AIRE ANTICLINALE DU MERCANTOUR

a). Région de la Tinée.

J'ai précédemment indiqué la disposition générale des plis, qui, pour toute la partie du massif eristallin comprise dans le bassin de la Tinée, ont sensiblement la direction N.0.-S.E. Certains de ces plis coupent le contour du massif et se prolongent des deux côtés de ce contour, à la foisdans la bordure sédimentaire et dans les terrains eristallins, où il est impossible de les suivre, sauf dans le cas très particulier où les synclinaux y sont jalonnés par des lambeaux de la couverture sédimentaire respectés par l'érosion ; ces lambeaux sont formés par les terrains triasiques, qui reposent directement sur les schistes cristallins dans la haute vallée de la Tinée.

Un premier groupe de ces plis se rencontre vers l'extrémité nord-ouest du massif cristallin et produit les digitations que présente sur la carte géologique la limite des affleurements des terrains anciens au voisinage du grand cirque triasique de Salzo-Moreno. Il existe là deux synclinaux bien nets, occupés par les quartzites et les cargneules triasiques et qui, en raison de la faible résistance des cargneules à l’érosion, sont jalonnés par les deux vallons qui descendent à ce cirque : l’un de la crête frontière entre le Mont Pe-Brun et le Mont Aiga, l’autre, plus important, de la baisse que présente le rameau latéral de la Côte du Morgon supérieur entre son point culminant et là chaine principale, tout à côté du Mont Bal ou Morgon. Le lambeau triasique de la Côte du Morgon inférieur présente aussi une disposition synclinale très peu marquée. Ces divers synclinaux (PI. Il, fig.2) ont d’ailleurs une importance relativement faible par rapport à ceux que l’on rencontre plus au sud, et ils se perdent très rapidement vers le N.0. ; on ne les rencontre déjà plus dans la paroi nord-ouest du cirque de Salzo-Moreno, formée par la crête qui va du Bonnet Carré au Rocher des Trois Evêques (fig. 16).

En résumé, malgré l'existence de la faille anténummulitique que j'ai signalée précédemment (p. 128) et qui n’est d’ailleurs pas sensible dans les couches triasiques et jurassiques, puisqu'elle à été presque exactement compensée par un mouvement postérieur, la structure de la bordure de l'extrémité du massif cristallin est relativement très simple ; elle se comporte sensiblement, même quand on l’observe à peu de distance des terrains cristallins, comme l'extrémité d’un dôme elliptique à peu près régulier. Jai montré plus haut que le mouvement de

surélévation à été complexe et s’est fait en plusieurs temps, depuis un premier bombement anté-turonien ; d’autre part, on voit que les plis post-nummulitis ques de la bordure, qui sont d'ordinaire extrèmement accentués, ainsi ju je le montrerai plus loin, ne se sont pas sensiblement fait sentir à l’extrémité du massif cristallin et n'ont guère fait que relever la lèvre affaissée de la faille

anté-nummulitique.

N.O. me de Flencizs S.E,.

Fig. 19. — Croquis du synclinal triasique du Mont Tortissa, simple dans la coupe A (sur la crêle frontière), double pour les couches supérieures dans la coupe B (sur le contrefort du Mont Tortissa).

1. Schistes cristallins. — 2. Quartzites. — 3. Cargneules inférieures. — 4. Calcaires. — 5. Cargneules supérieures.

En se dirigeant vers le sud, on rencontre un autre synclinal, marqué par deux lambeaux triasiques voisins l'un de l’autre etsitués, l’un sur le chaînon latéral du Mont Tortissa, l’autre sur la chaine principale, à la Cime de Blancias et au Col du Fer (des cartes italiennes et de la carte française au 1/200.000, non celui dela carte française au 1/80.000); ces deux lambeaux sont seulement séparés par l’érosion produite par un ravin qui descend du nord sur le lac supérieur de Vens. Ils sont tous deux constitués par les quartzites du Trias inférieur à la base et les cargneules et les calcaires de la série triasique supérieure dans le centre du synclinal. L'examen des deux coupes de la figure 19 montre que ce synclinal est déversé vers le sud, ainsi d’ailleurs que tous les plis suivants de la bordure ; il indique en outre que, simple dans la coupe de la chaîne frontière, il se complique dans celle du Mont Tortissa, où les quartzites forment un synclinal unique tandis que les calcaires triasiques intercalés entre les deux séries de cargneules présentent un double reploiement. Je n'ai pu suivre vers l’ouest la prolongation de ce syncliual jusqu’à la limite des affleurements des schistes cristallins, à cause de l'érosion produite par la Tinée, dont le fond de la vallée est situé à plus

de 1000 mètres au-dessous de ce synclinal. Quand les couches triasiques repa-

raissent au-dessus des terrains cristallins, sur la rive droite de la Tinée, ils ne présentent plus d'ondulation appréciable dans le prolongement du synclinal couché précédent.

Au sud de ce synclinal on n’observe plus, jusqu à Suint-Etienne, de plis de la bordure sédimentaire méritant d'être signalés, et d’autre part l’absence de lambeaux de la couverture du massif ne permet pas de suivre ceux qui pourraient exister à l’intérieur de ce dernier.

Au voisinage immédiat de Saint-Etienne-de-Tinée, on observe un anticlinal déversé vers le S.0., très net à la Cime d’Anelle et à la Roche Iglière, ainsi que le montrent lesfig. 3 et 6 de la PI. Il, qui me dispensent de toute explication. Ce renversement ne se prolonge pas plus au nord, car de l’autre côté du vallon de Saint-Dalmas, à la Cime Frandiera, les couches triasiques sont seulement très fortement redressées, parfois jusqu’à la verticale, mais ne sont pas renversées. AU contraire, on peut suivre ce renversement pendant quelques kilomètres vers le S.. 0. de Saint-Etienne, sur la rive droite de la Tinée, dans toutes les coupes fournies par les ravins latéraux ; puis ce pli pénètre dans les terrains cristallins, où l’on ne peut le suivre. Il me semble toutefois probable qu'un très petit affleurement de quartzites,situé au-dessus de la chapelle de Douanse,sur la rive gauche de la Tinée, et traversé par le sentier qui monte en lacets à Colla Lunga, doit jalonner le prolongement du synelinal précédent; mais on en perd ensuite complètement la trace.

Au sud de ce pli, ilen existe plusieurs autres, parallèles les uns aux autres et orientés sensiblement O.N.O-E.S.H; ces plis sont très fortement déversés vers le S. O., c’est-à-dire vers l'extérieur du massif cristallin, comme les précédents. Leur déversement est d’ailleurs beaucoup plus marqué etils arrivent même à être couchés horizontalement, en sorte qu'ils s'empilent les uns sur les: autres, ainsi qu’on peut le constater très nettement dans le vallon de Raja, affluent de la rive droite de la Tinée.

Les fig. 5 à 44 dela PI. IL représentent une série de coupes faites tranversalement à ce faisceau de plis. L'anticlinal le plus externe est le plus important de tous comme amplitude, et le charriage horizontal des couches y atteint plusieurs kilomètres, ainsi que le montrent ces coupes, c’est lui qui forme la chaîne jalonnée par la Cime de Pal, le Col de Pal, le Mont Rognoso, la Peira de Vic, Rocca Mairé, le Col de Crous, Cima Negra. le Col de Crousette et le Mont Mounier. Le plan axial horizontal de ce pli couché passe au niveau des cols de Pal et de Crous, en sorte que les divers sommets de cette chaîne sont formés par les sédiments du flanc normal du pli et que le soubassement, au-dessous du niveau des cols indiqués plus haut, est en grande partie constitué par le flanc renversé de cet antielinal et par la partie de l'aire anticlinale du Var supérieur sur laquelle il est couché. Si l'on suit l'intersection du plan axial de cé pli couché avee le flanc sud-ouest de cette chaîne, depuis le Col de Pal jusqu’à la Tête de Ciamia, située au nord de Beuil, on voit qu’elle se comporte de la façon suivante, très nette sur la carte géologique au 1/200.000°, ainsi que sur les cou-

pes 5 à 44 de la PI. IL et sur la coupe i de la PL. HE.

Les couches les plus anciennes qui affleurent dans l’axe du pli sur le versant S.-0. de cette chaîne sont, au voisinage du Col de Pal et jusqu'au-dessous du Mont Rognoso (PL. Il, fig. 5 et 6), les marnes noires oxfordiennes, recouvertes par les calcaires noirs tithoniques, qui disparaissent peu après sous les marnocaicaires noirs du Crétacé inférieur. Puis, peu après, on voit, au voisinage du hameau de Taulins, le flanc renversé du pli, jusqu'ici complet, s'étirer en pro-

. duisant un contact anormal du Néocomien avec les marnes noires aptiennes, puis avec les calcaires du Crétacé supérieur ; ce contact anormal est bien net sur la crête qui descend de la Peira de Vic au Col de Barels (PI. IL, fig. 7), et s’accentue jusqu'à la Crête de Rognone, qui descend de Rocca Mairé à la Tête de Merich. On voit en effet, sur cette crête, les marno-calcaires crétacés inférieurs venir chevaucher sur les calcaires crétacés supérieurs, extrêmement réduits et renversés sur un lambeau de terrains tertiaires (Pl. II, fig. 8).

La présence du profond ravin du Tuébi, qui descend du Col de Crous à Péone, empêche de suivre plus loin le pli dans les terrains crétacés et nous ramène au noyau de marnes oxfordiennes, bien développées au Col de Crous (PI. IL, fig. 8), mais qui disparaissent aussitôt sous les calcaires terminaux du Jurassique (PL. IL, fig. 9), puis ceux-ci sous le Crétacé inférieur (PI. IL, fig. 40). Les calcaires jurassiques supérieurs, puis les marnes noires oxfordiennes reparaissent de nouveau au Mont Estrop, dans l’axe du pli, se réunissant en un affleurement unique avec une autre bande de marnes oxfordiennes, qui occupe le centre du synclinal sur lequel est couché l’anticlinal en question et qui forme en même temps le flanc nord d’un anticlinal dépendant de la ceinture du dôme permien et déversé légèrement vers le nord (Tête de Ciarnaja, PI. IL, fig. 41). Mais bientôt apparaissent, au voisinage du hameau de la Lapierre, les dépôts jurassiques moyens et inférieurs, puis les cargneules du Trias, qui forment là le noyau du pli couché que nous suivons depuis le Col de Pal (PI. IE, fig. 115 cette bande de cargneules se prolonge jusqu’à la Tête de Ciamia, dont le sommet est formé par les quartzites triasiques situés dans l’axe du pli et reposant sur les terrains plus récents renversés, jusqu'aux marnes oxfordiennes (PL.IIL, fig. 1). Enfin, on peut suivre jusqu’au village de Roubion l’axe de ce pli, toujours formé par les dépôts triasiques ; mais dans cette région apparaissent d’autres complications, sur lesquelles je reviendrai plus loin.

J'abandonne donc provisoirement l’étude de la prolongation de cet anticlinal, pour revenir dans la vallée du ravin de Roja, situé au N.E. de la chaine précédente. La présence de ce profond ravin complique beaucoup l'étude du grand pli couché qui nous occupe, par suite de la raison suivante. Ce ravin, depuis sa source jusqu'au hameau de Ressuenigos, entame seulement les terrains crétacés et jurassiques supérieurs du flanc normal de ce pli (PI. IL, fig. Get 7); mais bientôt, à mesure que le niveau de son lit s’abaisse, on le voit traverser successivement des couches de plus en plus profondes, jusqu’à entamer le noyau du pli (PL. IL, fig. 8), puis son flanc renversé (PI. Il, fig. 9). Il atteint bientôt les cal-

caires jurassiques supérieurs, qui occupent l'axe du synclinal sur lequel il est

couché, et même la série des terrains sous-jacents en superposition normale, jusqu'aux micaschistes qui occupent le centre d’un petit bombement situé au voisinage du pont de Pragiela (PI. Il, fig. 40).

Comme j'ai admis que le grand Hielial couché du Col de Crous est le plusexterne de l'aire tectonique dépendant du massif cristallin, parce que c’est le dernier pli déversé vers l’extérieur de celui-ci, on voit que les terrains rencontrés au-dessous du plan axial du synelinal sur lequel il est couché appartiennent, au point de vue tectonique, à une zone plus externe, c’est-à-dire à l’aire anticlinale du Var supérieur ; ce fait est indiqué sur la carte tectonique de la PI. [, où l’on voit le figuré employé pour cette aire apparaitre au fond d’une boutonnière, au milieu de la bordure du massif cristallin.

Cet affleurement est d’ailleurs de peu de durée et bientôt le vallon de Roja change de direction et devient S.0.-N.E., c’est-à-dire perpendiculaire à la direction des plis, tandis qu’il leur était à peu près parallèle depuis Ressuenigos ; il traverse le flanc nord-est du bombement du Pont de Pragiela, puis le synclinal qui le surmonte et enfin le noyau triasique et cristallin du grand anticlinal couché du Col de Crous, ainsi que le synclinal plus interne, qui le sépare de l’anticlinal de Las Donnas que je vais suivre plus loin.

Fig. 20. — Croquis de la Tête des Aiguilles, dessiné de Peira Blanca. 1. Schistes cristallins. — 2. Quartzites triasiques.— 3. Cargneules inférieures jaunes et rougeàtres.— 4. Calcaires triasiques.

On rencontre le prolongement très net du noyau de l’anticlinal du Col de Crous dans le soubassement du Mont Pelevo, où il est formé par les quartzites triasiques discordants sur les micaschistes (PI, IL, fig. 14) ; son axe passe ensuite dans les terrains cristallins, dont la bordure triasique est redressée et renversée, puis on retrouve un axe anticlinal de quartzites au sommet 2310 (au sud de la Tête des Aiguilles); cet axe anticlinal plonge fortement vers le S.0., simulant au premier abord un synclinal (fig. 20). La surface axiale du pli couché s’abaisse donc comme dans le soubassement du Mont Mounier (PI. Il, fig. 14) ; le résultat de cet abaissement, provenant probablement d'ondulations postérieures à la forma. tion du pli principal, est que les cargneules et les calcaires triasiques affleurent seuls dans le fond dé la vallée de Vignols, au voisinage de ce hameau, puis se relèvent en laissant apparaître de nouveau, sur le versant droit du vallon, les quartzites, qui se relient à ceux de la Tête de Ciama dont j'ai parlé plus haut.

La description qui précède nous montre que, grâce à l'érosion profonde des couches, on peut observer non seulement l'extrémité du pli et les couches relativement récentes de son flanc normal, comme cela a lieu d ordinaire, mais encore, sur une grande partie de la largeur du chevauchement, les couches qui occupent son axe au voisinage de sa racine ct même le flanc renversé, ainsi que son soubassement. Cette circonstance, très rarement réalisée, permet donc de pouvoir apprécier, d’une façon absolument exacte et sans hypothèse, l'importance du chevauchement de ce pli sur la zone plus extérieure,en mesurant sur la carte ou sur une coupe à l'échelle la distance des intersections de la surface de séparation de deux couches quelconques, par exemple du Trias et du Lias, par les plans axiaux de lanticlinal couché et du synclinal sur lequel il est déversé ; cette mesure, faite sur la coupe où le chevauchement atteint son maximun (PI. IL, fig. 11), donne une valeur de plus de 7 kilomètres.

Une autre conséquence du fait que l'érosion a traversé le plan axial du pli, est la présence d’une triple intersection de ce plan axial avec la surface du terrain ; on voit en effet, soit que l'on se reporte à la carte géologique (PI. VID), soit qu’on examine les coupes de la PI. IL, qu'il existe, en plus de la ligne d’intersection que j'ai suivie plus haut du Col de Pal à la Tête de Ciamia, deux autres venant se réunir au point où le vallon de Roja atteint le plan axial du pli, cest-à-dire aux environs de Ressuénigos. L’un de ces contours (contour moyen) suit la rive droite du vallon de Roja ou plutôt contourne le soubassement du massif du Mounier au nord et à l'est pour venir se réunir au contour externe à la Tête de Ciamia ; ce contour est jalonné sur la carte géologique par un affleurement presque continu de Trias. L'autre contour (contour interne) suit d’abord la rive gauche du vallon de Roja, jalonné par la bande triasique du Colombier, puis passe en dessous du Col de Blainon pour redescendre traverser le vallon de Roja au pont du sentier de Burente, et de là remonter au Mont Pelevo ; il suit ensuite le trajet que j'ai indiqué plus haut jusqu’au voisinage de la Tête de Ciamia, puis se prolonge jusqu'aux environs de Saint-Sauveur, ainsi que nous le verrons plus loin, après s’être réuni avec le contour externe au voisinage de Roubion, quand le déversement du pli devient très faible.

Les coupes 6 à 11 de la PI. II montrent qu’il existe, à l’intérieur du grand anticlinai couché que je viens de décrire, deux autres anticlinaux parallèles à lui ; ils sont encore fortement déversés, mais toutefois moins que le précédent, sur lequel ils viennent s’empiler. Je désignerai le plus externe sous le nom d’anticlinal de Las Donnas, parce qu’il constitue le sommet de ce nom (2474 mètres), qui termine vers l’ouest la crête de Blainon, et le plus interne sous le nom d'anticlinal du Ciavalet, parce que son axe passe à peu près par le Mont Ciavalet et le col du même nom. Ainsi que cela a lieu d'ordinaire lorsque plusieurs plis parallèles chevauchent l’un sur l’autre, l’anticlinal de Las Donnas est moins couché que celui du Col de Crous sûr lequel il est déversé, et celui du Ciavalet encore” moins que celui de Las Donnas.

Avant d'aborder l'étude de ces deux anticlinaux dans le vallon de Roja, où ils

sont le plus nets, je vais rechercher leur origine vers le N.0. et pour cela examiner la coupe fournie par le vallon de Demandols; celui-ci est sensiblement dirigé du S.0. au N.E., c'est-à-dire perpendiculairement à la direction de ces plis, sauf dans son cours supérieur qui descend du Col de Pal. du sud vers le nord. La fig. ÿ de la PI. II représente une coupe du fond de ce vallon, en même temps qu’un croquis de son versant gauche limité par la crête qui s'étend de la Cime de Pal (2816 mètres) à la Cime d’Anelle et à la Roche Iglière, qui dominent Saint- Etienne-de-Tinée.

Gette coupe nous montre, au Col de Pal et dans lesoubassement de la cime du même nom, le grand anticlinal couché du Col de Crous, que j'ai décrit précédemment et qui présente là des ondulations secondaires, visibles à la fois dans le flanc renversé du pli (dans la descente abrupte du Col de Pal à la vallée de la Barlatte, où ils intéressent surtout le Néocomien) et dans son flanc normal, qu’on suit en descendant le vallon de Demandols. Cette descente se fait d’abord dans les marnes noires oxfordiennes et calloviennes, qui présentent de nombreux froissements mis en évidence par les petits lits de calcaire roussâtre intercalés à leur base, ces froissements se déversant tous dans le même sens que le pli prin- - cipal; on rencontre même dans le fond du ravin, au voisinage de la bergerie de Bollofré, un petit affleurement des calcaires marneux du Jurassique moyen, occupant l’axe d’un anticlinal secondaire. Le lit du ravin se poursuit ensuite, de nouveau, dans les marnes noires jusqu'au voisinage du hameau de Demandols ; mais on observe nettement sur sa rive gauche, à 1 kilomètre en amont de ce hameau et au débouché d’un ravin latéral qui descend dela Pointe des Trois-Hommes, une ondulation anticlinale très marquée, produisant un reploiement complet des calcaires terminaux du Jurassique, qui formentunescarpement continu au-dessus des marnes noires. Un peu en aval, entre Demandols et la chapelle Sainte-Anne, la vallée traverse un nouveau bombement de peu d'importance, qui fait apparaître le Jurassique moyen au milieu des marnes noires; puis les couches plongent de nouveau vers le N.E., et la vallée entame finalement la barre calcaire tithonique, qui se relève presque aussitôt en formant un synelinal à faible courbure. Le ravin iraverse ensuite successivement les divers terrains qui forment le flanc nord-est de ce synclinal : marnes noires oxfordiennes et calloviennes, calcaires marneux du Jurassique moyen, calcaires liasiques, cargneules et calcaires de la série triasique supérieure, puis les quartzites triasiques inférieurs, discordants sur les micaschistes et les amphibolites, dans lesquels pénètre le vallon avant de se réunir à la Tinée et qui forment le noyau de l’anticlinal déversé de la Cime d’Anelle, que j'ai signalé plus haut.

La comparaison de cette coupe et de celle de la PI. IL, fig. 6, où le synclinal de la Bercia est le même que celui rencontré au-dessous de Sainte-Anne, montre que les deux anticlinaux du Ciavalet et de Las Donnas sont représentés dans le fond du vallon de Demandols par les deux ondulations qui existent au voisinage du hameau de Demandols, et dont l'amplitude est très faible. Celle qui correspond à l’anticlinal du Ciavalet est à peine indiquée par le bombement de Sainte-

Anne, qui devient absolument inappréciable dans les terrains crétacés de la rive

gauche ; quant à l’anticlinal plus externe, qui correspond à celui de Las Donnas, il est un peu plus accentué, puisqu'il produit un reploiement complet des calcaires terminaux du Jurassique, mais il disparait encore dans les terrains crétacés.

On voit donc qu’il se produit wne diminution très brusque de l'amplitude de ces deux anticlinaux, bien marqués sur la crête qui borde à droite le vallon de Demandols, très réduits déjà au fond de ce vallon, et disparaissant complètement dans le chaînon qui le borde à gauche, en sorte qu’on n’en retrouve plus la trace dans le vallon parallèle de Jallorgues, situé de l’autre côté de ce chaînon.

D'autre part, la comparaison des deux mêmes coupes montre aussi qu il existe une très grande différence dans l'altitude à laquelle se rencontrent les mêmes terrains dans le fond du vallon de Demandois et sur la crête qui le borde à droite; sur cette très courte distance horizontale (2 kilomètres), il se produit une dénivellation qui peut atteindre 750 ou 800 mètres et qui amène un plongement général des couches vers le N.0. (PI. If, fig. 4), sur tout le versant droit du vallon de Demandols ; le plongement des couches suit à peu près la pente de ce versant. C'est ainsi que les calcaires tithoniques se rencontrent, dans l’axe du synclinal de la Bercia, à une altitude d'environ 2000 mètres sur le versant sud-est de ee sommet, tandis qu’ils sont entamés par le vallon de Demandols, dans l’axe du même synclinal, à une altitude de 1450 mètres seulement. De même, le Trias apparait au voisinage du sommet du Ciavalet, à une altitude de 2400 mètres environ, et dans l’axe du même anticlinal on ne retrouve plus, au fond du vallon, que le sommet du Jurassique moyen, à une altitude d'environ 1650 mètres, ce qui montre là une dénivellation de plus de 900 mètres sur une distance horizontale ne dépassant pas 3 kilomètres.

.On peut résumer ce qui précède en disant que les deux anticlinaux du Ciavalet et de Las Donnas disparaissent, vers le N.0., à la fois par un plongement très rapide de leurs axes dans cetle direction et par une diminution aussi brusque dans leur intensité.

Si l’on se reporte à la carte tectonique (PI. 1), on voit que ce rapide plongement se produit au moment où les axes de ces deux plis viennent pénétrer dans la cuvette synclinale de Sanguinière. On constate par suite, sans qu’il me paraisse possible d'en donner une raison théorique, que ces plis ne se sont pas propagés à l'intérieur de celte cuvelte et qu'ils se sont arrêtés très rapidement dans son bord sud-est.

Gette observation me parait en outre démontrer que la cuvette synclinale de Sanguinière est antérieure où du moins n’est pas postérieure à la formation de ces plis de la bordure du massif cristallin ; en effet, si elle était postérieure, on comprendrait bien le brusque plongement de leurs axes, maïs non la diminution corrélative dans leur amplitude. H est d’ailleurs facile de montrer que la formation de cette cuvette doit s’être faite après le Crétacé supérieur et qu’elle s’est seulement approfondie légèrement après le dépôt des assises éogènes, qui reposent sur ses bords relevés et arasés. La fig. 2 dela PI.WN montre en effet que,

dansle bord oriental de cette cuvette, les dépôts tertiaires sont fortement transgressifs sur les terrains antérieurs relevés vers l’est ; ils reposent de même en discordance sur le Crétacé relevé vers le sud,sur le bord méridional dela cuvette (PI.II, fig. 3) ; de même, on les voit à l’ouest, sur la rive droite du Bachelard, reposer sur le Crétacé supérieur fortement plissé avant leur dépôt. Au contraire, dans le ravin de Valloars, qui entame à peu près le centre de la cuvette que forment les terrains tertiaires, ceux-ci sont concordants avec le Crétacé supérieur, très puissant et paraissant avoir son épaisseur habituelle. Par suite, au moment du dépôt du Nummulitique, les bords de cette cuvette (je n’ai pas étudié le bord septentrional) étaient déjà relevés et plissés, et l’on peut admettre qu’elle s’était ébauchée antérieurement et qu’elle n’a fait que s’approfondir légèrement depuis lors.