Voir pages 359 et suiv

CIIAP. XI. - HISTOIRIi DKS ALPES OCCIDENTALES à79

Enfin il reste à signaler la période de tassement, qui, dans certaines théories, est supposée devoir suivre la période de plissement Ce serait, d'après M. Suess, la phase des grands effondrements; il semble alors, suivant lui, que la pression se relâche par endroits, que les voussoirs, serrés à outrance, se décompriment, que des fractures, d'abord fermées, deviennent béantes, que des morceaux, cessant d'être coincés, s'enfoncent brusquement. Dans ces fissures ouvertes, la montée des roches éruptives prendrait, d'après la même hypothèse, un caractère d'intensité spéciale, surtout sur les points de torsion, particulièrement aptes à se disloquer. A ce moment, on a admis qu'il se produisait parfois, sur toute la longueur de la chaîne plissée, un réenfoncement partiel du géosynclinal primitif, ayant pour effet d'y ramener les eaux. Je reviendrai, tout à l'heure, sur ce point, qui reste discutable et qui est, en effet, très contesté, à propos des plissements alpins.

Quoi qu'il en soit, il y a là, comme nous le verrons dans le chapitre de la paléo géographie, une phase où s'accumulent, dans ce géosynclinal : d'abord des matériaux détritiques grossiers, des conglomérats et des grès rouges; puis des formations lagunaires ou désertiques, avec gypse, sel, produits bitumineux, etc...

En même temps, dans la longueur de la chaîne, les tronçons, peutêtre déjà marqués par une surélévation ou un abaissement local dans l'axe des plis, s'individualisent ; il surgit des horsts ou massifs surélevés, séparés par des dépressions, telles que le détroit du Poitou entre la Bretagne et le Plateau Central.

Après quoi, l'érosion commence à détruire la chaîne, dont subsistent seulement, au bout d'un temps un peu long, quelques tronçons effondrés et préservés, par leur encastrement dans un plateau solide, contre les érosions ultérieures.

II. Histoire des déformations subies par une région déterminée ; influence des mouvements anciens sur les mouvements plus récents. — Application aux Alpes Occidentales.

Les considérations générales, exposées dans le paragraphe précédent, résultent des études de détail entreprises par les géologues de tous les pays. Elles demandent, pour être bien comprises, à être précisées dans un cas particulier. C'est ce que nous allons faire en considérant l'histoire géologique des Alpes Occidentales.

Cette histoire nous montrera l'existence d'une zone faible, comprimée latéralement, qui, à diverses époques, s'est plissée entre des butoirs solides et s'est contournée ou écrasée autour de semblables butoirs,

intercalés dans son parcours; nous laisserons ici de côté l'origine et le mécanisme de ces phénomènes, qui doivent être examinés dans le paragraphe III et nous nous contenterons de raconter la succession des faits, telle que la stratigraphie et la tectonique ont permis de la déterminer, en remontant le plus loin possible dans le passé. Nous n'envisagerons pas non plus l'extension géologique des Alpes, auxquelles, avec un peu d'exagération, on pourrait dire que se rattachent de près ou de loin les principales saillies montagneuses accidentées du globe ^ et il ne sera question ici que des Alpes Occidentales, sauf à parler incidemment des Alpes Orientales, qui, tout au moins dans les mouvements tertiaires, ont subi des phénomènes de nature analogue.

La chaîne alpine nous apparaît, aujourd'hui, sous la forme d'une haute et massive saillie, qui atteint près de 5.000 mètres au-dessus de la mer; il semble, à première vue, que ce soit un élément fondamental, particulièrement ancien et stable, de l'ossature terrestre. Les plus simples études géologiques montrent cependant qu'il n'en est rien, puisque l'on trouve, jusqu'aux sommets des Alpes, des sédiments formés dans les eaux de la mer et puisque, parmi ces sédiments, il en est de tout à fait récents ; on a là une preuve incontestable que la mer passait, récemment encore, sur une grande partie de l'emplacement aujourd'hui occupé par les Alpes. Loin d'être un élément ancien de la structure terrestre, les Alpes, considérées comme saillie montagneuse, en sont un élément très jeune et c'est leur jeunesse, qui leur laisse cet aspect déciiiqueté, ces escarpements, ces hérissements de pointes, chers aux ascensionnistes. Si elles étaient un peu plus vieilles, l'érosion leur aurait donné l'aspect plus arrondi, plus émoussé, des Pyrénées; si elles étaient plus vieilles encore, elles seraient réduites à un grand plateau comme la Bretagne. Les Alpes ne sont pas non plus un élément stable et particulièrement solide de l'écorce, mais, au contraire, une zone faible. C'est parce que cette zone était faible qu'elle s'est prêtée, de longue date, à toute une série de déformations mécaniques, qu'elle s'est accidentée et plissée, tandis que les compartiments plus solides restaient immuables au voisinage et subissaient, sans autre déformation que des ruptures, les actions de compression internes. Nous allons voir que cette faiblesse a existé de très bonne heure, que la

1. On distingue aujourd"iiui avec soin des Alpes, ce que l'on appelle les Dinarides, auxquelles on peut rattacher l'Apennin et la Sicile. Nous verrons ultérieurement (p. 427) combien le rôle des Dinarides parait avoir été différent de celui des Alpes.

2. La séparation des deux parties des Alpes était autrefois placée suivant une ligne brisée allant de Coire à Méran elau Lac de Garde (voir page 430).

CHAP. XI. — HISTOIRE DES ALPES OCCIDENTALES 3 il

direction future des Alpes a été esquissée très primitivement dans la structure terrestre ; mais ce trait caractéristique a pu être, tour à tour, marqué en creux aussi bien qu'en relief; une série de plissements successifs ont déterminé là, tantôt des saillies orographiques et tantôt des sillons marins géosynclinaux, jusqu'au dernier grand mouvement, qui, en faisant pénétrer les magmas éruptifs dans les profondeurs de sa base, et en exerçant ses effets métamorphiques sur des sédiments rendus cristallins, a pu avoir pour résultat de lui assurer la stabilité, de transformer à son tour cette zone en « horst », en « Avant-pays ».

Dans l'histoire des Alpes, ce dernier mouvement a exercé une influence tellement prépondérante à nos yeux ; il a tellement masqué, éliminé, déformé, détruit les accidents antérieurs qu'on est tenté de le voir seul, comme, dans la vie d'un peuple bouleversé par une violente révolution, l'histoire a pu sembler commencer à celte révolution. Essayer de reconstituer la série exacte et l'allure des événements plus anciens paraît une entreprise vaine et à peu près impossible. Nous croyons cependant utile de grouper quelques observations à cet égard, sauf à tenir grand compte de toutes les causes d'erreurs auxquelles nous nous heurterons : métamorphisme ayant confondu sous une même apparence les terrains les plus divers; dynamisme ayant remis en concordance apparente des terrains, d'abord discordants, mais confondus plus tard dans un même laminage ; déplacement horizontal ayant pu transporter à 100 ou 200 kilomètres de leur origine des sédiments, sur lesquels nous serions tenté de nous fier pour reconstituer la paléogéographie du point considéré.

Jusqu'au carbonifère, on sait fort peu de chose de l'histoire des Alpes*. Il n'existe aucun sédiment d'âge antérieur nettement déterminé. Pourtant, de part et d'autre d une zone axiale jalonnée par les schistes lustrés, on trouve le carbonifère non métamorphique superposé en discordance à des schistes cristallins. On a remarqué que les poudingues de cet étage carbonifère ne renfermaient aucun galet paléozoïque,

1. On a rattaché autrefois au précambrien (1) certains schistes du versant oriental des Aiguilles Rouges ou de l'Ouest du Mont-Blanc, ainsi qu« les schistes de Casanna liés au verrucano, les schistes laiqueux du Sainl-Gothard, etc. Dans les idées modernes, l'âge de tous ces terrains, de même que celui des gneiss et micaschistes alpins, se trouve remis en question.

On s'est également appuyé sur l'existence d'un galet gothiandien (i), trouvé dans le trias au Sud des Vosges, pour supposer que la mer silurienne (2 à 4) avait dû laisser autrefois des dépôts non loin de là. Nous verrons que, pour trouver du silurien authentique, il faut aller dans les Alpes Orientales, où l'ordovicien (3), le dévonien (5 à 10», le dinantien (11) sont fossilifères.

Les noms de terrains et d'étages, donnés ici. peuvent être retrouvés sur le tableau de la page ii2 bis, où ils sont affectés du même numéro d'ordre, que je reproduis ici entre parenthèses.

bien qu'ils ne fussent pas assez modifiés pour avoir rendu de tels galets méconnaissables, s'ils existaient; il y entre toutefois des fragments empruntés aux roches d'aspect archéen : roches, dont la recristallisation, pour les fragments en question, était, par suite, un fait accompli au moment où les poudingues se sont formés.

Ce carbonifère alpin est presque toujours du stéphanien (13), quelquefois pourtant du westphalien (12) dans la zone axiale du Briançonnais. 11 est formé de grès, schistes et conglomérats (poudingue de Vallorcine), avec un peu de houille maigre antiiraciteuse, et ne présente nulle part de dépôts marins. Dans la zone externe, comme nous venons de le dire, il est nettement discordant sur les terrains métamorphiques sous-jacents. Dans la zone axiale, où il est plus épais et fortement métamorphisé, on admet sa concordance avec les terrains antérieurs et postérieurs, généralement déterminés par simple hypothèse.

Le milieu du carbonifère (12j semble donc avoir été marqué par un changement considérable dans la presque totalité des Alpes, sauf peutêtre dans cette zone axiale qui aurait constitué alors une aire de sédimentation continue dont nous ignorons totalement la largeur réelle. A ce moment, qui correspond à ce que nous appellerons plus tard l'ère des mouvements hercyniens, on a vu, dans les Alpes comme dans le Plateau Central, des sédiments lacustres se déposer sur des terrains à faciès cristallin, soit après une longue période d'émersion, soit simplement à la suite d'un plissement qui aurait fait cristalliser tout le substratum^ On peut donc, suivant toute vraisemblance, comprendre les Alpes dans la zone des plis hercyniens, d'autant plus que, dans les Alpes Orientales où la série est plus complète, le stéphanien (13) vient en discordance, tantôt sur le cristallophyllien, tantôt sur le dinantien, avec lacune du westphalien. Si l'on excepte toujours la zone axiale qui se présente avec un caractère exceptionnel, auquel son métamorphisme intense peut contribuer, le reste de la chaîne aurait, à l'époque carbonifère, participé aux plissements du Plateau Central, des Vosges, de la Forét-Noire et pris avec eux le même aspect montagneux.

A l'époque du permien (14 à 16), il semble encore y avoir, dans la zone externe des Alpes, des phénomènes d'émersion, de discordance et de dépôts continentaux analogues à ceux qui marquent la même phase sur les tronçons hercyniens. On trouve, par endroits, des grès schisteux rouges et verts rappelant un faciès auquel, en Toscane, on

1. On trouvera plus loin, page 413, la description et l'histoire de celte saillie, dit© hercynienne, qui, formée avant les plissements principaux des Alpes, a constitué ce qu'on appelle leur Avant-Pays. Ce sont des notions sur lesquelles je me trouve forcé d'anticiper.

a donné le nom de Verrucano, et qui redevient très net, avec des conglomérats plus grossiers, vers l'Est, dans les Alpes Olaronnaiscs. Plus souvent, le permien manque entre le carbonifère et le trias. Dans la zone axiale, le permien n'est nulle part déterminé paléontologiquement. Sur le versant italien, du côté du Val Trompia et surtout vers le Sud-Est, dans leTyrol, le permien moyen (sa.vonien.lo) reparaît fossiliRîre, dans le dernier cas, avec intercalalion de coulées porphyriques, et le Thuringien (16), qui lui succède, apporte des dépôts marins.

Toujours comme dans la chaîne hercynienne du Plateau Central, le trias (17) marque une étape très nette dans la sédimentation. Aux petites transgressions localisées du permien succède une transgression plus vaste, qui accuse un régime nouveau. Dans la zone externe, du côté français ou suisse, les dépôts de celte période sont minces et rudimentaires. Discordant sur son substratum, le trias débute par des grès, quartziles et conglomérats, continue par des calcaires ou dolomies, s'achève par des argilolithes rouges et verts, avec cargneules et gypse. Plus loin, vers l'intérieur de la chaîne, l'épaisseur des formations marines augmente. Le trias paraît avoir existé partout.

La mer triasique encore instable occupe donc une zone géosynclinale nouvelle sur l'emplacement, d'abord nivelé, puis déprimé, des Alpes, où commencent, vers la fin de cette période, à se déposer, pour se continuer longtemps plus tard, sans doute jusqu'à l'éocène, les vases destinées à devenir les schistes lustrés.

Enfin, vers l'Est, dans les Alpes calcaires orientales, le trias à vastes dépôts marins plus profonds, avec faunes de céphalopodes, prend le type des Dinarides ou type subalpin*. La saillie orographique, qui avait dû exister pendant le carbonifère supérieur (13), assez haute pour que les sédiments houillers pussent s'accumuler sur des centaines de mètres dans ses dépressions, a ainsi rapidement disparu, sauf dans quelques îles (par exemple du Pelvoux à la Durance), et nous allons, pendant toute la période secondaire, voir la mer couvrir la plus grande partie de cette région alpestre, qui, pour nous, est si éminemment caractéristique d'une zone montagneuse.

Si nous envisageons, en effet, la période liasique (20 à 24), nous voyons ses dépôts couvrir à peu près toute l'étendue actuelle des Alpes, en affectant des faciès qui se modifient rapidement dans le sens

i. Les Alpes calcaires septentrionales (Salzkammergut) sont considérées comme un paquet de nappes empilées provenant du Sud; tandis qu'au Sud, en Lombardie et dans las Dolomites du Tyrol, le type dinarique est en place.

transversal à la chaîne, tandis qu'ils se poursuivent par longues zones suivant sa direction . Même si l'on tient compte des réductions évidentes dans la largeur et des déplacements horizontaux qu'ont dû produire les mouvements ultérieurs, ce fait capital nous paraît impliquer l'existence à ce moment de deux profonds sillons à faciès bathyal, l'un dans le Dauphiné, l'autre dans le Piémont, avec des formations coralligènes et des terres émergées dans l'intervalle sur le Briançonnais et des mers moins profondes à l'Ouest ou au Sud.

Traversons la chaîne de l'Ouest à l'Est en allant de Barcelonnette à Gap et à Briançon. Nous avons d'abord des types néritiques : un sinémurien à gryphées arquées, des marnes à ammonites pyriteuses, des calcaires marneux, etc. Vers l'Est, les lamellibranches disparaissent; on ne rencontre plus guère que des bélemnites, ou, très localement, des ammonites; les calcaires deviennent de plus en plus compacts. Ou, dans le Nord du Dauphiné et en Savoie, on trouve, à leur place, des masses de schistes presque sans fossiles, atteignant un millier de mètres. C'est l'indice d'un sillon marin, profond peut-être de 700 à 1.000 mètres, qui a dû s'enfoncer progressivement à mesure qu'il se comblait. Continuons, à l'Est, vers le Briançonnais; visiblement, les fonds de mer se relèvent. On observe des récifs de coraux, des dépôts néritiques à gryphées, des îles émergées, etc.. Après quoi, si l'on dépasse cette ligne de hauts-fonds pour passer en Piémont, la mer du lias s'approfondit de nouveau : on entre dans une autre zone géosynclinale, où se sont déposées, depuis la fin du trias, d'énormes quantités de vases, devenues pour nous les schistes lustrés'.

La considération de ces schistes lustrés est aujourd'hui un élément de premier ordre dans l'étude des Alpes. On connaît leur zone à l'Est de la Corse. On la suit, sans aucune discontinuité, de Gênes au Rhin*. Au delà du Pràtligau, où elle disparaît sous un paquet de nappes, on la voit encore reparaître dans deux immenses fenêtres : celle de la Basse-Engadine, longue de 5o kilomètres, et, 60 kilomètres plus loin, celle des Hohe Tauern, longue de 160 kilomètres. Une telle extension, portant sur des dépôts continus à faciès uniformes appartenant à une très longue période géologique et concordant entre eux, montre qu'il y a eu là un trait bien constant dans la tectonique alpine.

i. Il a dû rester, à l'époque liasique, notamment dans le Briançonnais, quel- <jues lies émergées, où l'on observe la superposition directe du jurassique supérieur au trias. Voir, dans Emile Haug, Truilé de géologie, des cartes des faciès, p. 1)73, H88, liaO, 1469, et, p. 1126, une coupe schématique des géo-synclinau.\ et géanticlinaux alpins à l'époque jurassique.

2. M. Fhanchi y a trouvé des brachiopodes et des bélemnites llasiqups. Il s'y iitercale de nombreuses lentilles de roches vertes (pielre verdi).

C'est sur l'emplacement de ces schistes lustrés que l'on place aujourd'hui la zone axiale des Alpes, le véritable géo-synclinal destiné à donner naissance à la chaîne qui, plus tard, s'est déversée à partir de là dans le sens de l'Avanl-pays septentrional: zone également remarquable par l'intensité de son métamorphisme.

La série jurassique montre ainsi la zone alpestre occupée par une mer allongée et inégalement profonde, dont la faune accuse des communications avec la Méditerranée et avec la Souabe. On entrevoit, pendant la durée de cette période, des approfondissements progressifs des synclinaux, et, sans doute, des surrections des anticlinaux. Il semble que le dessin futur de la chaîne commence à se dessiner peu à peu dans les profondeurs sous-marines : mais un dessin inversé.

Pendant la période crétacée, on peut laisser de côté le synclinal Piémontais, dont la sédimentation paraît continuer uniformément; mais, dans les Alpes françaises et suisses, des changements successifs se produisent, qui marquent, de ce côté, des déplacements orogéniques de l'écorce affectant une allure un peu différente. Au début du crétacé, les dessins que l'on peut essayer de tracer pour les faciès n'accusent plus, du moins dans le Sud, les zones parallèles à la chaîne alpine qui frappaient pendant le jurassique. Us tendraient plutôt à marquer la relation de la Provence avec les Pyrénées.

C'est, au Nord-Est, de Die à Grenoble, Chambéry et Annecy, le faciès urgonien du barrémien (33) avec ses calcaires zoogènes à Réquiénies. Puis viennent, vers le Sud, avec une direction Est-Ouest, ce qu'on appelle la fosse Vocontienne, allant de Privas à Gap, Sisteron, Digne et Castellane, fosse à faciès vaseux de profondeurs bathyales, la zone néritique d'Apt, enfin la zone à type urgonien de Provence.

Les faciès littoraux se marquent par quelques dépôts phosphatés dans l'albien de la Drôme, de la Provence, de la Perte du Rhône.

A l'époque cénomanienne (36), cette disposition Est-Ouest s'accuse de plus en plus dans le Sud par l'émersion d'un seuil, qui va de Draguignan à Nîmes en couvrant la Basse-Durance. Au Nord de ce seuil, une bande parallèle de dépôts néritiques prépare à la fosse balhyale de la Drôme, qui garde à peu près son emplacement précédent en s'étendant davantage vers le Nord. Mais, dès le turonien(37), le dessin alpin redevient plus net. Il semble que l'on voie la mâchoire du Plateau Central et des Vosges se rapprocher de l'Arrière-pays lombard et surgir, refoulant devant elle la mer dont la zone littorale émerge dans l'Ardèche, tandis que la zone bathyale se concentre dans les Basses- Alpes, les Hautes-Alpes et le synclinal dauphinois.

Ce mouvement s'accentue encore pendant le supracrétacé. Sur le

D» I^o^AT. -— L» Scienca j.-éologinue. »i>

bord Ouest du géosynclinal dauphinois, depuis le Dévoluy jusqu'au massif deMorcles, la série marine est interrompue dès le début du turonien (37). La preuve qu'il y a bien émersion est donnée par des conglomérats torrentiels antérieurs au maestrichtien, trouvés au Vercors. Mais, du côté des Alpes orientales, la lacune, qui se place plus bas pendant l'aptien et l'albien (34, 35), cesse, au contraire, au turonien (37) pour faire place à une transgression marine (couches de Gosau). Il y a donc alors, dans la zone alpine, une série de mouvements qui, malgré leur origine commune, produisent des effets contraires, et qui laissent les diverses parties de cette chaîne jusqu'à un certain point indépendantes.

Après le sénonien (39), les véritables mouvements alpins commencent. Des déplacements antérieurs au lutétien (44) sont manifestes dans toute l'étendue des Alpes. Partout, sauf dans les Alpes Dinariques, on observe, à la base de la série tertiaire, une lacune qui se reproduit dans les Garpathes, les Balkans, etc.

Puis, avec le lutétien supérieur (44), on voit émerger la première des rides successives qui ont constitué l'ensemble de nos chaînes alpines. Cette ride, la plus voisine de la précédente chaîne de plissement (qui était la chaîne hercynienne du Plateau Central et des Vosges), afîecte les Pyrénées^ et la Basse Provence. Dans les Pyrénées, les dépôts marins à nummulites du lutétien inférieur sont remplacés par des dépôts lacustres, puis par des nappes de cailloutis ou de conglomérats (poudingues de Palassou au Nord, du Montserrat au Sud), manifestant l'activité des érosions torrentielles sur une chaîne montagneuse". Bientôtces poudingues sont à leur tour plissés et redressés par la continuation du mouvement, qui s'arrête là seulement avant le néogène. Au même moment que les Pyrénées, la Basse Provence se soulève.

Dans les Alpes, la surrection est un peu plus récente. La période où émergent les Pyrénées voit la mer nummulique occupant un long géo-synclinal sur le versant externe des Alpes occidentales, depuis Nice jusqu'à Vienne, et débordant progressivement de cette zone axiale dans le sens de l'Ouest, du lutétien (44) au priabonien (46) et au tongrien(47). Les sédiments de cette époque, presque toujours détritiques, atteignent, dans la zone axiale, une épaisseur considérable et y prennent, après le lutétien, le faciès du flysch : schistes et grès schisteux micacés, calcarifères ou à débris de plantes, dans lesquels on reconnaît parfois (flysch calcaire) une boue à globigérines. C'est à l'époque

1. Je rappelle qu'au sens géologique les Pyrénées, comme les Maures et les Carpalhes, se rattachent directement à la chaîne alpine.

2. Le turonien (37) des Basses-Pyrénées renferme déjà un conglomérat à blocs d'ophite roulés passant à une sorte de flysch schisto-gréseux, qui implique un premier démantèlement.

aquitaniennc que doivent commencer à se manifester au jour des phénomènes tectoniques, dont la réalisation profonde a pu se produire dès l'éocène, peut-être môme dès le supracrétacé.

La base du burdigalien (49) présente, de tous les côtés, des conglomérats transgressifs dont les éléments sont empruntés à la chaîne nouvelle : par exemple, les conglomérats ophiolilhiques de Turin, qui contiennent des galets de schistes lustrés. Cela suppose qu'antérieurement au burdigalien cette série des schistes lustrés ait déjà subi d'abord le charriage auquel elle doit son métamorphisme, puis le mouvement d'ascension qui l'a rendue accessible aux érosions.

Les produits de la destruction sont nombreux à ce moment. Des entraînements torrentiels d'âge helvétien (50) forment, sur le bord des Alpes, les conglomérats de la nagelfluh. Des sédimentations plus prolongées, où une intrusion marine helvétienne (50) s'intercale au milieu de dépôts d'eau douce, constituent également un des éléments alpins, les mollasses gréseuses ou sableuses de Suisse'.

Après le dépôt de la mollasse, qui marque déjà des eaux peu profondes, le tortonien (51), puis le sarmatien (52) accentuent le caractère littoral, lacustre ou lagunaire. Les géo-synclinaux du sarmatien se remplissent de dépôts gypseux, comme peuvent le faire aujourd'hui, sous un climat désertique, les dépressions des pays récemment soulevés dans l'Asie Centrale ou l'Ouest américain. A l'époque pontienne (53), il y a recrudescence de la destruction torrentielle : conglomérats du Piémont, nagelfluh de Suisse, cailloutis du bassin de Digne.

Enfin, un dernier écho des déplacements orogéniques se continue jusque dans le pliocène (54), renversant par exemple le calcaire pontien (53) des Basses-Alpes, et le résultat final de toute cette histoire est une chaîne montagneuse qui, d'après la forme des plis et leur prolongement rationnel en section verticale, a dû atteindre au moins 2.000 ou 4.000 mètres au-dessus des sommets actuels et qui, dans bien des cas, a porté, à plus de 3.000 mètres au-dessus de la mer, des sédiments déposés peu auparavant dans la mer elle-même-.

Il nous reste à voir comment cette chaîne s'est érodée et tassée; mais, auparavant, il faut indiquer sa structure et son extension.

La forme générale des Alpes accuse, en plan, dans la zone à laquelle

1. Vers l'Est, en Autriche, l'helvétien est représenté par les marnes bleues très puissantes du flysch, dépôt de mer relativement profonde.

2. Dans les coupes très nettes de M- Tekmieb (Bul. Soc. géol., 4« série, t. III, p. 711, 1903) on voit les Alpes soumises à un grand rebroussement parti du Sud ou du Sud-Est sous l'action des Dinarides, auxquelles ce géologue rattache, outre les Alpes Dolomitiques et les Alpes du Bergamasque, l'Apennin Toscan, et qu'il suppose avoir passé par-dessus toutes les Alpes comme un gigantesque traîneau écrasear.

nous nous sommes restreints, une courbe à angle droit très accentuée, qui, de la direction N.-S., 1 amène à la direction E.-\V. Si on continuait à la suivre plus loin vers l'Est ou lOuest, comme nous le ferons dans un autre paragraphe, on la verrait prendre une série d'autres inflexions analogues. Ces courbes sont, comme je l'ai dit déjà, attribuables à la disposition des butoirs solides antérieurementconsolidés, entre lesquels étaient forcés de se concentrer les plissements. Or, à l'Ouest, le massif ancien était Nord-Sud' ; il devait comprendre, avec le Plateau Central, la chaîne des Maures, la Corse occidentale et laSardaigne (ïyrrhénide), puis, après un intervalle, plus loin, la Meseta Espagnole; au Nord, il était Est-Ouest, réunissant les Vosges, la Forêt-Noire, la Bohême et les Monts Métalliques de Hongrie ; à l'Est, l'expansion des plis était également gênée par deux grands massifs, dont l'un, constituant la Plate-forme Russe, était à peu près borné par le cours de la Vistule et du Dniester, dont l'autre occupait, autour des monts Rhodope, la plus grande partie de la Turquie d'Europe. Au Sud enfin, le Massif Africain formait une masse inébranlable. C'est dans les intervalles de ces voussoirs solides que la chaîne alpine s'est comprimée et tordue, s'introduisant, s'infiltrant dans les interstices, et s'accumulant sur les parois courbes des murailles qui lui étaient opposées.

La structure de la chaîne en section transversale résulte tout naturellement de ces infiltrations, ou de ces torsions. Ainsi une chaîne introduite dans une fissure rectiligne entre deux voussoirs parallèles, comme les Pyrénées, aura des chances pour être à peu près symétrique ; une chaîne appliquant sa convexité contre une ligne de voussoirs anciens, comme les Alpes Occidentales, ou comme les Carpathes, aura pu subir, en sens inverse, vers l'intérieur de la courbe, une poussée au vide, peutêtre accompagnée plustard, comme nous allons le voir, d'effondrements.

Enfin la structure alpine met en évidence le rôle de quelques noyaux cristallins solides et anciens, introduits au milieu des plis, qu'ils ont fait dévier en plus petit, comme les grands horsts l'ont fait en plus grand : massifs du Mercantour, du Pelvoux, du Mont- Blanc, etc.

Mais l'histoire de la chaîne n'est pas terminée avec la formation de ses plis profonds ; il a fallu que les affaissements et les érosions accentuassent la saillie orographique et en missent les parties internes au jour. Cette érosion, si peu avancée relativement qu'elle soit dans les Alpes, n'en a pas moins déjà exercé son action pendant de longues périodes, où elle a pu détruire les sédiments sur 2000 ou 3000 mètres de