RÉSUMÉ ET CONCLUSIONS

Dans les pages qui précèdent, j'ai cherché à coordonner les faits recueillis par mes prédécesseurs et ceux nouvellement découverts sur lesterrains paléozoïques de la région qui s'étend entre le Nord du Morvan et les premières strates micaschisteuses et gneissiques du Lyonnais, c'est-à-dire de l'extrémité septentrionale des Cévennes.

Le pays, ainsi étudié, se subdivise, au point de vue géographique, en deux régions très nettement distinctes l’une de l’autre : au Nord, le Morvan, massif montagneux très érodé, dont les altitudes sont généralement comprises entre 400 et 600 m. et ne dépassent pas 902 m. (la Brulée); au Sud, la partie N. E. du Plateau Central, comprenant le Forez, les monts du Mâconnais, du Beaujolais, du Lyonnais et le seuil rocheux de la Loire entre les bassins tertiaires de Roanne et de Montbrison : ce dernier ensemble atteint des altitudes variant entre 500 et 1.600 m.

Ces deux régions montagneuses sont séparées par une zône, rendue plus basse par une érosion plus facile et aussi par des affaissements d’âges variés, présentant des altitudes voisines de 300 m. ; elle forme le seuil entre la vallée du Rhône et celle de la Loire et coïncide avec un géosynclinal rempli postérieurement aux premiers grands plissements hercyniens, celui de Blanzy Bert, stéphanien et permien.

Le Morvan apparaît donc comme un horst primaire, s'abaissant lentement vers le Nord et vers l'Est, subdivisé dans sa longueur en deux voussoirs qui ont joué l’un par rapport à l’autre, le voussoir occidental nettement surélevé et le voussoir oriental qui porte encore sur ses sommets des esquilles jurassiques.

L’extrémité septentrionale du Plateau Central se compose de deux chaînes montagneuses paléozoïques N.-S., séparées par l'enfoncement tertiaire de la Loire, sauf, cependant, au Sud de Roanne où un seuil de terrains également paléozoïques les relie.

Histoire de la sédimentation. — Au point de vue stratigraphique, j'ai montré que l’histoire de la sédimentation, aux temps paléozoïques, paraît avoir été la même ou, du moins, très semblable dans ces deux régions. Leur emplacement correspond en effet au centre du vaste géosynelinal ante-hercynien qui devait s'étendre, en largeur, depuis les Ardennes belges et françaises Jusqu'au-delà de la Montagne Noire et des Pyrénées. Les systèmes huronien et calédonien et leur métamorphisrae accompagnateur et, plus tard, le système hercynien et son métamorphisme ont complètement effacé les sédiments antérieurs à ceux dépo-

sés par la mer frasnienne et les ont transformés en gneiss. Dans les vastes régions exclusivement granitiques, nous ignorons si les terrains inférieurs au Frasnien ont jamais existé. Aussi est-il impossible de faire aucune supposition ni sur les faciès des dépôts antérieurs au Frasnien et par conséquent sur les périodes de régression et de transgression de la mer dans la région du géosynclinal qui nous occupe, avant l’époque frasnienne, ni sur les phénomènes orogéniques et épirogéniques qui ont pu s’y manifester. Il faut se borner à n’entreprendre l’histoire de la sédimentation, dans le Morvan et le Nord du Plateau Central, qu’à partir de l’époque frasnienne où elle commence seulement.

Indications fournies par le substratum sur l'existence de géosynclinaux antérieurs — Ces premiers sédiments, partiellement conservés, reposent généralement sur du granite qui les a métamorphisés et souvent profondément digérés ; le granite forme des massifs dont l'extension, très considérable, l'emportant de beaucoup sur l’extension des terrains paléozoïques conservés, prouve le degré d'érosion auquel est arrivée la chaîne montagneuse armorico-varisque dans la partie étudiée ; et c’est là un puissant argument pour dire que l’on est en pays de racines ; les nappes, s’il y en a eu, ont été depuis longtemps balayées par l’érosion sauf, peut-être, dans des endroits d'élection tels que les géosynclinaux relativement récents qui ont reçu les dépôts stéphaniens et permiens inférieurs.

Ces massifs granitiques, toujours auréolés de métamorphisme, affectent, dans ‘leur ensemble, la direction des premiers plissements hercyniens ; c'est un argument pour penser que la mise en place de leur magma est contemporaine de ces premiers plissements et ne doit pas être attribuée à un système de montagnes antérieur. Cette observation est certainement exacte pour le granite de Château- Chinon ; elle paraît se vérifier également pour les massifs granitiques et granulitiques de Lormes et de Saulieu, pour celui de Luzy, pour le granite du Charollais, enfin pour celui d’Ancis et d'Odenas ; tous ces massifs sont, en effet, en lentilles plus ou moins élargies, dont les directions sont N. E. comme celles des plissements varisques qu'ils transpercent; les prises en écharpe des couches par le granite, analogues à celle que l’on observe sur la bordure occidentale du massif de Luzy, sont à angle très aigu et ne paraissent dûes qu’à. des abaissements ou à des élévations locales des axes des plis. Dans l’ensemble, les aires granitiques correspondent aux aires surélevées du géosynclinal et les plis gneissiques et paléozoïques aux aires abaissées.

Les premiers sédiments reposent quelquefois, non plus sur du granite, mais sur des gneiss ou, du moins, sur des couches très gneissifiées, d'âge indéterminé. Je n’ai observé cette dernière superposition que dans les coupes relevées entre Tarare et Néronde, dans le Lyonnais et la Loire, au S. O. du faisceau synclinal de la Loire. De légères discordances peuvent alors être relevées entre les dernières strates que je crois dévoniennes (cornes vertes, diorites et porphyrites amphiboliques) et les couches gneissifiées (S. E. de Montmain). D’aussi faibles discordances peuvent n'être dûes qu’à des transgressions ou à des décollements lors des plissements ; rien n'autorise, par conséquent, à affirmer que l’on soit en présence de gneiss plus ancien, d’origine algonkienne ou silurienne.

Au milieu des massifs granitiques et granulitiques, on rencontre d’autres bandes gneissiques, celles-ci tout à fait indépendantes des premiers niveaux paléozoïques datés. La plupart (bande gneissique de Chastellux, Rouvray, gueiss du Donjon, de Palinges et de Mont-Saint-Vincent, gneiss de St-Symphorien-sur- Coise, Vaugneray) affectent une direction N. E. à peu près parallèle à celle des plis varisques. Par contre, la bande gneissique de Marmagne, au S. O. du plateau d'Antully, qui apparaîtau milieu de la granulite du massif de Luzy, dont l’orientation générale est varisque (N. E.), emprunte à la direction perpendiculaire (N. 0.) de ses couches et des amphibolites qu’elle contient, un caractère spécial.

Ainsi, nulle part le substratum ne montre de sédiments datés, antérieurs au Frasnien et par conséquent au géosynclinal antehercynien.

1° Dévonien supérieur. —— C’est à la jonction des plis du Morvan, du massif granitique de Luzy et du géosynclinal permien de Blanzy-Bert que se rencontrent les niveaux du Dévonien supérieur et du Dinantien, groupés en une série continue et assez respectés par le métamorphisme, les plissements et l'érosion, pour

m'avoir permis une étude stratigraphique détaillée. J’ai suivi ces niveaux depuis

la Loire, près de Diou, filly, et de Bourbon-Lancy, jusqu'aux environs de Luzy et de Saint-Honoré vers le Nord. Ils appartiennent au faisceau synclinal du Morvan qui est compris entre les deux aires granitiques de surélévation de Luzy et de Lormes. Ils se retrouvent à un état de conservation bien moins parfait dans d’autres parties du Morvan et de la Loire.

a). Frasnien. — Le Frasnien apparaît à Diou et à Gilly sous la forme d’une lentille de calcaire blanc bleuâtre, affleurant au niveau de la Loire et se terminant par des bancs dolomitiques. Les fossiles y sont abondants ; à côté de nombreux Polypiers (Æeliolites porosa Goldf., Srreptastrea longiradiata Sandb., etc.) et de Stromatopores (Sfromatopora concentrica Goldf.), on y rencontre des Brachiopodes (Spirifer Verneuili Murch., Orthis striatula Schloth., Atrypa reticularis Linn., Atrypa aspera Schloth., Æhynchonella cuboïdes Sow., etc.) et plus rarement des Trilobites (Phacops cf. fecundus Barr. mut. supradevonica Frech). Cette faune, où les Brachiopodes coexistent avec d'abondants polypiers, indique un faciès néritique et récifal.

On a vu que ce niveau des calcaires frasniens ne se retrouve nulle part ailleurs à l’état fossilifère, mais qu'il paraît représenté soit par des calcaires marmorisés (Fontête, Champrobert, Le Puits, St Léon), soit par des granites à amphibole (Châtel-Perron, Ancis) accompagnés de nombreuses diabases, diorites et porphyrites amphiboliques et par des cornes vertes, nées par endomorphisme et exomorphisme du granite (Château-Chinon, Cressy-sur-Somme, Beaujolais, Mâconnais, Loire, Allier) ; j'ai pu dater ces phénomènes si intéressants d’endomorphisme et les attribuer à la transformation des. calcaires dévoniens.

Si l’on admet cette assimilation des roches dioritiques aux calcaires frasniens endomorphisés, justifiée par de nombreuses coïncidences, on est, dès lors, conduit à attribuer au Frasnien une grande extension dans le Morvan et le Nord du Plateau Central; sa présence est en effet mise en évidence à la base de tous les

affleurements de terrains paléozoïques de ces régions (roches désignées localement sous le nom de pierres des fées dans le Beaujolais, la Loire et l'Allier). Cette succession si constante prête un appui formel à l'assimilation que j'ai proposée.

b) Famennien. — Au-dessus des calcaires dolomitiques qui terminent les niveaux frasniens à Diou et à Gilly, s’étagent des schistes famenniens, gris verdâtre, psammitiques, généralement très fins, contenant d’abord un petit Ostracode du genre Beyrichia, puis, à leur partie supérieure, la faune à Goniatites, à Clyménies et à Cypridines que j'ai découverte aux environs de Bourbon-Lancy (gisement du Moulin-du-Roi, sur la route de Perrigny); cette faune contient principalement des Céphalopodes, Orthocères, Goniatites et Clyménies (Pseudoclymenia Sandbergeri Frech, Chiloceras sp., Meneceras Sp., Oxryclymenia cf. striata Gümb., Gonioclymenia, cf. pessoïides L. V. Bush, Goniochymenia cf. plana Mstr.), des Trilobites (Phacops aff. cryplopthalmus Emm., Dechenella cf. pusilla Gür.), des Ostracodes (Æntomis serralostriata Sandb.) et, plus rarement, des Brachiopodes (Chonetes sp., Orthis sp.), des Gastéropodes (Zoxonema sp., Hyolites sp.) et quelques Lamellibranches (Nucula).

Ces schistes fins, riches en Céphalopodes, paraissent caractériser un faciès bathyal, au sens de M. Haug; ils couvrent de grandes surfaces comme je l'ai montré entre la Loire, Bourbon-Lancy et la vallée de l’Alène ; leur épaisseur peut être considérable.

Des coulées d’albitophyres et des tufs de ces mêmes roches apparaissent interstratifiés à la partie supérieure des schistes famenniens, faisant présager une période d’exondation qui va coïncider avec le début du Dinantien. Les affleurements d’albitophyres et de tufs albitophyriques sont particulièrement abondants dans la vallée du Vezon, au Nord de Charmes et dans les vallées du Fontête et du Perrigny, sur la rive droite de la Loire

Dans les autres régions du Morvan et dans le Nord du Plateau central, le Famennien est représenté par des schistes, généralement métamorphisés qui succèdent aux niveaux dioritiques et sont inférieurs aux grès et poudingues du Dinantien.

2° Carbonifère marin. — Dinantien.

a) Tournaisien. — Le Tournaisien débute dans le Morvan, aux environs de Bourbon-Lancy et dans la région de Saint-Seine, Avrée, où il est fossilifère, par des niveaux de grès à plantes et de poudingues à galets de quartzites, de grès, de lydiennes et d’albithophyres (carrières de Ternant) qui dénotent une première période d'émersion de la mer. C’est également le cas dans le Nord du Plateau Central (environs de Tarare et de Montagny).

Les poudingues de base, souvent métamorphisés par le granite, se sont montrés parfois riches en amphiboles (Mont Beuvray, Saint-Clément près Tarare), qui proviennent de galets calcaires dévoniens.

La première période d’émersion de la mer, ainsi mise en évidence, paraît avoir été d'assez longue durée, à en juger par l’épaisseur des cordons littoraux qui lui correspondent (Ternant dans le Morvan, l’Ardoisière et Ferrière dans

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l'Allier) ; mais elle n’a pas été également continue partout ; plusieurs intercalations de niveaux gréseux et schisteux indiquent des interruptions dans cette période, avec réinvasions locales de la mer ; c'est le cas dans le Morvan (Savi gny-Poil-Fol et Ternant) et dans la Loire (environs de Montagny). La région où celte émersion tournaisienne s’est manifestée avec le plus de continuité et le plus longtemps est la partie Ouest du faisceau synclinal de la Loire ; celle où elle paraît avoir été de plus courte durée est la partie Est de ce même faisceau.

A cette première régression dans le géosynclinal fait suite une transgression marine de courte durée qui paraît embrasser le sommet du Tournaisien et le début du Viséen Des schistes gréseux fossilifères se sont, en effet, accumulés sur une assez forte épaisseur aux environs de Saint-Seine, de Savigny Poil-Fol et d’Avrée, au-dessus des poudingues de Ternant, dans le Morvan; ils contien nent une faune marine nettement tournaisienne avec prédominance de Bryozoaires, de Crinoïdes, de Brachiopodes, de Gastéropodes et de Lamellibranches. Les fossiles, qui s’y montrent particulièrement abondants, sont Fenestella plebeia M'Coy, Glauconome pulcherrima M'Coy, Archæocidaris Nerei Mstr., Actinocrinus sp. et Poleriocrinus sp, Productus semireticulatus et scabriculus Mart., Chonetes variolata d'Orb., Orthoteles crenistria Fhill., Rhypidomella Michelini Lév., Spirifer tornacencis et Ræœmerianus Kon., Spiriferina peracuta Kon., Martinia lineata Mart., Athyris Roissyi Lév., Rhynchonella acutirugata Kon., Loxonema acutum Kon., Porilockia pygmæa Kon., Schizostoma crateriforme Kon., Sanguinolites inconspicuus Kon., Parallelodon bistriatus Portl., Leiopteria sp. Des Crustacés se rencontrent également et parmi eux des Ostracodes (Æntomis sp. Bairdia sp.) et des Trilobites (Phllipsia cf. substruncatula D. P. OEhl., . Pillipsia Derbyensis Mart., Brachymelopus Duponti Jul.). Cette faune, riche surtout en Spiriferidés, en Rhynchonellidés et en petites espèces de Productidés, se rencontrant dans des niveaux schisto-gréseux mais Jamais calcaires, caractérise un faciès néritique d'eaux peu profondes ; l’abondance particulière des Lamellibranches et des Gastéropodes, en certains gisements nouvellement découverts (Saint-Seine, Apussy), indique une grande proximité des rivages.

On a vu qu'il existe à la Forge de la Loge une espèce de Trilobite (Phïllipsia Derbyensis Mart.), considérée jusqu'ici comme particulière au Viséen ; elle paraît indiquer des niveaux de passage entre le Tournaisien et le Viséen.

Des épanchements d'orthophyres obsidienniques et perlitiques, accompagnés de tufs et de brèches, sont intercalés dans les dépôts côtiers du Tournaisien du Morvan. Les brèches éruptives de cet âge, transformées par silicification secon: daire, étaientrestées jusqu'alors méconnues, malgré leur grande extension en certains endroits (Vieille Montagne près de St-Honoré, auberge de Bar-le-Régulier).

b) Viséen. — Alors que la mer, au début du Viséen, parait se retirer assez rapidement dans la partie méridionale du Morvan où elle n’a déposé que quelques niveaux schisteux à faune transitoire (Forge de la Loge près St-Seine), elle subsiste par contre, quelque temps encore, dans un chenal Est-Ouest, au

Nord de Château-Chinon (Cussy et l'Huis-Prunelle) et dans la Loire et l’Allier où elle paraît même s’approfondir quelque peu.

Les dépôts viséens marins dans le Nord du Morvan, la Loire et l'Allier, se rencontrent sous la forme de bancs calcaires, gris ou noirs, en lentilles discontinues, intercalés dans des schistes ou dans des grès arkosiens . La faune y est riche en Crinoïdes, en Brachiopodes, en Gastéropodes et Lamellibranches viséens ; je signalerai quelques espèces caractéristiques : Phillipsia Eichwaldi Fisch., Productus giganteus Mart., Prod. corrugatus \'Orb., Prod. semireliculatus Mart., Prod. pustulosus Phill , Prod. punctatus Mart., Chonetes papilionacea Phill., Chonetes Comoïdes Sow., Chonetes Dalmaniana de Kon., Spirifer duplicicosta Phill., Sprrifer bisulcatus Sow., Martinia glabra Mart., Martinia lineata Mart.

Les grandes espèces de Productidés, les grands Chonetes, un Trilobite spécial (Phillipsia Eïichwaldi Fisch.) différencient nettement cette faune de celle du Tournaisien. J'y ai découvert en outre d'abondants Foraminifères (Ændothyra, Valvulina, Trochammina, etc.) que le microscope m'a permis de déceler dans tous les gisements viséens du Morvan, de la Loire et de l'Allier, et même dans le gisement d'Evaux dans la Creuse.

Le faciès néritique reste certain pour le Viséen comme pour le Tournaisien ; mais il devient calcaire dans le Viséen que caractérise plus particulièrement le dépôt d’une véritable boue à Foraminifères.

La régression définitive de la mer, qui succède à cette dernière transgression du sommet du Tournaisien et de la base du Viséen, paraît avoir été relativement brusque ; elle est marquée en effet par le dépôt de poudingues à gros éléments, souvent bréchiformes, qui ne sont séparés des derniers niveaux calcaires que par des bancs gréseux et arkosiens peu épais (environs de Montagny, Régny, Néronde).

Il est intéressant de rappeler ici, au point de vue de l’histoire générale de cette région, que le métamorphisme du granite a modifié, comme je l’ai démontré, tous les niveaux inférieurs au Tournaisien et le Tournaisien lui-même, sans avoir nulle part atteint la base du Viséen. C’est durant l’enfoncement géosynclinal correspondant à la transgression marine du sommet du Tournaisien et de la base du Viséen que le métamorphisme des dernières strates tournaisiennes est devenu possible sous les premiers dépôts du Viséen, surtout dans cette région où la montée du magma granitique, justifiée par les grands épanchements de microgranulite du sommet du Viséen, est venue se superposer à l'enfoncement géosynclinal pour aider au phénomène de refusion et le produire à faible profondeur.

Plusieurs arguments permettent de supposer que l’émersion définitive au Viséen à dû être accompagnée de mouvements relativement brusques : l'érosion d'une part se montre aussitôt très intense ; la taille des éléments remaniés est considérable ; des couches profondes sont mises au jour, puisque le granite luimême et les roches métamorphisées se retrouvent en galets dans les poudingues, à côté du calcaire viséen de base; l’activité des phénomènes volcaniques qui se

manifestaient dès le Famennien, paraît atteindre brusquement un paroxysme considérable, à en juger par l'extension des tufs microgranulitiques et des éruptions de microgranulites et de porphyres pétrosiliceux.

Le Viséen supérieur est partout représenté par de grandes accumulations de dépôts de projection, dont j’ai montré la relation intime avec les éruptions de microgranulites, au point de vue stratigraphique, pétrographique et chimique ; les tufs microgranulitiques existent, en effet, dans tout le Morvan et dans le Nord du Plateau Central ; on trouve, à leur base, quelques intercalations de grès, de schistes et de poudingues avec bancs d’anthracite, riches en plantes (Ménessaire, Lay). Leur origine reste incomplètement expliquée ; ils se sont accumulés sur de vastes étendues et sur de grandes épaisseurs, sans que l’on puisse dire exactement la part prise dans leur formation par l’action des eaux. Les discordances constatées entre eux et les terrains sous-jacents (ils sont, en certains points, superposés au granite) proviennent probablement des premières érosions viséennes.

Les éruptions de microgranulites s’intercalent dans les tufs microgranulitiques et ont continué après eux. Elles ont eu une importance particulièrement grande dans le Nord du Morvan où elles ont rempli un vaste synclinal entre Montigny-en-Morvan et Moux et dans le Nord du Plateau Central, où elles abondent, jouant avec les tufs, dans le synclinal qui forme le centre du faisceau de la Loire. Elles se sont terminées par des épanchements de porphyres pétrosiliceux, très développés aux environs de Montreuillon.

C’est à la fin de ce Viséen, en grande partie représenté par des dépôts et des formations éruptives, que se place la première et principale phase orogénique hercynienne dans la région étudiée.

Ainsi, l’histoire de la sédimentation dans la partie du géosynclinal hercynien qui fait l’objet de cet ouvrage, peut être résumée ainsi : antérieurement au Dévonien supérieur, c’est inconnu ; au Frasnien, les dépôts ont un faciès néritique et récifal ; au Famennien, l’enfoncement paraît s’accentuer, les dépôts sont bathyaux et, du même coup, leur épaisseur paraït plus grande : au Dinantien, l’exondation du géosynclinal se dessine par de premières émersions à la base du Tournaisien et l'émersion définitive au milieu du Viséen ; les dépôts, accumulés dans les parties où la mer a séjourné ou est revenue, ont un faciès néritique ou de rivage.

Le métamorphisme granitique a cessé, en profondeur, au milieu du Dinantien, après les premières émersions, avant l’'émersion définitive, c’est à-dire sous une très faible épaisseur de dépôts et par suite d'une ascension du magma granitique.

Après la phase géosynclinale, avant celle des phénomènes orogéniques, s'intercale une période de grande activité éruptive qui paraît la suite naturelle de l'ascension du magma granitique dont je viens de parler.

Le tableau suivant rend compte des transgressions et des régressions qui se sont produites dans les géosynclinaux et sur les continents entre le Frasnien et le Westphalien.

Gs. OURS Frasnien + — Néritique.

Famennien ++ — - Bathyal (albitophyres et tufs au sommet).

Tournaisien inférieur — —+ 1r émersions Poudingues (orthophyres | et brèches).

Tournaisien supérieur de es Néritique.

et Viséen inférieur Viséen moyen et supé- —- 2mes émersions Grès et poudingues (tufs rieur. microgranulitiques et microgranulites).

Westphalien — — + + 195 grands mouvements (Microgranulites et porhercyniens phyres pétrosiliceux).

Stéphanien et Permien. — Une érosion intense, une végétation luxuriante,

caractéristiques du climat humide et chaud de l’époque stéphanienne, ont amené la formation de dépôts de cet âge dans certaines régions basses, en voie d’affaissement, de la chaîne hercynienne ; ces régions ont été de deux sortes : petits géosynelinaux nouveaux, à peu près parallèles aux axes directeurs hercyniens, préparés par les mouvements orogéniques eux-mêmes (bassins de Sincey, d'Autun, de Blanzy-Bert, de Ste Foix-l’Argentière) ; cluses étroites, transversales à ces axes hercyniens, dûes vraisemblablement aux mouvements épirogéniques (vallée d'Azergues, Dun), coïncidant avec les décrochements du système varisque.

Alors que le petit synclinal pincé de Sincey et les cluses de la vallée d’Azergues ne présentent que du Stéphanien (poudingues à éléments de granite, microgranulite et porphyre pétrosiliceux, arkoses et couches charbonneuses) et peuvent n'avoir été que des lacs fermés, les géosynclinaux d’Autun et de Blanzy-Bert ont admis l’Autunien et le Saxonien avec leurs dépôts lagunaires (poudingues à éléments granitiques, arkoses, schistes bitumineux, charbon). |

Ces deux derniers petits géosynclinaux paraissent s’être enfoncés avec une grande activité, malgré leur faible largeur; l’Autunien atteint en effet 900 m. d'épaisseur à Charmoy, au S. O. du Creusot; certains forages du bassin d'Autun ont trouvé les schistes bitumineux à 800 m. de profondeur. L'étude des éruptions de roches lamprophyriques, d'apparence basaltique, en coulées et en dèmes, distribuées en chapelet sur la bordure Nord du géosynclinal d’Autun et contemporaines de son enfoncement, rend plausible la comparaison de ce géosynclinal avec les fosses effondrées du type de celles en oval méditerranéen (Méditerranée occidentale, mer des Antilles), également caractérisées par leur profondeur et leur ceinture d’éruptions.

Postérieurement aux dépôts du Permien inférieur, se place une seconde phase orogénique hercynienne, moins intense que la première. La pénéplaine triasique, qui lui succède, a laissé des traces particulièrement nettes dans le Nord du Morvan (Avallon); elle coupe horizontalement, comme au couteau, une des coulées de lamprophyres du bord du bassin d’Autun (Morgelle).

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