Sinémurien

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La même série se prolonge vers le nord jusqu’au cirque de Salzo-Moreno, situé à l’extrémité du massif cristallin, et où l’on rencontre encore du gypse au milieu des cargneules.

Si nous revenons vers le sud, au voisinage de St-Sauveur et de Valdeblore, la composition de la série triasique supérieure est assez différente de celle que j'ai signalée dans toute la région précédente et l’on est immédiatement frappé par la réduction d'épaisseur qu’elle présente, bien que de nombreux plis multiplient la largeur de ses affleurements. La composition de cette série y est, pour ainsi dire, différente à chaque pas. Sur la route de St-Sauveur à Nice, à la suite de la coupe que j’ai indiquée pour la série arénacée inférieure, on rencontre successivement des marnes bariolées, des calcaires bruns,un marno-calcaire jaune clair très compact, séparé par des marnes d'une autre série de calcaire jaune compact à cassure conchoïdale, auquel font suite des marnes noires, alternant avec de petits bancs calcaires, puis un calcaire gris foncé et enfin des calcaires dolomitiques jaunes en plaquettes alternant avec des marnes noires et qui représentent certainement le Rhétien; il m'a été impossible d'y établir d’une manière précise la séparation du Trias et du Rhétien.

Sur la route qui monte à Valdeblore, le long de la rive droite du ravin de Bramafame, on observe, au-dessus des grès blanes mouchetés de taches ferrugineuses, des calcaires et des marnes schisteuses jaunes, puis des marnes schisteuses panachées (rouges, vertes et jaunes), suivies d’une assez puissante série de cargneu-

bs ÉTUDE GÉOLOGIQUE DU NORD DES ALPES-MARITIMES

les jaunes (50 à 60 m.); celles-ci sont surmontées par 30 m. environ de plaquettes calcaires alternant avec des marnes noires schisteuses, à la partie supérieure desquelles se rencontre l'Avicula contorta.

Sur la rive opposée du vallon de Bramafame, la succession est différente et on observe tout d’abord que cette série repose directement sur les quartzites par l'intermédiaire d’un conglomérat formé de galets de ces quartzites, réunis par un ciment ferrugineux. Nous avons donc là la preuve de l'existence de mouvements datant de la fin de la série arénacée ; il faut remarquer de plus que c’est dans le voisinage immédiat de ce point que j’ai observé la trace de mouvements contemporains du dépôt des couches supérieures de la série arénacée, et qu'en outre on est très près de la région où les cargneules reposent directement sur les schistes cristallins. Par suite, dans le voisinage de Valdeblore, &{ s'est produit durant toute la période triasique des mouvements locaux, qw’il est toutefois presque impossible d'analyser en détail. Au-dessus du conglomérat en question, on rencontre des marnes avec parties ligniteuses et soufre efflorescent, puis une dolomie jaune surmontée par des schistes noirs alternant avec des bancs durs, dont quelques-uns sont ferrugineux, et de petits lits ligniteux, le tout surmonté par le Lias et les couches supérieures. En résumé, nous avons en ce point plusieurs caractères semblant nettement démontrer l'existence d'un rivage très voisin.

En poursuivant cette bande triasique vers l’est, on voit de nouveau les calcaires acquérir une grande importance à la Balme dela Frema et dans les environs de Saint-Martin, toujours accompagnés de cargneules, et se prolonger ainsi vers l’est, le long des dépôts permiens qui forment la ceinture du massif eristallin.

Le cours moyen de la Vésubie, depuis Roquebillère jusqu'à la Cluse de Saint- Tean-la-Rivière, est d'ordinaire creusé dans les dépôts triasiques supérieurs, amenés là par un très important accident tectonique sur lequel je reviendrai plus loin. 11 est presque impossible de relever des coupes nettes dans cet affleurement, mais on est immédiatement frappé par l'important développement qu'y prennent les cargneules supérieures et les gypses, en même temps que pointent çà et là les calcaires moyens. De ces gypses, très développés aux environs de Roquebillère, la Bollène, Lantosque, Le Suchet, les uns sont interstratifiés dans les cargneules supérieures ; les autres (par exemple à l’amorce du chemin d’exploitation de la forêt du Tournairet) résultent de la transformation des calcaires inférieurs à ces cargneules, dont on retrouve encore de nombreux fragments envahis par le gypse dans toutes leurs fissures. Je n’insisterai pas sur la façon dont a dù se produire cette transformation et qui a fait déjà l’objet de nombreuses discussions, car je n’ai aucun argument nouveau à apporter à ce sujet.

Dans tous les autres affleurements triasiques que je vais énumérer un peu plus loin, la constitution est très analogue à celle que je viens d'indiquer pour ce dernier ; ils sont toujours principalement constitués par des cargneules très souvent gypsifères, et la description en serait monotone.

Je résumerai donc en rappelant simplement la généralité d’un faciès lagunaire

dans toute la région que j'ai étudiée et la présence, en quelques points, de preuves nettes de mouvements contemporains, ayant amené la production de parties surélevées et aussitôt démantelées.

La seule exception que j'aie rencontrée à cette uniformité existe sur la frontière italienne, dans un Synelinal pincé au milieu des schistes cristalline (au-dessus du Lac de Vens), où se trouvent des calcaires marbres zonés phylliteux, analogues à ceux qu'on rencontre dans la zone du Briançonnais.

Rôle orographique et distribution du Trias.

Les quartzites et les grès violacés de la série inférieure donnent assez fréquemment naissance à des escarpements très reconnaissabies de loin à leur couleur, blanche à la base, rouge et verte au sommet ; ils se détachent nettement des schistes rouges permiens, quand ils leur sont superposés, en formant une corniche, comme on peut le voir sur tout le pourtour du dôme de la Cime de Barrot et à la base du grand lambeau triasique de la Roche de Meubio, isolé par l’érosion au-dessus des schistes rouges permiens. Aux environs de Roubion et de Saint-Sauveur, ils pénètrent en coins dans les schistes permiens, soit seuls, soit accompagnés de la série supérieure, par suite des plis nombreux de cette région ; ils s’étendent ensuite vers l’est, de la Balme de la Frema jusqu’à Saint-Martin-Vésubie, suivant une bande continue, qui reparait ensuite depuis le vallon du Spaillard jusqu'au Col de Raus et plus loin, aux environs de Fontan, dans la vallée de la Roya, formant partout la base de la série secondaire. ,

Dans la haute vallée de la Tinée, ils forment une ceinture continue autour du massif cristallin, sans interposition de Permien à leur base, reposant en discordance sur les divers termes de la série cristallophyllienne ; dans la partie de cette bordure qui s'étend du Mont Gravières jusqu'aux environs du vallon de Saint- Dalmas-le-Selvage, les quartzites sont le plus souvent renversés vers le S.O. sur les terrains plus récents de la bordure secondaire qui entoure le massif cristallin (Mont Pelevo, Saint-Etienne, Cime d’Anelle) et même, dans la partie inférieure du vallon de Roja, ils forment plusieurs plis successifs. Dans la partie comprise entre le vallon de Saint-Dalmas et les environs du Col de Pourriac, où ils pénètrent en Italie, c’est-à-dire à l'extrémité nord-ouest du massif cristallin, les quartzites plongent d’une façon normale vers l’extérieur du massif et sont recouverts régulièrement par les terrains plus récents, ainsi qu’on le voit dans le cirque de Salzo Moreno. Toutefois les faits se compliquent un peu, par suite de l’existence de synclinaux triasiques pénétrant dans le massif cristallin parallèlement à son axe et subdivisant ainsi son extrémité en plusieurs digitations (PI. IL, fig. 3 et PI. VIN).

Enfin, dans l’intérieur même du massif cristallin, j’ai rencontré plusieurs lambeaux triasiques respectés par l'érosion au fond de synclinaux couchés, et pré-

sentant à leur base la série des quartzites en discordance directe sur les terrains

cristallins. Je décrirai ces lambeaux synelinaux dans la partie tectonique de ce travail et par suite je n’insisterai pas davantage ici ; je rappellerai seulement que, dans lesynelinal rencontré à la Cime de Blancias, sur la frontière italienne, les calcaires de la série supérieure sont assez différents de ceux qu’on rencontre dans tout le reste de la région.

La série supérieure se distingue aussi trèsnettement, à distance. de la précédente, car elle débute par des cargneules d’un jaune franc, tranchant vivement avec la teinte rouge violacé ou verte des grès supérieurs de la série des quartzites ; de plus, quand les couches ne présentent pas de plissements importants, le relief du terrain accentue encore cette différence. Les cargneules qui surmontent les escarpements de quartzites donnent généralement des contours très arrondis, et c’est à leur présence que les chainons qui bordent la vallée du Cians à l’est et à l’ouest doivent l'aspect caractéristique qui a fait donner le nom de têles à beaucoup de sommets de cette région.

Ces dépôts formaient primitivement un manteau continu sur le dôme de la Cime de Barrot ; mais, suivant l’axe de ce dôme, ils ont été le plus souvent enlevés par l'érosion, ne subsistant que dans le lambeau de la Roche de Meubio. sur son flanc méridional, ils sont bien développés dans les vallées du Var ef de la Roudoule, mais s’amincissent beaucoup en approchant du Cians, où ils sont très réduits au-dessus de Pradastié ; cet amincissement s’accentue davantage encore entre le Cians et le vallon de Roby, où ils finissent par disparaitre ; sur le versant gauche de ce vallon, le Lias arrive même à reposer directement et en discordance sur les schistes permiens. Cet accident ne me semble pas résulter d’une discordance transgressive du Lias, mais simplement d’un étirement mécanique, d’ailleurs préparé par une petite faille parallèle, observable sur le versant sud des Cluos, qui abaisse le Trias dans le même sens que la grande faille en question ; d'ailleurs, aussitôt après cet accident, de peu d'importance par rapport aux autres dislocations de la région, la série triasique reprend son allure et son épaisseur habituelles, ainsi qu'on le voit déjà au sommet même des Cluos.

Sur le flanc septentrional et à l’extrémité occidentale du dôme, les dépôts triasiques supérieurs forment une large bande, dont la largeur a été d’ailleurs multipliée par une série de plis parallèles, très nets dans la vallée du Tuébiet aux environs de Guillaumes et de Beuil, et dont la description sera donnée dans le chapitre consacré à la tectonique. Ces dépôts se poursuivent sur la rive droite du Var, de Daluis au confluent de la Barlatte, puis forment la majeure partie du bassin du Tuébi et du vallon d’Aigue-Blanche, son affluent, ainsi qu’une bonne partie du bassin supérieur du Cians. Les ravins creusés dans ces dépôts sont souvent terribles, à cause de l’imperméabilité et de la facile désagrégation de ces terrains et de l'absence presque complète de végétation à leur surface ; c’est ainsi que le Tuébi,normalemerit à sec, se transforme à la moindre pluie en un torrent très importantet charrie des masses énormes de matériaux. L'érosion, qui détruit si facilement les cargneules et les gypses qui les accompagnent, transforme les calcaires

dolomitiques plus compacts en escarpements ruiniformes d’un très bel effet, bien

développés autour de Guillaumes et surtout au village de Péone, bâti au pied de très hautes aiguilles dolomitiques ; l'illusion produite est telle qu'au premier abord les ruines du vieux château de Guillaumes se confondent presque avec le paysage environnant.

A l'est de la ceinture triasique qui entoure le dôme précédent, se rencontre un affleurement assez étendu de cargneules au fond du vallon de Villette, au nord de Pierlas. Puis vient une autre bande très développée de ces terrains, formés presque uniquement de cargneules avec une série calcaire intercalée au milieu, mais où les dolomies ruiniformes deviennent rares. Cette bande forme une ceinture continue autour du massif cristallin et des dépôts permiens très plissés des environs de Saint-Sauveur ; les cargneules occupent le centre de quelques-uns des synclinaux de quartzites pincés dans les schistes permiens, particulièrement au Cluot de Malamet et en face du village de Roubion, sur la rive gauche du vallon de Vignols. La bande principale part,à l’est, du pied nord du Mont Raja, passe à Rimplas et traverse la Tinée un peu au-dessus du confluent du vallon de Bramafame ; elle forme ensuite une partie du versant droit et le bassin supérieur du vallon de Vignols, en passant par le village de Roubion, puis ensuite le bassin supérieur du vallon de Longon. De là, elle se prolonge, sans interruption et avec de nombreux plis, sur le versant droit de la Tinée jusqu’à l’extrémité de la vallée, où elle forme le fond du cirque de Salzo Moreno, qui présente au plus haut degré l'aspect caractéristique des régions triasiques ; ces dépôts se prolongent aussi dans le centre des deux synelinaux de quartzites que j’ai signalés plus haut et qui digitent l'extrémité du massif cristallin. Enfin ils se retrouvent dans le centre de plusieurs des synclinaux triasiques pincés au milieu des schistes cristallins.

Revenant au prolongement de cette bande à l’est du Mont Raja, on la voit pénétrer en Italie, dans le vallon de Millefuons, où M. Franchi a observé que ces dépôts transgressifs,par rapport aux quartzites, reposent sur les schistes cristallins, puis elle revient sur le territoire français, formant le versant sud de la Balme de la Frema jusqu’au Col de Saint-Martin, et descendant au fond de la Vésubie au voisinage de Saint-Martin. De là, elle se prolonge vers l’est, suivant à peu près le fond de la vallée, dont la rive droite est bordée par des escarpements calcaires, jurassiques à la base, crétacés au sommet, jusqu'au changement brusque de direction de la Vésubie à Roquebillère. Les cargneules, très gypsifères, prennent alors brusquement un développement considérable et forment une bande très large, dirigée N.-S. et que suit presque continuellement la Vésubie jusqu’à la cluse de Saint-Jean-la-Rivière. De cet important affleurement triasique se détache vers le nord, non seulement la bande qui vient de Saint-Martin, mais une autre qui se dirige vers l'est, accompagnant la bande de quartzites et les dépôts permiens de la bordure du massif cristallin ; cette bande suit à peu près exactement la base du versant gauche du vallon des Graus et, ainsi que les quartzites, elle est souvent redressée verticalement et même légèrement renversée vers le sud sur

les calcaires jurassiques. Elle traverse la crête qui descend du Capelet vers l'Aution, un peu au nord du Col de Raus, puis pénètre dans le bassin du Vallon du Cairos, affluent de la Roya, et prend en particulier un très grand développement au plateau de la Ceva.

Le grand affleurement triasique qui, partant de Roquebillère, se dirige vers le sud, à une longueur de 12 kilomètres environ et sa largeur comptée horizontalement atteint 5 kilomètres au voisinage de Roquebillère. Ses relations stratigraphiques avec les terrains qui le bordent des deux côtés sont très complexes, et nous verrons plus loin, dans le chapitre consacré à la tectonique, qu’il correspond à un accident des plus importants, qu’on peut prévoir en remarquant que cet affleurement se bifurque au nord en deux branches qui embrassent le massif cristallin. Ce dernier semble naître au milieu de l’affleurement triasique en question (a/fleurement de la vallée moyenne de la Vésubie), qui paraît donc, au simple examen de la carte géologique, jalonner l'extrémité méridionale de la couverture sédimentaire du massif cristallin ; l'étude de la disposition des plis nous conduira plus loin au même résultat.

Sur une bonne partiede la longueur de cet affleurement, le Trias chevauche sur les terrains plus récents qui le bordent des deux côtés et on le voit même, sur la rive droite de la Vésubie, venir déborder pendant un long trajet sur ies dépôts les plus récents de la région,c’est-à-dire sur le Flysch ; sur la rive gauche,le chevauchement est moins important. mais amène toutefois encore cet affleurement triasique en contact avec les calcaires crétacés supérieurs, à la Bollène. Je ne saurais ici entrer dans la description détaillée de cet affleurement, la renvoyant au chapitre réservé à la tectonique, et j'indiquerai seulement qu'il se termine vers le sud à la chapelle Saint-Pierre, sur le col qui sépare les cimes de Bonvillar et de Sue Caragn, bordé des deux côtés par les calcaires jurassiques. Il faut remarquer en outre que cet affleurement triasique est l’un des plus riches en gypse de toute la région.

Au sud des divers affleurements dont je viens de parler, les dépôts triasiques supérieurs ne se montrent plus qu’accidentellement et ne sont jamais entamés par l’érosion jusqu'à leur base, en sorte que l’on ne peut observer s'ils reposent toujours sur les quartzites. Toute la région située au sud de la Cime de Barrot et du massif cristallin est surtout formée de dépôts crétacés et tertiaires ; nous verrons plus loin que le Jurassique supérieur, qui forme l’ossature d’un grand nombre de chaînons et se présente sous forme de crêtes abruptes ou bien d’escarpements ou barres sur le flanc des vallées, n'apparaît lui-même que suivant l’axe d’anticlinaux très accentués, souvent couchés et même transformés en plifailles. Aussi n'est-ce que lorsque les plissements ont été exceptionnellement intenses que le Trias peut apparaître, au centre d’un anticlinal ou le Long d'un plifaille.

C'est ainsi que se présente l'affleurement triasique situé sur le versant nord du Mont Gourdan, en face de Puget-Théniers, et qui descend au niveau du Var, à 3 kilomètres à l’est de cette localité, formant le soubassement du plateau de

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Breuil; cet affleurement, encore constitué par la même série de cargneules très richesen gypse ‘, remonte ensuite rapidement jusqu’au Mont Rorebel Inférieur, où il disparaît sous les calcaires infraliasiques. Ainsi que nous le verrons plus loin, le prolongement du pli dont cet affleurement triasique occupe l'axe est jalonné vers l’est par un grand contact anormal qui se prolonge jusqu’au Var, au Pont Charles-Albert ; le flanc nord, surélevé et chevauchant vers le sud, est jalonné par l’escarpement continu que présente du côté sud le sommet de la chaine qui sépare la vallée du Var de celle de l'Estéron, et qui est formé par les calcaires jurassiques. De place en place, on peut voir le Trias apparaître sous les dépôts infraliasiques, qui constituent en général les terrains les plus anciens visibles au pied de cet escarpement ; à partir du voisinage de Toudon jusqu'au Var, en passant par le village de Bonson, les dépôts triasiques supérieurs forment une bande continue qui supporte l’Infralias et vient au sud buter et même chevaucher légèrement sur les terrains nummulitiques. Le prolongement de cette bande triasique se retrouvesur l’autre rive du Var, au village de la Roquette, au pied duquel se trouve une plâtrière, et aux environs de Saint-Martin-du-Var, remontant ensuite dans le fond de la vallée qui descend de Levens vers le sud ; cette bande disparaît au sud de Saint-Martin-du-Var sous les dépôts pliocènes.

Sur la rive droite du Var, au-dessus du confluent de l’Estéron et constituant presque entièrement l’éperon qui sépare les deux vallées, se retrouve une nouvelle bande de dépôts identiques, qui vient de l’ouest en passant au-dessous du village de Gilette ; les gypses de cette bande sont exploités à l'angle même formé par le confluent, tout à fait en face du village de la Roquette.

Enfin, au Cros d’Utelle, dans le fond de la vallée de la Vésubie, et au voisinage des Traverses, hameau de Levens, se rencontrent encore des cargneules accompagnées de gypse, surmontées par les calcaires jurassiques, et qui jalonnent un très important anticlinal couché et rompuen donnant un pli-faille.

Si l’on passe dans la vallée de la Bevera, on trouve un très important affleurement de cargneules et de gypses triasiques, au milieu duquel se trouve la petite ville de Sospel, et que suit la vallée de la Bevera sur environ 7 kilomètres ; cet affleurement présente, vers le sud, une longue apophyse jalonnée par le ravin du Merlanson et qui se prolonge jusqu’au pied du village de Castillon, et vers le nord une autre apophyse remontant jusqu’au pied du Col de Perus. Cet affleurement marque encore l’emplacement d’un accidenttectonique très complexe que j’analyserai plus loin.

Il en est de même pour un autre affleurement presque aussi étendu, que l’on rencontre dans la vallée de la Roya, commençant vers le sud au Col de Brouis, où ces dépôts triasiques sont en contact avec les calcaires nummulitiques, et se prolongeant très loin vers le nord en traversant la vallée de la Maglia et remon-

1 J'indiquerai plus loin que l’affleurement de gypse du Gralet, situé en face, sur la rive gauche du Var, est probablement tout à fait différent et doit résulter de la transformation du Cénomanien par des eaux ayant dissout le gypse triasique situé au contact immédiat.

tant jusqu'au pied du sommet de Colla Bossa ; cet affleurement est aussi entamé par la Roya autour de la Giandola, hameau de Breil. De même que pour l'affleurement de Sospel, j'en reporterai la description détaillée au chapitre consacré à la tectonique, me bornant ici à indiquer que ces deux affleurements marquent l'emplacement d’accidents anticlinaux très singuliers.

En résumé, les dépôts supérieurs calcaréo-magnésiens et gypseux du Trias sont très développés dans la région que j'ai étudiée, et j’ai dû consacrer un assez long chapitre à la description, pourtant très sommaire, de leurs affleurements.