AIRE SYNCLINALE DU VAR MOYEN

Cette aire synelinale peut se subdiviser en trois parties principales, formant des bandesde plus en plus méridionales et obliques par rapport à l'allongement général de l'aire en question. La première, orientéeS. O.-N. E., comprend seulement la cuvette d'A gnere et est séparée de la suivante par un anticlinal, très marqué à l’ouest de la région étudiée, à la limite des feuilles de Nice et de Castellane, et décroissant graduellement vers le nord-est, jusqu’à disparaître en même temps que la cuvette 4 Agnere. La seconde forme l'axe principal de l’aire en question et

comprend un seul grand synclinal, le plus étendu de tous ceux de la région que

j'ai étudiée, naissant au sud-ouest par une cuvette très nette et se terminant à son autre extrémité par une autre cuvette ; je le désignerai sous le nom de synclinal de Puget-Théniers. La dernière est formée par une série d’anticlinaux et de synclinaux naissant dans le flanc sud de la partie orientale du synelinal précédent, dont elle n’est qu’une dépendance et que j'en sépare seulement pour la commodité de la description ; ces accidents présentent une torsion à angle droit et une imbrication que j'ai signalées dans l'exposé général des plis de la région, et je désignerai leur ensemble sous le nom de faisceau de la Vésubie inférieure.

a) Cuvette synclinale d'Agnere.

J'ai décrit précédemment la cuvette d’Agnere et n’y reviendrai pas ici ; il me faut seulement dire quelques mots de l’anticlinal qui la sépare du synclinal parallèle de Puget-Théniers. Cet anticlinal est très accentué à la limite des feuilles de Nice et de Castellane, où le Barrémien est porté à une altitude de 1400 m. environ (PI. IV, fig. 3) ; il s’abaisse graduellement vers le N. E. (PI. IV, fig. 5 et 6), et, en particulier, très rapidement un peu avant de traverser le cours du Var au Plan d'Entrevaux, par un plongement périclinal des couches barrémiennes. Cet anticlinal reste encore assez marqué tant que dure la cuvette d’Agnere (PI. IV, fig. 7), jusqu’au Col de Velacs, mais disparaît aussitôt après, en sorte qu'on ne le retrouve plus à la traversée de la Roudoule (PI. IV, fig. 8).

b) Synclinal de Puget-Théniers.

Ce synclinal débute au sud-ouest par une terminaison périclinale extrèmement nette et rendue très apparente par la topographie, à cause de la bouele semi-circu-

laire que forme le chaînon du Picde Chabran à l’ouest de Villevieille ; le plongement

des couches y est à peu près exactement le même suivant l’axe principal et dans les directions perpendiculaires, en sorte que la surface que forme une couche donnée du Crétacé supérieur à cette extrémité est presque exactement une portion de sphère. Puis l'abaissement de l'axe, tout en devenant plus faible, se poursuit (PLIV, fig.3,5,6 et 7) jusqu’à mi-chemin de Puget-Théniers et d'Entrevaux, où les couches sableuses supérieures aux marnes à Serpula spirulæa apparaissent au fond du Var, à une altitude de 400 m. environ (PI.1V, fig. 8). Son axe se relève ensuite rapidement, à 45° environ, à la traversée de la Roudoule, à quelques centaines de mètres au nord de Puget-Théniers,en produisant pour les couches nummulitiques un plongement périclinal ou plutôt une terminaison analogue à celle de l’autre extrémité (PI. VIT).

11 faut noter que l’axe de cette cuvette allongée, qui se termine à ses deux extrémités par un relèvement brusque, est d’abord S.0.-N.E., jusqu’à Entrevaux, puis devient à peu près 0.-E., depuis cette localité jusqu'à Puget-Théniers. Le relèvement brusque de l'axe au voisinage de Puget-Théniers n'empêche d’ailleurs pas la prolongation du synelinal et ne coïncide pas avec un relèvement analogue de ses bords; de même le centre de la cuvette, c’est-à-dire le point le plus déprimé, ne coïncide pas davantage avec un abaissement de l’anticlinal qui borde le synclinal vers le sud; celui-ci présente bien un brusque abaissement, ainsi que le dirai plus loin (PI. IV, fig. 2), mais situé à peu près à mi-chemin de l'extrémité sud-ouest et du centre de la cuvette.On voit donc bien que cette cuvette est un accident spécial, localisé au voisinage de l’axe du synclinal et qui ne peut être interprété comme un abaissement de l'axe résultant du croisement d’un synclinal transversal, puisque les abaissements et les surélévations des axes du synclinal et de ’anticlinal qui le borde vers le sud ne se correspondent pas ; j'ai d'ailleurs insisté sur ce fait dans une note antérieure [83].

Le grand synclinal de Puget-Théniers présente plusieurs cuvettes analogues. alignées suivant son axe et qui peuvent être considérées comme des affaissements locaux s'étant produits de préférence au milieu d’une zone déjà déprimée ou bien contemporains de celle-ci, à moins qu'on admette que la formation des cuvettes soit antérieure à celle du synclinal, dont le tracé aurait été déterminé par l'existence de ces points déprimés ; ces diverses hypothèses sont également possibles et rien dans les faits observés ne m'a permis jusqu'ici de trancher la question. |

Quoiqu'il en soit, le synelinal en question se prolonge vers l'est jusqu’à la traversée du cours inférieur du Cians (PI. IV, fig. 8 et 9), puis s’élargit assez rappidement à partir de. ce point en prenant une direction 0.S.0.-E.N.E. Je rappellerai en outre que, depuis la terminaison de la cuvette d'Agnere, il est en contact immédiat avec le dôme de la Cime de Barrot, ainsi qu'on peut le constater sur les coupes citées précédemment. I! faut aussi remarquer que, dans le voisinage du Puget-Théniers, où existe le maximum de resserrement entre le dôme de la Cime de Barrot et l’anticlinal Au Gourdan, localement déversé vers le nord, il existe, de part et d’autre de la cuvette centrale, des ondulations lon-

gitudinales de peu de longueur, couchées des deux côtés vers l’axe du synelinal.

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La rive gauche de la Roudoule montre les ondulations du flanc nord du synclinal (fig. 32) ; de même, sur la rive droite du Var, en face de Puget-Théniers, on voit un anticlinal déversé vers le nord et intéressant le Cénomanien et les couches plus élevées du Crétacé (PI. IV, fig. 8), au-dessous du grand anticlinal couché du Gourdan. Mais ces plis sont tout à fait locaux et on n'en retrouve plus trace ni à l’ouest, ni à l’est ; en particulier, dans la coupe très profonde qu'on observe dans les gorges inférieures du Cians, de même que dans la traversée de la Tinée en dessous de Clans, le synclinal présente une régularité aussi parfaite que le noyau permien du dôme de la Cime de Barrot.

Fig. 32. — Coupe de la vallée inférieure de la Roudoule (rive droite),

1, Calcaires jurassiques supérieurs. — 2, Néocomien et Barrémien. — 3, Marnes noires aptiennes et albiennes.— 4, Cénomanien. — 5, Turonien. — 6, Sénonien, — 7, Nummulitique.

Les coupes 10 à 13 de la PI. IV montrent que, abstraction faite des complications du flanc méridional sur lesquelles je reviendrai plus loin et de celles de son bord septentrional, produites par la terminaison des plis de la bordure du dôme permien, que j'ai décrites plus haut (p. 163-165), le synclinal de Puget-Théniers se continue avec une extrême régularité jusqu’au massif du Tournairet ; les seuls accidents qu’il présente dans ce trajet sont deux cuvettes synclinales situées suivant son axe, moins accentuées que la précédente, mais encore très nettes. La première se rencontre vers l'E. N. 0. du village de Thiéry, marquée par un plongement assez marqué des couches du Crétacé vers l’est, au sud de ce village, dans l’axe du synclinal, et se termine à la Forèt du Villars; la seconde existe au nordest de Clans, marquée par un plongement des couches nummulitiques vers le N.E. au Mont Casteo et vers le S. O. à la Pointe de Sarenton.

Enfin, le grand synclinal de Puget-Théniers se termine par une dernière cuvette, beaucoup plus marquée que les précédentes et qui présente des particula-

rités singulières sur lesquelles j’ai déjà appelé l’attention ; en même temps, le

synclinal en question, étant venu en contact immédiat avec le massif cristallin, subit la même déviation que le bord de ce dernier et se dirige brusquement vers le S. E. à partir du Mont Tournairet, puis vers le S. après la Cime du Clot de Raut. La comparaison des coupes 1 à 3 de la PI. V transversales au synclinal, montre un enfoncement graduel de celui-ci à mesure qu'on se dirige vers le sud-est, indiqué plus nettement encore sur la coupe 11 de la même planche, dirigée suivant l’axe du synclinal ; cet enfoncement va d’ailleurs en s'accentuant de plus en plus sans relèvement à l'extrémité. J'ai déjà indiqué précédemment comment la bordure du massif cristallin chevauche sur la cuvette de la Cime du Clot de Raut, d'abord sur son bord nord-est (PI. V, fig. 2 et 3). puis sur son bord orien-

tal (PI. V, fig. 5 et 11), en produisant un chevauchement des cargneules et des gypses triasiques, qui occupent l'axe du prolongement méridional du massif cristallin, sur le Flysch de la cuvette du lot de Raut. Les coupes 2 et 3 de la PI. V montrent qu'il existe un déversement symétrique de l’autre côté de la cuvette, amenant encore vers son extrémité le Trias en contact avec le Flysch. Ce déversement tient à la présence d’un anticlinal N.0.-S.E., le plus septentrional du faisceau de la Vésubie inférieure, qui débute au nord-ouest par une naissance périelinale et prend bientôt une disposition en éventail bien marquée dans la coupe 3 de la PI. V ;ce déversement aboutit rapidement à un chevauchement par pli-faille des deux côtés de cet anticlinal, au Mont Brech vers le S. O., et dans Je fond du vallon de Figaret vers le N. E. (PI. V, fig. 4).

La profondeur de l'érosion produite par la Vésubie permet d’ailleurs d'étudier complètement le noyau triasique et le flanc renversé de cet anticlinal vers le S.O., à la Cluse de St-Jean-la-Rivière, où il se complique d'ailleurs d’un second anticlinal analogue et aussi déversé vers le S.0., quoique moins important ; bien net sur la rive droite, ce second anticlinal est indiqué sur la rive gauche par l’épaisseur considérable des calcaires jurassiques supérieurs repliés et chevauchés sur eux-mêmes (PI. V, fig. 4). Sur le flanc nord-ouest de l’anticlinal en éventail du Figaret, le Trias vient en contact avec le Fiyseh de la cuvette de la Cime du Clot de Raut, puis il se réunit avec le Trias qui chevauche sur le flanc oriental de celle-ci ; l'extrémité de cette cuvette est par suite enfouie sous un grand affleurement triasique situé dans son prolongement et qui résulte de la confluence des axes triasiques des deux anticlinaux qui la bordaient de part et d'autre. Cet enfouissement n’est pas seulement momentané, comme on pourrait s'y attendre, mais définitif, ef on ne retrouve plus aucune trace de cette cuvette dans son prolongement. Les anticlinaux en éventail qui se sont ainsi réunis par dessus son extrémité forment dans son prolongement direct un seul anticlinal, d’abord en éventail, puis déversé dans un sens unique, que j’ai décrit plus haut (p.457).

c) Faisceau de la Vésubie inférieure

Tandis que le synelinal précédent se dirige vers le nord-est, à partir de Villars, l'anticlinal du Mont Vial, qui le bordait au sud depuis son extrémité oceidentale, décrit au contraire une courbe régulière en sens inverse, qui l'amène vers le sud à une direction N.-S. Dans l’angle produit par leur écartement s'intercalent des plis sensiblement parallèles à l’anticlinal du Mont Vial et présentant une courbure analogue; ces plis naissent successivement dans le flanc méridional du large synclinal de Puget-Théniers, sans se prolonger à son intérieur, avec une direction primitive 0.-E. pour les plus voisins du centre de la courbure, N.0.- S.E. pour les plus éloignés (le plus extérieur est l’anticlinal du Mont Brech, que j'ai décrit plus haut), et arrivent tous finalement à prendre une direction N.-$S., avec laquelle ils se rapprochent du littoral.

Ainsi que l’anticlinal du Mont Vial, sur lequel ils se sont modelés, ils présen-

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tent tous un déversement vers l’intérieur de leur courbure.De plus,à mesure qu'on les suit vers le sud, leur ensembleoceupe un espace plus restreint, jusqu’au point où ils sont tous devenus parallèles, et l'on observe qu’ils se sont imbriqués avec rupture de leur flane renversé ; les calcaires massifs du Jurassique supérieur ont crevé leur couverture de calcaires marneux et de marnes crétacées, moins résistants. C’est ainsi que s'explique la répétition, très étonnante au premier abord, de plusieurs barres abruptes formées par ces calcaires massifs, sur la rive gauche du cours inférieur de la Vésubie ; le sommet même de ce versant se termine par une crête formée des mêmes calcaires et très abrupte sur son flânc occidental. On voit très nettement, au moins pour deux d’entre elles, que ces barres coupent le cours de la Vésubie, qui les traverse par des cluses très étroites et profondes: ceci a lieu au-dessous de Duranus pour l’une d’elles, et à la Cluse de Saint-Jean-la-Rivière pour la seconde.

D'ailleurs, on peut observer exceptionnellement, au fond des gorges profondes

- du cours inférieur de la Vésubie, les couches inférieures à ces calcaires massifs,

occupant l’axe d’anticlinaux couchés et rompus et démontrant nettement que l’on a bien affaire à des plis imbriqués et non à des failles parallèles ayant produit des gradins affaissés successivement en sens inverse du plongement des couches. On voit, de la sorte, les cargneules et les gypses triasiques former au fond dela Vésubie,au S.0. de Duranus, un axe anticlinal revêtu sur ses deux flancs par les calcaires oxfordiens, bien que réduits sur le flanc sud-ouest renversé ; au contraire les calcaires massifs supérieurs n'ont pu suivre le plissement et se sont rompus, entrainant avec eux les couches crétacées inférieures, en sorte que les calcaires oxfordiens du flanc renversé sont immédiatement en contact avec les marnes cénomaniennes. De même, la barre abrupte traversée par la Cluse de Saint-Jean-la Rivière appartient au flanc renversé de l'anticlinal du Mont Brech, rompu en son sommet avec chevauchement vers le S.0., mais resté complet en profondeur.

Cette démonstration absolument évidente du fait que l’on a affaire à des plis imbriqués et non à des failles parallèles, est encore corroborée par la façon dont naissent ces contacts anormaux, par accentuation de plis primitivement symétriques, puis devenant dissymétriques et de plus en plus déversés, ainsi qu'on peut l’observer pour chacun de ces accidents. Il est d’ailleurs tout à fait naturel a priori qu’un semblable faisceau de plis, subissant une torsion et un resserrement très marqués, prenne une disposition imbriquée, et ce fait a été souvent observé.

Je passerai très rapidement sur la description de ces divers accidents, qui ressortent immédiatement de l’examen de la carte géologique (PL. VIII), où les contacts anormaux ont été indiqués par un trait plein, et aussi des coupes faites dans cette région et dirigées, autant que possible, normalement à la direction de ces accidents, c'est-à-dire suivant des directions divergentes (PI. IV, fig. 13; PL. V, fig. 1-4, 12-15).

Avant d'aborder cette rapide description, je ferai encore deux remarques; la première a trait à la façon différente dont se comportent ces plis imbriqués et

ceux de la bordure du massif cristallin dans la haute vallée de la Tinée. Nous

avons vu que ces derniers, bien que présentant souvent un chevauchement beaucoup plus considérable que ceux dont je m'oceuÿe ici, ne sont pas en général rompus et ont conservé leur flanc renversé complet ou à peine étiré, tandis qu'ici la rupture du pli se fait presque immédiatement. La raison de cette différence me semble être très simple ct tenir à la présence, dans IC dernier cas, des puissants calcaires massifs et très durs du Jurassique supérieur, sans division nelle en bancs continus susceptibles de glisser les uns sur les autres. Au contraire, dans les plis de la bordure du massif cristallin, il existe une prédominance des cargneules et des gypses, et les calcaires sont tous bien lités ; les divers bancs ont pu se plisser indépendamment des bancs voisins, comme on peut l'observer souvent dans les coupes de détail, en donnant une grande plasticité à l’ensemble. Ce fait est rendu plus évident encore par l’observation de lambeaux de calcaires jurassiques supérieurs isolés au fond des synclinaux couchés, au milieu des marnes noires oxfordiennes (par exemple à 1 kilomètre à l'ouest de Roja sur larive gauche du vallon du même nom) ; ces caleaires, plus compacts et moins bien lités que les couches inférieures, n’ont pu suivre toutes leurs sinuosités et se sont fragmentés, dans les parties les plus plissées,en lambeaux entrainés par le plissement des couches sous-jacentes.

La seconde remarque a trait à la forme des lignes d’affleurement des contacts anormaux sur la carte, lignes souvent très sinueuses ; en particulier, la plus importante d’entre elles présente un angle très net à la traversée de la Vésubie au Cros d’Utelle, au nord de Levens. Get angle brusque est le résultat de l’inclinaison de la surface de contact anormal vers le N.N.E.: les projections de son intersection par les deux flancs de la vallée se comportent sur la carte comme s’il s'agissait de l'affleurement d'une couche quelconque et elles viennent se réunir suivant un angle net, dont le sommet est situé sur le cours du torrent, et qui ne doit pas être interprété, comme on est quelquefois tenté de le faire, dans des cas analogues et au simple examen d'une carte géologique, comme résultant d’un rebroussement ou d'une déviation angulaire des plis. Le raccordement des points où la direction des plis et des contacts anormaux est N.0.-S.E., avec ceux où elle est N.-S., se fait ici graduellement, sans aucun indice d’un rebroussement ou même d'une déviation brusque.

Les principaux de ces accidents, que je vais passer rapidement en revue, sont [es Suivants, en allant des plus internes aux plus externes. On trouve tout d'abord, au confluent même du Var et de la Tinée, etrendu très : visible par lestrois profondes entailles à parois presque verticales où coulent ces deux torrents avant leur réunion, puis le Var grossi des eaux de la Tinée, un bombement périclinat formé par les calcaires oxfordiens et les calcaires massifs supérieurs ; ce bombement est séparé de l’anticlinal du Mont Vial par un synclinal occupé par les calcaires néocomiens, très net à la sortie aval du tunnel de la Mescla, où l’on voit ces calcaires plonger vers le N.E., de la Tête des Abagiers

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jusqu’au lit du Var‘, pour remonter rapidement ensuite jusqu'au-dessus dela Mescla, où les calcaires oxfordiens affleurent au même niveau. On retrouve le même synclinal, formé par les calcaires tithoniques, dans la Vésubie, à 1 km. de son confluent, ces calcaires étant traversés en tunnel par la nouvelle route de la Vésubie ; puis, immédiatement après, vient une voûte de calcaires oxfordiens, correspondant par suite au bombement de la Mescla. Il est à remarquer que ces accidents ne sont pas déversés (PI. V, fig. 3et 4); mais il n’en est pas de même pour les suivants.

On observe en effet, au village même de Malaussène, un synclinal déjà déversé vers le sud et occupé par les marnes aptiennes (PI. LV, fig. 13) ; celles-ci descendent au niveau du Var, sur sa rive droite,à 4 km. en aval du Pont du Picciarvet ; ce synelinal passe ensuite sur la rive gauche du Var, visible dans les calcaires néocomiens en dessous du Piceiarvet et de la Courbaissa (PI. V,fig. 4 et 2) et sur la crête qui sépare la Tinée du Var, au nord-ouest du sommet 629. Il traverse la Tinée un peu en amont de son confluent avec le Var, et se prolonge ensuite sur la rive gauche de celui-ci, en se transformant en un pli-faille ; ce contact anormal, déjà visible dans le soubassement du Colomp (PI. V, fig. 3); est le plus important detous ceux de la région que j’étudie ici, à l'exception du grand contact anormal qui la limite à l’est. I1se suit d’une façon ininterrompue sur la rive gauche de la Tinée jusqu'à l’Uesti (PI. V, fig. L), jalonné par les calcaires massifs du Jurassique supérieur reposant sur le Cénomanien, puis descénd à la Yésubie au voisinage du Cros pour remonter sur sa rive gauche (PI. V, fig. 15), en passant un peu à l’est de Levens, au hameau des Traverses.

L’anticlinal qui le suit nait aussi au voisinage de Malaussène et se montre au Pont du Picciarvet, sur la rive droite du Var, sous forme d’un petit anticlinal déjà déversé, formé de calcaires tithoniques pointant sous le Néocomien; il passe sur la rive gauche du Var, marqué sur le versant sud du Picciarvet par une bande de calcaires tithoniques reposant sur le Néocomien et surmontés régulièrement par les mêmes couches, qui forment le sommet du Picciarvet et le som met 629. On voit apparaître dans son axe lescouches inférieures jusqu à l’Infralias (PL. V, fig. 2) et même, dansle fond de la Vésubie, au milieu des éboulis qui couvrent la pente, j'ai rencontré des blocs de cargneules triasiques. Cet anticlinal traverse ensuite la Vésubie, pour remonter au Colomp, où il chevauche sur le synclinal précédent par pli-faille, comme je viens de l'indiquer ; je ne répéterai pas la description que je viens de donner dece contact anormal et je ferai seulement remarquer que l’on rencontre, au fond de la Vésubie, un peu en amont du pont du Cros, les cargneules et les gypses triasiques formant l'axe de cet anticlinal, dont le flanc renversé tend à se reconstituer en profondeur.

Le synclinal et l’anticlinal suivants sont beaucoup moins faciles à suivre, bien qu’au début, à Malaussène, l’anticlinal soit déjà représenté par un bombement très net (PI. IV, fig. 13), alors que le précédent n’est encore indiqué que par

1 Ce plongement est d’ailleurs compliqué par l'existence d’ondulations dissymétriques, qui tendent à se déverser vers le S.0. (PI. V, fig. 3).

le très petit anticlinal du Pont du Picciarvet. Mais, au lieu de se continuer nette-. ment et de s’accentuer rapidement comme celui-ci, il se subdivise en plusieurs petits anticlinaux secondaires, très visibles dans les calcaires néocomiens au voisinage de Tournefort, aussi bien dans le vallon situé à l’ouest de la croupe qui porte ce village que dans le versant droit de Ia Tinée ; ces plis sont tous déversés dans le même sens que le précédent, mais ils ne sont par rapport à lui que des froissements sans grande importance. Seul, un bombement jurassique situé dans le fond de la Tinée, en aval du Pont de la Lune, et coupé brusquement à ce pont même par une petite faille locale, a quelque importance. Un autre anticlinal parallèle produit, dans le fond de la Tinée, un petit bombement des calcaires barrémiens au milieu des marnes aptiennes, près de l’amorce de la route de Roussillon.

C’est au même faisceau qw'appartiennent les ondulations, quelquefois légèrement déversées, qui affectent les couches crétacées inférieures au voisinage du village de la Tour (PI. V, fig. 1). Ce n’est qu’à la Madone d'Utelle qu’on voit naître, dans le prolongement de ces plis, un anticlinal important (PI. V, fig. 4), auquel doit correspondre, sur la rive gauche de la Vésubie, le lambeau imbriqué de Castelard (PI. V, fig. 15).

Un anticlinal plus externe naît au Col des Monigas, situé au sommet du vallon de St-Jean, au milieu des dépôts tertiaires, puisse dirige vers le sud jusqu’au voisinage de St-Jean (hameau de La Tour) ; de là,il se dirige vers le sud-est, en se déversant vers le S.0., et se montre très nettement au milieu des calcaires crétacés supérieurs de Castel Gineste, au nord d’Utelle, On trouve son noyau jurassique sur la rive droite de la Vésubie, à la Cluse de St-Jean-la-Rivière, toujours déversé vers le S.0. ; il passe ensuite sur la rive gauche de la Vésubie, au milieu des escarpements de Sue Caragn, où sa présence donne une épaisseur anormale aux calcaires jurassiques supérieurs. À partir de là, on n’en retrouve pas nettement le prolongement sous læ barre jurassique provenant du chevauchement du pli suivant, qui a dù le recouvrir ; toutefois on rencontre, sur le chemin muletier qui monte de St-Jean-la-Rivière au Col de Lobe, un développement extraordinaire des calcaires crétacés supérieurs, fortement plissés, et il est très probable que l’on doit y voir la prolongation de cet anticlinal (PI. V, fig. 13).

Le synelinal qui le suit esttrèsnet vers sa naissance au N.0.,sur le versant occidental de la chaîne qui descend du Tournairet au Mont Brech (PI. V, 1-3) ; ïl est immédiatement contigu à l’anticlinal du Mont Brech, qui se déverse sur lui, ainsi que je l’ai indiqué précédemment et que le montrent les coupes en question.

Quant à cet anticlinal du Mont Brech, le plus externe du faisceau, je l’ai suivi précédemment jusqu’à la Cime de Bonvillar, où nous avons vu naître un contact anormal unique, qui amène l'aire synelinale de la Bevera en contact immédiat avec celle que je viens de décrire, sur laquelle elle chevauche vers l’ouest. Ce chevauchement a poussé, sur les calcaires crétacés supérieurs, les calcaires massifs du Jurassique qui forment la falaise abrupte que présente, sur son versant

occidental et en son sommet, la chaine du Mont Férion ; il se poursuit, d’une fa-

çon ininterrompue, jusqu'à la limite méridionale de la région que j'ai étudiée (PI. V, fig. 10 à 15), présentant seulement au Col St-Michel un léger accident secondaire transversal, qui a produit un faible abaissement de la partie située au sud de ce col par rapport à celle située au nord.

Anticlinal du Gourdan et du Mont Vial.

L'important anticlinal qui limite au sud l'aire synclinale précédente et qui la sépare de celle de l’Estéron est, comme nous Pavons vu, déversé d’une façon générale vers le sud et souvent transformé en un pli-faille.

A la limite des feuilles de Nice etde Castellane, il existe déjà très marqué, amenant un léger chevauchement des calcaires jurassiques supérieurs sur les couches cénomaniennes, puis progressivement sur des couches de moins en moins récentes, comme au voisinage de Briançonnet, où ils chevauchent seulement sur le Néocomien (PI. IV, fig. 3) ; le contact anormal cesse avant d'arriver au Col du Buis, où n’existe plus qu’un anticlinal dissymétrique (PI. IV, fig. 5). L’axe de l’anticlinal s’abaisse rapidement à partir de ce point, pour atteindre son minimum d’élévation au voisinage de l’Hubac (PI. IV, fig. 6), où l’Aptien et même le Cénomanien apparaissent à une très faible altitude suivant son axe (900 m. environ), tandis que les calcaires jurassiques étaient portés à 1600 m.. à la limite occidentale de la région étudiée et remontent ensuite (PI. 1V, fig. 7 et 8) jusqu’à 1497 m., au Mont Gourdan. La coupe 2 de la PI. IV, dirigée suivant l'axe de l’anticlinal, montre cette dépression d’une façon très nette et met en évidence la manière dont se produit la surélévation à l’extrémité occidentale de la montagne du Gourdan; ce relèvement ne se produit pas graduellement, mais au contraire très brusquement, et n'intéresse que les couches situées dans l'axe de l’anticlinal. L'examen de la carte géologique (PI. VII) montre en effet que les diverses couches du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur présentent autour du point 1270 un plongement périclinal, aussi marqué suivant l’axe de l’anticlinal que suivant ses flancs ; d'autre part, l'examen de la même carte et la comparaison des coupes 5 à 7 de la PI. IV indiquent nettement aussi que les calcaires crétacés supérieurs des deux flancs de lanticlinal ne participent pas sensiblement à la dépression et à la surélévation de l'axe.

On a donc affaire ici à des surélévations brusques, analogues aux accidents elliptiques indépendants (dômes), et produites dans le prolongement l'une de l’autre sur l'emplacement d’un axe anticlinal général; ces deux accidents sont séparés par une partie de cet anticlinal général très déprimée par rapport à eux. Cette dépression ne saurait nullement être considérée comme le résultat d’une ondulation transversale qui s’est superposée à l’anticlinal principal, car elle ne s’est pas propagée en dehors de l’axe de l’anticlinal. Des deux synclinaux qui le bordent, celui de Puget-Théniers ne présente aucune perturbation correspondante, et celui situé au sud renferme au contraire, correspondant

presque exactement à la dépression de l’antielinal, un petit dôme adventif dont

je parlerai plus loin, qui est nettement indiqué sur la carte géologique (PI. VIII) et sur la carte tectonique (PI. 1). Par suite, les surélévations de cet anticlinal sont des accidents ayant leur existence propre et susceptibles de plusieurs interprétations théoriques quant à leur origine ; ils peuvent être considérés en effet, ou bien comme des accidents secondaires de cet anticlinal contemporains de sa formation et résultant de variations locales d'intensité, ou bien comme des accidents secondaires postérieurs à là formation de l’anticlinal principal, ou encore comme des accidents primitivement isolés, appartenant à un même faisceau, et qui se sont trouvés sensiblement dans le prolongement l’un de l'autre ; leur propagation ayant eu lieu de part et d'autre du centre, ils se seraient rencontrés à un moment donné et réunis par une partie intermédiaire commune qui aurait pris une disposition anticlinale suivant leur grand axe commun.

Ces diverses hypothèses sont également vraisemblables a priori et expliquent toutes la formation des anticlinaux en chapelet, dont j'aurai occasion d'indiquer plus loin un autre exemple, beaucoup plus net que le précédent ; la présence, dans la même région, d’accidents identiques isolés et non plus alignés, semble plutôt en faveur de la dernière, mais n’est pas toutefois contradictoire avec les premières. On conçoit en effet que la formation de semblables accidentsanticlinauxelliptiques ait été influencée par l'existence des anticlinaux préexistants ou en voie de formation, et qu'ils se soient alignés suivantleur direction et leur emplacement.

Je me contenterai pour le moment de poser la question, pour revenir à la description de l’anticlinal du Gourdan. Il reprend bientôt un déversement vers le sud, sur la grande cuvette synclinale de Saint-Antonin, ce déversement étant déjà assez accentué pour le Nummulitique et les couches terminales du Crétacé, au village de la Rochette(Pl. IV, fig. 8) ; il est beaucoup plus marqué à mi-chemin de ce village et de celui de Saint-Pierre, au Bonvillar, où les calcaires crétacés supérieurs presque horizontaux reposent sur ceux du Nummulitique, et ceux-ci sur les dépôts plus récents. Au voisinage de la Penne (PI. IV, fig. 10), les couches, quoique très redressées, ne présentent plus de déversement.

En même temps, on observe, sur le flanc nord de la Montagne du Gourdan, un déversement général vers le nord de toutes les couches jusqu’au Trias, amenant l’affleurement de celui-ci, à mi-côte d’abord (PI. IV, fig. 8), en même temps que. la production au milieu des dépôts crétacés supérieurs d’un pli accessoire, aussi déversé vers le nord et bien visible sur la rive droite du Var, en face de Puget-Théniers. L’altitude du noyau triasique du pli principal diminue rapidement, en même temps que son flancrenversé s’étire,jusqu'à amener les cargneules et les gypses triasiques au niveau du Var, dans le soubassement du petit plateau de Breuil, en contact avec les calcaires crétacés supérieurs (PI. IV, tig. 9). Le Trias remonte ensuite sur la rive droite du Var, sous les éboulis qui descendent du Mont Roccaforte (PI. IV, fig. 10), en même temps que se reconstitue le flanc renversé du pli; leTrias atteint ainsi le sommet du Mont Rorebel Inférieur, où il disparaît sous le manteau jurassique qui se referme sur lui, par réunion des deux flancs.

Une nouvelle complication apparaît immédiatement ; avant même que le déversement vers le nord du flanc septentrional du pli en question ait cessé, on voil les divers termes du Crétacé et du Jurassique de son flanc méridional disparaître, en sorte qu'au hameau de Rorebel, les calcaires nummulitiques redressés verticalement viennent en contact avec les calcaires en plaquettes à 4 vicula contorta, qui forment le sommet de la croupe qui domine le village (PI. IV, fig. 11). Ce contact anormal se prolonge ensuite sans interruption vers l’est, amenant l'Infralias ou le Jurassique en contact avec le Nummulitique jusqu’à Ascros, puis avec le Crétacé supérieur et de nouveau avec le Nummulitique à partir du pied du Mont Brune (PI. IV, fig. 42). Cette coupe montre en même temps que le déversement anormal vers le nord qui existe au voisinage de Puget-Théniers, au zoint de resserrement maximum contre le dôme de laCime de Barrot, disparait quand le synclinal intermédiaire de Puget-Théniers acquiert une plus grande largeur ; bientôt d'ailleurs naissent, sur le flanc nord de l’anticlinal du Mont Vialet le séparant du synclinal de Puget-Théniers, les divers plis que j'ai décrits plus haut.

Le contact anormal du flanc sud de l’antielinal est nettement mis en évidence par la présence d’une falaise continue et abrupte de calcaires jurassiques, au pied de laquelle les couches nummulitiques et crétacées se montrent très ravinées, mais avec des pentes plus adoucies ; il est facile à observer dans la descente du Col de Vial à Toudon (PI. IV. fig. 13), où les calcaires nummulitiques et les marnes à Serpula spirulæa forment un petit synelinal couché vers le sud, au pied de la falaise jurassique entamée par le Col de Vial, où se montrent les couches à Avicula contorta. Les cargneules triasiques apparaissent ensuite à la base du Jurassique, en contact immédiat avec les dépôts tertiaires (PI. V, fig. 4 à 4), et chevauchant nettement sur eux à La Cime, à l’ouest de Bonson. A partir de ce village, les divers terrains crétacés, puis jurassiques, qui occupent le synclinal par lequel se termine l'aire de l’Estéron, plongent tous vers le nord etdisparaissent successivement le long de ce contact anormal, qui est orienté N.0.-S.E. et coupe par suite à 45° leur direction. Les calcaires jurassiques, puis les couches triasiques de l'anticlinal du Mont Vial, traversent obliquement le cours du Var et passent sur sa rive gauche avec une direction à peu près N.-$., au village de la Roquette, bâti sur les dépôts triasiques qui occupent l’axe de ce pli ; je n’ai pas suivi plus loin vers le sud la prolongation de cet accident, d’ailleurs masqué presque aussitôt par l’épaisse série de sédiments pliocènes que l'on rencontre sur la rive gauche du Var, à partir de Saint-Martin-du-Var.

Le grand accident que je viens d’analyser brièvement ressemble beaucoup au premier abord à une grande faille d’affaissement qui aurait découpé, comme à lPemporte-pièce, le bassin de l’Estéron, affaissé par rapport à la région située au nord. Mais l’étude détaillée du contact anormal, avec les couches nummulitiques froissées et en beaucoup de points un chevauchement net des couches les plus anciennes de la lèvre nord sur la partie affaissée, et d'autre part sa naissance par accentuation d'un pli et sa relation évidente avec le faisceau de la Vésubie

inférieure, décrit précédemment et dont il n’est que l'accident le plus interne,

ne sauraient laisser aucun doute sur l’origine par pli- aille de cet accident tectogine par ?

nique, le plus important peut-être de la région.

Age de cet anticlinal — Pour toute la partie orientale de cet accident, je n’ai trouvé aucun indice certain d'une ébauche anténummulitique ; mais il n’en est pas de même pour sa partie occidentale, où l'on rencontre des preuves certaines de l'existence d’un accident anticlinal arasé au moment du dépôt du Nummulitique. On voit, en effet, au voisinage du Col du Buis, sur le flanc sud del’anticlinal, les calcaires nummulitiques reposer directement sur le Barrémien (PI. IV, fig. 5). D'autre part, au village même de la Penne, s’il ne paraît pas y avoir de discordance appréciable entre le Nummulitique et les calcaires crétacés supérieurs dans la hauteur des coupes que l’on peut observer, l'examen d’une coupe à l'échelle montre nettement que ceux-ci n’ont pas là l'épaisseur qu’ils présentent habituellement de part et d'autre de ce point ; de plus, ils sont affectés, dans le soubassement du Nummulitique, de plis que ne suit pas ce dernier ; enfin, la présence d’un conglomérat formé uniquement de très gros galets de ces mêmes calcaires, à la base du Nummulitique, montre nettement qu'ils ont été démantelés, sinon sur place, du moins dans le voisinage. Ge conglomérat ne se retrouve pas de l’autre côté de l’anticlinal, à Puget-Théniers, où les calcaires nummulitiques renferment au contraire à leur base une très grande quantité de grains de quartz qui ne peuvent provenir que du massif cristallin, et dont on ne retrouve aucune trace au sud du Gourdan. Il faut remarquer d'ailleurs que ce seuil séparant les deux bassins a pu ne plus exister pendant l'Oligocène, car les sables supérieurs aux marnes à Serpula spirulæa se retrouvent les mêmes à Puget-Théniers et au sud de la Penne, renfermant de nombreux galets de granulite ; toutefois cet argument n’est pas absolument démonstratif, car nous avons vu que les sables de la cuvette de Saint-Antonin paraissent provenir plutôt du massif ancien des Maures et de l'Estérel, à cause de la présence de galets d’une roche éruptive identique à celle de Villeneuve-Loubet et d'Antibes, qu'y a signalés M. Potier.

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AIRE SYNCLINALE DE L'ESTÉRON

Cette région, située au sud de la précédente, dont elle ne se différencie pas nettement à l’ouest et particulièrement sur la feuille de Castellane, présente au contraire une individualité très marquée dans sa partie orientale, où elle en est séparée par le grand contact anormal que je viens de décrire et qui coupe obliquement sa direction vers son extrémité. Elle est limitée au sudpar le grand anticlinal du Cheiron, au-delà duquel les plis ont une tout autre direction ; nous avons vu qu’elle se réduit et disparaît à son extrémité orientale, ce grand anticlinal venant en contact immédiat avec celui du Mont Vial au confluent du Var et de l'Estéron ; leurs noyaux triasiques se présentent là sur les deux rives du Var et paraissent, au premier abord, être la continuation l’un de l'autre. L’aire synclinale s’élargit, au contraire, vers l’ouest et je n’y ai étudié que sa partie septentrionale.

Ainsi que je l’ai indiqué dans l'introduction de ce chapitre, cette région, synclinale dans son ensemble, est très compliquée dans le détail par suite de la présence de nombreux accidents synclinaux et anticlinaux; ces derniers sont quelquefois aussi importants que les deux anticlinaux qui la bordent, par laltitude à laquelle ils ont porté les mêmes couches, mais c'est seulement d’une façon locale, tandis que ceux-ci sont continus. Le caractère fondamental des accidents de cette aire synclinale, aussi bien des synclinaux que des anticlinaux, réside dans leur absence de continuité ; on a partout affaire à des accidents elliptiques, soit isolés, soit disposés en chapelet. Les anticlinaux sont assez fréquemment renversés vers le sud et même rompus en leur milieu ; quand cela a lieu, on constate, comme pour les plis du faisceau de la Vésubie inférieure, que ce sont les calcaires massifs du Jurassique supérieur qui ont été rompus, avec chevauchement du flanc nord.

Le plus septentrional de ces accidents est une cuvette synclinale (cuvette de Saint-Antonin) qui borde immédiatement l’anticlinal du Gourdan, depuis Brianconnet au sud-ouest, jusqu’à Ascros et à la Tète de la Pinéa à l’est; cette cuvette synclinale est occupée en son milieu par la puissante série de sables et de galets supérieurs aux marnes à Serpula spirulæa, sous lesquels plongent de toutes parts ces dernières, qui surmontent elles-mêmes les calcaires nummulitiques.

1 J'ai indiqué plus haut l'exception locale à cette règle existant au voisinage de la. Rochette et de Saint-Pierre, où le bord septentrional de cette cuvette est renversé vers son intérieur,

Les fig. 7-14 de la PI. IV montrent l'extrême régularité de la coupe transversale de cette cuvette dans toute sa partie médiane, ainsi que l'approfondissement vers son milieu, visible par la comparaison de l'altitude du Nummulitique dans l'axe de celte cuvette sur ces diverses coupes.

Vers son extrémité occidentale, il se produit une complication assez inattendue, tenant à la présence d’un accident elliptique situé dans son axe et qui résulte d’une inversion complèle de courbure ; on voit naïtre,en effet, au nord-est du village d'Amirat, dans l'axe de la cuvette, ur dôme très accentué formé par les calcaires crétacés supérieurs. La terminaison périclinale de ce dôme est très nette à son extrémité orientale; la fig. 6 de la PI. IV renferme une coupetransversale vers son milieu, indiquant un bombement extrèmement accentué. La présence de ce dôme produit une bifurcation de la cuvette synclinale; la branche nord, située au voisinage de l’anticlinal du Gourdan, au point où l’axe de ce dernier présente une brusque déviation versleS. O., est très comprimée par lui, ainsique l'extrémité occidentale du dôme d’Amirat; aussi, quand on se rapproche du Col du Buis, on voit cesdeux accidentsse dévierversleS.0.ets'écraser fortement.Le synclinal se réduit à deux lames de Nummulitique presque accolées et l’anticlinal à ses deux flancs verticaux ; ils se terminent Lous deux au rocher abrupt situé au sud-est du Col du Buis, coté 4322 m.sur la carte au 1 :80000, etformé de calcaire nummulitique replié en w, ainsi que le montre la fig. 5 de la PI. IV. La digitation méridionale de la grande cuvette se prolonge au contraire jusqu'au voisinage immédiat de Briançonnet, où les calcaires nummulitiques reposent sur les calcaires néocomiens, presque à la sortie du village, sur la route de Collongues.

L'examen des coupes 5-7 de la PI. IV, pour les deux bords de la cuvette, montre nettement que, sur l'emplacement actuel de son extrémité sud-ouest, les dépôts crétacés présentaient déjà une disposition analogue aumoment du dépôt du Nummulitique. En effet, si, à l'extrémité de la cuvette, ce dernier repose sur le Néocomien, on voit successivement, en suivant les deux bords de l'affleurement tertiaire à partir de cette extrémité, apparaître des terrains de plus en plus récents jusqu’au Crétacé supérieur ; les calcaires nummulitiques reposent encore en discordance angulaire sur les calcaires sénoniens, au-dessous des Mujouls, ainsi qu’on l'observe dans la cluse située au sud de Collongues (BREVET

À l'extrémité orientale de la cuvette de Saint-Antonin,onrencontre, au voisinage d’Ascros, un accident anticlinal analogue à celui d’Amirat, mais de moindre importance. Dans cette région encore, bien que le Nummulitique repose sur le Crétacé supérieur, on peut démontrer que le bord dela cuvette actuelle était surélevé au moment de son dépôt ; j'indiquerai plus loin des coupes absolument démonstratives pour l'anticlinal actuel de la Cime dela Gacia, qui borde au sud la partie orientale de la cuvette et suivant l'axe duquel les calcaires jurassiques eux-mêmes avaient été arasés avant le dépôt du calcaire nummulitique.

En résumé, on peut donc dire que {a grande cuvette de Saint-Antonin a étéébauchée après la fin du Crétacé, que ses bords ont été arasés avant le dépôt du Nummuliti-

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