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S.O. Ad Entreunes

à Larçelo

Fig. 21. — Coupes de lanticlinal couché du Col de la Cayolle : 4° au Col de la Cayolle (A) ; 2° sur la rive droite du Var, au confluent du Vallon du Garet (B). 1. Calcaires crétacés supérieurs ; 2. Calcaires et grès roussätres à Nummulites ; 3. Grès d’An. not (à droite des deux coupes se voit le bord de la cuvette synclinale de Sanguinière).

Au contraire, s’il est bien certain que le massif cristallin avait commencé son émersion avant le dépôt des assises nummulitiques, sous la forme d’un dôme probablement simple ou ne présentant dans sa bordure que des plis à peine ébauchés, il est aussi démontré que la formation des plis que nous observons actuellement dans sa bordure est postérieure au dépôt des assises éogènes, puisqu’on les voit affectées par ces plis (PI. IL, fig. 8). La conclusion tirée plus haut des relations tectoniques des plis du Ciavalet et de Las Donnas avec la cuvette de Sanguinière est donc confirmée par des raisons stratigraphiques.

Quant au pli le plus extérieur de la bordure du massif cristallin, que j'ai décrit plus haut, il se retrouve au Col de Pal et à la Cime de Pal, sans autre modification qu’une diminution dans l'amplitude de son chevauchement vers l’extérieur. Or je n’ai retrouvé aucune trace de ce pli dans le voisinage du Col de Jallorgues, où il devrait se rencontrer s’il avait pénétré dans la cuvette synclinale comme les précédents, très atténué comme eux, mais n’ayant pu disparaître sur un si court trajet.

Il me paraît beaucoup plus vraisemblable d'admettre qu’il se prolonge vers

l’ouest en contournant la cuvette, et que c’est son prolongement que l’on retrouve sur le bord occidental de cette cuvette.à la Cabane du Garet et au Col de la Cayolle (fig. 21 et PI. IT, fig. 2), produisant un chevauchement du bord de cette cuvette sur Ja zone anticlinale qui la borde.

De la sorte, la cuvette synclinale de Sanguinière ferait partie, au point de vuc tectonique, de la bordure du massif cristallin, dans laquelle elle s’est différenciée de très bonne heure. Je dois d’ailleurs faire observer que je n'ai pas suivi la prolongation de l’anticlinal en question depuis le flanc sud de la Gime de Pal jusqu’au fond de la vallée du Var, au milieu des escarpements de Roche-Grande, d’un accès très difficile et formés par les terrains crétacés vus par leur tranche seulement ; cette dernière raison suffirait presque à elle seule à empêcher d'y suivre un pli couché, car ces calcaires sont très semblables du bas en haut

de la série.

Après avoir vu de quelle façon se terminent au N.0. les deux anticlinaux du Ciavalet et de Las Donnas, il faut les suivre vers le S.E., ce que montrent les fig. 6-11 de la PI. IT.

Le synclinal sur lequel est déversé l’anticlinal de Las Donnas et qui le sépare de l’anticlinal du Col de Crous est occupé par le Crétacé inférieur au Mont Triboulet, où il n’est pas encore déversé. Mais il l’est déjà au hameau de Ressuenigos, où le centre du synclinal est occupé par les marnes noires oxfordiennes, au-dessus desquelles on rencontre, en suivant le sentier qui monte au Col du Ciavalet, l’axe de l’anticlinal de Las Donnas, marqué par un bourrelet arrondi formé par les calcaires marneux du Jurassique moyen qui percent les marnes noires renversées sous ce bourrelet (PI. IL. fig. 6).

Quand on se dirige vers l'E. S.E., on constate que l’érosion entame de plus en: plus profondément l’axe de cet anticlinal (PI. IL, fig. 7) et bientôt on voit apparaître, au-dessous du sommet de Las Donnas, son noyau de cargneules triasiques couché presque horizontalement, tandis que, dans l’axe du synclinal de Ressuenigos, il existe un lambeau de calcaire tithonique au-dessus du Pas de Roja (PI. IL, fig. 8) ‘. D'ailleurs les affleurements jurassiques dans ce synclinal cessent très rapidement, par suite de la direction S.0.-N.E. que prend la crête qui réunit le sommet de Las Donnas au point coté 2175 mètres. en sorte que la coupe qui passe par celui-ci (PI. IL, fig. 9) ne montre plus dans le centre de ce synclinal qu’un peu de Lias, qui disparait d’ailleurs immédiatement après.

À partir de ce point, on cesse momentanément de pouvoir suivre les axes de ce synclinal et de l’anticlinal de Las Donnas dans le grand affleurement triasique de Blainon ; celui-ci renferme à la fois les axes des trois anticlinaux couchés du faisceau que j’étudie (l’anticlinal du Col de Crous ou du Colombier, celui de Las Donnas et celui du Ciavalet), ainsi que les deux synelinaux intermédiaires

! Les faits sont singulièrement compliqués en ce point par la présence d’une petite faille locale ayant amené le glissement dans le fond de la vallée d’un gros lambeau de ce calcaire tithonique, sous lequel le ravin s’est creusé un lit souterrain (Cluse Anténor).

(PI. IL, fig. 40). Mais lorsqu’ou arrive au voisinage du confluent du vallon de Roja et de la Tinée, la profondeur de l'érosion permet de retrouver de nouveau les axes de ces trois anticlinaux dans la bordure des schistes cristallins, euxmêmes fortement entamés.

J'ai indiqué plus haut, en effet, comment, l’axe de lanticlinal le plus externe traverse le vallon de Roja pour remonter au Mont Pelevo (PI. IL, fig. 41). Le synclinal suivant se retrouve au contraire sur la rive gauche de la Tinée, en face du Mont Pelcvo, jalonné par le plus inférieur des deux lambeaux triasiques superposés qui existent au pied de la Tête de Gerpas ; l’anticlinal couché qui separe ces deux lambeaux est manifestement la continuation de celui de Las Donnas. Le synclinal suivant, jalonné par le lambeau triasique supérieur, représente le prolongement du synelinal qui sépare les anticlinaux de Las Donnas et du Ciavalet, et il s’observe d’ailleurs très nettement dans la berge droite de la Tinée, au-dessus du Pont Rouge (c’est le synclinal triasique indiqué dans la fig. 15, qui montre l'indépendance des plis récents et des plis anciens).

La continuation de l’anticlinal du Ciavalet est à peu près jalonnée par le cours du vallon d’Auron, au voisinage de son confluent avec la Tinée, et est aussi figurée sur le même croquis ; quant au synclinal suivant (synclinal de la Bercia) sur lequel se déverse l’anticlinal de la Cime d'Anelle au voisinage de St-Etienne, il passe à la Cime d'Auron (PI. Il, fig. 10), puis traverse la Tinée et se retrouve jalonné par le petit lambeau triasique situé au-dessus de la Chapelle de Douanse.

Au-deià de ces trois lambeaux triasiques, qui marquent la prolongation des trois synclinaux principaux de la bordure du massif cristallin, il est impossible de suivre ces derniers ; il me semble toutefois très probable qu’ils traversent de nouveau la Tinée pour revenir sur sa rive droite. On voit en effet, sur la carte tectonique (PI. I) et sur les coupes de la PI. IL. qu'il existe, aux environs de Vignols, Roubion, Roure et St-Sauveur, plusieurs plis parallèles à la continuation indiscutable de l’anticlinal externe du Col de Crous, et situés à l’intérieur de celui-ci par rapport au massif cristallin. Ces plis jouent donc le même rôle que

- les précédents et il me semble qu'on doit les considérer comme en étant la con-

tinuation, bien qu’il existe une partie de leur longueur où l'érosion a complètement enlevé les terrains sédimentaires qu'ils affectaient et où seule une étude très minutieuse ct très longue des terrains cristallins permettra peut-être de les suivre. J'ai figuré, sur la carte tectonique (PI. I), ce raccord hypothétique en pointillé.

La structure tectonique de la partie de la bordure du massif cristallin comprise entre Vignolset Valdehlore est indiquée par les coupes de la PI. IN (fig. 4 à 7). Quand on compare ces coupes à celles de la planche précédente, on est immédiatement frappé par le resserrement beaucoup plus accentué des plis de cette bordure, toujours déversés vers le S.0., mais littéralement empilés les uns sur les autres, et aussi par le fait qu'ils sont moins couchés et viennent pour ainsi dire s'éeraser contre un autre faisceau de plis déversés en sens inverse, et que lon sait déjà être les plis périphériques du dôme de Barrot. Ceux-ci, à peine

indiqués dans les coupes précédentes (PI. Il, fig. 9-11) et très éloignés de la bordure du massif cristallin, s’en rapprochent déjà au voisinage de Beuil, où l’axe triasique de l’un d’eux se montre à la Tête de Ciarnaja, très voisin de l’axe triasique du grand anticlinal couché du Gol de Crous (PL. If, fig. 11). Plus à l’est, ils s'en rapprochent encore davantage, de façon à produire la structure figurée sur les coupes 3 à 6 de la PI. IIE, où l’on voit que le grand synclinal couché, surmonté vers l’ouest par la large nappe de recouvrement du Mont Mounier, s’est transformé en un véritable synclinal composé en éventail, dont l'axe est à peu près exactement jalonné par le cours inférieur du vallon de Vignone entre Roubion et St-Sauveur.

Les plis qui dépendent de la bordure du massif cristallin sont, dans ce trajet, cantonnés sur la rive gauche, et ceux du dôme permien sur la rive droite de ce ravin extrêmement encaissé et dont les parois, surtout celle de la rive droite, sont à peu près inaccessibles, Fort heureusement, ces plis intéressent là les schistes rouges permiens, les quartzites blancs et les grès violacés de la base du Trias, puis les cargneules jaunes, en sorte qu’il est très facile de suivre les bandes des divers terrains présentant des couleurs aussi tranchées. La photographie de la PI. VI, prise d’au-dessus de Saint-Sauveur, dans le prolongement de l’axe du ravin en question, montre d’ailleurs la netteté de cette disposition.

Quant à la description complète de ces divers plis, elle nécessiterait de longs détails et une carte à très grande échelle, ainsi qu’une nombreuse série de coupes; les fig. 4 à 5 de la PI. III indiquent leur disposition en quelques points, mais en réalité il faudrait en donner la coupe presque à chaque pas pour s’en faire une idée absolument complète. Aussi je crois devoir me borner ici à ces indications sommaires, car l’étude détaillée de cette localité mériterait à elle seule un travail spécial, et d'autre part la disposition générale ressort très suffisamment des coupes que je viens d'indiquer. :

Sur la rive gauche de la Tinée, les schistes permiens se retrouvent très bien développés dans tout le massif de la Rouagne (qui doit d’ailleurs son nom à leur couleur rouge), suivis au sud par une bande triasique, puis par les divers terrains jurassiques, crétacés et éogènes. Ces schistes rouges présentent encore plusieurs plis bien mis en évidence, comme dans le vallon de Roubion, par les affleurements triasiques qui occupent le centre des synclinaux: tous ces plis sont uniformément déversés vers le S.0. d’abord, puis vers le S. quand onse dirige vers l’est, c’est-à-dire qu’on se rapproche de Valdeblore, où leur direction devient O.-E.

La coupe de la crête dirigée S.0.-N.E., qui part de Saint-Sauveur pour aboutir au Cluot de Malamet et à la Cime de Giraud, montre trois synelinaux triasiques intercalés au milieu des dépôts permiens (PI. H, fig. à) et qui se rattachent facilement à ceux de la rive droite de la Tinée.

Dans une coupe parallèle à la précédente, descendant dela Rouagne à la Tinée, à 2 kilomètres au-dessous de Saint-Sauveur (PLU, fig.6), on retrouve les mêmes synclinaux encore marqués par les affleurements triasiques ; mais on constate

facilement que l’amplitude des plis y est moins grande et d’autre part que l'alti-

tude à laquelle sont portées les mêmes couches va en diminuant. Cette diminution dans l’intensité des plis se fait sentir beaucoup plus fortement encore aussitôt qu’on pénètre sur le versant droit du ravin de Bramafame; les deux croquis dessinés au-dessous de la coupe du sommet de la Rouagne (PI. IT, fig. 6) représentent deux coupes paralièles à celle-ci, l'une à flanc de coteau, lautre suivant à peu près le lit du ravin de Bramafame. Elles rencontrent toutes deux les mêmes plis, mais à une altitude de plus en plus faible et avec une amplitude graduellement décroissante.

Le synclinal triasique le plus interne, qui se rencontre entre le sommet de la Rouagne et le Cluot de Malamet, à une altitude de plus de 2000 mètres, descend jusqu'au voisinage de la Bolline, où les quartzites atteignent presque le fond du vallon qui descend de Millefuons ; ils reparaissent sur la rive gauche de celui-ci, formant un synclinal très net dans la coupe du Mont Raja (PI. II, fig. 7), mais qui n’est plus couché et qui renferme en son centre toute la série triasique, ainsi que le Lias et le Jurassique moyen.

L’anticlinal suivant, qui amène les schistes rouges permiens au sommet de la Rouagne, se retrouve dans le fond de la vallée, à la Bolline et à la Roche (PI. IT, fig. 7), où les quartzites se présentent à une altitude de 1100 m. environ, et d'autre part il n’y présente plus de déversement.

Le synclinal suivant montre une disposition analogue ; à mesure qu’on le suit vers le S.E., les dépôts triasiques y acquièrent un plus grand développement et viennent se réunir, sur la crête au nord de Rimplas, avec ceux qui occupent le centre du synclinal plus externe, dont l’axe passe par l’emplacement même de ce village ; l’important affleurement triasique de la rive droite du ravin de Bramafame est constitué de la sorte par la réunion de ces deux synelinaux.

L'anticlinal qui les sépare nettement au N.0. n’est plus visible que dans le fond du ravin, près du Planet, où il reparaît sous la forme d’un petit bombement des quartzitestriasiques et des schistes rouges permiens,encore légèrement déversé vers le sud, mais amenant ces terrains à une altitude très inférieure à celle qu’ils atteignent auprès de Rimplas. Nous retrouvons donc, pour ces deux synclinaux et pour l’anticlinal intermédiaire, le même abaissement et la même diminution d'amplitude que pour les précédents. Dans la coupe de la fig. 7, PL. INT, ils ne sont plus représentés que par des ondulations difficilement appréciables des couches jurassiques et crétacées qui forment le soubassement du Mont-Viroulet.

En résumé, nous pouvons dire que, à partir du moment où les plis de la bordure du massif cristallin cessent d'être comprimés contre ceux de la ceinture du dôme permien, desquels ils s'écartent à angle droit, ils diminuent très brusquement d'amplitude et en même temps s’abaissent fortement.

b. — Région de la Vésubie et du vallon du Cairos.

J'ai indiqué plus haut la disposition générale des plis dans cette région, formant une gerbe très étalée qui embrasse un bombement à terminaison périclinale et même légèrement déversé vers la périphérie, cette gerbe venant ensuite se resserrer en un faisceau très étroit, qui se transforme lui-même vers le sud en un anticlinal unique. Je vais suivre ces divers plis de l’ouest vers l’est.

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Fig. 22. — Croquis du pli de Caste]-Vieil vu du côté nord.

1. Grès permiens. — 2. Schistes rouges permiens. — 3, Quartzites et grès triasiques. — 4. Cargneules et calcaires triasiques, — 5. Calcaires jurassiques inférieurs. — 6. Calcaires jurassiques supérieurs. — 7, Crétacé inférieur. — 8. Crétacé supérieur.

L'anticlinal le plus extérieur, en ce point, de la bordure sud-ouest du massif cristallin est très probablement la continuation de celui du Mont Raja ; il est encore assez visible aux environs du village de Venanson, où les terrains secondaires présentent un redressement très marqué et même en quelques points un faible renversement vers l'extérieur du massif cristallin. Ce pli disparait ensuite au milieu des terrains crétacés supérieurs, qui forment le soubassement du sommet de Siruol, ou plutôt s’y transforme en une série de petits plis, bien visibles dans la descente du Col du Fort au ravin de Venanson, par la Vacherie des Marains, mais impossibles à suivre plus loin. La direction de ce pli est très oblique par rapport à celle de la Vésubie.

Le synclinal suivant est facilement observable dans la vallée même de la Vésubie; on voit, en effet, sur la rive droite, les calcaires jurassiques supérieurs descendre jusqu’au niveau de son lit, vers le confluent du ravin de Venanson, puis remonter assez fortement, marquant ainsi le passage d'un axe synclinal dirigé à peu près N.0.-S.E., mais impossible à suivre sur la rive gauche de la Vésubie, au milieu des schistes cristallins ; on ne le suit pas davantage sur la rive droite, au milieu des puissants dépôts crétacés du Siruol.

La barre escarpée formée par le Jurassique supérieur sur la rive droite de la Vésubie remonte assez fortement au-dessus de son lit pour redescendre ensuite, marquant la présence d’un anticlinal des plus nets (fig. 22) ; il est bien visible aussi sur la rive gauche, à cause de la présence, sur la route même de St-Martin-

Vésubie à Roquebillère, d’un affleurement de schistes cristallins qui en occu-

pent l'axe, surmontés en discordance par les grès du Permien inférieur, et ceux-ci directement par les calcaires etles cargneules triasiques, dans l'axe de l’anticlinal. Celui-ci présente un plongement très accentué vers le sud, car les calcaires triasiques affleurent seuls au pied de la berge droite de la Vésubie, tandis que les micaschistes montent déjà à près de 100 mètres au-dessus du fond de la vallée à la traversée de la route et forment ensuite tout le versant gauche, montant jusqu'à plus de 2.300 mètres.

Get anticlinal se prolonge vers le sud en se déversänt vers l'ouest (PI. V, fig. 2), puis se transforme en un pli-faille qui amène le Trias en contact avec le Fiysch, sur le bord de la cuvette de la Cime du Clot de Raut, qui appartient à l'aire synclinale du Var moyen (PI. V, fig. 3 et 5).

Le synclinal qui suit cet anticlinal vers l’est (PI. V, fig. 2) est très net sur la rive droite de la Vésubie, dans les escarpements de Castel Vieil, formés par les calcaires jurassiques des deux flancs du synclinal (fig. 22) ; sa trace se perd au nord sous l’épais manteau d’alluvions de Berthemont, qui ne cesse que pour faire place aux terrains cristallins. Vers le sud, par suite de la profondeur de l'érosion produite par la Vésubie, les calcaires jurassiques qui en occupent le centre cessent brusquement et le synclinal se poursuit uniquement au milieu du grand affleurement triasique situé entre Roquebillère et Lantosque ; il est très difficile d'y reconnaitre sa trace à quelque distance, au milieu des cargneules et des gypses recouverts par les cultures.

Anticlinal central. — Quand on descend la route de la Vésubie, après la traversée du vallon du Spaillard et après que le manteau épais d’éboulis et d’alluvions a cessé, on pénètre dans les schistes rouges permiens, très réduits d'épaisseur, recouverts par les quartzites triasiques redressés verticalement et visibles en contre bas de la route ; puis, à la traversée du plus important des ravins qui descendent à la Vésubie, à 1 kilomètre environ en amont de Roquebillère, on voit apparaître les grès permiens inférieurs, formant l’axe d’un anticlinal symétrique. On peut constater de plus que l’axe de cet anticlinal présente un plongerent vers le S.0. extrèmement marqué, car les mèmes grès permiens, qui se rencontrent là à une altitude de 600 mètres environ pour leur partie supérieure, montent très rapidement sur la crête de Tres Crous à une altitude de près de 2.000 mètres. La terminaison de cet accident anticlinal se présente nettement, au moins pour les grès permiens qui en occupent l’axe,comme identique à l’une des extrémités d’un bombement elliptique, à plongement périclinal.

L'étude des deux flancs de ce bombement au voisinage de son extrémité est facile : mais, tandis qu’il est possible de suivre l’allure du flanc sud-est très loin ie l'extrémité, il n’en est pas de même pour le flanc ouest, car on se trouve arrèté presque immédiatement par l’ablation des terrains sédimentaires, dont il n'existe plus de trace au-delà du Spaillard.

Cette étude m’a conduit au résultat important que les couches supérieures au Permien sont déversées vers l'extérieur, des deux côtés de cet anticlinal.

En ce qui concerne le flanc ouest, le fait est manifeste, d’après ce qui précède, pour

les calcaires jurassiques, qui forment le flanc renversé du synclinal de Castel- Vieil ; les cargneules et les calcaires triasiques sont cachés presque complètement par les graviers du lit de la Vésubie, creusé au milieu de ces dépôts ; mais, néanmoins, on en retrouve encore la partie supérieure sur la rive droite, au pied de Castel-Vieil (à l’est), plaqués contre les calcaires jurassiques légèrement renversés. Les quartzites, qui affleurent sur la rive gauche en contre-bas de la route, sont verticaux ou à peine renversés ; les schistes rouges permiens sont très réduits, soit par étirement, soit originellement, et seuls les grès permiens qui occupent l’axe du bombement présentent un plongement régulier de 60° environ (fig. 22 et 23).

Castel Vierl cree yon des Crans

Fig. 23. — Coupe transversale de l’anticlinal central, au nord de Belvédère. Légende des PI. TI-V et de la carte géologique (PI. VIII). — Echelle : 1/80.000.

À l'extrémité même du bombement, sur un très court trajet, on trouve un plongement normal des couches, visible sur la route entre le ravin qui marque l'axe du bombement et le village de Roquebillère ; dans ce trajet, on voit en effet les quartzites triasiques recouvrir les schistes rouges, avec un plongement normal vers le sud, Mais aussitôt qu’on s’élève sur la rive gauche au-dessus du fond dela vallée,on voit queles cargneules et les gypses (exploités pour la fabrique de plâtre de Roquebillière) sont recouverts par les quartzites légèrement renversés vers le sud, et ceux-ci par les schistes rouges, commeon peut l’observer dans le quartier de Vignuolo et à la chapelle du Planet, située à 4 kilomètre au nord de Belvédère, sur la croupe qui sépare les vallées de la Vésubie et de la Gordolasque.

Par suite, aussitôt qu'on s’éloigne de l'extrémité du bombement pour suivre son flanc sud-est, on voit se produire un déversement analogue à celui qui existe sur le flanc occidental ; ce renversement est plus marqué encore dans la coupe ci-dessous (fig. 23), qui aboutit au Mont Pela, vers le S.E. Ce n’est donc qu’au voisinage immédiat de l'extrémité ef dans le fond de la vallée de la Vésubie, que l'on observe un plongement normal, sans renversement, faisant exception à ce qui se passe de part et d’autre ; mais la considération de la topographie m'a conduit à admettre que cette exception n’est qu’apparente et résulte probablement de la différence d'altitude : si l’on ne trouve pas de déversement en ce point, c’est que l'érosion y a complètement traversé la partie renversée.

J’admettrai donc que, au moins pour les couches supérieures au Permien, il existe un déversement périphérique, peu marqué il est vrai, du bombement central. D'ailleurs, dans le cas même où l’on n’admettrait pas cette interprétation, il

nen resterait pas moins acquis la présence d'un bombement plongeant très

fortement à son extrémité sud, et qui est déversé sur ses deux flancs jusqu’au voisinage immédiat de son extrémité, en se présentant par suite en éventail,

C’est ce bombement central que je considère comme représentant la terminaison de l’axe du massif en éventail composé du Mercantour ; nous avons vu, en effet, que les plis situés à l’ouest de ce bombement central sont déversés vers l’ouest. Je vais montrer qu'il existe de même une série de plis parallèles à son bord sud-est et tous déversés vers le S.-E. ; l’ensemble de ce faisceau de plis constitue donc un éventail composé, dont les divers plis sont fortement convergents vers le sud.

Cette constatation me conduit à admettre que les plis parallèles au bord sud-est du bombement central, et qui sont orientés N.E.-S.0., sont la prolongation des plis de la bordure nord-est du massif du Mercantour, ayant subi une torsion à angle droit qui les amène graduellement, de leur direction primitive N.0.-S.E., à celle que je viens d'indiquer, en passant par une direction intermédiaire N.-S., à l'extrémité de l’ellipse formée sur la carte par les terrains cristallins, c’est-à-dire dans le voisinage du Col de Tende. $

Malheureusement l’absence de documents précis sur cette région ne me permet pas de vérifier cette hypothèse; j'espère que la publication des résultats des explorations faites par mon collègue du service italien et ami, M. Franchi, en donnera une confirmation. J’ai indiqué d’ailleurs aussi, dans l’allure orographique de cette région, une disposition analogue (p. 16).

Avant de passer à la description rapide de ces plis dans la région où je les ai étudiés, il me reste encore à parler du lambeau synclinal de Permien situé entre la Cime de la Vallette et celle de Montjoya, c’est-à-dire à peu près dans l’axe du bombement central ; le croquis de la fig. 3 montre que ce lambeau présente une disposition synclinale dans une coupe N.-S.; il m'a été impossible d'observer nettement la disposition suivant une coupe transversale, à cause de la situation sur une crête, sans ravins perpendiculaires à celle-ci. Néanmoins, je crois pouvoir admettre que ce lambeau marque l'emplacement d’une petite cuvette située suivant l’axe du grand bombement central.

L'examen des fig. 6, 7, 8 et 10 de la PI. V et de la carte géologique (PI. VID) permet de se rendre facilement compte de la disposition des plis du faisceau parallèle au bord de ce bombement, dans les vallons des Graus et du Cairos. On y voit le passage d’un synclinal entre la Cime du Diable et celle du Capelet. Les grès permiens forment ensuite un anticlinal sur le versant sud de ce dernier sommet ; les schistes rouges, et toute la série des dépôts secondaires entrant dans la constitution de son flanc sud sont redressés verticalementou même légèrement renversés. Cette disposition se poursuit jusqu'au pied du Mont Pela, au voisinage de Belvédère (fig. 23), où se produit une brusque torsion de ce pli, qui se dirige vers le sud en se déversant fortement vers l’est au Caire de Saint-Sauveur (PI. V, fig. 3), puis en se transformant en un pli-faille qui fait chevaucher le Trias sur le Crétacé

supérieur aux environs de la Bollène (PI. V, fig. 5).

L’anticlinal suivant est fortement marqué au pied de la descente du Col de Raus du côté de l’est (PI. V, fig. 7), puis est jalonné par le petit affleurement de calaires jurassiques supérieurs situé au pied de la Baisse de St-Véran, vers le S.0. de ce col (PL. V, fig. 8); on voit ensuite une bande anticlinale de ces mêmes calvaires former la Pointe de lugger et descendre ensuite au fond du vallon de la Planchette (PI. V, fig. 10), près de la Chapelle de Saint-Salvaire, où l'anticlinal précédent vient chevaucher sur lui, après sa torsion.

Sur les deux rives du vallon de la Planchette, au milieu des escarpements de La Lombandie et de Malagrata, les calcaires crétacés supérieurs sont affectés de nombreux plis analogues, parallèles aux précédents et comme eux déversés vers le S.E. (PI. V, fig. 10). La crête qui va de l’Aution à l'Ortighea fournit des plis semblables (PI. V, fig. 8), et toute cette série de plis parallèles se termine par un déversement assez marqué du Crétacé supérieur sur les terrains tertiaires (Nummulitique et Flysch) de lagrande cuvette synclinale de Peira Cava ; ce déversement est très net au voisinage de l’Aution et en particulier, auprès du Camp de Plan Caval (PI. V, fig. 7), à la Forca, ete., ainsi qu’à l'Arpiglia (PI. V, fig. 40).

Il arrive même localement, au voisinage de l’Aution, que ce chevauchement soit accompagné d’une disparition des couches nummulitiques par étirement, le calcaire crétacé venant directement reposer sur le Flysch (PL. V, fig. 8).

Dans le vallon de Cairos et celui de Ceva, il existe une disposition analogue (PI. V, fig. 6), ainsi qu’au voisinage de Fontan, dans la vallée de la Roya, où lon rencontre encore des plis couchés analogues, déversés vers le S.E. et commençant à prendre une direction presque N.-S.

c) Terminaison méridionale de l’aire anticlinale du Mercantour

La disposition que j’ai indiquée précédemment est donc bien nette; il me reste à décrire ce que devient, vers le sud, le prolongement de cette gerbe très étalée de plis disposés en éventail, après leur resserrement en un faisceau très étroit au voisinage de la Bollène.

J'ai indiqué plus haut la façon dont se forment les deux plis-failles qui amènent le chevauchement des cargneules triasiques sur desterrains très récents, des deux côtés de la vallée moyenne de la Vésubie et d’une façon symétrique (PI. V, fig. 5). Cet affleurement triasique, ainsi disposé en éventail et dans lequel il est impossible de suivre la prolongation des plis précédents, représente donc le prolongement vers le sud de la couverture du massif cristallin.

Le contact anormal cesse d’ailleurs rapidement sur la rive gauche de la Vésubie et l'on voit, aux environs de Lantosque, se reconstituer rapidement la série des couches supprimées par étirement ; mais toutefois le chevauchement vers l'est persiste, comme on peut l’observer à l’entrée du vallon de St-Colomban (fig. 24), où l’on voit les calcaires tithoniques former une charnière anticlinale

très nette au milieu du Crétacé. La Vésubie pénètre, pendant un trajet

ÉTUDi GÉOLOGIQUE DU NORD DES ALPES-MARITIMES 157

de 2 km., au milieu de ces terrains crétacés renversés, puis traverse de nouveau les calcaires jurassiques et se retrouve au milieu des cargneules et des gypsestriasiques ; le renversement des couches est encore bien net au Rocher de St-Arnoux (PI. V, fig. 4), et persiste jusqu’à la Cime de Bonvillar, où les couches se redressent et reprennent leur plongement normal vers l'est, au-dessus du Trias (PI. V, fig. 12).

Fig. 24. — Anticlinal déversé vers l’est, à l’entrée du vallon de Saint-Colomban, près de Lantosque.

tb, Cargneules et gypses triasiques.— J5-8, Calcaires jurassiques supérieurs. — c!, Néocomien. — c, Couches glauconieuses albiennes. — cf, Cénomanien.

Le chevauchement du Trias sur le Flysch de la cuvette de la Cime du Clot de Raut se prolonge au contraire, sur la rive droite de la Vésubie, jusqu’au voisinage du vallon de Figaret, où se produit une complication assez singulière tenant à la réunion de l’anticlinal en question avec un autre anticlinal, aussi en éventail, qui vient du N.0. et chevauche aussi d'une manière symétrique sur la même cuvette synclinale (PI. V, fig. 2). Les affleurements triasiques qui occupent le centre de

cesdeuxanticlinaux se réunissent à l'extrémité de la cuvette,en restant toujours en contact avec le Flysch et en formant une bande unique dirigée vers le S.S.E.; cette bande est limitée des deux côtés par les calcaires jurassiques plongeant sous le Trias (PI. V, fig. 4), ensorte que la réunion desdeux anticlinaux en éventail a produit un anticlinal unique,encore en éventail. Puis le plongement des couches redevient normal, sur son flanc oriental, et ect anticlinal ne présente plus qu’un déversement unique, vers l’ouest ; le Trias cesse bientôt d’affleurer et l'on voit les calcaires jurassiques de la CimedeSue Caragn chevaucher sur les calcaires crétacés supérieurs (PI. V, fig.12), sur lesquels chevauchaient primitivement le Jurassique et le Trias de l’anticlinal du Mont Brech.

On voit par suite que l’anticlinal en éventail, provenant de la réunion de deux anticlinaux aussi en éventail, s’est finalement transformé en un pli-faille unique, qui se prolonge très loin vers le sud et amène en contact les deux aires synclinales de la Bevera et du Var moyen, sur chacune desquelles était primitivement déversée la bordure du massif cristallin, de part et d'autre de l’anticlinal central. L'influence de ce massif sur le déversement des plis dans son voisinage cesse donc vers l'extrémité de l’affleurement triasique,aux granges de Saint-Pierre, situées sur la baisse qui sépare la Cime de Bonvillar de celle de Sue Caragn, et c’est là qu'il faut placer la terminaison sud de l'aire anticlinale dépendant du

massif cristallin (PI. 1).

IL est intéressant de constater que cet important accident tectonique coïneide à peu près avec la limite des faciès du Jurassique supérieur et, d’une façon beaucoup plus exacte encore, avec celle des deux faciès si dissemblables du Crétacé inférieur, tout différent quand on l’étudie à l’ouest et à l’est du cours moyen de la Vésubie. Cette coïncidence ne semble pas être purement fortuite, mais résulter d’une ébauche de l’important accident en question, dès la fin du Jurassique.