CHAPITRE XXVIll

Preuves de déplacements récents des lignes de rivage. — Transgressions et régressions marines. — Causes des déplacements des lignes de rivage. — Oscillations du sol. — Lois des transgressions et des régressions. — Mouvements orogéniques et épirogéniques.

Nous avons étudié successivement, dans les précédents chapitres,

les phénomènes de lithogénèse, d'orogenèse et de glyptogénèse, dont

l'ensemble constitue le cycle des phénomènes géologiques. Nous

avons vu que le terme final de ce cycle est la formation, sur

l'emplacement d'une chaîne de montagnes, d'une pénéplaine,

résultant de l'action prolongée des eaux courantes, des agents

atmosphériques, des glaciers, en un mot de toutes les forces qui

entrent en jeu dans la destruction des reliefs. Un nouveau cycle

pourra commencer, si la région est à nouveau envahie par les eaux.

Toute l'histoire des temps géologiques nous montre que les lignes

de rivage n'ont pas occupé une position stable, que la distribution •

des terres et des mers a été, d'une période géologique à l'autre,

sujette à des variations continuelles.

Pheuves de déplacements récents des lignes de rivage. — D'ailleurs, de nos jours encore, ou à des époques peu reculées, dont l'homme a été le témoin, il s'est produit des déplacements des lignes de rivage, correspondant tantôt à une invasion de la mer, tantôt à un retrait. Des volumes ont été écrits sur ces phénomènes [1-4; 0,22], mais nous ne pouvons donner ici qu'un petit nombre d'exemples que nous choisirons parmi les déplacements les moins discutés. La légende et l'histoire nous apprenent que des villes, autrefois florissantes, sont aujourd'hui submergées par les eaux de la mer. Dans la baie de Douarnenez, on voit à marée basse, à 5 ou 6 m de profon-

deur, les ruines de la ville d'Ys, qui fut envahie par la nier au V' siècle. Dans le golfe de Fos, près de Marseille, on a recueilli, à 2 km du rivage actuel, sous 4 à 7 m d*eau, des débris de tuiles, dr poteries et des monnaies romaines, provenant d'une ville disparutsous les flots. Sur tout le littoral de la mer du Nord et de la Mancht*, les preuves d'une récente invasion marine sont nombreuses. En Hollande, en Flandre, Thomme doit se défendre sans cesse par des travaux d'art contre les empiétements de la mer. Près du Tréport. dans l'estuaire de la Bresle, M unier-Chalmas a pu recueillir, grâce â des sondages, à plusieurs mètres au-dessous du niveau des plus basses mers, des poteries du iii' ou du iv'' siècle de notre ère. Ce^ ustensiles reposent sur une formation ligniteuse, avec troncs d'arbres en place et intercalations de lits à Cardinm edule, et sont recouvert^ par des sables marins avec Mollusques actuels. A Wimereux, se trouvent également, au-dessous du niveau actuel de la mer, des restes d'une ancienne forêt submergée, associés à des silex polis. En Bretagne, on a signalé, en plusieurs endroits, des faits analogues. De plus, on y connaît de véritables vallées enfoncées, dont le fond eU actuellement situé au-dessous du niveau de la mer et qui sont barrée> par un cordon de galets (pi. LXX, 2).

Nous avons déjà vu précédemment que beaucoup de rivières qui se jettent dans l'Atlantique se continuent par un lit sous-marin creusé dans la plate-forme continentale et que la seule explication plausible de ce fait est l'hypothèse d'une immersion du bord des continent^, postérieurement au creusement des vallées. Nous rappellerons que la plate-forme continentale doit être envisagée comme une ancienne plaine d'abrasion marine graduellement envahie par les eaux. Lp5 côtes profondément déchiquetées où, comme en Dalmatie, la mer pénètre dans les vallées synclinales, peuvent être également considérées comme des rivages qui subissent un envahisssement par la mer. On a vu aussi que l'accroissement des récifs coralliens en hauteur, constaté en maints endroits, a fait conclure à un affaissement graduel de certaines côtes du Pacifique.

Les traces d'un retrait récent de la mer ne manquent pas non plus sur un grand nombre de côtes. On sait depuis fort longtemps que. sur les côtes suédoises et finlandaises de la Baltique, la mer a perdu du terrain depuis les temps historiques, tandis que, sur les côtes russes et allemandes, les lignes de rivage ne se sont pas déplacées. Sur les côtes atlantiques de la Scandinavie, les faits sont encore plus probants, car l'on observe dans les fjords, étages à des altitudes diverses, des restes d'anciennes plages avec amas de coquilles de

Mollusques littoraux et des terrasses ou sele7\ correspondant à des

plates-formes côtières entaillées par les vagues. Il y a donc eu, sur

les côtes de Norvège, un abaissement par saccades du niveau de

la mer. Sur tout le pourtour de la Méditerranée, il existe de même

d'anciennes lignes de rivage, datant de l'époque Quaternaire et

formant un certain nombre de terrasses étagées à des hauteurs

décroissantes, de sorte que l'on a pu dire que tout se passait comme

si le niveau de la mer s'était abaissé progressivement à partir du

maximum d'extension. Nous reviendrons sur ces faits en traitant de

l'époque Quaternaire, dans la seconde partie de cet ouvrage.

Lorsque le cours inférieur d'une rivière est encaissé dans une ^orge d'érosion et que l'on y trouve des traces de récente régularisation du profil d'équilibre, on peut conclure qu'il s'est produit à une date récente un abaissement du niveau de base, ou que, en d'autres termes, la mer s'est retirée.

Certains récifs coralliens situés aujourd'hui à des altitudes de quelques dizaines ou même de quelques centaines de mètres au-dessus du niveau actuel de la mer, comme c'est le cas dans les îles Salomon, conduisent à la même conclusion.

Enfin, il existe des cotes où l'on rencontre des preuves manifestes d'immersions et d'émersions successives. Nous verrons plus loin que la Scandinavie a passé, au cours de l'ère Quaternaire, par des alternances répétées d'invasion marine et d'exondation. Dans les régions méditerranéennes, on pourrait citer des faits analogues. Un exemple classique est celui du temple de Sérapis, à Pouzzoles (pi. LXXI, 2). 11 n'en reste plus que trois colonnes verticales, qui à 3 m au-dessus de leur pied et jusqu'à 5,30 m sont criblées de trous de lithophages. C'est là une preuve certaine que, postérieurement à sa construction, le temple s'est trouvé envahi par la mer, qui y a séjourné, en laissant des traces indiscutables de son passage, traces qui se retrouvent d'ailleurs sur une arche de pont voisine. Actuellement l'ancien pavé du temple est un peu au-dessous du niveau de la mer et il est établi par des documents historiques que cet état de choses existe depuis 1538, date de la dernière grande éruption du Monte Nuovo. En même temps que le sol s'éleva, le temple fut enfoui sous des amas de projections, pour être de nouveau exhumé et déblayé par l'homme en 1750.

Transgressions et régressions marines. — Les preuves géologiques de déplacements des lignes de rivage abondent et sont de diverse nature. Il est quelquefois possible de suivre pour ainsi dire pas à

pas le mouvement d'extension d*une mer ancienne ou son retrait, mais on pénéral on ne peut que constater Texistence d'une lacune dans la série stratigraphique, correspondant à une phase d'exondation comprise entre deux périodes d'invasion marine. L'existenre d'une pareille phase se traduit souvent par une discordance anf/nlaire entre les doux séries de dépôts marins (pi. II). Après la jin*mière phase d'invasion marine, il y a eu un mouvement du snl. voire un mouvement orogénique suivi de phénomènes de dénudation. Lorsque la mer a repris possession de la région, les dépôts correspondant à cette nouvelle phase d'invasion marine se sont étendus sur ceux de la phase précédente en discordance de stratification. Une pareille discordance n'est cependant pas à elle seule une preuve irrécusable d'exondation entre le dépùt des deux séries, car on doit envisager la possibilité d'un plissement sous-marin. Il y aura

Fip. 189. — Pli^isement sous-marin ayant donné lieu à une discordance des couchf>

sans émersion.

alors discordance et même quelquefois discontinuité dans la sédimentation, sans émersion de la première série (fig. 189)'. Inversement, la concordance de deux séries ne permettra pas nécessairement de conclure à une continuité dans la sédimentation, il pourra s'être produit une exondation entre les deux phases d'immersion, sans que leur intervalle corresponde à une période de mouvements orogéniques.

Voici alors les données sur lesquelles on peut se baser pour affirmer ([u'une exondation a eu lieu entre deux périoiles de sédimentation marine :

l'* Lacune stratiffrnphique, c'est-à-dire absence d'un terme de la série normale dos terrains. Dans ce cas, toutefois, il peut y avoir une lacune par absence de dépôt, des courants marins avant par exemple empécbé toute sédimentation sur leur passage; mais celte interprétation ne pourra s'appliquer qu'aune lacune de courte durée; lorsque c'est tout un étage ou même un système qui manque entre les deux termes, il est diflîcile d'admettre un arrêt dans la sédimentation aussi prolongé.

1. On devra se demander aussi, surtout dans les régions montagneuses, si Ton n'a pas aiïaire i\ une discordance mécanique, résultant d'un pli-fai)le ou d'un charriage.

2** Corrosion ou altération à la lignite des deux termes, — Lorsque la couche supérieure du terme inférieur est perforée de trous creusés par des Mollusques lithophages, il n'y a pas de doute que cette couche, formée souvent à une profondeur assez grande, s'est trouvée pendant un certain temps, sinon complètement exondée, du moins amenée à un niveau très voisin du niveau de la mer, car, à une plus grande profondeur, les Mollusques perforants n'auraient pas pu vivre. Quand cette couche perforée est en outre altérée, Témersion ne peut faire de doute, surtout s'il s'agit d'une transformation du carbonate de calcium en phosphate, imputable à l'action des excréments d'Oiseaux de mer, ou encore si l'altération est due à des Végétaux terrestres, comme par exemple dans le cas de la « craie à tubulures » des environs de Paris, qui révèle l'établissement d'une forêt sur la Crai.e blanche et d'altérations le long des racines, avant que la mer ait repris possession de la région à l'époque Montienne. 3** Intercalation de couches d'origine continentale, — On rencontre souvent, entre deux séries marines, des dépôts dont l'origine continentale ne peut faire de doute, tels que graviers torrentiels, grès avec empreintes de pas de Vertébrés terrestres, ou surfaces de dessiccation, ou encore dépôts lacustres avec Mollusques d'eau douce, ou formations éluviales, telles que la bauxite, qui n'est autre chose qu'une ancienne latérite. Cependant il faut éviter de confondre avec des formations lacustres des couches d'estuaire, formées dans le milieu marin, dans des endroits oii des fleuves ont amené une forte dessalure des eaux.

4° Conglomérats de base, — A la base de la série sédimentaire supérieure on observe souvent des conglomérats formés au détriment des couches sous-jacentes, qui moulent tous les creux du substratum. La série supérieure s'est évidenunent déposée sur une plaine d'abrasion marine, constituée par les couch(»s do la série inférieure. On appelle conglomérat de base la formation détritique à gros éléments par laquelle débute fréquemment une invasion marine (fig. 190).

L'envahissement par la mer d'une région précédemment exondée constitue ce que l'on appelle une transgression marine. Lorsque», par contre, la mer se retire d'une région qu'elle occupait précédemment, on emploie, pour désigner le retrait, le terme de régression marine, La transgressivité d'une couche déterminée de la série sédimentaire est facile à démontrer par la constatation d'une discordance avec les couches sous-jacentes, ou, en cas de concordance, par l'une ou l'autre des données indiquant une émersion entre les deux séries.

Il n*est pas toujours facile de déterminer l'extension maximum d'untransgression, car Tablation par les eaux courantes et par les agenU atmosphériques a souvent fait disparaître les anciennes ligrnes t\^ rivage, ne laissant subsister que des témoins des couches transgrf>sives. Il est encore plus difficile de préciser les limites d'une regret

Fig. tOO. — Transgression marine accompagnée d'une discordance angulaire et débutan: par un conglomérat de base.

sion marine, en raison de ces mêmes dénudations, qui font souvent considérer un terrain comme étant en régression par rapport ?n terrain sous-jacent, alors que le retrait est simplement dû à une ablation du terme supérieur, plus étendue que celle du terme inférieur. C'est ce qui se produit par exemple pour le bassin de Paris, où les assises de la série secondaire affleurent en bandes concentriques, de sorte que chaque terme est en retrait par rapport au précédent et paraît en régression. En réalité il s'agit d'une dénuda-

Fig. 19t. — Transgressivité graduelle des couches successives déposées dans une mer qui envahit une région précédemment exondée.

tion générale des bords de la cuvette, qui n*a que rarement laissé subsister les anciennes lignes de rivage.

Il est rare qu'une transgression s'étende immédiatement à toute la région qu'elle est destinée à envahir; la mer entame d'abord les parties périphériques, puis elle recouvre graduellement des espaces de plus en plus considérables, jusqu'à ce qu'elle ait atteint l'extension correspondant au maximum de la transgression. Dans une série transgressive les termes successifs débordent graduellement au delà des précédents (fig. 191); par contre, dans une série régressive,

rextension horizontale de chaque terme est moindre que celle du terme sous-jacent (fîg. 192).

Un exemple tout à fait classique de grande transgression marine est celui de la transgression mésocrétacée, plus connue sous le nom de transgression cénomanienn^ [Xll, 8], car c'est au Cénomanien qu'elle atteint son maximum. Elle fait d'ailleurs sentir ses effets dès le début de l'époque Eocrétacée. Dans le bassin de Paris et dans d'autres régions de l'Europe centrale, la fin de la période Jurassique était marquée par un retrait de la mer et l'établissement d'un régime lagunaire ou lacustre. Les divers termes du Néocomien sont en transgression graduelle et la communication du bassin de Paris avec le bassin du Rhône par le détroit de la Côte d'Or se rétablit. L'étage Barrémien correspond à un léger retrait et à un retour du régime lagunaire. Avec l'Aptien, le mouvement de transgression recommence et il s'accentue à l'Albien. C'est au Cénomanien que la mer

Fig. i02. — Retrait graduel des couches constituant une série régressive.

atteint son maximum d'étendue, elle déborde largement sur les massifs anciens qui entourent le bassin de Paris. Au Turonien, la mer augmente de profondeur, mais son extension est un peu moindre qu'au Cénomanien.

Causes des déplacements des lignes de rivage. — Dans les pages qui précèdent, il a été question d'invasions marines ou de retraits, de transgressions ou de régressions et c'est à dessein qu'ont été employés ces termes qui ne préjugent rien quant à la nature même des déplacements des lignes de rivage. S'agit-il de mouvements du sol, d'affaissements ou de soulèvements, donnant lieu soit à des invasions marines, soit à des retraits? Ou bien s'agit-il de véritables oscillations du niveau des mers, d'élévations locales ou universelles de la hauteur absolue des eaux, se traduisant par une immersion de la région littorale, et d'abaissements, se traduisant par une émersion?

Suivant les époques et suivant les écoles, c'est à l'une ou h l'autre de ces deux alternatives que se sont arrêtés les auteurs. Aussi, pour éviter de faire usage de termes qui nécessitent une option entre les deux manières de comprendre les déplacements des lignes de rivage. Ed. Suess a-t-il préféré parler, dans le second volume de

Hauq, Trait<$ do Géologie. 32

« la Face de la Terre », presque entièrement consacré à élucider ce problème, de mouvements positifs et de mouvements négatifs des mers [0, 22]. Malheureusement, d'autres auteurs, en particulier Gûnther et Hatzel, emploient ces mêmes termes pour indiquer le sens des mouvements du sol. Pour .mettre fin à toute équivoque, Pavlow a introduit les qualificatifs de géocratiques et d'hydrocratiques pour les deux catégories de déplacements, sans préjuger de leur nature. Les termes d'immei'sion et d'ëmersion, d*invaston marine et de retrait de la mer, de transgression et de régression répondent exactement à la même condition. Nous continuerons à en faire usage ici.

Pendant longtemps les géologues attribuaient, avec Pla)^air, Léopold de Buch, Lyell, les déplacements des lignes de rivage à des oscillations lentes du sol, sortes de mouvements de bascule, que Ton mettait en relation avec les tremblements de terre. Issel [4] a même donné le nom de bradysismes à ces mouvements. Sous une forme nouvelle, l'hypothèse d'oscillations verticales des continents devait reparaître plus tard, mais ce ne fut qu'après une période où, à la suite de savants cminents, les déplacements des lignes de rivage furent envisagés comme résidant principalement, voire exclusivement, dans des oscillations absolues du niveau des mers.

Oscillations absolues du niveau des mers. — La possibilité même de ces oscillations avait été autrefois niée, car, disait-on, le niveau des océans est une surface d'équilibre, et l'on n'admettait pas que cet équilibre pût être troublé. Cependant il est deux causes qui, abstraction faite du phénomène des marées, doivent nécessairement modifier, dans certaines limites, la forme de cette surface d'équilibre; c'est, d'une part, l'attraction qu'exerce sur la masse des eaux océaniques la masse des continents, et c'est, d'autre part, un changement possible dans la vitesse de rotation de la Terre.

La surface des océans n'est pas rigoureusement celle d'un ellipsoïde de révolution; le fil à plomb se trouvant dévié au voisinage des masses continentales, il est évident que la surface des eaux doit se relever légèrement à l'approche des rivages escarpés. Suivant la masse du continent, la quantité dont la nappe d'eau se relève est plus ou moins grande et le calcul conduit à des chiffres assez différents pour le bord des divers continents. Plusieurs auteurs anciens ont pensé que des modifications dans l'alti-tude des montagnes ou la naissance d'une nouvelle chaîne sur le bord d'un continent devaient nécessairement entraîner au voisinage soit un abaissement, soit une élévation du niveau de la mer, etCi Penck [8] a repris cette idée et

s'est préoccupé surtout des conséquences de l'accumulation d'une épaisse calotte glaciaire sur un continent. La formation d'une pareille calotte devrait évidemment donner lieu à un relèvement du niveau de la mer sur tout le pourtour de la terre envahie par les glaciers. Si, conformément à la théorie d'Adhémar et de CroU, les périodes glaciaires étaient en relation avec le phénomène de la précession des équinoxes (v. chap. XXVI, p. 467), elles se produiraient alternativement dans l'hémisphère nord et dans l'hémisphère sud, de sorte que ce serait tantôt dans l'un, tantôt dans l'autre que des calottes jjlacîaires détermineraient un appel d'eau vers le pôle [5].

Quelle que soit d'ailleurs la cause du phénomène glaciaire, il résulte des calculs de Hergesell [11], de Drygalski [12, 14] et de Woodward [13J que la quantité dont le niveau de la mer a pu s'élever au-dessus du niveau normal,' en raison de l'attraction par les calottes glaciaires, a dû être insignifiante. En évaluant à i 000 m l'épaisseur de l'inlandsis Scandinave, l'élévation du niveau de la mer n'aurait pas, d'après Hergesell, dépassé 4 m.

Ed. Suess s'est arrêté à la deuxième cause susceptible de modifier la forme de la surface d'équilibre des océans. Reprenant une ancienne idée, émise dès 1721 par Swedenborg, il envisage la possibilité de variations dans la vitesse de rotation de la Terre. Une augmentation de la vitesse produirait un plus grand aplatissement des pôles et un afflux de l'eau vers l'équateur; une diminution entraînerait, avec un aplatissement moindre, un afflux vers les pôles. Cette théorie expliquerait la fréquence des terrasses marines dans les régions polaires et la prédominance des phénomènes d'immersion dans les régions équatoriales, que l'on a cru pouvoir constater [0, 22].

Au lieu de faire appel à des causes en quelque sorte cosmiques pour expliquer des oscillations locales du niveau des mers, on peut aussi invoquer des causes géologiques, qui, contrairement aux causes cosmiques, donneraient lieu à des oscillations universelles. Ed. Suess a proposé le terme de mouvements eustatiques pour désigner cette catégorie d'oscillations générales. Il fait intervenir, comme principale cause des mouvements eustatiques négatifs, les effondrements.

Il est bien évident que des effondrements, tels que ceux qui se sont produits, vers la fin de l'ère Tertiaire, dans la Méditerranée occidentale, dans la mer Tyrrhénienne, dans les Antilles, ont dû donner lieu à un appel d'eau considérable, car des fosses profondes se sont formées sur l'emplacement d'anciennes terres émergées. Par compensation, le niveau des océans a dû s'abaisser uniformément d'une

certaine quantité sur toute la surface du Globe. Les effondrenientî plus anciens du continent Australo-Indo-Malgache et du continen*. Pacifique ont évidemment fait baisser le niveau général des mers de la quantité d'eau nécessaire à remplir les profondes dépressions de l'océan Indien et de l'océan Pacifique.

Suess explique les mouvements eustatiques positifs par raccumulation des sédirnents sur le fond des océans et le remplissag^e d**< dépressions marines. Si l'on se rappelle l'extrême lenteur avec laquelle se dépose la boue rouge abyssale et, d'un autre côté, la manière dont les géosynclinaux conservent à peu près leur profondeur, en compensant l'accumulation des sédiments par un aflai^sement équivalent, on sera peu disposé à considérer cette cause comme adéquate à ses effets. On préférera faire intervenir soit h formation de rides sous-marines sous l'action des mouvementâ orogéniques, soit môme des éruptions volcaniques.

Les phénomènes actuels ne peuvent évidemment pas éclairer cc^ questions, dont la solution est du domaine de la Géologie stratigraphique. Anticipant sur les résultats auxquels conduira l'étude de la répartition des terres et des mers au cours des périodes géologiques, nous pouvons dès à présent formuler les conclusions suivantes, qui sont basées sur une étude d'ensemble des transgressions et des régressions marines [XII, 12] :

/° Les transgressions ne se produisent pas alternativement dans les deux hémisphères; elles sont simultanées de part et d* autre de Véquateur;

2° Elles ne sont pas localisées suivant la latitude et ont lieu^ par contre^ simultanément dans les régions polaires et dans les régions équatoriales;

5° Elles ne sont pas universelles,

La première constatation ne permet plus d'attribuer les déplacements des lignes de rivage à des glaciations se produisant alternativement dans chacun des deux hémisphères. La seconde écarte l'hypothèse de variations dans la vitesse de rotation de la Terre. La troisième, enfin, est inconciliable avec l'assimilation des transgressions et des régressions marines à des mouvements eustatiques.

Oscillations du sol. — Sans vouloir nier complètement la possibilité de l'intervention de l'un ou de l'autre des facteurs par lesquels on a voulu expliquer les variations du niveau des mers et sans vouloir contester l'existence des variations elles-mêmes, nous sommes donc amenés à revenir à l'ancienne idée des oscillations lentes du

LES DEPLACEMENTS DES LIGNES DE RIVAGE bOl

sol et nous devons rechercher si les transgressions et les régressions marines peuvent être attribuées à ce phénomène.

Les travaux récents sur l'histoire de la péninsule Scandinave

pendant la période Quaternaire sont venus donner une force nouvelle

à l'ancienne conception des oscillations verticales du sol. Nous en

réservons l'exposé pour la deuxième partie de ce livre, mais nous

devons indiquer dès à présent d'une manière sommaire les faits qui

démontrent avec évidence la corrélation qui existe entre les invasions

marines et les affaissements répétés de l'ensemble du massif Finno-

Scandinave. C'est à G. de Geer [18] qu'est due en grande partie la

reconstitution des événements qui se sont passés en Scandinavie

après la période Glaciaire. Les résultats auxquels ce savant s'est

trouvé conduit ont été complétés par W. Ramsay [19] pour la

Finlande et la presqu'île de Kola ou Laponie russe, régions qui

constituent avec la Scandinavie un ensemble connu sous le nom de

Fenno-Scandia, ou massif Finno-Scandinave. C'est le bouclier

Scandinave de Suess, vaste aire de surélévation dans la zone des

plissements calédoniens.

Vers la fin de la troisième grande phase de glaciation de l'époque Quaternaire, le glacier Scandinave s'est retiré graduellement, en laissant derrière lui des moraines stadiaires. A mesure qu'il fondait, la mer envahissait les territoires qu'il abandonnait et recouvrait même, en certains points, les moraines fraîchement déposées, ainsi que W. Brôgger [20] a pu s'en assurer pour la région au sud de Christiania. Une pareille avancée de la mer ne peut se concevoir que si l'on suppose un affaissement général de la région, ayant lieu 1 concurremment avec la fusion du glacier. La mer s'est étendue ainsi sur une grande partie du massif, ne respectant que la région centrale, encore occupée par le glacier. Elle a laissé des dépôts, sous la forme d'une argile à Yoldia arctica. L'intérêt principal de ces dépôts marins réside dans les altitudes auxquelles on les retrouve actuellement. Celles-ci sont essentiellement variables et oscillent entre 0 et 270 m. Postérieurement à l'invasion marine, le sol s'est donc soulevé d'une quantité qui n'est pas partout la même. En réunissant tous les points où les argiles se trouvent aujourd'hui à une même altitude, G. de Geer a obtenu des courbes qu'il a désignées sous le nom à* isobases et qui lui ont permis de faire ressortir sur une carte les mouvements qu'a subis le fond de la mer à Yoldia depuis la transgression. Grâce aux travaux de W. Ramsay ces courbes ont pu être complétées pour la Finlande et la presqu'île de Kola et c'est la carte publiée par cet auteur que nous reproduisons ici (fig. 193).

Des vicissitudes qu'a subies le massif Finno-Scandinave pasiér'wiirement au retrait de la mer à Voldla nous ne retiendrons ici qu'un»^ nouvelle invasion marine, celle de la mer à Liltorines, suivie éfrakment d'un soulèvement. Les dépots de cette mer se trouvent aujourd'hui à une allitude^bien moindre que ceux de la mer à Voldia;

5" o*» 5^ t(y> ly 20^ zy 30° 3y «>(y »y 50° ss^

ISOBASES

DE LA WTER A YOLDIA

d'après W.RAMSAY

Massif renna6candiruLve

Fig. 103. — Isobases de la mer à Yoldia autour du massir Fiuno-Scandinave (d'après W. Ramsay, figure extraite de la Ftevue générale des Sciences).

dans la Laponie russe, elles ne se rencontrent guère au-dessus de 20 m ; dans le centre du massif, l'isobase de 75 m de la mer à Liltorines correspond presque exactement comme emplacement à l'isobare de 200 m de la mer à Yoldia, et l'on constate, d'une manière générale, une grande conformité dans le contour des isobases des deux transgressions marines de la fin du Quaternaire.

On ne peut manquer d'être frappé du parallélisme qui existe entre le tracé de ces isobases et le pourtour du massif Finno-Scandinave.

Les transgressions et les régressions de la mer quaternaire du Nord de l'Europe sont donc dues à des oscillations négatives et positives de cette aire de surélévation. L'hypothèse des oscillations lentes du sol se trouve confirmée, quoique sous une forme bien dilTérente de celle que lui donnaient les anciens auteurs. Son application à la Scandinavie par Bravais dès 1842 était pleinement justifiée [16J.

Quant au mécanisme de ces oscillations verticales du massif Finno- Scandinave, diverses interprétations en ont été proposées. Celle de E. V. Drygalski est particulièrement ingénieuse [14J. Cet auteur part du principe parfaitement exact qu'une calotte glaciaire a dû refroidir la surface du sol de la masse continentale qu'elle recouvrait, tandis que la fusion du glacier permettait à nouveau à l'action des rayons solaires de réchauffer la surface abandonnée par la glace. Il suppose que le réchauffement a été suffisant pour donner lieu à une dilatation de toute la masse continentale, qui aurait eu pour conséquence un soulèvement. Même en supposant que la dilatation ait été suffisante pour rendre compte de soulèvements comparables à ceux qu'a subis à plusieurs reprises le massif Finno-Scandinave, il n'est guère possible de souscrire aux conclusions de Drygalski, car elles sont en contradiction avec les faits observés. La fusion du glacier n'a, en effet, pas coïncidé avec un soulèvement du massif, mais bien avec un affaissement, qui se traduit par une invasion marine. Une région recouverte par une mer dont la température était aussi basse que celle de la mer à Yoldia ne peut se dilater sous l'action des rayons solaires.

On a supposé aussi que c'était le poids de la glace qui avait donné lieu à l'affaissement du massif, mais là encore les faits sont contraires à une pareille interprétation. L'affaissement s'est produit à mesure que le glacier fondait, tandis qu'il aiïîait du commencer à se faire sentir au moment où le glacier progressait. // n'est pas la conséquence de la fusiony il en est la cause,

La cause des oscillations verticales du massif Finno-Scandinave semble devoir être cherchée dans des mouvements de l'écorce terrestre qui sont en relation avec les phénomènes de diastrophisme. Nous avons vu déjà que le massif Finno-Scandinave était une aire de surélévation, c'est-à-dire une région où les axes de toute une zone de plissements se trouvent portés à une altitude supérieure à celle qu'ils occupent dans d'autres parties de la même zone, dans les aires d'ennoyage. Ici l'aire d'ennoyage est la mer du Nord, les aires de surélévation sont les massifs anciens de la Grande-Bretagne et le massif Finno-Scandinave (chap. XIV, p. 213).

b04 LES PHÉNOMÈNES GÉOLOGIQUES

Nous devons admettre que les aires de surélévation sont affeetét^s d'oscillations tantôt positives» accentuant la surélévation et donnant lieu à une émersion; tantôt négatives, se traduisant par une invasion marine. L'histoire géologique du massif Armoricain, du Plateau Central, de l'Ardenne, etc., qui sont autant d'exemples d'aires de surélévation, alternativement soulevées et aiTaissées, nous montre que cette conclusion, déduite de l'histoire du massif Finno-Scandinave, peut être généralisée.

Mais alors il y a lieu de se demander si les mouvements des aires de surélévation appartenant à une même zone de plissements sont synchroniques ou s'ils n'ont entre eux aucune corrélation.

Les mouvements postglaciaires du Bouclier Canadien, qui constitue à tous égards l'homologue américain du Bouclier Scandinave, vont nous fournir la réponse.

Après la troisième grande période Glaciaire, la mer a envahi la périphérie de la région précédemment occupée par les glaces. Elle y a déposé des argiles à Yoldia arctica, constituant la « Champlain formation » des géologues américains, identiques aux argiles à Voldia de Scandinavie et certainement synchroniques. Comme en Europe, ces couches occupent aujourd'hui des altitudes très variées, attestant un soulèvement postérieur à leur dépôt. G. de Geer [21] a pu tracer au moins partiellement leurs isobases et a montré ainsi que le maximum du soulèvement se trouvait entre la baie d'Hudson et l'estuaire du Saint-Laurent, tandis que l'isobase 0 passe par Terre-Neuve, la Nouvelle-Ecosse, le Massachusets et se tient ensuite au sud de la région des Lacs, c'est-à-dire qu'elle suit le bord du Bouclier Canadien, exactement comme en Europe la même isobase marque le pourtour du massif Finno-Scandinave. Il ne peut donc y avoir de doute que les deux aires de surélévation ont eu simultanément des oscillations dans le même sens et que, dans les deux cas, les mouvements ont été exactement de même nature. C'est évidemment une même loi qui les régit.

L'étude des déplacements quaternaires ou récents des lignes de rivage ne nous permet pas d'aller plus loin. En revanche, celle des transgressions et régressions des périodes géologiques antérieures au Quaternaire nous fournit des documents d'où peuvent être déduites les lois qui président à ces mouvements.

Loi DES TRAXSGHEssiONS ET DES uÉGREssioxs. — On a VU plus haut que les transgressions ne sont ni universelles, ni localisées dans un hémisphère, ni confinées soit aux régions polaires, soit aux régions équa-

oriales. Hébert [22] avait remarqué depuis longtemps le contraste jui existe entre la série sédimentaire du Nord de l'Europe et celle du \Iidi, les lacunes dans Tune des régions étant comblées dans l'autre par un terme marin correspondant. Ainsi, tandis que, dans le bassin lie Paris, la mer avait fait place à des lagunes à l'époque du Gypse, elle s'avançait au sud et pénétrait dans les Alpes. Puis, lorsque, à l'époque des sables de Fontainebleau, la mer s'étendait à l'Allemagne du Nord, elle se retirait des Alpes, pour s'arrêter dans le golfe du Vicentin. A. de Grossouvre a généralisé plus tard cette constatation en formulant la règle suivante : « On vérifie qu'à une phase positive dans une région correspond une négative dans une autre, et Ton peut même établir qu'il existe, à ce point de vue, un contraste constant entre certaines aires de la surface du Globe » [23]. Il ne précise pas davantage. En 1897, Fr. Frech signalait dans les terrains paléozoïques des compensations de même ordre, mais sans faire à ce sujet aucune généralisation.

Par contre, en 1900, l'auteur du présent ouvrage, après s'être livré à une longue enquête sur les transgressions et les régressions marines, était amené à formuler la loi suivante [XII, 12] :

Toutes les fois qu'un terme déterminé de la série sédimentaire est iransgressif sur les aires continentales ^ le même terme est en régression dans les géosynclinaux; Et réciproquement,

Toutes les fois quun terme est transgressif dans les géosynclinaux, il est en régression sur les aires continentales.

Ceci revient à dire que les mouvements dans un sens déterminé sont synchroniques sur toutes les aires continentales et que ces oscillations sont compensées par des oscillations de signe contraire dans les géosynclinaux.

Il ne peut être question, pour le moment, de donner la démonstration de cette loi en montrant qu'elle s'applique à tous les termes de la série sédimentaire. Dans la seconde partie de cet ouvrage, on trouvera pour ainsi dire à chaque page des faits qui confirment la loi que nous venons de formuler. Il suffira ici de donner deux exemples qui mettront en évidence, l'un, la compensation d'une transgression sur les aires continentales par une régression dans les régions géosynclinales, l'autre, la compensation de mouvements en sens inverse des précédents.

La transgression mésocrétacée, dont il a déjà été question plus haut, s'étend plus ou moins sur toutes les aires continentales. Elle envahit une grande partie du continent Nordatlantique, sans qu'il

soit possible de préciser les limites de son extension, puisque «It» grandes surfaces autrefois recouvertes par les dépôts cénomanîen^ ont été ultérieurement dénudées.

En Europe, la transjirression recouvre la Plate-forme Kusse, Isi Bohême, l'Ardenne, le Massif Armoricain, TOuest des îles Britanniques, la Meseta Ibérique.

Au sud de l'Atlas, on observe la superposition directe du Créta»*» moyen sur les terrains dévoniens et carbonifères du Sahara, de rÉ^'A'pte et de l'Arabie. Au Cameroun, au Congo, les termes moyens du Crétacé sont représentés à l'exclusion des termes inférieurs. Il en est de même au Brésil, dans Tlnde péninsulaire, à Bornéo, en Australie et probablement dans une partie de Madagascar.

En même temps que les aires continentales sont envahies par la mer, les régions qui seront à Tépoque Tertiaire le siège des plissements alpins, c'est-à-dire les géosynclinaux de Tère Secondaire, se distinguent par des oscillations en sens inverse, dues sans doute à des mouvements orogéniques, de sorte que les terrains crétacés moyens pourront y faire défaut sur d'assez grandes surfaces, tandis que dans des régions immédiatement adjacentes, qui auront conservé le caractère géosynclinal, la succession des dépôts crétacés pourra être continue du haut en bas de la série, avec le faciès bathyal. C'est le Turonien qui, marquant le maximum de la transgression sur les aires continentales, manquera le plus souvent dans les régions plissées. Le Cénomanien pourra aussi faire défaut, soit localement, soit dans toute une chaîne, plus rarement l'Albien.

Dans la chaîne des Alpes, on a souvent signalé l'absence de l'Albien, du Cénomanien ou du Turonien, le Sénonien reposant alors directement sur l'Albien ou même sur le Crétacé inférieur. En Algérie, en Tunisie, l'absence du Turonien a été souvent constatée. Au Caucase, le Cénomanien et le Turonien sont à peine représentés et manquent complètement en beaucoup d'endroits. En Californie, le Sénonien semble reposer directe^^ient sur le Cénomanien. Dans les Andes on a mentionné expressément l'absence du Cénomanien et du Turonien, dans des régions où, par contre, l'Albien et le Sénonien existent.

La régression néojurassique est connue depuis longtemps dans les régions de l'Europe occidentale qui correspondent à l'emplacement de l'ancienne chaîne Armoricaine-Varisque. Elle se manifeste par un régime lagunaire succédant au régime marin, ou par un retrait complet des eaux. Dans l'Inde péninsulaire, en Australie, sur les bords du Bouclier Canadien, le Jurassique terminal fait défaut, alors que des termes plus anciens du système sont représentés.

Dans les géosynclinaux, par contre, et en particulier dans le géosynclinal dauphinois, il y a souvent passage insensible du Jurassique au Crétacé, si bien que Ton a été longtemps fort embarrassé pour établir une limite de systèmes au milieu d'une série concordante de couches vaseuses à Céphalopodes. En d'autres points, les termes moyens du Jurassique font défaut et les couches néojurassiques reposent directement soit sur le Lias, soit même sur le Trias, et supportent en concordance le Crétacé inférieur. Cette transgression néojurassique a été signalée en divers points des Alpes, en Grèce, en Tvinisie, en Californie, dans les Andes, en Nouvelle-Zélande, etc., en un mot dans les régions géosynclinales, jamais sur les aires continentales.

Mouvements orogéniques et épirogéniques. — Les mouvements du fond des géosyhclinaux, qui aboutissent souvent à la formation d'un géanticlinal médian ou à un resserrement de. la dépression, peuvent être considérés comme le prélude de la formation des plissements qui naîtront sur l'emplacement des géosynclinaux.

Ils se produisent en général parallèlement à l'axe du géosynclinal et dans la direction des plissements ultérieurs.

Ils peuvent être assimilés aux mouvements orogéniques. Les oscillations verticales des aires continentales sont d'une tout autre nature, elles ne peuvent pas être directement assimilées aux mouvements orogéniques. G. K. Gilbert les a désignées sous le nom de mouvements épéirogéniques^ ou mieux épirogéniques^ et J. Le Conte considérait la recherche de leur cause comme le problème le plus inexplicable de la Géologie, comme un problème que a le moindre rayon de lumière n'est encore venu éclairer » [24].

Pourtant, si l'on compare le Bouclier Scandinave au Bouclier Canadien, on est amené à les envisager, l'un aussi bien que l'autre, comme des aires de surélévation. Le Bouclier Canadien est en quelque sorte le noyau du continent Nordaméricain actuel, et il faisait aussi partie intégrante de l'ancien continent Nordatlantique. Les mouvements épirogéniques peuvent donc être considérés comme des oscillations verticales des aires de surélévation, qui ont leur contre-coup dans les aires d'ennoyage voisines.

Lors des transgressions sur les aires continentales, la mer pénètre d'abord dans les aires d'ennoyage, il se produit ce que Penck appelle une ingression; puis, lors du niaximum de transgression, elle s'étend