, outre quelques petits foraminifères benthiques sans grand intérêt [3], une biocœnose de foraminifères planctoniques appartenant aux familles des Globigerinidae (paroi épineuse et réticulée), Hedbergellidae (ouverture primaire possédant une lèvre), Chiloguembelidae (bisériés), Guembellitridae (trisériés ou trochospiralés) et Truncorotaloididae (paroi réticulée à pustuleuse, ouverture intériomarginale ombilicale–extraombilicale) [5]. L'identification des taxons paléocènes en section demande une longue pratique sur un grand nombre de lames-minces, notamment lorsque les tests ont été partiellement recristallisés ; elle s'inspire des travaux de Luterbacher et Prémoli-Silva [10] sur la coupe de Gubbio (Italie), que nous avons personnellement révisée en 1997, et de nos propres données sur la microfaune abondante et très bien conservée des zones externes pyrénéennes [16]. Leur attribution stratigraphique est indiquée ici entre crochets par référence au standard d'Olsson et al. [14]. On reconnaît ainsi : Globanomalina compressa (Plummer) [P1c-P3b], Gl. imitata Subbotina [P1b–P6], Gl. ehrenbergi (Bolli) [P2–P4], Subbotina triloculinoides (Plummer) [P1b–P4], Eoglobigerina spiralis (Bolli) [sommet de P1c–P3a], Morozovella angulata (White) [P3–P4inf./moyen], M. apanthesma (Loeblich et Tappan) [P3b–P5], Acarinina strabocella (Loeb. et Tappan) [P3a–P4a], Parasubbotina variospira (Belford) [P3a–base de P4], Praemurica inconstans (Subbotina) [P1c–P3a], Igorina pusilla (Bolli) [P3–base de P4], I. albeari (Cushman et Bermudez) [P3b–P4] et I. aff. tadjikistanensis (Bykova) [P3b–P5]. La plupart de ces taxons sont figurés en section sur les Fig. 3 and Fig. 4 de cet article. Dans les brèches de Sunhar (site 6) à substratum urgo-albien, on retrouve cette même association (Fig. 4), complétée par Parasubbotina varianta (Subbotina) [P1c-partie basale de P4] et Pa. pseudobulloides (Plummer) [P1–P3a/P3b ?]. La biocœnose des BDS indique l'intervalle biostratigraphique qui s'étend entre la sous-zone P1c (sous-zone d'intervalle à Globanomalina compressa/Praemurica inconstans-Praemurica uncinata) et la zone P3 (zone d'intervalle à Morozovella angulata – Globanomalina pseudomenardii), c'est-à-dire le sommet du Danien et/ou la partie inférieure du Sélandien dans le standard précité [14]. L'absence d'espèces de Morozovella plus évoluées, comme M. conicotruncata (Subbotina) et M. velascoensis (Cushman), exclut le Thanétien et l'Éocène inférieur. À ces Globigerinacea manifestement autochtones s'associent quelques rares Globotruncanidés sénoniens resédimentés [5] and [19], d'âge au plus jeune maastrichtien : Globotruncanita stuarti (de Lapparent), Globotruncanella petaloidea (Gand.) (Fig. 3, ph. 15) et des formes évoluées de Contusotruncana contusa (Cush.) (Fig. 3, ph. 8).

La microfaune planctonique illustrée dans les brèches de débris-flow paléocènes (et les hémipélagites associées) du secteur de Tardets (Pyrénées-Atlantiques) prouve leur caractère marin et leur âge Danien supérieur–Sélandien inférieur. Elle renforce l'argumentation sur l'existence d'un sillon marin complexe [17], [18], [19] and [20] occupant, d'ouest en est, l'axe tectorogénique (fini-)crétacé de la chaîne, antérieurement plissé, émergé, carié (paléocanyons) et karstifié, reliant la Nappe des Marbres à celle des Corbières et se prolongeant jusqu'aux Alpes externes via le Bas-Languedoc et la Provence septentrionale (inédit). Empruntant les connections marines transpyrénéennes traversant cet axe « laramien », la microfaune de « Globigerinacea » ici décrite se retrouve (mais plus abondante, mieux conservée et plus diversifiée) dans les calcaires paléocènes également clinoformes des plates-formes externes/distales [16] flanquant ce sillon, au nord, sur sa marge européenne (« calcaires de Lasseube ») et, au sud, sur sa marge ibérique (« calcaires conglomérés » du pic d'Orhy). L'identification de BDS ravinantes ou discordantes sur un substratum mésozoïque plissé démontre une nouvelle fois le rôle fondamental de la phase fini-crétacée/laramienne dans la structuration de l'axe de la future chaîne des Pyrénées. Elle amène également à rejeter définitivement l'hypothèse d'un diapirisme éocrétacé qui aurait généré ces brèches dans les Chaînons Béarnais [2], [3], [8] and [9] et dans d'autres régions des Pyrénées.