LA MOTTE DE VESOUL, TYPE DE BUTTE-TIM< >I N

La butte, au pied de laquelle se trouve la ville de Yesoul, apparaît nettement comme un fragment détaché des Cotes qui l'entourent en arc de cercle.

Planche XXII.

E. de Martonne. Géographie Physiqi

Les exemples abondent dans la nature de côtes et de dépressions subséquentes. Le plus grandiose qui soit connu par de bonnes cartes topographiques est celui du Jura Souabe dans l'Allemagne du Sud (fig. 254).

Le point le plu- haut atteint 1000 mètres près des sources du Danube; le rebord est encore à plus de 800 m. près de Tùbingen, où la vallée subséquente du Neckar n'est qu'à 300 mètres. Les pentes inférieures de l'escarpement tourné vers le NW., formées par les couches argilo-gréseuses du Jurassique inférieur, sont couvertes de vignes et jalonnées de gros villages, profitant des sources abondantes; l'escarpement principal formé par les calcaires massifs du Jurassique supérieur est constamment boisé. Le plateau, incliné doucement vers le SE., suivant la pente des couches, est un pays de karst, sans eaux courantes, criblé de dolines, couvert de neige pendant plusieurs mois, battu par des vents furieux, où les habitations et les cultures se réfugient dans les vallées sèches; il mérite son nom de Rauhc Alb. L'aspect montagneux du rebord de la côte est augmenté par le travail vigoureux de l'érosion, qui le découpe en promontoires ou en buttes témoins, sièges de burgs féodaux.

Dépression périphérique. — Parmi les dépressions subséquentes, il en est une généralement plus importante que les autres, c'est celle qui se forme au contact des couches sédimentàires inclinées régulièrement et du continent ancien qu'elles recouvrent. Nous l'appelons dépression subséquente 'périphérique.

Un exemple typique en est fourni par le rebord du Morvan [E. de M., 9], massif ancien formé de roches granito-gneissiques, qui s'abaisse lentement vers le Nord. C'est la riche zone de l'Auxois et du Bazois, région d'herbage et de cultures rémunératrices, qui surprend agréablement soit qu'on vienne du Nord ou du Sud, des plateaux calcaires dénudés de l'Auxerrois, ou des solitudes boisées du Haut Morvan. Un cercle continu de côtes calcaires la domine partout, couronnées de grands bois, tandis que les vignobles s'étalent au pied des versants exposés au Sud et que les villages se groupent au niveau d'eau formé par les marnes du Lias. Les rivières descendant du Morvan et s'écoulant vers le Nord (Cure, Serein, etc.), percent le rempart des côtes par des brèches relativement étroites. Des buttes témoins sont semées comme des avant-postes des plateaux calcaires, véritables forteresses naturelles souvent choisies comme sièges d'établissements humains. Alésia s'élevait sur une de ces collines isolées, au flanc de laquelle s'étale encore le village d'Alise- Sainte-Reine; la petite ville de Vézelay se groupe autour d'une merveilleuse église, dernier vestige de sa grandeur passée, perchée au sommet d'une butte presque entièrement détachée du plateau oolithique.

Presque tous les anciens massifs de la zone hercynienne européenne sont entourés plus ou moins complètement comme le Morvan par une dépression périphérique. A l'extrémité Sud de la Forêt Noire, la dépression est particulièrement nette et porte un nom régional. C'est la plaine de Baar, dominée par les plus hauts sommets de la Rauhe Alb. Au S. de l'Ardenne s'étend une dépression de même origine. Dans l'Ardèche la zone du lias forme un couloir fertile et peuplé entre les pentes abruptes des Cévennes et les plateaux calcaires des Gras. Tout autour de la Montagne Noire on suit, de Castres à Castelnaudary, une dépression périphérique typique, dominée par les côtes de Saint-Félix et de Fanjeaux, et qui, d'après Blayac [13], a été un lieu de captures.

Dans le S. des États-Unis nous retrouvons la même structure à l'extrémité de l'ancien continent Appalachien, qui se termine vers le Sud en une plaine uniforme, comme le Morvan septentrional. Une ligne de coteaux calcaires, couronnés de forêts de pins et percés par des vallées relativement étroites, s'étale en arc de cercle, dominant partout le massif ancien. A ses pieds apparaît une large dépression périphérique développée sur les marnes crétacées. Elle est connue sous le nom de Black prairie. C'est en effet une contrée ouverte, au sol noir, compact, très imperméable, sillonnée de ruisseaux innombrables au cours paresseux qui débordent fréquemment après les pluies; jadis immense prairie, maintenant vaste champ de coton. Là en effet sont les meilleures terres à coton, les célèbres black soils; les villes se pressent le long de cette dépression d'un parcours facile et d'une fertilité merveilleuse : Columbus, Montgomery, Selma, Tuscaloosa.

Évolution vers la maturité. Exemples de captures. — L'évolution d'une plaine côtière à structure géologique différenciée tend, comme celle des plaines ordinaires, vers l'unification du drainage. La figure 255 montre comment une rivière maîtresse peut arriver, par une série de captures successives, à rattacher à elle presque tous les cours d'eau subséquents. Le résultat est la formation d'un réseau hydrographique, différent de celui qui caractérise les régions de collines par l'orientation des affluents, généralement plus ou moins perpendiculaires à la direction moyenne de l'artère conséquente.

En outre, on voit que les cours d'eau conséquents décapités ne traversent plus les côtes. A la place de leur percée, on trouve un col, qui peut garder des alluvions anciennes à un niveau très supérieur aux thalwegs principaux, creusés plus bas depuis la capture. L'écoulement des eaux se fait depuis le col vers la rivière subséquente en sens inverse de la pente des couches (cours d'eau obséquent de Davis).

La région parisienne abonde en exemples de ces phénomènes. Nous avons déjà signalé celui de l'Aire. Davis a attiré surtout l'attention sur les captures du Grand-Morin et de la Meuse [2]. Nous

insisterons sur cette dernière, pour montrer comment les faits topographiques et géologiques permettent de reconnaître avec une évidence parfaite un épisode intéressant de l'évolution du relief.

La présence de cailloutis vosgiens dans la vallée de la Meuse avait déjà induit le géologue Buvignier à admettre une ancienne extension du bassin de cette rivière vers l'Est. Le seul examen de la topographie des environs de Toul conduisit Davis aux mêmes conclusions. La vallée sèche, qui

Fig. 255. — Évolution vers la concentration du drainage par captures successives.

s'ouvre vers l'Ouest aux portes de Toul à travers le Plateau de Haye, ne peut être en effet expliquée que comme la trace du passage d'une rivière importante. De vigoureux méandres sont encore visibles, avec les rives concaves attaquées et les lobes déprimés des rives convexes (fig. 256). Les alluvions du fond de la vallée, si elles sont au-dessus du thalweg actuel de la Moselle [12], se raccordent avec ses terrasses dalluvions anciennes [11]. Le mouvement d'affaissement du niveau de base, qui a entraîné la Meurthe vers le Rhin, lui a permis de creuser assez sa vallée pour qu'un affluent vînt capter la Moselle à l'entrée du Val de l'Ane. L'approfondissement du thalweg, qui en est résulté, a atteint une cinquantaine de mètres. Les buttestémoins qui entourent Toul témoignent de la lutte qui s'est livrée là entre

les cours d'eau, et de l'érosion puissante exercée sur le bord de la côte oolithique. Des forts les couronnent, gardant l'ancien passage fluvial qui est devenu une voie de premier ordre, suivie à la fois par la route de Paris, le chemin de fer et le canal de l'Est.

Divers faits morphologiques sont en rapport avec les captures répétées et avec la concentration du drainage. Les buttes-témoins se multiplient en avant des côtés. Le Hauhe Alb en offre un bel exemple (fig. 254), mais les

Fig. 256. — Topographie du Val de l'Ane, ancienne province de la Meurthe-Meuse; d'après la carte d'État-Major au 1 : 80 000, et la photographie du relief publiée dans Les formes du terrain.

Remarquer la dissymétrie des lobes de rive convexe, encore très sensible, notamment dans le coteau entre Foug et Lay-Saint-Rémy. Ce détail ne permet aucun doute sur le sens de l'écoulement de la rivière qui dessinait ces méandres.

côtes lorraines méritent d'être étudiées également à ce point de vue. La butte de Vaudémont (fig. 257) est un type remarquable de ces forteresses naturelles, souvent devenues des sanctuaires, où la basilique a succédé au temple païen. La Montagne de Laon, la Montagne de Reims sont aussi des buttes-témoins dont le rôle anthropogéographique n'a pas besoin d'être longuement expliqué.

En même temps que se multiplient les buttes-témoins, les côtes perdent leur continuité et leur allure abrupte, en s'écartant du thalweg subséquent.

L'allure festonnée des côtes, l'abondance des buttes-témoins, l'élargissement des percées conséquentes, qui prennent la forme d'entonnoirs s'ouvrant sur les dépressions subséquentes, telles sont les caractéristiques d'une évolution poussée jusqu'à la maturité. Ce sont

précisément les traits dont nous avons trouvé maints exemples dans le bassin parisien.

Le développement peut être encore poussé plus loin et la région réduite à l'état de pénéplaine. Ce résultat sera atteint par un élargissement continu des dépressions subséquentes et des percées conséquentes, faisant reculer de plus en plus les côtes et les réduisant à des buttes-témoins de plus en plus effacées. C'est à peu près l'état

Extrait des Minutes au ko °°°'de la Carte d'Etat Major (f. Nancy S.E) E

Fig. 237. — La bulte de Vaudémont, type de butte-témoin détachée d'une côte. La butte est elle-même décomposée en plusieurs buttes par le développement des vallées. Le rebord de la côte est encore déchiqueté et plusieurs buttes se préparent entro Vandeléville et Grimonviller. Noter la position forte de Vaudémont et de Sion.

dans lequel se trouve une partie de l'Alabama aux Etats-Unis. L'influence des affleurements de couches différentes n'est plus guère sensible dans le relief et se traduit surtout par la végétation et les cultures.

Élargissement du schéma de plaine côtière. Complications. —

C'est à W. M . Davis [2] qu'est due la théorie de l'évolution des formes et du réseau hydrographique dans les plaines côtières à structure différenciée. Ce schéma permet, comme on le voit, de grouper en série évolutive un grand nombre de- formes, dont quelques-unes nous étaient déjà connues et mérite d'être conservé, à condition toutefois de ne pas dissimuler les complications de la réalité.

On ne doit pas croire que toutes les régions où nous avons signalé des formes rentrant dans la série dérivée de la plaine côtière aient une histoire aussi simple. Vallées subséquentes et consé-

queutes, côtes festonnées avec buttes-témoins, peuvent se développer partout où existe entre la pente générale et celle des couches les mêmes relations que dans une plaine côtière, c'est-à-dire partout où la structure du sous-sol offre des couches de résistance différente, inclinées régulièrement et dans le même sens que la surface générale, mais avec une pente plus forte que cette surface. Dans la plaine côtière type, le niveau de base est formé par la mer qui a déposé les couches entaillées par l'érosion et qui se retire progressivement. Très souvent le niveau de base est simplement formé par une dépression continentale peu élevée recueillant naturellement les eaux de la région à structure monoclinale inclinée vers elle. La plupart des exemples que nous avons cités, notamment les plateaux entourant le Morvan, la région des côtes lorraines répondent à ce cas.

On conçoit facilement que, dans ces conditions, on puisse se trouver en présence de complications que le schéma ne fait pas prévoir. La position relative du niveau de base peut changer et, au lieu d'avoir à faire à une série de formes développées en un seul cycle d'érosion, comme le représente le schéma, on peut avoir à envisager les résultats de plusieurs cycles. La structure peut être elle-même modifiée par des mouvements du sol, changeant le sens de l'écoulement.

Quelques exemples feront comprendre la variété des combinaisons qui peuvent se produire.

Bassin parisien oriental, Bassin de Souabe et Franconie. — Les diagrammes que nous avons analysés (fig. 253 et 255) représentent une structure où l'inclinaison est uniforme et toujours de même sens; d'où une disposition en zones rectilignes des dépressions subséquentes et des côtes. Le cas le plus fréquent, au moins dans l'Europe centrale et occidentale, n*est pas celui-là. Les couches peuvent être inclinées périphériquement autour d'un massif ancien, ou plonger concentriquement vers le fond d'une cuvette. La première structure, analogue à celle d'un dôme très surbaissé, s'observe autour du Morvan, de même qu'en Angleterre autour du Pays de Galles; elle se traduit par des côtes en arcs concentriques, faisant face au massif ancien, et un réseau hydrographique divergent. C'est dans ce cas qu'on observe la dépression périphérique, dont nous avons déjà parlé.

La structure en cuvette est au contraire caractéristique du Bassin parisien oriental. Elle se traduit par des côtes concentriques aussi, mais tournant le dos au centre, vers lequel convergent les rivières conséquentes. Cette disposition avait déjà été parfaitement reconnue par Élie de Badmont [7].

L'examen détaillé des formes et du réseau hydrographique montre en outre que l'évolution a dû comporter plusieurs cycles d'érosion et a été influencée par des mouvements du sol.

Les dépressions subséquentes établies sur les niveaux argilomarneux

sont remarquables par leur topographie sénile et l'abondance des étangs (Wœvre, Saulnois, Xaintois, Champagne humide); mais elles ne sont pas toujours suivies par les rivières capables d'expliquer leur formation. La Meuse, la Moselle entaillent le bord des côtes qu'on s'attendrait à les voir longer, en isolant des chapelets de buttes-témoins très étendues. On ne peut expliquer cette disposition qu'en admettant renfoncement rapide sur

ïïig. 258. — Carte schématique de la région franco-souabe.

Nb., Nuremberg; Wb., Wùrzbourg:

Stg., Stuttgart; U, Ulm : Dw., Donauwôrth ; R, Ratisbonne

Hb, Heilbronn.

La pente des couches est en général vers l'Est et le SE. Les captures les plus évidentes sont celles de la région de la Baar (haut Neckar et haute AVutach anciens tributaires du Danube); elles sont confirmées géologiquement par des alluvions anciennes originaires de la For.lt Noire sur les cols aux coudes de capture.

place des rivières coulant jadis sur une surface très différente delà surface actuelle, alors que les rivières subséquentes suivaient le contact de couches de consistance différente, totalement enlevées dans la suite.

Tout semble indiquer en effet que la plus grande partie du Bassin parisien avait été réduite à l'état de pénéplaine à la fin du tertiaire (Briquet, 4 3). Il est possible que les cours d'eau aient gardé l'emplacement acquis au cours du cycle qui a abouti à la formation de cette pénéplaine, et l'on conçoit que

l'adaptation à la structure du sous-sol, dans lequel l'érosion du nouveau cycle a enfoncé les thalwegs, ait pu n'être pas partout parfaite.

La disposition générale du réseau hydrographique milite encore en faveur de cette hypothèse. La convergence des rivières conséquentes vers le fond de la cuvette parisienne n'est pas aussi marquée qu'on serait en droit de s'y attendre. En réalité le drainage subséquent l'emporte sur le drainage conséquent. Tout le drainage du plateau lorrain échappe même à l'attraction de Paris : la Meuse et la Moselle filent vers le Nord, même au prix du creusement de profondes gorges dans un massif ancien de roches très dures. Le cours de ces rivières n'a pu s'établir ainsi qu'à une époque où le massif Ardennais était plus bas que le plateau lorrain (voir plus loin p. 580).

L'Allemagne du Sud présente une région de côtes comparable à la région parisienne orientale et dont l'étude détaillée serait aussi intéressante. Une double ligne de côtes, formées par les couches résistantes, s'y déploie, atteignant ses points les plus hauts au voisinage des massifs anciens où le soulèvement a été plus fort (Rauhe Alb près de la Forêt Noire, Frankenhôhe près du Bœhmerwald, fig. 258). Leur forme en S indique que la structure se rapproche de la structure en cuvette au SW. tandis que au NE. on a affaire à un dôme. La disposition du réseau hydrographique est encore plus singulière que dans le Bassin parisien. Le drainage est dominé, non par les cours d'eau conséquents relativement peu nombreux, mais par les cours d'eau subséquents, et surtout par les cours d'eau obséquents coulant en sens inverse de la pente des couches. Il est évident que des mouvements du sol ont dû renverser le sens de l'écoulement. On peut invoquer particulièrement l'affaissement de la plaine Rhénane qui a donné l'avantage aux affluents du Rhin en leur assurant un niveau de base plus déprimé (Penck, 14). Mais il semble qu'il faille aussi tenir compte d'un soulèvement récent de la région attesté parles alluvions anciennes pliocènes [Scheu, 15].

Quoi qu'il en soit, le réseau hydrographique s'est trouvé disloqué par un grand nombre de captures évidentes (fig. 258) laissant des passages faciles à travers les côtes, par où s'insinuent routes, chemins de fers ou même canaux. C'est en grande partie à cette circonstance que la région doit d'être, malgré l'âpreté de ses plateaux calcaires élevés, une région commerciale par excellence.

Adaptations à une structure ondulée. Bray. Boulonnais Weald. — On voit que l'étude de cas concrets met toujours en présence de complications dues à la structure et aux mouvements du sol. Il arrive souvent qu'au lieu de prendre la forme de vastes cuvettes ou de larges dômes surbaissés, les couches sont affectées de larges ondulations ressemblant à des plis à peine sensibles. Dans ce cas l'évolution aura quelques-uns des caractères des régions à plis lâches.

A la surface d'un bombement allongé, on verra se former d'abord des cours d'eau conséquents, coulant en sens contraire sur les deux versants; puis des cours d'eau subséquents, établis de préférence au contact des couches de consistance différente. Bientôt se dessineront

E. de Martonne, Géographie physique. 36

des côtes, dont l'orientation sera celle du bombement. Si l'évolution continue, on les verra former une sorte de boutonnière, à l'intérieur de laquelle affleureront les terrains les plus anciens. Les cours d'eau subséquents prendront de plus en plus d'importance et finiront par devenir les artères maîtresses du drainage. C'est ce qu'on observe dans le pays de Bray (fig. 259).

Cette petite région, si bien décrite par A. de Lapparent [16], apparaît nettement sur une carte d'échelle moyenne comme une sorte de boutonnière allongée. Une corniche continue, formée par la tranche des bancs de craie, qui s'étalent largement au Nord et au

Fig. 259. — Diagramme du Pays de Bray.

1, Craie blanche; 2, Craie marneuse; 3, Gault (Gaize, sables verts); 4, Néocomien (sables et argiles); 5, Portlandien calcaire; 6, Kimraeridgien.

Sud, se suit depuis Auneuil jusque près de Neufchâtel au Sud, percée par des rivières conséquentes telles que l'Epte et l'Andelle, parfois découpée en buttes-témoins. Au pied de cette véritable côte s'étale, aux yeux surpris du voyageur qui vient de traverser les plateaux crayeux secs et nus, une région mouvementée et verdoyante, où les herbages, les bois et les cultures se mélangent agréablement. Les formations argilo-sableuses du crétacé inférieur et du jurassique supérieur y affleurent, mises à jour par l'érosion, et c'est à elles que sont dues la topographie variée, l'hydrographie abondante et la richesse du sol.

On remarquera que les cours d'eau subséquents (Thérain, Béthune) sont les plus importants, les anciens cours d'eau conséquents (Andelle, Epte) ne drainent plus qu'une petite partie de la région. C'est là l'indice d'une évolution assez complexe. Il est même probable que l'histoire de la région comprend plusieurs cycles d'érosion.

Le Boulonnais est une région analogue au Bray (fîg. 260). Les mêmes

couches jurassiques y affleurent, créant une topographie mouvementée, un pays de bois et d'herbages, riche en eaux courantes, qui contraste agréablement avec les plateaux crayeux de l'Artois. Une côte continue, formée par la tranche des couches du crétacé supérieur, entoure en arc de cercle la zone jurassique relativement déprimée . Deux faits cependant montrent que

Fig. 260. — Le Boulonnais d'après la carte de France au 1 : 2U0 000.

Échelle 1 : 300 000; équidistance 20 mètres sur le continent; laisse de basse mer

et isobathes de 5, 10 et 20 mètres; dunes en pointillé.

l'histoire de la région est plus compliquée que celle du pays de Bray. Le jurassique n'est pas le terrain le plus ancien mis à jour par l'érosion; à Marquise affleurent des terrains primaires, faisant apparaître sur quelques kilomètres un paysage breton : landes, ajoncs et bruyères, tandis que des puits de mines atteignent la houille à une faible profondeur. En outre, si l'on envisage la disposition du réseau hydrographique, on y reconnaît difficilement un agencement régulier de cours d'eau conséquents et subséquents. L'évolution du relief comprend certainement plusieurs cycles. Le Boulonnais n'est que Lamorce d'un bombement pareil à celui du pays

de Bray, dont la continuation doit être cherchée de l'autre côté du Pas-de- Calais dans le Weald. On aura profit à étudier cette «région anglaise en se servant de la carte de France au 1 : 500 000. Le bombement, d'une régularité parfaite, a déterminé la formation de côtes périphériques {North et South Downs) tranchées en falaises par la mer à Douvres, Folkestone et Beachy Head, comme les côtes du Boulonnais au Gris-Nez et au sud de Boulogne. Entre ces côtes s'étale un pays ondulé, verdoyant et jadis très boisé, où affleurent les couches argilo-sableuses du crétacé inférieur. L'or donnancement des cours d'eau est d'une régularité frappante; les rivières conséquentes (Arun, Adur, Ouse, Cukmeere vers le Sud, Wey, Mob, Darent, Medway, Stour vers le Nord) sont maîtresses de presque tout le drainage. La Medway et l'Arun sont celles qui ont eu les succès les plus décisifs dans la lutte pour la conquête des vallées subséquentes.

Région parisienne occidentale. — Les bombements du pays de Bray, du Boulonnais et du Weald ne sont que les points les plus saillants d'une série d'ondulations de même direction, qui affectent toute la partie occidentale du bassin parisien. Ces ondulations, de très faible amplitude, ont été particulièrement bien étudiées par Dollfus [18]. Leur trace est encore marquée dans la topographie et dans la disposition du réseau hydrographique. Le parallélisme des cours d'eau picards et normands (Canche, Authie, Somme, Bresle, Béthune) avait frappé Daubrée; il est dû, non à des cassures, comme le croyait ce géologue, mais à des ondulations synclinales et anticlinales, que l'on suit maintenant d'Arras à Orléans et du Havre à Reims.

On conçoit le rôle joué par de pareilles ondulations : les synclinaux sont le premier lieu de rassemblement des eaux; les ondulations transversales, abaissant l'axe des anticlinaux, servent à l'établissement d'artères maîtresses, qui peuvent attirer à elles la plus grande partie du drainage. Quand la maturité est atteinte, c'est-à-dire quand le réseau hydrographique a acquis son développement le plus parfait, les traits du relief diffèrent nettement de ceux d'une région non ondulée. Les côtes sont rarement bien développées, par contre les buttes-témoins sont très nombreuses et alignées suivant la direction des synclinaux. Des plates-formes structurales, formées par la surface des bancs les plus résistants, se développent à des niveaux différents déterminés par le rythme des ondulations.

La région parisienne centrale formée par une série de couches tertiaires très variées : sables, argiles, calcaires et marnes, offre un des plus beaux exemples de cette évolution (fig.~261). La Seine, si l'on fait abstraction des méandres, suit une ondulation très accentuée, qui passe même à une faille vers Rouen. Les buttes sableuses boisées couronnant les plateaux calcaires de l'Ile-de-France s'alignent toutes

d'une manière frappante suivant la même direction NW-SE., qui est celle des ondulations. La raison d'être des régions naturelles si nombreuses, dont la description a été faite par des géographes éminents [8, 18], doit être cherchée dans les mêmes faits. Là où les plis sont le plus accusés, et où l'érosion a pénétré le plus profondément par suite du voisinage d'une grande vallée (Seine ou Marne), on

Fig. 261. — La région parisienne, d'après la carte de France au 1 : 500 000. Plates-formes calcaires, buttes orientées dans le sens des plissements.

trouve une topographie mouvementée et pittoresque ; les terrains les plus variés affleurent en bandes étroites, les niveaux d'eau se multiplient avec les sources et les eaux courantes, les bois s'accrochent aux flancs abrupts des coteaux sableux (Hure-poix, Mantois, Aulnaye, partie SW de Y Ile-de-France). Là, au contraire, où les plis sont peu accusés ou peu nombreux, se développent de grandes plates-formes sèches formées par les couches calcaires résistantes ( Valois, Soissonnais, Brie, Beauce). Les vallées, lorsqu'elles sont creusées jusqu'aux couches argilo -sableuses inférieures, forment un contraste

agréable par leur fraîcheur et leurs versants souvent boisés avec les plateaux dénudés, où s'étendent des champs de céréales et de betteraves. La localisation des groupements humains est aussi différente dans ces deux types de pays : d'un côté, les villages s'alignent le long des niveaux d'eau marqués par l'affleurement des couches imperméables au flanc des coteaux; de l'autre, ils se groupent dans les vallées fraîches et riches en eaux, tandis que les plateaux secs ne comptent que quelques agglomérations relativement très espacées.

Anomalies du réseau hydrographique dans les régions f aillées. —

Si de faibles ondulations des couches suffisent à déterminer des aspects aussi variés; on conçoit que, dans le cas de dislocations véritables, le classement des formes en série évolutive subordonnée au développement du réseau hydrographique devienne singulièrement délicat.

Les dislocations tabulaires ont comme premier résultat de bouleverser les conditions du drainage, ainsi qu'on l'a vu déjà. Dans le cas de failles inverses, les eaux se rassemblent au pied de l'escarpement de faille, en formant des lacs au point où le rejet est le plus considérable. Les fossés encadrés entre deux failles à gradins donnent naissance à un lac ou à des lacs en chapelets (fossé du Jourdain, fossés tectoniques de l'Afrique orientale). Souvent les dislocations tabulaires sont accompagnées d'éruptions volcaniques qui contribuent à troubler l'évolution normale du relief. C'est ainsi qu'une ligne de volcans récemment découverts (Monts Virounga) forme un seuil au milieu du grand fossé du Tanganyika, séparant la cuvette du Kivou de celle du lac Albert-Edouard et forçant les eaux du Kivou â s'écouler vers le Tanganyika par le cours tumultueux du Rousisi (voir fig. 225, p. 496). De nombreux faits semblables s'observent dans le fossé tectonique qui s'allonge à l'Est du Victoria Nyanza.

En général, les régions récemment soumises à des dislocations tabulaires, sont dans une situation anormale, au point de vue de l'hydrographie et du relief. Des espaces assez étendus y sont souvent drainés vers une dépression sans écoulement. L'érosion étant liée à ce niveau de base local, l'évolution du modelé y reste en retard; la persistance des formes structurales peut être envisagée comme la conséquence de cet état de choses. La présence de lacs est souvent elle-même en désaccord avec le climat actuel. Ces masses d'eau accumulées à une époque géologique plus humide contribuent à la conservation des dislocations, mais sont menacées d'un dessèchement progressif, sans qu'il soit nécessaire d'invoquer pour cela des

changements de climat contemporains. C'est le cas de presque tous les lacs du grand fossé tectonique de l'Afrique orientale (Eiasi, Natron, Rudolf), etc.

Évolution des failles. — Inversion. Rajeunissement.

cependant maintes régions affectées jadis par des failles importantes, où la trace de ces dislocations est plus ou moins effacée. Il est désirable de reconnaître par quelles transformations ce résultat a été atteint, et de noter les complications qui peuvent se présenter dans le cas où plusieurs cycles d'érosion se succèdent.

Le relief d'une région faillée rappelle celui d'une plaine côtière assez évoluée ; les escarpements de faille correspondant aux côtes, les cours d'eau primitifs qui suivent ces escarpements aux cours d'eau subséquents. En fait, on donne parfois le nom de côte aux escarpements de faille (Côte d'Or) ; dans les pays espagnols, le mot cuesta s'applique aussi bien aux abrupts dus à une dislocation tectonique qu'à ceux dus à l'érosion.

Il existe

Fig. 262. — La Côte d'Or, d'après la carte de France au 1 : 200 000, équidistance 25 m.

Type d'abrupt rectiligne correspondant à uDe faille. — A comparer à la Rauhe Alb (fig. 254), type de côte festonnée avec buttes-témoins.

Il est cependant possible de distinguer un escarpement de faille d'une véritable côte. La comparaison de la Côte d'Or et de la Rauhe Alb peut servir à le

montrer (fig. 262, cf. fig. 254). Le rebord de la Côte d'Or est rectiligne, à peine entamé par quelques vallées sèches, le rebord de la Rauhe Alb est déchiqueté par une multitude de vallées profondes et flanqué de nombreuses buttestémoins. Ces contrastes de relief se reflètent dans les conditions de l'habitat humain : villes et gros bourgs sont localisés au pied de la Côte d'Or, au débouché des vallées sèches, tandis que les villages s'avancent très loin

dans les vallées profondes qui découpent la Rauhe Alb, ou se groupent autour des buttes-témoins, sièges d'anciens burgs.

Il est évident que les caractères distinctifs d'un escarpement de faille sont progressivement effacés par l'érosion. Les ravins entaillant l'abrupt s'enfoncent dans le bloc en saillie, en s'élargissant progressivement. L'alignement des facettes qui représentent les restes du plan de faille est un signe de maturité, déjà signalé (fîg. 224, p. 4-95), qui doit lui-même disparaître au bout de quelque temps. Le développement des vallées morcellera le bord du bloc soulevé en buttes-témoins en créant un aspect voisin de celui

Fig. 263. — Trois cas possibles d'évolution d'une faille : A, dénivellation conservée: B, inversion du relief; G, nivellement.

La position primitive des compartiments disloqués est indiquée en pointillé.

d'une côte normale. Le commencement de cette évolution s'observe dans la partie méridionale de la Côte d'Or.

A un stade plus avancé le relief du bloc soulevé doit tendre à disparaître. Il n'en subsistera aucune trace quand le modelé aura été poussé jusqu'à la sénilité, si les couches mises en contact par la faille au niveau de la pénéplaine n'offrent aucune différence de dureté (fîg-. 263 G.). Le bord du compartiment soulevé pourra rester légèrement en saillie, s'il est formé à ce niveau par une roche plus dure (A). Dans le cas contraire, c'est le bloc affaissé qui restera en saillie par une véritable inversion du relief (B).

Les exemples de failles complètement nivelées sont innombrables. 11 n'y a guère de feuille de la carte géologique de France dont l'inspection n'en révèle plusieurs; au point qu'une des premières impressions que laisse l'étude morphologique de nos régions est qu'on exagère l'influence des dislocations sur la topographie.

Une faille complètement nivelée peut être rajeunie, soit par un nouveau déplacement relatif des deux blocs, soit simplement par une nouvelle attaque de l'érosion.

Dans le premier cas on est simplement ramené au point de départ du premier cycle d'érosion. Plusieurs des failles qui accidentent les

plateaux traversés en gorge par le Colorado aux États-Unis ont rejoué ainsi récemment, ainsi qu'on l'a montré notamment pour la faille Hurricane [22]. Dans le second cas c'est uniquement la différence de dureté des roches en contact le long de la faille qui décidera de la mise en relief de l'un ou l'autre bloc. Il pourra y avoir inversion si la roche la plus résistante se trouve du côté du bloc affaissé. La faille sera au contraire comme ressuscitée, si le bloc affaissé présente des couches tendres.

Les massifs anciens de l'Europe centrale et occidentale abondent en exemples de failles rajeunies par l'érosion. Les couches sédimentaires qui

Elm.d.M

Fig. 204. — Diagramme de l'évolution du bord faille du Morvan à Précy-sous-Thil (exemple de faille rnjeunie par l'érosion). Cr, Massif cristallin; L, Terrains argilomarneux peu résistants du Lias ; B, Calcaires du Bajocien.

Le bloc de devant représente l'état actuel; le bloc du milieu représente la faille nivelée (on a supposé une légère inversion du relief due au contact du Bajocien et du Lias); le bloc du fond représente la dénivellation due à la faille.

La présence de la butte-témoin de Précy-sous-Thil, est un argument décisif en faveur de l'explication.

les ont plus ou moins complètement recouverts sont généralement beaucoup moins résistantes que les roches cristallines formant ces massifs euxmêmes; effondrées le long de failles dans des fossés tectoniques, ou sur le bord du massif, elles ont été emportées par l'érosion sur les points hauts et se sont conservées dans les points bas, au cours d'un cycle qui a nivelé les failles. Le rajeunissement du relief dans un nouveau cycle a amené le déblaiement rapide des dépressions, où s'étaient conservées les couches moins résistantes, dégageant le plan de faille formé par les roches cristallines du côté de l'ancien bloc soulevé.

C'est ainsi qu'un certain nombre des failles-limites du Morvan à l'est et à l'ouest ont été ressuscitées comme le montre le diagramme (fig. 264). Les bassins intérieurs formés de couches argilosableuses tertiaires, tels que la Limagne ou le Forez sont aussi, dans leur forme actuelle, le résultat de l'érosion. Les lambeaux de tertiaire lacustre encore conservés en quelques points élevés, prouvent suffisamment que le contour de ces bassins ne répond nullement à celui des anciens lacs.

La distinction entre les failles tectoniquement rajeunies et les failles rajeunies par l'érosion est généralement difficile. On est souvent tenté

d'expliquer par la première hypothèse des faits qui s'accommoderaient mieux de la seconde, ainsi que nous venons de l'exposer. Il est possible cependant d'indiquer un critérium topographique et un critérium géologique, dont on pourrait faire usage.

Dans le cas d'une faille rajeunie par l'érosion, des fragments plus ou moins étendus de la pénéplaine subsistent encore pendant quelque temps, dans la région de roches moins résistantes, au niveau du bloc dur; c'est ce qu'on observe sur le bord du Morvan (fig. 264), et même dans la Limagne. Des alluvions anciennes conservées sur ces témoins, et correspondant à celles qu'on retrouve sur le bloc dur resté en saillie sont un argument géologique décisif. L'évidence n'est pas moindre quand une coulée de laves recouvre des témoins rattachés évidemment autrefois au plateau ; c'est précisément le cas sur le bord occidental de la Limagne (Montagne de la Serre).

Montagnes de plissement. Uniformité des premières stades du cycle d'érosion. — Malgré la complexité extrême et la variété des accidents tectoniques qui s'observent dans les chaînes de plissement, les conditions de l'établissement du réseau hydrographique et les débuts du cycle d'érosion peuvent être envisagés comme partout assez semblables.

Les recherches tectoniques qui confirment de plus en plus la généralité des phénomènes de charriage montrent en même temps que les dislocations compliquées produites en profondeur ne se traduisirent d'abord à la surface que par des dénivellations relativement peu importantes. On a pu croire pendant longtemps que la surface primitive des régions plissées correspondait à la surface structurale des couches mises à jour par l'érosion; que les stéréo grammes, établis par les géologues pour définir l'allure de tel horizon stratigrapbique, pouvaient servir à comprendre la formation du réseau hydrographique. En réalité cette méthode n'est applicable qu'aux régions de plis lâches telles que le Jura. Dans les régions de plis serrés et de charriages, la surface primitive était très différente de celle que peut nous révéler un stéréogramme construit d'après l'allure des couches actuellement visibles dans les vallées. Elle était certainement beaucoup plus simple, probablement très voisine de celle d'une région de plis lâches.

, La méconnaissance de ce principe a pendant longtemps arrêté les progrès de l'étude morphologique des montagnes plissées, en faisant apparaître comme des énigmes le désaccord, tout naturel, entre le réseau hydrographique et la structure des couches profondes qu'il entaille actuellement. Ce qu'on appelait le problème des vallées transversales [24, 25] s'évanouit presque, en présence de ces considérations.

C'est donc aux régions de plis lâches qu'il faut s'adresser pour

comprendre les lois générales de la formation du réseau hydrographique dans les montagnes plissées.

Fig. 265. — Schéma de l'évolution vers la formation des vallées anticlinales.

Creusement dans un complexe de couches argileuses, gréseuses et calcaires.

Au 1er stade : vallées conséquentes synclinales, formation de ruz, première ébauche des vallées anticlinales (affluents des ruz) et du décapage du dôme anticlinal (à droite), raccordement des vallées longitudinales par une vallée transversale suivant un abaissement de l'axe du pli de droite.

Au 2e stade : constitution du réseau hydrographique jurassien, élargissement des vallées anticlinales bordées de crêts, découpement des flancs des anticlinaux par les ruz en écailles ou facettes triangulaires, accentuation du décapage du dôme anticlinal.

Au 3e stade : les vallées anticlinales ont pris définitivement le dessus sur les vallées synclinales, leur creusement ayant atteint un niveau plus bas ; la vallée synclinale gauche a été tronçonnée par capture.

Au 4e stade : l'inversion du relief est générale. Tronçonnement de toutes les vallées synclinales, série de cuvettes synclinales perchées entre les vallées anticlinales.

Les premiers cours d'eau formés suivent naturellement la pente des couches; ils méritent tous le nom de cours d'eau conséquents, soit qu'ils descendent les flancs des anticlinaux (ruz du Jura), soit qu'ils suivent les synclinaux en coulant dans le sens où l'axe synclinal s'abaisse (rivière de val). Si l'abaissement du synclinal est continu, le drainage pourra être parfait dès l'origine; il en sera de même si l'un des anticlinaux s'abaisse au niveau du synclinal, ce qui permettra, dès le début, l'établissement d'une vallée transversale.

Si, au contraire, comme il arrive très souvent, l'axe synclinal se relève de part et d'autre d'un point plus déprimé, les eaux s'accumuleront dans cette dépression fermée structurale en formant un lac synclinal. Ce lac ne pourra être de longue durée, car les eaux, en montant, auront vite fait de trouver un point bas par où elles pourront se déverser, soit dans la prolongation du synclinal, soit dans un des anticlinaux qui le bordent; la pente très forte et le volume des eaux permettront à cet émissaire d'approfondir rapidement son chenal, le lac sera vidé et la continuité de l'écoulement rétablie. Ainsi s'explique que nous ayons en réalité peu d'exemples d'un stade de jeunesse incontestable dans la formation du réseau hydrographique des régions plissées. On ne peut espérer en trouver que dans les montagnes où l'effort orogénique dure encore ou vient à peine de cesser. Tel paraît être le cas des chaînes de l'Asie occidentale, en particulier de l'Asie Mineure méridionale et de l'Iran, où Ton trouve un assez grand nombre de lacs dans des cuvettes tectoniques entre les plis festonnés.

Le réseau conséquent primitif est déjà un réseau jurassien : il gardera son individualité, malgré les adaptations progressives à la structure.

Ces adaptations commencent dès que le creusement des thalwegs attaque des couches inégalement résistantes. La figure 265 montre qu'on voit se former des vallées subséquentes entaillant les anticlinaux, qui s'ouvrent en boutonnières de plus en plus larges. Des captures successives amèneront la constitution de rivières et vallées anticlinales, tandis que les rivières synclinales dépérissent lorsquelles creusent leur lit dans une couche plus résistante. Au bout d'un certain temps les anticlinaux peuvent former les dépressions, les synclinaux les reliefs. C'est Yinversion du relief plissé, dont nous avons déjà cité des exemples (chap. vj, mais sans en pouvoir donner l'explication satisfaisante qu'apporte l'étude de l'évolution des formes en fonction du réseau hydrographique.

On voit maintenant nettement à quels stades répond la formation des ruz, des crêts, des écailles, des boutonnières anticlinales, des cuvettes synclinales en saillie, et des synclinaux perchés (fig. 265).

Adaptations aux différentes structures de plissements. Maturité. — L'existence d'un réseau jurassien dans toutes les chaînes de plissement, quelle que soit la complexité de leur tectonique, indique nettement que les débuts de l'érosion ont du se présenter à peu près partout comme nous venons de l'indiquer. Il est évident que si les thalwegs s'enfoncent plus profondément, une certaine adaptation à la structure devra se produire.

Elle continuera suivant le même plan dans les régions de plis

lâches, tandis que dans les régions de plis serrés et de charriages, l'ajustement du réseau hydrographique aux dislocations de plus en plus compliquées qui apparaîtront deviendra un problème difficile.

L'étude des chaînes les mieux connues, Alpes, Pyrénées, Karpates, montre que cet ajustement est toujours imparfait. Les grandes rivières y résistent, et réussissent généralement à garder à peu près leur cours primitif, se taillant au besoin des gorges formidables dans les bancs ou les massifs de roches dures et sciant les plis qu'elles rencontrent. Les rivières secondaires sont plus dociles aux influences structurales. Profitant d'une couche moins résistante certaines prennent l'avantage; à la faveur de captures, le réseau est remanié et le relief se transforme.

L'évolution conduit aussi à une adaptation plus étroite à la nature des dislocations. Les plis aigus et répétés déterminent une série de chaînons et de vallées étroites parallèles, parce qu'ils offrent à l'érosion des bandes étroites de roches de consistance diverse. Les plis à larges ondulations correspondent au contraire généralement à des plateaux, parce que, les couches étant peu inclinées, la même roche peut affleurer sur une grande étendue.

Le contraste entre le massif de la grande Chartreuse et le Vercors, bien marqué sur la carte de France au 1 : 200 000 (feuille 54 et 60) est une démonstration frappante de ces adaptations. On retrouve les mêmes contrastes dans les régions de nappes charriées et replissées, entre les parties où les plis sont serrés (Alpes de Bavière à l'Ouest de flnn) et les régions de plis lâches (Alpes calcaires de Salzburg). [Voir la carte d'Allemagne au 1 : 500 000 feuille 27, Mùnchen].

Mais dans les deux cas on observe que les grandes vallées coupent perpendiculairement ou obliquement tous les plis (Isère, dépressions des lacs du Bourget et d'Annecy, Inn, Salzach).

Les aires de surélévation et d'ennoyage font aussi sentir leur influence dans les formes d'adaptation des vallées secondaires. Les aires de surélévation permettent à l'érosion de mettre à nu les massifs anciens cristallins (massifs centraux des Alpes), donnant une topographie monotone, d'aspect lourd; tandis que, sur le bord de ces massifs, la structure isoclinale se traduit par une série de crêts et de petites vallées. Rien de plus significatif à cet égard que le contraste de l'Oisans avec sa bordure [voir feuille Briançon au 1 : 80 000]. Mais, là comme dans tous les cas analogues, on remarquera que les vallées maîtresses traversent de part en part le massif ancien (Vénéon) ou en mordent le bord (Romanche), fidèles au cours quelles ont pris sans doute aux premiers stades de l'érosion sur une surface de structure très différente [E. de M., 30].

L'adaptation de plus en plus exacte des vallées secondaires à la structure marque l'acheminement de la montagne plissée vers la maturité. Les Alpes ne peuvent nous offrir d'exemple de ce stade à

cause des caractères anormaux imprimés au modelé par l'influence des glaciers (cf. chap. ix). Mais il semble qu'une partie des Karpates (Bukovine et Galicie orientale) puisse être considéré comme une chaîne de plissement parvenue à la maturité, dont un rajeunissement récent n'a pas notablement modifié les caractères essentiels. On y remarque un réseau hydrographique jurassien typique, étroitement adapté à la structure, sauf pour les artères maîtresses; les points culminants sont indifféremment synclinaux ou anticlinaux mais sont toujours formés par les roches dures (grès).

Si la maturité est si rarement observable dans les chaînes de plissement, c'est que des mouvements peuvent encore les soulever longtemps après que la surface primitive a entièrement disparu, et que l'érosion a pénétré dans les couches profondes. Dans les périodes de tranquillité, les formes de maturité peuvent s'étendre plus ou moins loin, mais les mouvements renouvelés du sol en interrompent le développement; et les formes de jeunesse, s'enchevêtrant avec les traits de topographie ancienne, créent une image confuse souvent difficile à analyser. Les Karpates méridionales offrent un des meilleurs exemples de cet état de choses et on a pu y distinguer les traces de trois cycles d'érosion, retrouvés ensuite dans les Karpates du Nord [34, 35J.

Dans les Alpes mêmes, où les influences glaciaires ont pendant longtemps fait douter de la possibilité de faire pareille analyse, on doit maintenant reconnaître que les vallées principales portent les traces d'un creusement par saccades, indiquant plusieurs mouvements de soulèvement antérieurs à la période glaciaire [30].

On connaît cependant de nombreux exemples de régions fortement plissées réduites à l'état de pénéplaine (Ardenne, Bretagne, Limousin, etc), ce qui prouve qu'un état de tranquillité finit toujours par s'établir, permettant à l'érosion de niveler les plus hauts reliefs. La dernière trace du plissement sera le réseau jurassien et quelques légers reliefs, allongés dans le sens des plis, formés par les roches les plus dures.

Rajeunissement des montagnes de plissement arasées. — Si,

après un long intervalle, de nouveaux mouvements d'ensemble viennent affecter une pareille région, la distinction entre les formes séniles anciennes et les formes de jeunesse du nouveau cycle d'érosion sera facile et des plus instructives.

Le cas le plus simple est celui d'un mouvement épeirogéniqae augmentant la pente générale de la surface du sol, sans en modifier le sens. Le creusement des vallées reprend aussitôt sur toute l'étendue de la région soulevée, en commençant par l'aval, et en remontant plus ou moins vite, suivant l'importance des rivières. Au début, toutes les vallées sont des gorges encaissées dans la pénéplaine,

partout où l'érosion du nouveau cycle a pénétré; tandis qu'elles gardent ailleurs les formes séniles du cycle ancien. Mais dès que les thalwegs se rapprochent du profil d'équilibre, et que le modelé des versants recommence, la structure interne, déterminée par les anciens plissements, reprend ses droits. Les bandes de roches plus ou moins résistantes déterminent la formation de crêtes et vallées monoclinales, suivant l'orientation des synclinaux et des anticlinaux (cf. fig. 269, p. 578). Des remaniements du réseau hydrographique en résultent; les rivières suivant des bandes de roches tendres pouvant capturer celles qui entaillent des roches dures.

Si une simple augmentation de la pente générale suffit à amener de pareils changements, on imagine aisément quelles transformations profondes doivent résulter d'un nouveau cycle déterminé par un soulèvement inégal avec gauchissement de la surface et renversement de la pente. Seul un grand fleuve disposant d'un volume d'eau suffisant pour exercer une érosion puissante pourrait maintenir son cours, en encaissant profondément sa vallée à travers un axe de soulèvement (vallée antécédente). Le plus souvent il y a dislocation du réseau hydrographique et renversement du drainage. Sauf exception, le réseau hydrographique, au début du nouveau cycle, sera conséquent au système de pentes créé par le soulèvement. Mais l'encaissement des vallées, suivi par le modelé des versants, ne peut aller sans une adaptation à la structure. Un long travail d'ajustement sera nécessaire avant que soit établi un juste compromis entre les directions imposées par les mouvements du sol qui ont inauguré le nouveau cycle, et les influences structurales des plissements anciens, qui reprennent de plus en plus d'importance au fur et à mesure que l'érosion pénètre dans le bloc soulevé. Ainsi s'expliquent les anomalies si communes du modelé dans les régions d'anciennes montagnes rajeunies. Elles seraient encore plus marquées s'il n'arrivait le plus souvent que les axes de soulèvement ont à peu près la même orientation que les anciens faisceaux de plis.

Les Appalaches. — La région Appalachienne des États-Unis est un des exemples les mieux étudiés de cette évolution. Cette région montagneuse s'étend le long de la côte Atlantique sur une longueur de 1 600 kilomètres. Le point culminant dépasse 2 000 mètres (Black Dôme, 2 044), mais l'altitude moyenne est de 800 à 1 000 mètres et l'aspect est généralement celui de collines, de sommets arrondis et souvent boisés, de vallées larges et bien cultivées. L'inspection d'une carte montre que les sommets s'alignent en crêtes parallèles, et que les vallées ont la disposition caractéristique du réseau jurassien. Mais le sous-sol est formé presque entièrement de roches primaires. Une étude plus attentive montre une foule d'anomalies curieuses du réseau hydrographique et du relief, et permet de distinguer quatre zones : les Blue Hills à l'Est, zone de massifs cristallins boisés aux formes

arrondies, traversés souvent par des gorges étroites; la Gréai Valley, zone relativement déprimée, mais accidentée par des rangées régulières de collines parallèles formées de couches primaires plissées; les Alleghanys Ridges, crêtes étroites et parallèles, qui frappent par l'uniformité de leur hauteur relative et ont la même constitution géologique que la zone précédente; enfin Y Appalachian Front, escarpement formé des mêmes couches primaires cette fois non plissées, c'est le rebord du plateau de Cumberland, doucement incliné vers l'Ouest et découpé par de profondes vallées, qui rarement percent l'escarpement (fîg. 266).

Les travaux des géologues américains [2, 31 et 32] éclaircissent l'histoire de cette région. Les Blue Hills sont la partie la plus élevée à l'heure actuelle d'une aire cristalline, qui formait à l'époque primaire un continent s'étendant probablement sur une partie de l'Atlantique. A cette époque la

Plateau du Cumberland

Crêtes appalachiennes Grande Vallée

Blue Hills Piedmont Plaine côtière

Fig. 266. — Coupes schématiques montrant l'évolution des Appalaches du Crétacé (C) au Tertiaire (T) et à l'époque actuelle (A).

mer était à l'Ouest dans la région appalachienne, c'est vers l'Ouest que se faisait le drainage, tandis que les sédiments déposés par les mers primaires étaient lentement exondés. A la fin du primaire, ils étaient plissés. Une chaîne de type Jurassien était modelée par l'érosion. De grandes vallées longitudinales se développaient. Le drainage complètement renversé se faisait vers l'Atlantique. A l'époque crétacée, l'évolution avait été poussée jusqu'à la disparition de tout relief. La région était réduite à l'état de pénéplaine. Les crêtes des Appalachian Ridges, si remarquables par leur attitude uniforme, sont les restes de cette pénéplaine crétacée (v. fig. 266).

L'état actuel du relief est le résultat de mouvements épéirogéniques de la période tertiaire, qui ranimèrent l'érosion et déterminèrent un ravinement intense de l'ancienne surface topographique. Cette surface ne fut pas soulevée uniformément. Hayes et Campbell [31] ont pu déterminer ses déformations (fig. 267). On conçoit que le réseau hydrographique ait dû subir un remaniement complet pour s'adapter à ces nouvelles conditions : de nombreuses captures ont eu lieu, les cols des Blue Hills (Windgaps) sont la plupart d'anciens Watergaps, d'anciennes gorges suivies par une rivière décapitée [Bailey-Willis, 32].

Mais là ne s'arrêtent pas les péripéties de l'histoire des Appalaches. Le cycle d'érosion tertiaire aurait pu pousser plus loin son œuvre et ramener

peu à peu toute la région à son ancienne condition de pénéplaine, s'il n'avait été interrompu par de nouveaux mouvements du sol. Il n'a pu achever l'aplanissement que dans la zone centrale, correspondant à la dépression actuelle appelée Great Valley. Le soulèvement de la fin du tertiaire a ranimé l'érosion, même dans cette région, qui a été de nouveau ravinée. Les coteaux, d'altitude très uniforme, qui accidentent la Great Valley, sont les traces de la pénéplaine tertiaire, comme les Appalachian

Fig. 267. — Déformation des Appalaches et extension des dépôts tertiaires provenant de leur sculpture par l'érosion, d'après Hayes et Campbell.

1, Régions non réduites à l'état de pénéplaine. — 2, graade vallée (pénéplaine tertiaire). — 3, courbes isobases de la pénéplaine crétacée montrant sa déformation (hauteurs en pieds). — 4. sédiments tertiaires.

Ridges sont les traces de la pénéplaine crétacée. Formés par des bancs résistants, généralement verticaux, ils suivent l'orientation des anciens plissements, tantôt exactement parallèles, ou se coupant à angles plus ou moins aigus, suivant que les plis étaient allongés ou avaient la forme de dômes (cf. chap. v, p. 502). Les rivières antécédentes les percent naturellement sans égard pour leur direction. La valeur du dernier soulèvement a été très inégale : 60 mètres dans l'état de New- York, 200 mètres en Pensylvanie, 500 en Virginie; on s'explique par là les inégalités d'altitude moyenne des Appalaches, le creusement plus ou moins profond des vallées, une foule de détails que nous ne pouvons exposer ici.

On appréciera mieux l'intérêt géographique de cette histoire des Appalaches en en rappelant les conséquences sur la vie humaine : le rôle de

E. de Martonne, Géographie physique.

barrière joué par le massif ancien des Blue Hills dans la marche vers l'Ouest de la colonisation; le rôle de voie de communication joué au contraire par la Great Valley, devenue le centre d'où sont partis les pionniers de l'Ouest, après avoir été la grande route de propagation des Indiens dans leurs migrations du Nord vers le Sud; l'importance de l'axe de soulèvement minimum de la pénéplaine, qui laissait à la hauteur de Philadelphie une large trouée dans la zone des Blue Hills, permettant la pénétration des côtes dans la grande vallée.

La Bretagne est une région du même type, mais de proportions^ plus réduites [E. de M., 33]. Malgré l'uniformité de son relief, où se succè-

Fig. 268. — Diagramme des plateaux siluriens au Sud de Rennes, montrant la sculpture de type appalachien de la Bretagne.

x, schistes argileux précambriens. — y,, schistes rouges cambriens. — S„ grès armoricain. — S3, schistes d'Angers avec bandes de grès (S,'). Noter l'altitude uniforme des crêtes gréseuses couronnées de bois de pins (traits verticaux) et de landes (pointillé) et la mise en saillie dans les dépressions schisteuses des moindres bandes de grès.

dent dans un désordre apparent coteaux et vallées aux formes effacées, on peut reconnaître dans son réseau hydrographique les caractères du réseau jurassien, et dans l'alignement de ses plateaux gréseux ou granitiques un parallélisme analogue à celui des crêtes Appalachiennes. La géologie nous apprend que tout le massif Armoricain (Bretagne, Cotentin, Maine et Vendée) fut soumis à un plissement énergique à la fin du primaire. Des anciennes montagnes ainsi formées, il ne reste rien. L'érosion les a réduites à l'état de pénéplaine. Cette œuvre était accomplie à l'époque secondaire, et il est probable que le drainage se faisait vers l'Est, vers le Bassin Parisien, alors occupé par la mer. Mais à l'époque tertiaire s'est produit un léger soulèvement épéirogénique, qui a ranimé l'érosion et inauguré un nouveau cycle. Sa faible intensité est attestée par la conservation de la pénéplaine dans les régions de roches dures qui forment des plateaux admirablement nivelés, entaillés par des vallées relativement étroites (Collines de Bretagne, Léon, Fenthièvre, plateau de Guichen au Sud de Rennes, Landes de Lanvaux, etc.). C'est seulement dans les districts où

affleuraient des roches tendres (schistes de Rennes, schistes carbonifères de Châteaulin) que la pénéplaine a disparu et que s'est développée une topographie ondulée, marquant la maturité atteinte déjà par le nouveau cycle (bassin de Rennes, bassin de Châteaulin).

Le mouvement n'<a pas été partout égal. Il a atteint son maximum à l'Ouest, où la pénéplaine est portée à 100 et 200 mètres et où les reliefs peu accusés, formés par les roches dures, qui la dominaient à la fin de l'ancienne période d'érosion, constituent les points culminants de la Bretagne par 300 mètres d'altitude (Menez Hom, Monts d'Arrée, Montagne Noire). Il a atteint son minimum suivant l'axe du cours moyen de la Vilaine et de la Rance, région envahie même à un moment par les mers tertiaires. On peut noter le rôle important comme voie de communication de cette zone de moindre soulèvement (canal d'Ille-et-Rance, anciennes relations de Saint- Malo et de Rennes, de Rennes et de Nantes; position géographique de Rennes au croisement des routes de l'Est à l'Ouest, du Nord au Sud).

Pénéplaine recouverte de sédiments, vallées épigéniques, — Toute région réduite à l'état de pénéplaine est exposée à être envahie par la mer et recouverte de couches sédimentaires horizontales. Si des mouvements du sol soulèvent la région ennoyée, l'évolution du relief devra recommencer sur nouveaux frais, toute trace de l'ancien réseau hydrographique ayant disparu. Tant que les thalwegs ne sont pas plus profonds que l'épaisseur de la couverture sédimentaire, l'évolution ne diffère pas de celle d'une plaine côtière soulevée. Mais bientôt le substratum ancien apparaîtra dans le fond des vallées, puis sera mis à jour sur des surfaces de plus en plus étendues et enfin attaqué à son tour par l'érosion.

A partir de ce moment le sens de l'évolution change. Le réseau hydrographique, développé conformément à l'inclinaison légère et uniforme de la couverture sédimentaire, doit en effet s'adapter à la surface ondulée de l'ancienne pénéplaine et à l'allure des couches plus ou moins disloquées qui en forment le sous-sol. Un compromis devra s'établir entre les exigences du passé ressuscité et l'héritage d'un présent qui s'efface. Ainsi s'expliquent bien des anomalies. On verra des rivières traverser par une vallée encaissée un massif de roches dures, négligeant une large dépression que leurs affluents ont facilement déblayée dans des couches meubles. Ces rivières ont continué à suivre le chemin qui leur avait été indiqué par la pente et la nature des couches de la plaine côtière maintenant disparue (voir fîg. 269). C'est pour exprimer ce cas, qu'a été créée l'expression de vallée surimposée ou épigénique.

Plus l'évolution avance, plus la structure du massif ancien devient prépondérante : les roches dures, dont les affleurements sont orientés par les anciens plissements, seront mises en saillie et l'on verra se

reformer les vallées anticlinales encadrées de crêtes ressuscitées. Si loin que soit poussée dans le détail cette nouvelle adaptation, on trouvera des traits géographiques, et non les moins importants, qui ne s'expliquent que comme un héritage de la plaine côtière soulevée.

Fig. 269. — Diagramme de l'évolution du relief vers l'épigénie.

En bas la pénéplaine est encore en grande partie recouverte de sédiments. Quelques crêtes de roches dures alignées dans le sens des anciens plissements commencent à réapparaître (R, MN, J, G). La disposition du réseau hydrographique est celle d'un réseau de plaine côtière (MED, cours d'eau conséquent; EX, cours d'eau subséquent). L'évolution est déjà assez avancée, même vers l'aval, où l'on distingue deux lignes de côtes (CVY et BU) avec deux percées conséquentes (CBA, et VU), la première disloquée par capture (V) et accompagnée de huttes-témoins {t, t').^

En haut la couverture sédimentaire a été enlevée presque entièrement. On ne voit plus qu'une ligne de côtes reculée jusqu'à SU'B'. Dans la partie la plus élevée de la pénéplaine, les crêtes de roches dures ont été mises en pleine valeur, l'érosion ayant non seulement dispersé les sédiments récents, mais attaqué les schistes encaissants. Il en résulte des percées épigéniques, la rivière s'étant enfoncée sur place (Q' dans la crête R'P ; F à travers la crête G'H). Certaines percées^ ne sont suivies par aucune rivière, ce sont des cols de capture (K à travers J'L ; N' à travers M'O). Mais la percée épigénique la plus importante est celle où la rivière s'engage à travers un massif granitique (E'D') y conservant son ancien cours (ED), tandis que ses affluents déblayent facilement une large dépression latérale sur le pourtour (X'V). Les lambeaux sédimentaires conservés en a et b permettent de reconstituer l'ancien état de choses qui explique cette disposition en apparence anormale.

Souvent le tracé des artères maîtresses du drainage sera si complètement en désaccord avec les détails du modelé, qu'on devra l'envisager comme épigénique.

Massif Armoricain oriental. — La bordure orientale du massif Armoricain offre des exemples de presque tous les stades de cette évolution. La campagne de Caen est une plaine côtière déjà très évoluée, masquant la prolongation de la pénéplaine armoricaine. Lorsqu'on remonte le cours

des rivières les plus importantes telles que l'Orne ou la Laize, on voit apparaître à partir de May les roches primaires fortement plissées dans le fond de la vallée, et l'on suit pendant plus de 10 kilomètres le contact des couches jurassiques avec la surface de la pénéplaine. C'est là le premier stade de l'évolution.

Plus au Sud, vers Alençon, la Sarthe offre un bon exemple de vallée

Fig. 270. — La Sarthe prè& tfAlençon, d'après la carte d'État- major au 1 : 80 000 et la carte au 1 : 200 000, type de vallée épigénique.

épigénique (fîg. 270). Dédaignant la zone jurassique de topographie molle, qui semblerait sa voie naturelle entre les bastions gréseux de la forêt d'Écouves et de la forêt de Perseigne, elle s'engage par un détour au cœur d'un massif granitique et gréseux, où, de St-Cénery à Fresnay, elle serpente dans une vallée encaissée et pittoresque. Il est évident que la Sarthe a dû autrefois couler, comme les rivières de la campagne de Caen,

à la surface des couches jurassiques, maintenant enlevées par l'érosion t puis s'encaisser dans le substratum ancien comme la Laize et l'Orne, avant que ses affluents aient déblayé la dépression jurassique. La disparition complète des couches sur lesquelles s'était établi son cours est le résultat d'une érosion prolongée. On remarquera que les voiesde communication ne suivent pas la vallée épigénique, mais empruntent la dépression jurassique, route plus directe, plus facile et aussi plus peuplée. L'homme ne fuit pourtant pas la vallée épigénique, il y trouve des positions naturellement fortifiées dans les boucles de la rivière, comme Saint-Cénery, Saint-Léonard, Fresnay.

Il est probable que les cofcches secondaires, dont on trouve des lambeaux sur la bordure orientale du massif Armoricain, se sont étendues jadis beaucoup plus loin. Les détails du relief et de l'hydrographie dans le Nord du département de la Mayenne sont déterminés par la direction des affleurements des couches dures, granités, grès siluriens et dévoniens, c'est-à-dire par la tectonique ancienne. Mais les artères principales de drainage, déjà encaissées dans l'ancienne pénéplaine, ont un cours sans rapport sensible avec ces conditions. Leur origine première est vraisemblablement épigénique [Barré, 36].

Autres exemples : Meuse, Rhône, Danube. — D'après Cornet [37] la percée de la Meuse à travers le massif Ardennais s'explique par le même

"vH

Fig. 271. — La vallée épigénique de l'Ypps, d'après Roman Holder. La rivière s'engage dans la gorge boisée à droite, aa lieu de suivre la large dépression à gauche.

processus. Les couches tertiaires se sont incontestablement étendues à la surface de la pénéplaine primaire. Au début du pliocène la mer du Nord couvrait toute la Belgique actuelle et s'avançait jusqu'à Namur et Liège. A ce moment le plateau Lorrain était plus élevé que l'Ardenne, aussi comprend-on facilement l'écoulement des eaux de la Meuse vers le Nord. Le recul de la mer belge au pliocène supérieur a déterminé une érosion vigoureuse. Le déblaiement des assises tertiaires meubles au Nord de l'Ardenne,

le creusement et l'évasement des vallées dans les zones de roches tendres du plateau lorrain, ont laissé en saillie le massif résistant de l'Ardenne, dont la surface plane apparaît, après déblaiement des dépôts tertiaires peu épais qui la recouvraient.

L'épisode le plus intéressant de l'évolution des vallées épigéniques est évidemment celui où la couverture sédimentaire n'a pas encore été entièrement enlevée. On connaît de nombreux exemples de cet état de choses. Il est rare de voir un grand fleuve longer un massif ancien sans y faire des incursions, en encaissant profondément sa vallée. Ainsi le Rhône mord par deux fois le bord du Massif Central et les plateaux calcaires qui s'y accrochent. D'anciens châteaux se perchent sur les hauteurs commandant le défilé de Viviers au Sud de Montélimar, mais la grande route passe à l'Est par le col de Donzère.

Le Danube ne respecte pas davantage le massif Bohémien, qu'il longe de Ratisbonne à Vienne et, par deux fois, s'engage dans les roches anciennes par une vallée encaissée, que dominent les burgs et les chapelles, lieux de pèlerinage. Routes et chemins de fer évitent la gorge du grand fleuve et suivent au Sud la zone déprimée créée par l'érosion dans les couches tertiaires. Les affluents du Danube imitent son exemple et percent fréquemment les dernières avancées du massif ancien jadis recouvertes de couches miocènes. Tel est le cas de l'Ypps, un des plus jolis exemples de vallée épigénique en raccourci (fig. 271).

Dislocations tabulaires dans une ancienne région plissée. — Le

soulèvement d'une région plissée et arasée se produit rarement sans être accompagné de dislocations tabulaires. Le plus souvent les dislocations sont, il est vrai, limitées à certains points, spécialement à la bordure du massif soulevé du côté où l'exhaussement a été le plus énergique. C'est ainsi que les choses se sont passées pour les Vosges et la Forêt Noire, le Massif Central et la plupart des anciens massifs de l'Europe moyenne.

Nous savons déjà quelles sont les premières conséquences des dislocations tabulaires : une hydrographie anormale apparaît, des lacs se forment, spécialement dans les fossés tectoniques, laissant comme trace après leur dessèchement des plaines fertiles, telles que celles de la Limagne, du Forez et du Velay dans le Massif Central. Les escarpements de faille évoluent comme il a été déjà indiqué. Ce n'est qu'au bout d'un certain temps que se dessinent nettement les différences avec une région tabulaire ordinaire. Ce sont des détails d'ajustement, qui prennent progressivement de plus en plus d'importance. Le réseau hydrographique ne peut se développer normalement, les vallées ne peuvent se creuser et s'élargir, sans que les conditions de la tectonique ancienne fassent sentir leur influence. Les affleurements de couches résistantes guideront l'érosion, les vallées secondaires s'établiront dans les couches tendres orientées dans le sens

des anciens plis (cf. figure 269). C'est ce qu'on observe dans les Vosges. Les traits fondamentaux du relief y sont bien déterminés par les dislocations tabulaires récentes (escarpement oriental découpé par de profondes vallées), mais un certain nombre de vallées reflètent l'orientation NE.-SW. des plissements primaires (Bruche-Fave, Liévrette, Fecht). Il en est de même dans la bordure orientale du Massif Central, où la direction des plissements hercyniens se retrouve dans les vallées du Beaujolais et du Lyonnais (Gier, Azergues, Brévenne, etc.). Plus le cycle d'érosion se prolonge, plus les traits de l'ancienne tectonique tendent à l'emporter sur les accidents déteiminés par les dislocations récentes.

Nécessité de la paléogéographie. — Nous avons successivement examiné les principaux cas d'évolution du relief. Une conclusion générale s'impose, c'est que l'étude rationnelle d'une région exige la connaissance des vicissitudes de son histoire, non seulement dans le cycle d'érosion actuel, mais même avant les derniers mouvements du sol qui l'ont inauguré. C'est donc toujours à la reconstitution d'une histoire compliquée que nous ramène l'analyse complète des formes du terrain et de leur évolution.

Lorsqu'on parle d'histoire, la connaissance de la chronologie est indispensable, et il n'est pas permis d'ignorer les méthodes qui servent à l'établir. L'objet propre de la géologie est précisément de fixer la chronologie de l'histoire de la terre. Aucune étude morphologique sérieuse ne saurait donc se dispenser d'y recourir. Confronter les déductions tirées de l'analyse des formes avec les données de la géologie est une nécessité qui s'impose toujours. Il ne suffit pas d'établir dans une région la succession de cycles d'érosion, il faut leur assigner une date, et essayer de faire rentrer la série des événements reconnus localement dans le cadre général de l'histoire des continents.

Ce sont les grandes lignes de cette histoire que nous allons essayer d'exposer dans le chapitre suivant. Le lien intime de cette partie de la géologie avec la géographie est suffisamment exprimé par le nom que les géologues eux-mêmes lui ont donné : la paléogéographie est la géographie du passé géologique.

Outre les ouvrages et articles théoriques ou généraux, on a cherché à signaler ici les principales études régionales se rapportant aux cas étudiés dans le texte à titre d'exemples, mais en laissant de côté les études purement géologiques, et en ne donnant autant que possible, que les travaux où prédomine le point de vue géographique évolutif.

\\ — Gal de la NoË et Erara. de Margerie. Les formes du terrain. Paris, Impr. Nat., 1888, in-4°, 105 p., atlas 49 pi.

2. Davis (W. M.). Hivers and valleys of Pennsylvania (1889). The development of certain English rivers (1895). La Seine, la Meuse et la Moselle (1896). The drainage of cuestas (1899). Articles reproduits dans : Geographical Essays, in-8% 777 p. Boston, 1909.

3*. — Lapparent (A. de). Leçons de Géographie physique, 3e édit., Paris,

4. — Penck. Thalgeschichte der obersten Donau. Extr. Ver. fur Gesch. des Bodensees. Heft 28, in-8°, 14 p., 1900.

5. — Fabre (L.-A.). Le sol de la Gascogne, La G., XI, 1905, p. 257, 343 et 413 (cf. E. Marchand et L.-A. Fabre. Les érosions torrentielles et subaériennes sur les plateaux des Hautes-Pyrénées. Cil. Congr. Soc. savantes, 1899, Paris, 1900, p. 5-43).

6. — Martonne (E. de). La Valachie, Paris, 1902, in-8°, xx + 385 p., 5 cartes, 13 pi. phot.

7. — Duf'RÉnoy et Élie de Beaumont. Explication de la carte géologique de la France, t. II, Paris, Imp. Nat., 1848, 813 p.

8. — Lapparent (A. de). La géologie en chemin de fer, description géologique du bassin parisien et des régions voisines. Paris, s. d., in-12, 608 p., 3 pi.

9*. — Martonne (E. de). Une excursion de géographie physique dansle Morvan et l'Auxois. A. d. G., 1899, p. 405-426.

10. — Blayac (J.). L'Agout tributaire de l'Aude et la vallée du Lhers mort CR. Ac. Se., CXLV, 1907, p. 1367-1370.

11. — Vidal de la Blache (Cap. J.). Étude sur la vallée lorraine de la Meuse, in-8°, 190 p., 8 pi., Paris, 1908.

12. — Bleiciier. Le plateau central de Haye. Bul. Soc. G. de l'Est, Nancy, XXI. 1900, p. 181-204, 2 pi. (cf. La vallée de l'Ingressin et ses débouchés dans la vallée de la Meuse, A. d. G., X, 1901, p. 17-26).

13. —Briquet (A.). La pénéplaine du Nord de la France, A. d. G., 1908, p. 205-223.

14. — Penck (A.). Das Deutsche Reich. Kirchoff's Lànderkunde, t. I, 1887, in-4°, p. 115-596.

15. — Sciieu (E.). Zur Morphologie der Scliwabisch-frankischen Stufenlandschaft. Forsch. z. D. Landes und Volkskunde, XVIII, 4, 1909, p. 365-403.

16. — Lapparent (A. de). Le pays de Bray. Mém. Carte géol. dét. de la France, n° 1, Paris, 1879. in-4°, 182 p., 4 pi. (cartes).

17. — Dollfus. Relations entre la structure géologique du'bassin de Paris et son hydrographie. A. d. G., IX, 1900, p. 313 et 413.

L8. — Vidal de la Blache (P.). Tableau géographique de la France. Paris, 1905 (t. I, de YEistoire de France de Lavisse), 2e édit., illustrée, 1908, in-4°, 365 p., 166 pi., 1 carte.

19. — Ramsay (A. G.). Physical Geology and Geography of Great Oritain, 6e édit., London, 1894, 1878, 8°, 421 p., 137 fig.

20*. — Davis (W. M.). The mountain ranges of the Great Basin. Bul. Mus. of comparative Zoology, XLII, 1903, p. 129-177.

21*. — Gignoux. La Calabre. A. d. G., 1909, p. 141-161.

22*. — Huntigton (E.) et Goldthwait (J. W.). The Hurricane fault in the Toqueville district. Utah. Bul. Mus. comp. ZooL, XLII, 1904, p. 199-259, 7 pi.

23*. — IIill (R. T.). Geography and Geology of the Black and Grand Prairies, Texas. U. S. Geol. Surv., An. Rep., XXI, part 7, 666 p., 71 pi.

24. — Penck (A.). Die Bildung der Durchbruchstaler. Schr. Ver. f. Verbreitung Naturwiss. Kenntnisse, Wien, 1888, p. 433-484 (bibliographie).

25. — Lowl. Die Entstehung der Durchbruchsthâler. P. M., XXVII, 1882, p. 405 (cf. Hilber, Die Bildung der Durchgangsthaler. P. M., XXXV, 1889, p. 10).

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

27. [îaug (E). Article : Le Jura, Dictionnaire géogr. et admin. de la France, de Joanne, p. 2001-2008, 189* (cf. Kilian (W.). Contribution à la connaissance de la Franche-Comté septentrionale, les collines préjurassiennes et le Jura du Doubs, A. d. G., III, 1893-94, p. 319-345, 1 pi.).

28. — Zûrcher (Ph.). Le relief du sol dans la partie méridionale des Basses- Alpes. A. cl. G., VII, 1898, p. 308-328, 4 pi., 1 carte.