B. VAL DE SIXT (HAUTE-SAVOIE

Vallée transversale suivant une inflexion des anticlinaux. L'abaissement des couches vers le thalweg est sensible dans les escarpements calcaires.

Cliché E. de Martonne.

C. SYNCLINAL MIS EN SAILLIE PAR LKROSION DES ANTICLINAUX VOISINS.

Vallée du Buech, près Laragne. Remarquer le ravinement des schistes oxfordiens, dont le démantèlement rapide a permis l'inversion du relief.

Planche XVIII.

E de Maiitonne. Géographie Physique.

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF 503

L'érosion doit naturellement être moins intense dans les aires d'affaissement, et la structure orographique y est en général moins différenciée. Il peut même arriver que les axes des plis s'abaissent au voisinage ou au-dessous du niveau de base. Dans ce cas les plis perdent toute valeur orographique; au lieu d'être érodés, ils sont recouverts par les alluvions ou même par les eaux. Haug [19] a caractérisé cette disposition par le terme d'ennoyage. La basse vallée du Khône est marquée par l'ennoyage des plis alpins qui se raccordent

Taill

efer

Les Ecrins

Vallée de la Durante

Soaom'

Fig. 232. — Coupe schématique du massif du Pelvoux, d'après Termier.

Les plis, indiqués en pointillé au dessus de la surface du sol, mettent en évidence l'allure de la base du Trias. On voit que toute la série des couches secondaires a disparu dans la région la plus soulevée.

avec ceux du bas Languedoc. La vallée du Mississipi forme aussi une aire d'ennoyage très ancienne masquant la continuité des plis des Appalaches avec ceux de l'Oklahoma.

La connaissance des aires de surélévation et d'ennoyage est, on le voit, d'une importance capitale pour la géographie. C'est à ces mouvements d'ensemble que le plissement doit d'être plus ou moins nettement le facteur principal du relief. Leur étude est malheureusement peu avancée et l'on ne sait encore s'il faut les considérer comme contemporains et de même nature que les plissements proprement dits, ou les ranger dans la catégorie des mouvements épeirogéniques.

Relief des régions de plis lâches. Le Jura. — Les travaux de Thurmann [16] ont rendu classiques les rapports des plis avec le relief dans le Jura. En réalité cette région peut être prise comme type des zones de plis lâches, dans lesquelles la tectonique assez simple détermine directement le relief. Non seulement les directions orographiques correspondent aux directions tectoniques, mais les reliefs sont donnés généralement par les anticlinaux et les dépressions par les synclinaux, ainsi que le montre le rapprochement des

figures 231 et 233. Les vallées correspondant à des synclinaux forment des dépressions allongées dans le sens du plissement, à fond plus ou moins plat, qui portent généralement le nom de val (Val Saint-Imier, Val de Ruz, Val Travers, etc.), tandis que le nom de combe est souvent appliqué aux vallées moins longues et plus encaissées qui entaillent parfois les. sommets des anticlinaux.

A côté de ces vallées longitudinales, il y a des vallées transversales recoupant les plis, gorges souvent très étroites appelées cluses. La

! Dépression fermée '- P/aine marécageuse | Uc

Equid/stance : /OOm Courbes renforcées de Soo men 5oo"

Fig. 233. — Fragment topographique du Jura oriental, d'après la carte de France au 1 : 200 000.

Contraste entre la région des plateaux avec vallées en gorges et celle des chaînes. Vais et cluses, drainage imparfait des vais, quelques-uns môme entièrement privés d'écoulement superficiel.

Nombreuses dépressions fermées dans la zone des plateaux. Le rapport des formes topographiques avec les formes tectoniques est frappant dans la zone des chaînes, qui borde la vallée des lacs (cf. la carte structurale, fig. 231).

comparaison des fig. 231 et 233 permet de reconnaître que les cluses correspondent à un abaissement des axes anticlinaux. Cette constatation faite depuis longtemps par deLANoËet Margerie [17] a été vérifiée dans les Alpes par Lugeon [22], qui l'a généralisée en la donnant comme l'explication des vallées transversales en gorge, si fréquentes dans toutes les chaînes de plissement.

Les rivières du Jura coulent dans une série de vallées longitudinales, passant de l'une à l'autre par des cluses. Le réseau hydrographique en zigzag ainsi formé est un des signes les plus caracté-

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF

ristiques de l'influence du plissement, et mériterait d'être appelé partout où on le retrouve réseau jurassien.

Un autre signe caractéristique des régions de plis lâches est la présence de crêtes dissymétriques généralement parallèles, connues

Fig. 234.

Fragment topographique du Jura.

Extrait de la carte de l'Etat-Major au 1 : 80 000 : feuille d'Ornans.

Anticlinal décapé de Bonnétage avec ses deux crêts parallèles et la trace du noyau anticlinal (les Tronchets). Dômes de Saint-Julien et de Méinont avec leur ceinture complète de crêts. Noyau anticlinal bombé des Monnins dessus.

dans le Jura sous le nom de crêts. Ce sont des reliefs monoclinaux dus tout simplement au dégagement du contact d'une couche dure avec une couche tendre, la pente raide étant tournée du côté opposé à la pente des couches. Quand l'érosion entaille un anticlinal, elle y produit deux crêts se faisant face; tandis que dans un synclinal elle développe deux crêts opposés.

Il est facile d'après ce critérium de lire sur une bonne carte topographique la structure tectonique. Dans le cas d'anticlinaux peu

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF

allongés, en forme de dôme, les deux crêts se rejoignent, formant une boucle caractéristique (fig. 234).

L'Atlas Saharien présente en Algérie et Tunisie des exemples aussi intéressants de topographie plissée.

La fig. 235 permet de suivre en quelque sorte le travail de dissection d'un anticlinal légèrement dissymétrique. Deux crêts parallèles sont entrain de se développer sur le versant Nord, formés d'écaillés de couches 'dures redressées, comparables aux hog bncks décrits sur le bord des Montagnes

Fig. 236. — La Montagne de Laup près Laragne, cuvette synclinale en relief. Extrait de la carte de l'État-Major au 1 : 80 000, feuille du Buis (cf. pi. XVIII, C).

Rocheuses par les auteurs Américains. Sur le versant Sud où la pente des couches est plus forte, les crêts sont moins nets. On reconnaît le plongement périclinal à l'Est expliquant la cluse de l'Oued Tseldja. Le point le plus haut du bombement commence à être attaqué par l'érosion en formant une boutonnière entourée d'un cercle de crêts. Dans le pays des Nemencha Blayac a décrit [23] des anticlinaux complètement éventrés par l'érosion, formant des plaines entourées de murailles calcaires circulaires, au centre desquelles pointent les noyaux anticlinaux du Trias et séparés par des cuvettes synclinales étroites en saillie.

L'érosion complète des anticlinaux peut en effet avoir comme conséquence, même dans les régions de plis lâches, la mise en saillie des synclinaux. L'étude de la série des changements qui conduisent

à ce résultat doit être renvoyée au chapitre où nous exposerons l'évolution du relief en fonction de celle du réseau hydrographique. Contentons-nous de noter dans le présent chapitre, destiné à faire connaître les signes caractéristiques de la topographie des régions disloquées, que les synclinaux en relief sont un des traits communs à toutes les régions plissées ayant subi une assez longue évolution. Il y a dans les Alpes de nombreux exemples de cette sorte d'inversion du relief. Tantôt c'est une cuvette synclinale plus ou moins allongée qui se dresse avec un fond déprimé, entourée d'un cercle de crêts semblable à un anticlinal évidé, sauf que les abrupts sont tournés vers l'extérieur (montagne de Laup, fig. 236 et pi. XVIII, C). Tantôt, l'érosion n'a laissé subsister que la charnière synclinale elle-même comme dans la chaîne de l'Alpette de la Grande-Chartreuse, type de ce qu'on a appelé le synclinal perché. On voit même des pitons qui correspondent au point le plus bas d'un synclinal comme Chamechaude.

Régions de plis serrés. Nappes de charriage. — Il est moins facile dans les régions de plis serrés de reconnaître un rapport direct du relief avec la tectonique. Le mode de groupement des plis en faisceaux, l'extension des aires de surélévation et d'ennoyage sont les faits les plus importants à considérer. Ce sont surtout ces mouvements d'ensemble qui peuvent expliquer les vallées maîtresses dont la direction semble généralement indépendante de la tectonique locale ; les détails seuls du réseau hydrographique et du relief indiquent une adaptation évidente à la structure.

Dans le cas très fréquent d'une structure isoclinale, on aura des séries de crêts parallèles, coupés par des vallées transversales alternativement larges ou encaissées, et séparés par des vallées longitudinales monoclinales. Les exemples de cette disposition abondent dans les Alpes. On peut citer le massif de la Grande-Chartreuse dans le Dauphiné, les chaînes du Sântis, celles des Alpes de Bavière.

La structure en éventail se traduisant souvent des deux côtés de l'axe de l'éventail par une structure isoclinale, on voit, dans les chaînes où cette structure prédomine, des crêts présentant leurs abrupts vers l'extérieur de la chaîne, des deux côtés de l'axe de l'éventail. Cette disposition est remarquablement réalisée dans les Alpes franco-itaiiennes, où les traits du relief se correspondent en Maurienne d'une part, et de l'autre dans les Alpes Piémontaises de Turin.

Mais l'expérience a montré que les dislocations tectoniques prennent dans les grandes chaînes de montagne des formes singulièrement plus complexes que tout ce que nous avons jusqu'à présent

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF

envisagé. Les plis couchés étirés jusqu'au laminage complet du flanc inférieur passent à des plis-failles, dans lesquels le flanc supérieur, souvent replissé s'est avancé comme une nappe glissant sur le plan de faille.

Ainsi tout un paquet de couches peut être transporté, charrié à une assez grande distance de l'endroit où il s'est formé. Le mot de charriage, dû à Marcel Bertrand, est maintenant universellement adopté pour désigner ce phénomène, qui a fait l'objet d'études péné-

Fig. 237. — Charriages alpins, d'après Lugeon.

[A] Diagramme montrant les différentes parties d'un système de deux nappes entamées par l'érosion : R, racine; C, front de la nappe supérieure; F, fenêtre; L, lambeau de recouvrement ; E, lame de charriage. — [B] Coupe dans les Alpes Suisses (1, tertiaire; 2, Urgonien et crétacé supérieur; 3, Néoaomien ; 4, Jurassique ; 5, Trias et permien.

trantes et pour lequel on a créé toute une nomenclature spéciale

(fig. 237).

On appelle nappe de charriage tout paquet de terrains transporté suivant le mécanisme en question. La racine de la nappe est l'endroit où l'on peut saisir la continuité de ses éléments avec les couches en place, le front est la charnière anticlinale poussée en avant. La carapace de la nappe est formée par la couche la plus élevée. Elle est généralement bombée, comme tout l'ensemble de la nappe, parfois affectée de plissements secondaires. L'érosion attaquant les parties les plus élevées, y ouvre des boutonnières ou fenêtres, laissant apercevoir la superposition anormale des terrains. En poussant plus loin son œuvre, elle disloque complètement la nappe, isolant le front de la racine et ne laissant subsister que des témoins appelés lambeaux de recouvrement. Il y a généralement plusieurs nappes superposées, et l'on a constaté dans les Alpes que les plus élevées sont celles dont le front s'avance le plus loin; ce sont aussi naturellement les plus morcelées. Dans leur mouvement en avant elles peuvent arracher aux nappes inférieures des lambeaux qui pénètrent comme des coins dans les terrains sousjacents {lames de charriage).

C'est de l'étude des bassins houillers où l'allure du sous-sol est exactement connue dans les trois dimensions qu'est née la théorie des charriages. Les faits constatés dans le Nord de la France avaient paru dès le début à Marcel Bertrand capables d'éclairer les superpositions de couches anormales déjà connues dans les Alpes. A Lugeon revient le mérite d'avoir fait admettre ce point de vue. Actuellement il n'est plus permis de mettre en doute que toute la tectonique des grandes chaînes de plissement s'explique par des charriages. Ces mouvements n'ont pu se produire qu'à une distance notable de la surface du sol, sous une épaisseur énorme de sédiments, dont le poids assurait une certaine plasticité aux couches profondes. Marcel Bertrand, Lugeon, Termier, Haug et Kilian sont d'accord pour considérer le soulèvement des Alpes comme postérieur aux charriages, qui se seraient produits probablement au-dessous du niveau de la mer.

On conçoit les conséquences géographiques à tirer de cette conception nouvelle. La tectonique, telle que nous l'observons actuellement, ne saurait être considérée comme ayant déterminé et guidé les débuts de la formation du réseau hydrographique. Ce n'est que progressivement, au fur et à mesure que l'érosion pénétrait au cœur du massif montagneux soulevé, que sa structure interne s'est révélée et a pu influer sur l'évolution du modelé.

Les régions de charriage peuvent présenter tous les types de plis, sous forme d'ondulations secondaires des couches. Souvent on y rencontre des plis lâches, donnant lieu à des adaptations de type jurassien. Il peut y avoir aussi des plis serrés, des plis isoclinaux. La complexité des adaptations est augmentée du fait que deux nappes superposées, formées de terrains différents, peuvent être affectées de plis secondaires d'un style très différent; en sorte que le réseau hydrographique établi sur la nappe supérieure aura, en s'enfonçant, à s'adapter à la structure de la nappe inférieure.

Il est possible que bien des anomalies de relief des Alpes, puissent s'expliquer par cette considération.

La profondeur des grandes vallées est souvent telle qu'elles peuvent être creusées à travers plusieurs nappes, alors que les vallées secondaires, moins profondes, se développent dans une nappe plus élevée à la structure de laquelle elles restent adaptées. Le Valais, l'Engadine offrent des exemples intéressants de cette disposition, qui vaudrait d'être étudiée en détail. Ce sont toujours les aires de surélévation et d'ennoyage qui règlent en général la profondeur de l'érosion et par suite assurent à telle ou telle nappe le rôle prépondérant dans la formation du relief.

Mouvements d'ensemble ou mouvements épeirogéniques. — Le

soulèvement ou la dépression de surfaces étendues est possible, même en dehors des régions disloquées, et doit être considéré

Formes de Plissements très énergiques

Cliché W. Kilian.

A.. PLI COUCHÉ DE MALLAVALLASSE, PRÈS ST-JULIEN (vAR).

Les calcaires du Jurassi(jue supérieur renversés recouvrent visiblement le Néocomien, à droite, où la charnière anticlinale est évidente.

Cliché W. Kilian.

B. LE PAIN DE SUCRE OU MÉA (uBAYe), LAMBEAU DE RECOUVREMENT.

Les schistes oxfordiens, aux pentes ravinées, forment le soubassement sur lequel repose un paquet de couches exotiques : flysch tertiaire et calcaires jurassiques aux parois abruptes. Un noyau noirâtre de Lias, visible dans la masse calcaire, indique une charnière anticlinale faisant face au S.W. (à droite).

Planche XIX.

E. de Martonne. Gengrnj)Iiie Physique.

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF

comme un facteur important du relief du sol. La pente du bombement est insignifiante, mais sa continuité peut amener une différence d'altitude assez grande entre le point le plus haut et le plus bas. Des failles ou des flexures peuvent se produire sur la bordure du compartiment soulevé.

Le massif Scandinave, a, d'après les recherches les plus récentes [de Geer et Ramsay, 26], subi des mouvements alternatifs de soulèvement et d'affaissement pendant tout le quaternaire. Des terrasses littorales en Norvège, des dépôts marins et lacustres en Finlande

Fig. 238. — Isobases du massif Scandinave rapportées au niveau de la mer à Yoîdia (d'après de Geer et Ramsay).

et en Suède ont permis de fixer par des courbes appelées isobases la valeur inégale du soulèvement (fig. 238).

Dans l'Amérique du Nord, la ?égion des grands lacs canadiens a été le théâtre de mouvements analogues. On y a relevé des terrasses lacustres pléistocènes, jadis évidemment horizontales, qui sont maintenant inclinées vers le Sud-Ouest. Le géologue Gilbert, qui a le premier révélé de pareils mouvements par l'étude des terrasses de l'ancien lac Bonneville, a créé pour les désigner le terme de mouvement épeirogénique [27].

Il est facile de s'imaginer quelle peut être l'influence de pareils mouvements sur l'érosion. Dans une région soulevée en bloc, l'éro-

E. de Martonne, Géographie physique. 33

sion est partout ranimée; si la maturité a été dépassée, le cycle peut être ramené à la jeunesse. Une nouvelle adaptation des cours d'eau, de nouvelles transformations du relief s'ensuivent nécessairement. Le relief des Appalaches s'explique par une double période de mouvements épeirogéniques, ayant succédé au plissement et à l'érosion des plis (voir chap. vu).

Presque tous les massifs anciennement plissés affectés de dislocations tabulaires ont éprouvé aussi des mouvements d'ensemble sans lesquels leur relief actuel est inexplicable. Tel est le cas du Massif Central, des Vosges et de la Forêt Noire.

Les grandes chaînes alpines où domine l'architecture plissée ont été elles-mêmes affectées de mouvements épeirogéniques. D'après Penck [31], l'inclinaison et la position des terrasses pliocènes sur le bord des Alpes, aussi bien en France qu'en Italie, indique un soulèvement en bloc récent. Des constatations analogues ont été faites dans les Karpates [29].

La formation des aires de surélévation et d'ennoyage dont nous avons montré l'importance n'est probablement qu'un épisode de ces mouvements d'ensemble.

Observation et interprétation des mouvements d'ensemble. —

L'étude des mouvements d'ensemble, si intéressante pour la géographie, n'est malheureusement entrée que depuis peu de temps dans le cercle des préoccupations des géologues.

Il est relativement aisé de constater des dislocations, plis ou failles; il semble au contraire bien difficile de reconnaître des mouvements d'ensemble qui ne se traduisent que par un gauchissement de la surface topographique. C'est sans doute la raison pour laquelle on a pendant longtemps méconnu l'importance de ces phénomènes. Leur observation ne peut le plus souvent s'appuyer que sur une analyse rigoureuse des formes topographiques. Certaines formes sont particulièrement favorables : terrasses lacustres ou marines, terrasses fluviales ; c'est de l'étude des terrasses du lac Bonneville, que Gilbert a tiré la conception des mouvements épeirogéniques [27]. Cvmc a de même tiré parti des terrasses alluviales pliocènes pour révéler les dislocations d'une ancienne grande vallée balkanique [32]. On peut aller plus loin et reconstituer une vallée en prolongeant le profil des versants jusqu'à l'intersection au-dessus du thalweg disparu. Cette méthode a été appliquée avec succès à l'étude des vallées alpines.

L'observation de surfaces parfaitement nivelées tranchant obliquement les couches à une certaine hauteur au-dessus des thalwegs actuels conduit naturellement à reconnaître une pénéplaine développée jadis en continuité avec le niveau de base. Si cette pénéplaine a été recouverte de sédiments déposés horizontalement, on peut, en repérant partout le contact des lambeaux respectés par l'érosion, mettre en lumière les déformations de la

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF

surface ancienne. Le dessin ci-joint (fig. ,239V, illustre suffisamment l'application qu'on pourrait faire de cette méthode à la bordure du Massif central [Fabre, 30].

L'appréciation des déformations d'une pénéplaine non recouverte de sédiments n'est possible que par une minutieuse étude de la topographie. L'exemple donné par Hayes et Campbel dans les Appalaches [28] a montré quels résultats intéressants on en pouvait attendre (v. figure 267, p. 575.) Les essais de ee genre se sont multipliés depuis quelques années; nous possédons des cartes représentant les déformations de surfaces d'érosion anciennes pour les Karpates méridionales [29], la Dalmatie [34], le Massif central [35], etc.

L'interprétation de pareilles cartes soulève, il est vrai, bien des difficultés et peut prêter à des confusions.

Lorsqu'on représente les déformations de terrasses littorales, qui étaient primitivement partout au même niveau, comme de Geer l'a fait pour la Scandinavie, il n'y a pas de doute et l'on peut parler à' isobases (fîg. 238); il n'en est plus de même lorsqu'on représente les déformations de surfaces d'érosion qui, même s'il s'agit d'une pénéplaine, n'étaient pas dépourvues de pente. On n'a pas dans ce cas des isobases, mais des lignes indiquant les altitudes auxquelles se trouvent actuellement les parties conservées des surfaces anciennes, jadis beaucoup plus rapprochées du niveau de base. Il faut encore tenir compte du fait que le niveau de base, s'il est le même dans tous les bassins tributaires de l'océan, peut différer dans le cas de bassins intérieurs tels qu'il en existe encore actuellement. Ainsi la carte dressée par Bailey Willis pour représenter l'altitude actuelle des surfaces

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aplanies par l'érosion tertiaire en Asie [33] ne doit pas être interprétée comme indiquant forcément un mouvement de 5 000 mètres des parties les plus hautes. Il est possible que certaines régions aient été nivelées en rapport avec un niveau de base intérieur dépassant de plus de 1 000 mètres le niveau des mers.

Nous ne savons pas, il est vrai, jusqu'à quel point un bassin intérieur situé très haut peut continuer son évolution et garder son indépendance sans être victime des déprédations des rivières tributaires de l'océan qui tendent naturellement à capturer les cours d'eau à pente plus faible. Une grande partie du drainage intérieur de l'Asie a déjà été détourné vers la mer par les grands fleuves chinois et indochinois. 11 est regrettable que les possibilités d'existence des bassins intérieurs n'aient pas été mieux étudiées.

On voit que de questions soulève l'interprétation des mouvements épeirogéniques.

Leurs causes et leur mécanisme ne sont pas encore bien connus. Aucun essai n'a été fait pour systématiser les constatations faites sur le sens des déformations qu'ils produisent comme on l'a fait pour les dislocations tectoniques.

Il semble que la forme la plus commune des déformations soit une sorte de bombement analogue aux dômes tectoniques, ayant comme pendant, dans le cas de dépression, des cuvettes. Les bombements sont généralement dissymétriques, et toujours avec une pente plus forte sur le bord de l'aire soulevée qu'à son centre. Le dessin de Fabre (fig. 239) indique nettement cette allure. Sur le bord du bombement, la pente peut être assez forte pour aboutira une sorte de flexure, qui n'est qu'une flexure topor/raphique, dans le cas où la surface ancienne n'est pas recouverte de sédiments, mais qui se traduit dans l'allure des couches de couverture, lorsqu'il y en a, aboutissant souvent à de véritables failles. Ce fait a été notamment constaté dans les Karpates méridionales [29].

Il arrive fréquemment que les bombements sont allongés dans le sens des plissements anciens qui ont affecté la région. Tel est le cas notamment dans les Appalaches et aussi dans les Karpates méridionales. Cette constatation permettrait de se demander si ces mouvements ne sont pas dus à un dernier effort orogénique et si les bombements ne sont pas des aires de surélévation rejouant à nouveau. Une partie au moins des mouvements d'ensemble qui ont rajeuni le relief de beaucoup d'anciennes montagnes plissées et arasées rentre certainement dans la catégorie de ce que Suess a appelé du nom expressif de mouvements posthumes.

INFLUENCES TECTONIQUES SUR LE RELIEF 515

4 Heim (A.) et Margerie (Emm. de). Les dislocations de l'écorce terrestre, essai de définition et de nomenclature. Zurich, 1888, in-8°, 154 p., 110 fig. (texte en allemand et français, équivalents de chaque terme en allemand et anglais).

2*. — Heim (A.). Untersuchungen ùber den Mechanismus der Gebirgsbildung. Basel, 1878, 2 vol. in-4°, 346 p., atlas 17 pi. .

3. - Daubrée. Études synthétiques de géologie expérimentale. 1 ans, lh/J,

in-8°, 828 p., 7 pi.

4*. — Bailey Willis. The mechanicsof Appalachian structure. 17. S. Geol. burv.

An. Hep., XIII, 1891-92, part. 2, p. 211-281, pi. 40-96.

5. — Milne (J.). Earthquakes and other earth-movemenls, London, 1903 (cf. Seismology. London, 1898, in-8°, 320 p.). . .

6. — Milne (J.) et Burton (W. K.). The great earthquake in Japan 1891. \okohama, 1892 (atlas photogr. par Ogawa).

7 - The Californian earthquake of April 18 1906. Report of the State Earthquake investigation Committee.Ca/wr/iePu6/.Washi^^

8. — Montessus de Ballore (F. de). Les tremblements de terre. Géographie séismologique. Paris, 1906,in-8\ 480 p., 89 fig., 3 pi. (cf. A. d. G., 1906, p. 1-8).

9*. Montessus de Ballore (F. de). La science séismologique. Pans, 190/, in-8°, 586 p., 190 fig., 32 pi.

10. — Russell (I. C). A geological reconnaissance in Southern Oregon. U. S. geol. Surv. An. Rep. IV,' 1881-83,' p. 431-464.

\ i. Me Gee. The Lafayette formation. U. S. Geol. Sun;. An. Rcp., XII, 1890-91, t. I. p. 347-521, pi.. 32-41.

12. — Blanckenhorn. Entstehung und Geschichte des Todten Meeres. Z. d. D. Palàstinaver., XIX, 1896, p., 1-59, carte 1 : 500 000 (cf. Grundzûge der Géologie und physikalischen Géographie von Nord-Syrien, in-4°, Berlin, 1891).

13. — Si'ESS (E.). Die Bruche des osllichen Afrikas. Beitrà'ge zur geol. Kenntniss des O. Afrika, 4ter Teil. Denhsrhr. Ak. Wiss. Wien, LVIII, 1891, p. 555-584.

14*. Bornhardt. Zur Oberflâchengestaltung und Géologie Deutsch-Ostafrikas. Berlin, 1900, Collection Deutsch Ostafrika, t. VII, 595 p.. 27 pi.

15 — MiCHEL-LÉVY (M.). Situation stratigraphique des régions volcaniques de l'Auvergne. Bul. Soc. Geol. Fr., (3), XVIII, 1891, p. 688 (cf. VIIIe Congr. Géol. Intern. 1900, Guide géol., fasc. XIV, 36 p.).

16 — Thurmann (J.). Essai sur les soulèvements jurassiques du Porrentruy. Extr. Mém. Soc. d'Hist. Nat. de Strasbourg. Paris, 1832, in-4°, 84 p., 5 pi. — Second Cahier, 1836, in-4°, 51 p., 3 pi. (résumé : Bul. Soc. Géol. Fr., (2), XI, 1853, p. 41-50).

17. — Gal de la Noé et Emm. de Margerie. Les formes du terrain, Paris, 1888 (voir spécialement p. 141-152 pour les cluses).

18. Suess (Ed.). Die Entstehung der Alpen, Wien, 1875, in-8°, 168 p. (cf. La Face de la Terre, trad. Emm. de Margerie, spécialement, 1. 1, in-8°, 835 p. Paris, 1897).

19. — Haug (E.). Article « Tectonique » dans la Grande Encyclopédie, t. XXX, p. 1004-1011, 1901 (cf. Traité de Géologie, t. I, 1908).

20. — Marcel Bertrand. Rapports de structure des Alpes de Glaris et du bassin houiller du Nord. Bul. Soc. géol. Fr., (3), XII, p. 318-330, 1884.

21. — Marcel Bertrand. Sur la continuité du phénomène du plissement dans le bassin de Paris, ibidem, (3), XX, p. 118-164, M fig., 1 pi., 1892.

22*. — Lugeon (M.). Recherches sur l'origine des vallées des Alpes occidentales. A. d. G., X, 1901, p. 295-317 et 401-428.

23. — Blayac (J.). Le pays des Nemenchas à l'Est des Monts Aurès. A. d. G., VIII, 1899, p. 141-159, pi. 5.

2i. — Lugeon (M.). Les grandes nappes de recouvrement des Alpes du Chablais et de la Suisse. Bul. Soc. géol. Fr., (4), I, 1901, p. 723-825. pi. 14-17.

25. — Lugeon (M.). Les nappes de recouvrement de la Tatra et l'origine des Klippes des Carpates, Bul. Soc. vaudoise Se. nat., XXXIX, 4903, p. 146-197.

26. — De Geer (G.). Om Skandinaviens geograflska Utveckeling after Istiden. Sveriges Geol. Undcrsôkning , sér. C, n° 161, Stockholm, 1896, 160 p. atlas (résumé allemand : Geinitz, Neues Jahrb., 1899, I, p. 118-155). — Cf. Ramsay. Deber die geologische Entwickelung der Halbinsel Kola in der Quartàrzeit. Fennia, XVI, 1, Helsingfors, 1898, 51 p. (résumé : Haug. Revue gén. Se., 1899, p. 620).

27*.— Gilbert (G. IL). Lake Bonnevilie, U. S. Geol. Surv. Monographs. n° 1, 4890, 438 p., 51 pi., 1 carte.

28. — Hayes et Campbell. Geomorphology of the Southern Appalachian. Nat. G. Mag., VI, 1894, p. 63-126.

29*. — Martonne (E. de). Recherches sur l'évolution morphologique des Alpes de Transylvanie. R. An. G., 1907, p. 1-247, 11 pi.

30. — Fabre (G.). — Réunion extraordinaire de la Société géologique dans le Velay et la Lozère. Bul. Soc. Géol. Fr., (3), XXI, 1894, p. 621-680, pi. 21-23.

31. — Penck (A.). Die Entstehung der Alpen. Z. d. GeS. f. Erdkunde, Berlin, 1908, p. 1-17 (cf. The last uplift of the Alps, J. of Geol., 1905).

32. — Cvuic (J.) Das pliocàne Flusstal im Sùden des Balkans. Abh. G. Ges. Wien, VII, 1908, n° 3, 55 p., carte 1 : 250 000.

33. — Willis (B.) Research in China. Carnegie Inst. Publ. n° 5A, 3 vol. tome II Systematic Geology, Washington 1907, (résumé avec carte : Em. de Martonne : L'évolution du relief de l'Asie Centrale. La G., 1910, p. 39-58).

34. — Cvuic (J.) Bildung und Dislozierung der Dinarischen Rumpflàche. P. M. 1909, p. 121, 157, 177, carte 1 : 600 000.

35. — Briquet (A.) Sur la morphologie de la partie médiane et orientale du Massif central. A. d. G., 1911, p. 30 et 122.

CARTES A CONSULTER

Montagnes faillées. — Étals-Unis, 125 000 : Texas : Van horn, Chisos mountains, Terlingua.

États-Unis, 250 000 : California : Alturas, Furnace creek; Nevada : Carson sink.

Boucles anticlinales; dômes décapés. — France, 80 000 : 127 Ornans NE., 160 Nantua NE., 126 Besançon SE., 253 Foix NE., 198 Privas NE., et 498 Die NVV. Algérie, 200 000 : 46 Djelfa, 57 Messad, 66 Ain Mahdi, 39 Cheria. Bavière, 50 000 : Mittenwald.

États-Unis, 125 000 : Texas : Terlingua.

Crêtes recourbées déterminées par l'élévation et l'abaissement d'axes anticlinaux. — Algérie, 200 000 : 3-8 Aurès, 36 Bou Saada.

États-Unis, 62 000 : Pennsylvania : New Bloomfield, Harrisburg, Hummelstown, Pine Grow, Millesburgh, Lykens, Hollydaysburg.

Bavière 50 000 : 97 Mittenwald.

France, 80 000 : 169 bis Albertville N W. et SW.

Val, cluse ; combe, crêt. — France, 80 000 : 149 St-Claude NE., 160 Nantua, 188 Vizille SW. et NW., 160 bis Annecy, 169 bis Albertville NW.

Algérie, 200 000 : 38 Aurès.

Bavière, 50 000 : Rindalpeahorn.

Suisse, 25 000 : 94 Délémont, 95 Courrendlin, 98 Erschwill, 106 Soulce, 107 Moutier, 119 Sonceboz, 108 Court, 109 Gansbrunnen, 112 Weissenstein, 103 Undervilier, 91 St-Ursanne, 105 Thavannes.

États-Unis, 125000 : Montana, Saypo. Colorado, Denver spécial.

Inversion du relief plissé, crêtes synclinales. — France 80 000 : 178 Grenoble NE. et SW., 199 Die NW., et 198 Privas NE., 211 Le Buis NE. États-Unis, 125 000 : Tennessee : Chattanooiia.