FIGURESpar Maurice GIDON, Hubert ARNAUD, Jean-Louis PAIRIS, Jean APRAHAMIAN et Jean-Pierre USELLE.
La région dont nous nous proposons de décrire
la structure est située immédiatement à l'Ouest
de Gap, au Nord de la Durance (fig. 1 ); elle
constitue les confins méridionaux du massif du Dévoluy,
entre la vallée du Grand Buëch et le massif des sources
du Petit Buëch (feuilles Gap et Laragne au 1/50 000°).
Elle est traversée en oblique, pratiquement dans sa partie
médiane, par la vallée du Petit Buëch (affluent
de rive droite de la Durance), dont la coupe fournit une excellente
base de départ pour l'étude structurale.
Il nous est apparu que son intérêt principal réside
dans le fait que la chape sénonienne du massif du Dévoluy,
si importante au Nord, est ici plus largement éventrée
par l'érosion et laisse apparaître les structures
affectant les terrains plus anciens sans y disparaître totalement
comme plus au Sud : ainsi peut-on sans doute y analyser les rapports
des déformations formées avant et après le
dépôt du Sénonien mieux que partout ailleurs.
L'entaille du Petit Buëch (fig. 2) permet
de reconnaître dans cette région trois secteurs
bien individualisés que nous énumérerons
du SW au NE :
a) L'extrémité aval de la coupe correspond à
la dépression anticlinale d'Aspres ouverte dans
les « Terres noires ». La bordure est de cette structure
se voit dans la cluse de Veynes où le Tithonique forme
une dalle presque plane qui traverse la vallée perpendiculairement
et se trouve redoublée par un système de failles
directionnelles (redoublement de Veynes). On observe facilement,
de la vallée même, dans les pentes de Champérus,
que le plan de ce redoublement est extrêmement redressé.
Au-delà vers l'amont et jusqu'à l'éperon
sénonien de la Madeleine, les couches conservent sensiblement
la même disposition monoclinale.
La partie orientale de ce secteur anticlinal, dotée d'une
fracturation subméridienne, constitue un ensemble structural
allongé dans le sens N-S que nous appellerons « bande
de Veynes ».
b) En amont de la Madeleine, on entre dans une grande zone à
valeur synclinale, à ossature constituée d'un Sénonien
puissant et à cur tertiaire : c'est la cuvette de Montmaur,
dont les flancs nord (au Nord de Montmaur) et sud ( rive gauche
du Petit Buëch ) sont fortement redressés. De cette
cuvette se détachent, vers le Nord en rive gauche du torrent
de la Béoux, et vers le Sud en direction de Châtillon-le-Désert,
deux diverticules particulièrement longs et étroits
de terrains tertiaires.
c) Une dernière zone, à valeur anticlinale, apparaît
sur la marge orientale de la région considérée;
elle est caractérisée par une remontée des
Terres noires qui affleurent très largement jusque sur
les confins occidentaux du Dôme de Remollon, et par
l'apparition, essentiellement au sein des séries jurassiques,
d'un grand plan de chevauchement qui se développe vers
le Sud (« chevauchement de Céuse »).
Ce grand chevauchement entraîne un écaillage et des
replis, bien visibles dans le tithonique, depuis la N. 94, en
rive droite du Petit Buëch au Nord de la plaine des Arnauds,
et en rive gauche dans les pentes de Combe Noire.
Nous étudierons successivement :
-la structure des zones essentiellement anticlinales qui constituent
la bande de Veynes, en progressant du Sud au Nord;
-les deux zones fondamentalement synclinales qui délimitent
la bande de Veynes, la zone de Montmaur à l'Est et à
l'Ouest une zone qui ne montre de Sénonien et de Tertiaire
qu'au Nord de Buëch, dans la haute vallée d'Agnielles
(zone de Recours);
-enfin, la zone du chevauchement de Céuse.
Ils peuvent être répartis, du Sud au Nord en trois domaines : méridional, médian et septentrional.
Ce secteur englobe trois structures assez bien individualisées
que nous examinerons du NE au SW :
- l'aire anticlinale d'Espréaux;
- l'aire anticlinale de Villauret-Aujour;
- l'aire synclinale de la crête des Selles.
Il s'agit d'une zone allongée dans le sens NW-SE, où l'érosion a éventré les structures jusqu'au niveau des « Terres noires ». Elle ne correspond pas, toutefois, à un simple pli d'axe NW-SE : l'étude des flancs de cette structure montre en effet une disposition très composite qui doit être interprétée comme le résultat de la déformation d'un ancien anticlinal d'axe N 75 (1). Ce pli s'observe effectivement entre la crête de Maragache et le Château de Châtillon-le-Désert, point où sa voûte est tronquée et scellée par la transgression oligocène (ce qui prouve ]'ancienneté du pli ). Vers le SW, les flancs tithoniques du pli s'écartent à partir de la crête de Maragache pour prendre une direction sensiblement N 120°, s'alignant ainsi sur un axe anticlinal perceptible au niveau des « Terres noires » à Espréaux même. En outre, les flancs de cette structure se redressent à plusieurs reprises, suivant la direction N 160°, contre des plans de cassure de même direction, au prix de flexures synclinales brutales à fort plongement nord. En certains points la cassure ne se produit pas complètement et se trouve remplacée par une simple flexure anticlinale de même signification Ces accidents traduisent certainement une compression tardive par rapport à la fracturation. En effet, la disposition des crochons le long des plans de fracture indique un déplacement senestre (fig. 3), qui ne peut rendre compte des flexures synclinales.
Enfin si le flanc ouest de la structure d'Espréaux est
également redressé à la verticale suivant
la direction N 160°, cela semble dû, comme dans les
cas précédents, principalement au serrage qui a
plaqué ces couches contre une grande faille N 160°
(faille du col du Villauret). Ce flanc occidental présente
en outre, à la Tête des Quarante, un repli, d'axe
vertical ou renversé (selon les niveaux), qui semble interprétable
comme une ancienne structure N 75° basculée : il nous
paraît vraisemblable que celui-ci prolonge l'anticlinal
de Maragache par l'intermédiaire du pli oblique N 120°
des « Terres noires » d 'Espréaux .
En définitive, la structure d'Espréaux correspond
donc à un ancien pli N 75° qui a été
tordu et en partie déplié selon la direction N 120°
avant d'être fracturé puis écrasé suivant
une direction N 160°.
L'aire anticlinale de Villauret-Aujour montre deux anticlinaux N 75° encore bien reconnaissables : l'anticlinal de La Plane au Nord. et, au-delà du synclinal intermédiaire de Clausonne, l'anticlinal d'Aujour au Sud.
Il est crevé de façon à donner deux boutonnières de « Terres noires », l'une dans le haut vallon de Villauret, l'autre dans le vallon de la Maraize. Les déformations que cette région a subies, bien que moins intenses, sont de même genre que celles de la zone anticlinale d'Espréaux :
1° Une distorsion selon la direction N 120° se manifeste entre la gorge de la Maraize ( le Gouravour) et la ligne Pibonnet - La Plane, dans le flanc nord de l'anticlinal de La Plane; ce dernier se termine d'autre part, en direction du SW, par plongement de sa voûte dans le synclinal transverse de Pré-Gerbier (orienté N 120°); il s'y déplie alors entièrement, car le Tithonique, au-delà, dans les falaises du Roc de Longue Dent, possède une simple allure monoclinale. Ainsi, le synclinal de Pré-Gerbier venant raccorder entre eux les synclinaux N 75° qui encadrent l'anticlinal de La Plane ( synclinal de Tré-Maroua au Nord et de Clausonne au Sud), on aboutit à une disposition en gouttière semi-circulaire qui enveloppe complètement la terminaison périclinale de l'anticlinal de La Plane.
2° Une fracturation N 150° est parfaitement décelable
: d'une part à l'entrée de la gorge de Villauret
(flanc ouest de la Tête d'Avette au-dessus de la ferme Donnaves
), le flanc septentrional de l'anticlinal de La Plane est décalé
de près de 1 km vers le Nord par la faille de Pibonnet(2); d'autre part, dans
les pentes dominant à l'Est la ferme de Villauret, les
couches se disposent monoclinalement le long de cassures N 150°
(Tête du Roux - Le Puy), tant et si bien que l'anticlinal
de La Plane n'est plus discernable et que l'on doit admettre qu'il
s'est produit ici un dépliage total de sa voûte.
Au Nord de Villauret, le flanc septentrional de l'anticlinal subit
une série d'inflexions brutales plus ou moins rompues,
suivant cette même direction(3)
; elles traduisent des mouvements analogues mais qui ne sont pas
allés jusqu'à la rupture : les crochons indiquent
là encore une composante de déplacement vers le
Nord.
3° Enfin, le secteur du col de Villauret montre une disposition
synclinale subméridienne soulignée à l'évidence
par l'existence d'une dépression remplie de marnes apto-albiennes.
En fait, le synclinal correspond à une grande fracture
N 150°, qui est parallèle à son flanc ouest
mais biseaute, du Nord vers le Sud, son flanc oriental; de la
sorte ce synclinal peut apparaître comme le résultat
de l'aplatissement et du redressement contre ce plan de fracture
de l'ancienne voûte de l'anticlinal de La Plane
Ce dernier pli est chevauchant vers le Sud; le Tithonique,
disposé en grandes dalles structurales sur le flanc nord,
dessine une tête anticlinale au pic d'Aujour même
et vient se laminer, sur le versant sud, contre le plan de chevauchement
(très redressé d'ailleurs); de la sorte, à
l'Ouest du sommet, le Kimméridgien repose directement,
en flanc inverse, sur les assises normales du Crétacé
inférieur de la marge nord du synclinal de la crête
des Selles (sommet de Beynon).
Sur le versant nord, l'anticlinal est crevé par la vallée
de la Maraize, ce qui permet de constater que son axe est orienté
dans l'ensemble selon une direction proche de N 75°. Immédiatement
en rive droite du torrent, le flanc sud du pli est cassé
et tordu vers le Nord par une fracture, prolongement de celle
de Pibonnet, qui montre donc encore ici une composante senestre.
Plus à l'Est encore, d'autres cassures de même orientation
délimitent plusieurs lames néocomiennes, redressées
suivant une direction identique à celle des failles; ces
fractures prolongent vers le Sud celles de Villauret.
Vers le SW, les deux flancs de l'anticlinal d'Aujour changent
rapidement de direction dans les pentes qui dominent Savournon,
passant ainsi de N 75° à N 120° : le flanc nord
se raccorde ainsi au flanc ouest du synclinal de Pré-Gerbier
le flanc sud, en dessous de la surface de chevauchement se raccorde
au bord ouest d'un synclinal plus méridional qui constitue
le prolongement de celui de Pré-Gerbier, le synclinal de
la crête des Selles.
Ainsi, l'anticlinal d'Aujour apparaît-il comme un fragment
de structure ancienne conservé dans le cur d'un synclinal
N 120°; il y est d'ailleurs tordu de façon à
présenter une à concavité nord.
Le chevauchement vers le Sud qui l'affecte ne se prolonge pas
en direction de l'Est au-delà des plans de cassures N 150°
de la rive droite de la Maraize, il en résulte qu'il doit
s'être manifesté par suite de l'exagération
tardive d'une structure moins accentuée initialement :
tout se passe comme si le fragment de structure ancienne d'Aujour
avait subi un déplacement relatif vers le Sud entre les
plans de cassures convergents qui le délimitent.
Elle est constituée par un grand synclinal d'axe N 120°,
à ossature tithonique et remplissage de marnes apto-albiennes
( avec même une étroite lame d'Oligocène en
son cur à l'Ouest du pic de Crigne).
Le synclinal est constitué, pour son flanc occidental,
par le prolongement méridional des couches que nous avons
vu tourner sous la Montagne d'Aujour; son flanc est n'est autre
que le prolongement méridional de la retombée ouest
de la structure d'Espréaux.
Les structures de direction N 75° y sont pratiquement indécelables
(sans doute à cause du dépliage dont nous avons
déjà noté les effets plus au Nord). Toutefois,
dans le flanc est, qui est fortement redressé, et même
renversé dans ses parties les plus hautes, on observe des
structures à déversement sud qui correspondent vraisemblablement
à d'anciens plis d'axes N 75°; telle est en tout cas
la direction qu'un rabattement à l'horizontale de ce flanc
synclinal conduirait à leur donner (montagne de Rochefort
et pentes au SW de Barcillonnette).
Le Néocomien, entre le cur du pli et son flanc oriental
renversé, est haché par les mêmes failles
N 160° (qui sectionnent plus au Nord l'anticlinal d'Aujour)
contre lesquelles il tend à se disposer monoclinalement(4). En direction du
Sud on constate, grâce au relèvement axial, que les
failles s'amortissent dans les niveaux inférieurs du Néocomien;
le synclinal devient régulier et simplement déversé
vers l'Ouest. Le dispositif fracturé semble donc correspondre
ici à un écaillage de cur de pli : l'axe de la structure
plongeant vers le Nord, l'expulsion du contenu synclinal se fait
dans cette direction . Ainsi les mouvements à composante
de coulissement N-S observés plus au Nord naissent dans
le synclinal N 120° des Selles; nous y voyons une conséquence
du serrage tardif, croissant du Nord vers le Sud, qui a également
causé la déformation du flanc est du synclinal :
ce dernier est en effet tordu suivant la direction N 160, ce qui
amène le cur synclinal à se pincer vers le Sud d'autant
plus que le renversement du flanc oriental s'accroît dans
cette direction sous l'avancée du chevauchement de Barcillonnette.
La région avoisinant la vallée du Buëch
est constituée par une zone anticlinale éventrée
par l'érosion jusqu'au niveau des « Terres noires
» dans les dépressions d'Aspres et de Châteauneuf-d'Oze.
Cette dernière jouxte par ses confins méridionaux
le Nord des structures anticlinales de Villauret et d'Espréaux
dont elle est séparée par l'accident du Saix.
Là encore, la simplicité apparente de ces grandes
boutonnières de « Terres noires » masque une
réelle complexité des structures.
L'élément structural fondamental parait être,
ici encore, un pli E-W (phase anté-sénonienne).
L'existence d'une ancienne voûte anticlinale érodée,
orientée à peu près suivant cette direction,
s'observe en effet clairement à l'Est de Châteauneuf-d'Oze
dans les ravins descendant de Châtillon-le-Désert
et de La Pigne : la transgression de l'Oligocène s'y effectue
sur les calcaires de l'Oxfordien terminal au point le plus haut
de la voûte; en direction de l'Ouest, cette structure est
malheureusement trop rapidement déformée pour que
sa direction puisse être précisée :
a) L'allongement général de la bande de « Terres noires » de Châteauneuf-d'Oze entre ses flancs tithoniques et néocomiens s'oriente d'abord à peu près suivant la direction N 120° avant de passer à N 70° à l'Ouest du village; en définitive elle acquiert une arcature à convexité nord, qui se moule sur celle du flanc nord de la structure d'Espréaux; cette disposition paraît due à l'intervention de déformations relativement tardives selon la direction N 120°; aucune structure bien définie de cette direction ne peut toutefois être décrite ici.
b) La rive droite de la vallée du Drouzet montre
à l'évidence un système de cassures fortement
pentées à l'Est de direction moyenne N l70°.
Ces cassures ne traversent pas le flanc sud de la structure, ou
n'y présentent qu'un rejet extrêmement faible (quasi-continuité
de la dalle des calcaires du Malm aux environs du pont des Rostagnons).
Le flanc nord de l'anticlinal montre, par contre, des rejets horizontaux
de l'ordre du kilomètre dans le sens senestre; de plus,
les couches y prennent des directions N 150° fort voisines
de celles des plans de failles, avec une disposition à
peu près isoclinale ( et des crochons d'axes subméridiens,
comme dans le synclinal des Selles).
c) En rive gauche du Drouzet, les couches du flanc nord
subissent comme l'ensemble de la structure un changement de direction,
passant de N 150° (Le Chazal, La Garde) à des directions
voisines de N 70° (NW de Châteauneuf-d'Oze). Ce mouvement
est en partie dû au jeu de cassures dont les directions
sont comprises entre N 160° et N 20° (la plus importante,
orientée N 160°, peut être appelée faille
du Drouzet). La rencontre de ces plans de directions différentes
donne lieu à des structures assez remarquables, telle celle
du « coin chevauchant » de La Garde (fig.
4) compris entre deux branches de la faille du Drouzet au
Nord de Châteauneuf-d'Oze : il s'agit d'un bloc rigide constitué
de couches en série monoclinale allant du Malm à
l'Hauterivien, et qui repose de toutes parts vers le Sud. sur
les « Terres noires »; sa disposition ne peut s'expliquer
que par le déplacement vers le Sud d'un panneau découpé
dans les couches du flanc nord de la structure, et refoulé,
à la façon d'une étrave, en direction du
cur anticlinal par l'effet des mouvements de coulissements N-S.
Ce refoulement des parties hautes du flanc nord vers le Sud nous
paraît également responsable, à l'Ouest de
la faille du Drouzet, de la présence d'accidents qui traduisent
de manières différentes un mouvement de même
sens; il s'agit (fig. 5) :
- des replis déversés vers le Sud dans 1'Argovien
(5) à
l'Ouest du Serre-Genis et des Charancs (Ouest de Châteauneuf-d'Oze);
- du chevauchement des Ararys au SE de Châteauneuf-d'Oze,
à la faveur duquel les « Terres noires » très
redressées (flanc sud) reposent sur l'« Argovien
» reployé du même flanc. Ce chevauchement se
suit en direction de l'Ouest au moins jusqu'aux abords du col
des Verniers.
Le secteur du col des Verniers et de la montagne d'Oule effectue
le raccord entre les zones anticlinales de Châteauneuf-d'Oze
et celle d'Aspres; il correspond de nouveau au passage d'un réseau
de fractures qui ne fait en réalité que prolonger
vers le Nord celles du col de Villauret Saint-Auban-d'Oze; ces
failles, d'orientation analogue aux précédentes
(N 160° à N 20°), se recoupent suivant des angles
de 30° à 50°, en délimitant des blocs losangiques;
certains, comme celui du point 1532 à l'Est du col d'Oule,
présentent une avancée de leur extrémité
méridionale vers le Sud, suivant un dispositif en «
coin chevauchant » comparable à celui de La Garde.
D'autres blocs losangiques, celui de la montagne d'Oule et celui
du col de la Bachassette (qui sont d'ailleurs contigus), sont
fortement reployés par des plis bien dessinés de
direction axiale voisine de N 120°; ce reploiement se limite
à ces deux seuls compartiments : on ne le retrouve pas
en effet dans les blocs adjacents car la direction des couches
y est différente (soit N 70°, soit N 160° suivant
les cas). Il s'agit sans doute de traces exceptionnellement conservées
dans des blocs postérieurement peu déformés,
de la phase de plissement N 120° que nous avons déjà
décelée par ailleurs.
Vers le Nord, en direction de la cluse de Veynes, ce système
de cassures vient constituer le dispositif des redoublements de
Veynes déjà évoqué plus haut; toutefois,
la direction N 160° y devient nettement prédominante,
commune à toutes les failles vraiment importantes et continues
de ce secteur : faille de Champerus, faille du col de Combe Noire,
failles de Courselle et de la ferme de Serre (d'Est en Ouest).
Le long de ces fractures, les assises présentent la même
disposition directionnelle qu'en rive droite du Drouzet ou dans
le synclinal des Selles; leur décalage y indique également
l'existence d'une composante de rejet horizontal senestre.
La faille de Combe Noire est la plus importante, car elle se poursuit
loin vers le Nord en se divisant d'ailleurs (à environ
1 km au Nord du col) en deux branches, dont l'une (de direction
N 160°) rejoint, par Agnielles, le flanc est de la montagne
de Durbonas; l 'autre ( de direction N 20° ) s'engage en oblique
dans la structure sénonienne et oligocène de Charajaille;
elle interrompt auparavant le synclinal de La Martine, à
cur de marnes apto-albiennes, d'axe N 70° environ, qui prolonge
vers l'Est la cuvette de La Faurie. Bien dessiné dans le
compartiment ouest, ce synclinal est indiscernable dans le compartiment
est (La Grésière). Entre les deux branches de la
faille, au Sud de Bertaut, les couches jurassiques forment un
« coin » soulevé et ployé en anticlinal
subméridien.
A l'Ouest de la faille de la ferme de Serre, les assises prennent
brutalement une direction transversale au plan de faille et forment,
dans les montagnes de La Plate et de Chabreyret, une dalle (6) orientée
N 75° (flanc nord de l'anticlinal d'Aspres) : ici encore le
changement d'orientation des couches de la voûte des plis
les plus anciens se fait en grande partie par le jeu des cassures
méridiennes.
En définitive, la zone anticlinale d'Aspres n'a
d'autre prolongement vers l'Est que celui constitué par
la structure de Châteauneuf-d'Oze. Il est clair, au simple
examen de la carte que si les limites méridionales de ces
deux structures sont à peu près dans le prolongement
l'une de l'autre, par contre leurs flancs septentrionaux présentent
un très net décalage dextre qui ne peut donc être
que l'indice d'une torsion d'ensemble dans ce sens.
La formation des plis N 120°, qui sont conservés dans
le secteur de raccord de ces deux zones et se soupçonnent
sans être vraiment observables à l'Est de Châteauneuf-d'Oze,
doit être attribuée à cette torsion.
Cet accident cassant, que l'on suit depuis le SW (rive gauche
du torrent de Pourrette au droit de Chabestan) jusqu'à
l'E-NE (ravin du Drouzet), présente un rejet d'ensemble
correspondant à un soulèvement du compartiment septentrional.
Subverticale à l'Ouest, la faille offre rapidement en allant
vers l'Est un tracé capricieux sur la surface topographique
: elle est décrochée et rejetée vers le Nord
par le système des fractures de la « bande de Veynes
», en même temps que, à la faveur des mouvements
le long de ces cassures, son plan bascules ce qui la rend chevauchante,
soit vers le Sud, soit vers l'Ouest
Dès la rive gauche du torrent de la Maraize (au Sud du
Saix), la faille chevauche vers le Sud et recoupe en oblique le
synclinal de Tré-Maroua; ainsi les « Terres noires
» d'Aspres reposent-elles sur le Crétacé inférieur
du flanc nord renversé de ce synclinal (fig.
5). Elle se heurte alors vers l'Est à la faille de
Pibonnet et s'en trouve rejetée vers le Nord, comme tout
le compartiment compris entre cet accident et la faille de Villauret;
son plan se vrille, redevenant vertical, pour suivre le tracé
de la faille de Pibonnet, et bascule ensuite vers l'Ouest.
Au-delà de la faille de Villauret qui ramène de
plus d'un kilomètre vers le SE le tracé de la faille
du Saix, celle-ci, fortement pentée vers l'Est à
Saint-Auban-d'Oze, se dédouble, aux abords sud du col des
Verniers, en deux branches qui isolent entre elles un panneau
de Jurassique et de Néocomien vertical appartenant au flanc
sud de la structure de Châteauneuf-d'Oze. Les deux fractures
sont tordues dans le mouvement d'ensemble à convexité
nord que subit le secteur d'Espréaux
en même temps leur plan se rabat à nouveau vers le
Sud, de telle sorte que réapparaît un mouvement chevauchant
dans cette direction.
La plus méridionale de ces cassures voit son rejet diminuer
vers l'Est et s'annuler, avant d'atteindre le vallon du Drouzet,
dans le synclinal du ravin d'Espinasse (qui disparaît quant
à lui, scellé suivant sa direction originelle N
75° sous l'Oligocène du synclinal de Châtillon-le-Désert).
La fracture nord n'est autre que le chevauchement des Ararys (fig. 5). Cet accident n'existe plus au-delà
de la faille du Drouzet : ce qui nous conduit à admettre
que le chevauchement N-S des Ararys trouve son équivalent
dans le coulissement senestre de la faille du Drouzet. De ce fait,
ce coulissement est beaucoup plus important sur le flanc nord
de la structure de Châteauneuf-d'Oze que sur le flanc sud
où il est négligeable : le mouvement de coulissement
se convertit donc ici en chevauchement (fig. 6),
accentuant et rompant une ancienne structure (cette disposition
n'est pas sans rapport avec celle en « coin chevauchant
»).
Ce secteur est très nettement isolé du secteur
anticlinal médian par la large bande synclinale NW-SE des
marnes apto-albiennes de Glaise.
Il est constitué par des structures qui affectent les terrains
antésénoniens; ce sont, du Sud au Nord (fig.
8) :
-l'anticlinal du Vorge;
-le synclinal du Vau;
-l'anticlinal de Chauvet;
-le synclinal du Rif de l'Are;
-l'anticlinal du col de Lauteret;
-le synclinal du vallon de Garnesier.
En aucun point les rapports de ces structures avec le Sénonien et le Tertiaire ne sont suffisamment clairs pour que l'on puisse conclure à leur ancienneté relative; toutefois leur orientation essentiellement E-W et leur architecture composite, montrant exactement les mêmes éléments de déformations superposées que plus au Sud, sont autant de présomptions très fortes pour y voir des plis antésénoniens déformés.
L'ancienne direction, proche de N 75°, est perceptible,
le flanc SW est tordu parallèlement au synclinal de Charajaille
et le flanc est, rompu avec disposition de ses assises (7) parallèlement
à la faille de la Barre de l'Arc, c'est-à-dire à
peu près suivant la direction N 160°. Plus loin vers
le SE l'anticlinal se poursuit suivant une direction d'ensemble
N 120° jusque sur la rive gauche de la Béoux, tout
en montrant, à l'Ouest de Petit Vau, des replis liés
à des failles N 160°.
a) L'axe de cette structure se tord en effet pour passer de
la direction N 75° à la direction N 120° dans sa
partie est : comme les structures d'Espréaux et de Châteauneuf-d'Oze,
cet anticlinal de Chauvet présente une torsion à
convexité nord, plus nette, plus au Nord dans le synclinal
du Rif de l'Are.
Cette torsion est ici facilitée par des fractures plus
ou moins disposées en gerbes (8)
s'ouvrant vers le Nord à partir du plan unique de la faille
de la Barre de l'Arc. Elles délimitent des « coins
» dont l'un, par exemple, apparemment pincé, est
le siège de replis violents au sein du Tithonique (ravins
descendant de la Tête d'Ere vers le Sud).
b ) Son déversement vers le Sud est accentué
jusqu'à la rupture et au chevauchement : le flanc nord
du synclinal du Vau montre un étirement
du Néocomien, écrasé aux abords du col de
Souchière et supprimé totalement en plusieurs points,
dans le haut vallon des Vaux et dans les pentes de Chauvet, entre
le Jurassique supérieur du flanc nord et les marnes apto-albiennes
du flanc sud. Un chevauchement satellite, à plan également
penté vers le Nord, subdivise d'ailleurs en deux parties,
et dans sa longueur, l'anticlinal de Chauvet.
c) Les extrémités de cet anticlinal sont sectionnées
par des cassures N 160° à rejet horizontal notable
:
1° A l'Ouest, les observations gênées par la
couverture végétale permettent toutefois de constater
les rapports brutaux du Néocomien de la voûte anticlinale,
par l'intermédiaire d'une zone broyée, avec l'Oligocène
orienté N-S dans le défilé de Recours (faille
de Recours). Le mouvement de coulissement y paraît seul
susceptible de rendre compte du curieux « coin tectonique
» du col de Souchière : celui-ci est limité
par deux plans de faille convergents qui viennent se perdre, vers
le NE, par compensation et annulation mutuelle de leur rejet,
dans les marnes valanginiennes de la voûte anticlinale de
Chauvet; il est constitué par un lambeau synclinal de calcaires
barrémiens qui s'enfonce donc, du SW vers le NE dans ces
marnes, à la façon d'une étrave de bateau.
2° A l'Est, les caractères de la fracturation sont
d'une netteté plus accentuée, car l'anticlinal de
Chauvet est sectionné entre La Salette et le Rocher de
Chabrières, par une faille N 160° au-delà de
laquelle les couches prennent une direction plus méridienne,
presque conforme à celle du plan de faille (9). Cette faille éclate en
gerbe, donnant plusieurs branches au Nord de La Salette : l'une
d'entre elles, orientée N 20°, décale vers le
Sud (et abaisse) les affleurements de la dépression apto-albienne
du col des Manges (SW de La Cluse ) qui représentent le
prolongement oriental déplié du synclinal du Rif
de l'Are (10).
Au Sud de La Salette, le rejet de la faille, en dépit du
dépliage du compartiment oriental peut être évalué
grâce à la conservation de la charnière anticlinale
barrémienne : il est dextre et de l'ordre de 1 à
2 km.
Cette faille de Chabrières semble bien (malgré la
médiocrité des affleurements) venir se joindre,
dans les pentes de Coucherine, en rive gauche de la Béoux,
à la faille du défilé de Potrachon, au-delà
de laquelle on entre dans les affleurements sénoniens du
secteur synclinal de Montmaur; l'entraînement vers le Sud
de copeaux biseautés de Barrémien y est l'indice
de mouvements également dextres.
Au niveau du Sénonien, le mouvement dextre de ces failles
semble se traduire par le ploiement en voûte anticlinale
très plongeante vers le Sud qui affecte ce terrain dans
les pentes au NW de Montmaur.
les déformations dues aux fractures subméridiennes et aux mouvements le long de celles-ci sont tellement accusées que le dispositif résultant correspond à la formation d'un véritable « coin chevauchant », déplacé vers le Nord par rapport à son encadrement :
1° A l'Ouest, l'anticlinal de Lauteret est interrompu brutalement par la faille de Recours qui le fait buter contre le Sénonien subméridien de la Tour Carrée et de la Tête de la Grangette; aux approches de la cassure, les couches (notamment tithoniques) sont tordues par des crochons subverticaux et rompues par des cassures secondaires qui aboutissent, pour l'essentiel, à décaler son axe dans le sens senestre sur près de 2 km (les plans de cassure sont en outre l'objet de mouvements chevauchants attribuables à un serrage tardif à peu près E-W).
2° A l'Est, l'interruption et le rejet horizontal sont encore plus francs le long de la faille de la Fontaine de Lara qui ramène, par un mouvement dextre, le Néocomien faiblement penté vers le Nord (flanc sud du synclinal de Garnesier) face à l' « Argovien » du cur anticlinal. Le décalage de l'axe anticlinal, que l'on retrouve dans le secteur de Boudelle avec une orientation N 75°, est de l'ordre d'un kilomètre.
3° Entre les deux cassures, le flanc sud de l'anticlinal
montre essentiellement la même torsion à convexité
nord, que le synclinal du Rif de l'Are, ce qui correspond à
un effet de crochons lié au mouvement le long des deux
failles.
Ses parties hautes montrent en outre un effet de déversement
vers le Nord. Le flanc nord devient vertical et son Barrémien
se renverse même franchement, par-dessus les marnes apto-albiennes
du synclinal de Garnesier, selon un mouvement qui n'apparaît
en aucune manière à l'Est de la faille de la Fontaine
de Lara.
En d'autres termes, le compartiment de l'anticlinal compris entre
les deux failles de Recours et de la Fontaine de Lara a subi une
compression liée à des mouvements N-S (déplacement
vers le Nord avec serrage); la disposition plus ou moins «
en champignon » (avec double déversement) qui l'affecte
résulte sans doute de l'absence d'une couverture très
épaisse lors de ces déformations (morphotectonique
probable liée à une érosion du Sénonien
analogue à celle que nous décrirons plus loin ).
Le secteur de la maison forestière de Recours jouxte
le côté ouest de la zone anticlinale septentrionale
(voir plus haut), dont il est séparé par une grande
faille (faille de Recours).
Il se caractérise par sa valeur essentiellement synclinale,
comme le montrent l'existence prédominante d'affleurements
du Sénonien, et parfois la présence d'Oligocène
( col des Tours col de l'Eschaup, Charajaille).
En fait il s'agit de l'extrémité méridionale
du remplissage sénonien et oligocène de la cuvette
de Lus-la-Croix-Haute.
a) Fondamentalement, la structure y est dirigée suivant des axes de plis grossièrement N 140°. On peut notamment distinguer, en rive droite du torrent du Rif d'Agnielles, deux synclinaux post-sénoniens à cur rempli d'Oligocène (synclinal de Durbon et synclinal des Chabottes), séparés par l'anticlinal du col de Recours : dans cet anticlinal, l'érosion du Sénonien fait apparaître deux synclinaux, l'un à cur barrémien (synclinal des Ossaries ) * l'autre de marnes apto-albiennes ( synclinal des Usclas). Ce sont évidemment des structures anté-sénoniennes comme le montre la différence des pendages entre le Sénonien et les terrains plus anciens. L'extrémité sud-orientale de la zone de Recours est constituée par le synclinal affectant le Sénonien et l'Oligocène de Charajaille, prolongement vraisemblable du synclinal des Chabottes et qui se poursuit vers le SE par la bande des marnes apto-albiennes de Glaise.
b) A cette structure se superpose celle résultant des
cassures qui sont ici nombreuses (bien que la monotonie
de la lithologie sénonienne les rende difficiles à
suivre). Elles forment un faisceau qui constitue le prolongement
septentrional de la faille du col de Combe Noire et de celle,
plus méridionale, du col de Villauret, elles présentent
la même localisation caractéristique au cur d'une
zone synclinale pincée : aussi peut-on parler d'une ligne
de fractures Recours - Combe Noire - Villauret ou faisceau occidental
de la bande de Veynes.
En se recoupant, les failles de ce faisceau débitent les
synclinaux en blocs indépendants décalés
: en définitive, la structure obtenue est trop fragmentée
pour que l'on puisse en donner une analyse cohérente par
le seul examen de ce secteur (11).
c) Si l'on essaye de pratiquer des corrélations (fig. 8) entre les plis antésénoniens situés à l'Ouest du secteur de Recours (dans la vallée du Grand Buëch) et ceux situés à l'Est (bande de Veynes), on se heurte à des difficultés, ce qui souligne l'importance des cassures de ce faisceau. En fait, on ne peut établir ces corrélations qu'en partant du Sud où le décalage de la corniche tithonique du flanc nord de l'anticlinal d'Aspres nous fournit un repère sûr.
On constate alors que la cuvette synclinale de La Faurie correspond, par l'intermédiaire du synclinal de La Martine, et au prix d'un décalage senestre le long de la faille de Combe Noire, au synclinal de marnes apto-albiennes de Glaise.
Au Nord du synclinal de La Faurie vient l'anticlinal de La
Rochette (dont les dalles tithoniques du flanc nord, redressées
à la verticale, affleurent spectaculairement dans la gorge
du Grand Buëch). Ce flanc nord reste rectiligne avec une
orientation N 75° jusqu'à l'aplomb du sommet de la
montagne de Durbonas où il disparaît sous la transgression
sénonienne. Aux approches du prolongement nord de la faille
de Combe Noire, vers Agnielles, le flanc sud est déformé
(montagne de Laup) par des plis supplémentaires subméridiens
(axes N 160° à N 150°) qui plongent vers le Sud
pour aller s'effacer dans l'extrémité est du synclinal
de La Faurie ( gorges d'Agnielles )
Au-delà de la faille, les assises sont redressées
monoclinalement et presque parallèlement aux flancs orientaux
de ces structures parasites : ce dispositif résulte sans
doute, là encore, d'un redressement contre les plans de
faille, par un serrage tardif qui a dû déplier l'anticlinal
de La Rochette.
Nous avons vu qu'au-delà du synclinal de Glaise, l'anticlinal
du Vorge se révélait être une structure N
75° déformée : par sa position, il correspond
au prolongement de l'anticlinal de La Rochette, mais l'axe du
pli est décalé de plus de 2 km vers le Sud. On constate
qu'en dépit de mouvements sénestres le long de la
faille du col de Combe Noire le coulissement global obtenu du
fait des fractures du faisceau occidental est en définitive
dextre.
Plus au Nord, le synclinal de Baumugne doit en ce cas correspondre
au synclinal du Vau, et l'anticlinal des Piarards ( immédiatement
au Sud de Saint-Julien-en-Beauchaine) à celui de Chauvet
qui présente d'ailleurs comme lui un déversement
sud.
Le synclinal de Saint-Julien, après passage sous l'extrémité
nord du Sénonien de Durbonas, se prolongerait alors vers
l'Est par le synclinal des Ossaries et, au-delà de la faille
de Recours, par celui du Rif de l'Are; l'anticlinal du col de
Recours, qui poursuit très clairement l'anticlinal des
Etroits (vallée du Grand Buëch, au Nord de Saint-Julien),
trouverait son prolongement dans l'anticlinal du col de Lauteret;
enfin, la vaste zone de marnes bleues qui se termine dans notre
secteur par le synclinal des Usclas trouve très évidemment
sa suite logique, au-delà du synclinal post-sénonien
Lus - les Chabottes dans les affleurements de marnes apto-albiennes
du vallon de Garnesier.
Ces corrélations paraissent donc tout à fait satisfaisantes
et d'ailleurs la forme et l'amplitude des accidents mis en correspondance
sont tout à fait comparables.
Elles mettent en évidence la distorsion accentuée
que le faisceau occidental de fractures de la bande de Veynes
fait subir aux structures anté-sénoniennes (fig
. 8 ).
Il correspond à la zone synclinale la plus accentuée
du Dévoluy méridional. Par le secteur de La Cluse
et du col du Festre, il se raccorde actuellement à la dépression
synclinale de Saint-Disdier-en-Dévoluy .
Pour la commodité de l'exposé, on peut y distinguer
une partie médiane ou cuvette de Montmaur proprement dite
et deux prolongements qui peuvent être nommés diverticule
méridional et diverticule septentrional.
Il s'agit d'une dépression morphologique ceinturée d'un rempart continu de Sénonien. Toutefois, sa structure est loin d'être simple, et l'on peut y distinguer 3 régions de caractères différents :
a) Le secteur occidental où l'Oligocène
(marnes rouges à Chara et Pulmonés, molasses marines
à puissantes passées conglomératiques) repose
directement sur un Sénonien en général terminé
par des formations d'émersion (poudingue de démantèlement
de la Tour de Montmaur et couches lacustres de la Madeleine).
Il apparaît comme le prolongement vers le SE du synclinal
(à peu près N 120°) de Charajaille par-delà
la zone d'érosion du col de Glaise; le mouvement synclinal
reste perceptible en dépit de l'ablation presque totale
du Sénonien et d'intenses déformations annexes.
Celles-ci résultent principalement d'une fracturation suivant
des azimuts voisins de N 150° qui passe d'ailleurs, souvent
à une simple flexuration (failles d'Oriol, faille de Furmeyer,
faille du Forest du Gambi). Entre ces accidents, les compartiments
sénoniens montrent un ploiement, synclinal ou anticlinal
suivant le cas, qui traduit les effets d'une compression tardive.
Les effets de ce serrage sont particulièrement nets à
l'Est de Furmeyer (Forest du Gambi, ravin du Lacas) où
les plans de fracture, quoique fortement pentés vers l'Est,
deviennent chevauchants, et où l'Oligocène exceptionnellement
transgressif ici sur les terrains antésénoniens
(12), se
pince dans des synclinaux aigus (fig . 9 ).
b) Le secteur oriental est essentiellement constitué
par le synclinal du Villard de Montmaur dans lequel le Priabonien
se développe largement.
La structure la plus évidente, orientée à
peu près N 170°, correspond à la vallée
du Villard de Montmaur suivant laquelle elle s'élève
axialement en direction du Sud jusqu'au sommet des Fays. On peut
noter le redressement énergique des couches sénoniennes
de la bordure est du synclinal en liaison avec l'avancée
du chevauchement de Céuse. En rive nord du Petit Buëch,
le plongement axial est inversé et le synclinal, beaucoup
plus ouvert, se perd dans les replis dysharmoniques du Sénonien
de la montagne de Vène. L'ensemble de cette montagne, ainsi
que celle de Trésaubenq, présente, en dépit
des replis, une disposition assez monoclinale orientée
N 120° : elle constitue le flanc nord d'un autre synclinal
replissé par le précédent emprunté
par la vallée du Petit Buëch, et qui n'est autre,
vraisemblablement, que le prolongement de celui de Charajaille.
Sur les deux rives de la vallée du Petit Buëch, le Sénonien du flanc oriental du synclinal N 170° du Villard de Montmaur transgresse sur des niveaux très variés de la série jurassique néocomienne. L'entaille de la vallée s'est installée à l'endroit où cette transgression se fait sur les « Terres noires », c'est-à-dire l'emplacement d'une structure anticlinale anté-sénonienne orientée NE-SW (orientation de la dalle tithonique du flanc sud, conservée sous le Sénonien au Roc du Lauzat dans le bois de Combe Noire). Cette structure anté-sénonienne semble trouver son prolongement en direction du NE, abstraction faite des déformations importantes qui la masquent en cours de route, dans l'anticlinal d'Ufernet (secteur de Rabou). Vers le SW, par contre, au-delà du Sénonien, on ne trouve aucune structure anticlinale qui soit exactement située dans son prolongement. La structure dont la position serait la plus voisine est celle de Châteauneuf-d'Oze, dont l'axe, toutefois, passe sous la transgression 2 à 3 km plus au Sud, sous la Tête de la Pigne. On peut tout aussi bien envisager (fig. 8) que son prolongement se trouve dans l'anticlinal du Vorge qui disparaît sous la transgression 3 ou 4 km plus au Nord : la distorsion dextre de ce pli (déviation suivant la direction N 120°) pourrait en effet être une présomption en faveur d'un te] raccord dont nous soulignons toutefois le caractère hypothétique.
c) Le secteur médian présente un caractère beaucoup plus disloqué avec prédominance des directions proches de N-S. Il s'agit là d'une sorte de joint tectonique entre deux secteurs dont les caractères structuraux sont différents. L'Oligocène y montre, au Nord du Petit Buëch ( ravin au Nord du Château de Beylon), un synclinal aigu à plongement sud accentué. Au Sud au Petit Buëch, les accident prédominants sont des cassures N 160° et le mouvement synclinal, encore perceptible par endroits, tend à être remplacé par une disposition imbriquée dans laquelle les lames d'Oligocène et de Sénonien-Néocomien alternent : en fait les plis du Tertiaire semblent ici encore correspondre plus à la formation de crochons d'écrasement sur les lèvres des failles qu'à un véritable plissement.
En outre ce secteur est caractérisé par l'importance de l'érosion anté-priabonienne : les terrains tertiaires y reposent souvent sur le Turonien, sur le Néocomien ( secteur de Furmeyer) et jusque sur l' « Argovien » dans le secteur de la montagne de Montmaur. En ce dernier point d'ailleurs, il est très remarquable que les couches sénoniennes, dont nous avons souligné l'orientation N 120° (Trésaubenq), sont totalement section.1ées par la surface de transgression tertiaire dont la direction beaucoup plus méridienne résulte de leur redressement sur le flanc Est du synclinal N-S du Château de Beylon. Ceci met en évidence l 'antériorité d e la déformation N 120° par rapport à la transgression priabonienne. Il est probable en outre que la localisation de cette bande disloquée résulte de phénomènes morphotectoniques, la zone la plus affaiblie par l'érosion anté-priabonienne devenant par la suite une zone de rupture dans laquelle les dépôts tertiaires vont se pincer en une étroite bande écrasée.
Au Sud du sommet du Fays, promontoire méridional du Sénonien du synclinal du Villard de Montmaur, la cuvette synclinale de Montmaur ne montre de prolongements que de ses parties médiane et orientale.
a) Le prolongement de la partie médiane de la cuvette de Montmaur, constitué d'Oligocène avec, par places, des lambeaux de Priabonien montre une structure synclinale persistante dont l'axe dans l'ensemble N 160° s'élève progressivement en direction du Sud, sous le « Château » de Châtillon, la vallée de Drouzet fournit la dernière coupe naturelle de cette bande tertiaire qui montre d'ailleurs très bien la charnière synclinale. Le flanc occidental en est peu incliné tandis que le flanc oriental, redressé à la verticale, est systématiquement rompu par une fracture subverticale inclinée de 70 à 80° vers l'Est : la faille de Châtillon-le-Désert. Cette faille ramène au contact de l'Oligocène, des marnes apto-albiennes seules et en série normale et régulière au Nord, replissées et accidentées d'une série de curs anticlinaux d'Hauterivien au Sud de la vallée du Drouzet et dans les pentes occidentales de Côte-Belle.
Le long de cette faille s'alignent en outre plusieurs lames verticales de calcaires blancs turoniens, épaisses de quelques dizaines de mètres au maximum ( la Pigne, Châtillon-le-Désert, Serre des Fourches, crête de la Boisse). Il convient de noter que ces terrains n'existent pas à la même latitude entre Néocomien (ou Jurassique) et Oligocène; ils n'ont donc pu être amenés là par de simples mouvements verticaux. Enfin, il faut constater que d'un flanc à l'autre de la bande synclinale d'Oligocène il y a une différence tout à fait frappante dans la constitution de la série anté-sénonienne; à la Pigne, par exemple, le « Séquanien » (13) de la voûte de la structure de Châteauneuf-d'Oze disparaît vers l'Est sous l'Oligocène, avec un pendage moindre que ce dernier d'ailleurs; de l'autre côté du synclinal, ce sont des marnes apto-albiennes que l'on voit réapparaître.
Ainsi, de part et d'autre du hiatus d'affleurement du Mésozoïque
occasionné par l'Oligocène, qui par places n'excède
d'ailleurs pas l00 a 150 m de large, la série stratigraphique
semblerait avoir été érodée jusqu'à
des profondeurs très différentes (avec un écart
de plusieurs centaines de mètres); à moins d'admettre
l'existence d'une « paléo-falaise », bien invraisemblable
puisque celle-ci aurait été constituée par
les marnes apto-albiennes, on est conduit à considérer
ici encore que les deux lèvres de la faille ont subi des
mouvements autres que les seuls mouvements verticaux La répartition
des domaines où les marnes apto-albiennes sont conservées
sous la transgression tertiaire (fig. 10) montre
que ce déplacement complémentaire a dû être
un important coulissement dextre d'âge post-oligocène.
Des indications analogues sont d'ailleurs fournies par la répartition
des domaines où le Sénonien est conservé
sous le Tertiaire de part et d'autre de la faille (fig.
10).
Le mouvement coulissant dextre se manifeste d'ailleurs clairement
dans le secteur du col de la Baume, au-delà de la limite
méridionale de conservation du synclinal tertiaire : ici,
en effet, la corniche tithonique est décalée horizontalement
vers le Sud de plus de 1 km (14).
b) Le prolongement de la partie orientale de la cuvette
de Montmaur forme un synclinal à cur de marnes apto-albiennes
dont le flanc est franchement renversé sous le chevauchement
de Céuse. Le fond du synclinal, dans le secteur de Côte
Belle, montre des replis plus ou moins rompus affectant le Barrémien
et l'Hauterivien. Ces replis, étant coupés au Sud
du Drouzet par la faille de Châtillon-le-Désert,
doivent être, au moins en partie, antérieurs au jeu
de cet accident; de plus ils se prolongent assez clairement par
des structures anticlinales redressées à la verticale,
et même renversées, que l'on observe à la
Petite Céuse; ces dernières semblent correspondre
à d'anciens plis N 75°, renversés en même
temps que l'ensemble du flanc du pli plus tardif auquel elles
sont incorporées (15).
En outre, il ne fait aucun doute que le flanc occidental du synclinal à cur apto-albien de la crête de la Revière prolonge (compte tenu du rejet de la faille de Châtillon) le flanc est de l'anticlinal de Maragache; il faut donc faire correspondre au synclinal de la Revière celui du torrent d'Espinasse (fig. 10) et, au repli anticlinal constituant les points 1353 et 1308 du flanc de Côte Belle, la voûte de l'anticlinal de Châteauneuf-d'Oze. Il devient évident que le synclinal d'Espinasse et l'anticlinal de Châteauneuf-d'Oze ont subi un fort décrochement dextre accompagné d'une torsion très accentuée de même sens : ainsi, les traces de leurs plans axiaux ont-elles acquis une direction N 150° très voisine de la direction du plan de faille mais orthogonale à leur direction primitive.
Au Nord de la montagne de Montmaur, la bande oligocène qui, par le col du Festre, se raccorde à la dépression du Dévoluy montre encore une structure synclinale très dissymétrique; en fait, sa bordure orientale n'est guère visible qu'à partir du ravin du Rabioux : on constate qu'elle correspond là encore à une cassure très redressée le long de laquelle sont également coincés des copeaux amygdalaires de Sénonien épais de quelques dizaines de mètres. Le compartiment oriental de la fracture est fortement relevé puisque c'est l' « Argovien » qui, le plus souvent, vient au contact de l'Oligocène le long du plan de faille. Ce dernier est orienté N 170° et peut se suivre vers le Sud, malgré l'interruption des affleurements entre le Rabioux et Claret : on l'observe en effet, avec de belles stries horizontales, en rive gauche du ravin, entre Claret et la montagne de Montmaur (contact des poudingues oligocènes, à pendage est, avec l'Argovien) et, plus au Sud, dans la gorge entre les Lançons et les Philippons, au sein même de la série oligocène. Cette fracture de Rabioux est donc très vraisemblablement la continuation exacte de celle de Châtillon-le-Désert.
Vers le Nord, la cassure ne peut guère être suivie au-delà de La Cluse, il est probable que dès avant la latitude de ce village ( secteur de Serre Moret et Serre Chutet) elle passe plus ou moins à une flexure, car en ces derniers points s'observent des fragments étirés de séries néocomiennes renversées; toutefois, la fracturation qui découpe ces affleurements peut également laisser penser que cette grande cassure s'amortit en un certain nombre d'accidents plus mineurs et de directions divergentes (gerbe de fractures) et se raccorde ainsi aux cassures, de direction N 30° à N 45°, qui marquent, dans le secteur du col du Festre, la limite entre la zone anticlinale du pic de Bure et le synclinal d'Agnières-en-Dévoluy. L'abondance des formations quaternaires ne permet malheureusement pas d'aboutir à une certitude à ce sujet.
insi que dans les pentes qui descendent au Nord vers le bois de Combe Noire. Dans tout ce secteur, les dalles de calcaires « séquaniens » pentées à 40° vers l'Est reposent, par l'intermédiaire d'un chapelet de copeaux de Tithonique broyé, sur la tranche des couches néocomiennes et sénoniennes plus ou moins renversées : il s'agit apparemment là d'un flanc inverse laminé. La disposition tangentielle du plan de chevauchement est tout particulièrement nette au Sud du Pennas le Grand (le Bas-Col), point où, franchissant la crête topographique, sa trace part en oblique vers le SE pour se perdre, au-delà du torrent du Moulin, au sein des « Terres noires » de Manteyer. La partie chevauchante est constituée par la série normale de Jurassique supérieur et Néocomien de la Cuvette de Céuse (caractérisée par le développement d'un puissant niveau de conglomérats dans le Tithonique (16).
'accident chevauchant se suit très nettement, en dépit de fractures et surtout d'importants glissements en masse du Jurassique supérieur. Il faut signaler ici une observation intéressante, effectuée dans les ravins entre la Manche et le Rocher du Peyrou. Il s'agit de la présence, le long du plan de chevauchement, d'un copeau de calcaires à silex de la base de l'Hauterivien, d'une dizaine de mètres de côté. Puisque ce copeau est coincé entre le Berriasien chevauché et l' « Argovien » chevauchant, sa mise en place ne peut résulter de simples mouvements verticaux, mais implique, là encore, l'intervention supplémentaire de mouvements coulissants dextres, traînant ce morceau d'Hauterivien depuis le point le plus proche où les terrains de cet âge sont coupés par la cassure, c'est-à-dire sur environ 1 km du Nord vers le Sud.
Au Sud du Rocher du Peyrou, la cassure se suit, à
travers les ravins, jusqu'au col des Guérins : les couches
du compartiment chevauché restent plaquées, en position
quelque peu renversée (70° E en moyenne), parallèlement
au plan de faille. Ce dernier n'est pas beaucoup moins incliné,
ainsi qu'il ressort d'ailleurs de son tracé presque rectiligne.
Au col des Guérins même, le plan de cassure est au
moins dédoublé, et le compartiment oriental montre,
au niveau de l'Argovien, une retombée occidentale à
peine renversée contre le plan de fracture.
En définitive, l'ampleur de la composante de chevauchement
paraît relativement modeste dans ce secteur, et la composante
de soulèvement vertical est prédominante (17).
Plus au Sud encore, les affleurements s'interrompent sous les vastes éboulis de l'Ubac de la Petite Céuse, mais nous avons pu retrouver la fracture au-delà, sur les crêtes séparant le bassin de Sigoyer de celui de Vitrolles : elle met alors en contact les « Terres noires » du compartiment est avec l' « Argovien » du compartiment ouest, par l'intermédiaire de crochons, synclinaux à l'Ouest, anticlinaux à l'Est de la fracture, fortement schistosés; tout ceci indique la persistance d'un fort soulèvement du compartiment oriental. Enfin la trace de l'accident se suit par le talweg qu'emprunte la D. 19 entre les sommets de Gardiole et de Botier, jusqu'au pied des buttes de Serre Soleille et de Sainte-Croix au droit de Lardier-et-Valençà : elle s'y raccorde au chevauchement de La Saulce, chevauchement du Lias sur les « Terres noires » qui représente l'élément le plus septentrional du système des écailles de Digne (18).
Les caractéristiques du chevauchement de Céuse au Sud de cette montagne paraissent, en définitive, difficilement résulter d'un simple serrage tangentiel : son pendage, notamment, excède par trop la valeur limite de 45°. Il nous paraît difficile de penser que l'ensemble de la région ait pu subir un basculement vers l'Est redressant ce plan de faille, puisque, au contraire, la disposition générale des assises correspond à une remontée dans cette direction (Dôme de Remollon). Nous verrions plus volontiers cette disposition résulter d'un rabattement d'un plan de faille subvertical (« faille-pli » en quelque sorte) localisé à ses portions les plus élevées, par suite de mouvements dysharmoniques des niveaux stratigraphiques supérieurs aux « Terres noires ».
le chevauchement de Céuse se perd dans la vallée
du Petit Buëch, aux abords de La Roche-des-Arnauds, du fait
de la couverture quaternaire et du manque de repères stratigraphiques.
Nous avons vu cependant que la tendance chevauchante persiste
dans la coupe du Petit Buëch où elle se manifeste
par le refoulement de l'anticlinal tithonique N 170° du Pennas,
par-dessus le Néocomien en série normale dans les
basses pentes de Combe Noire, aux alentours de la cote 1200.
Au Nord du Petit Buëch, des mouvements chevauchants indubitables,
exactement symétriques de ceux du Pennas, se déduisent
inéluctablement des dispositions observables :
1 ) L'Argovien de La Roche-des-Arnauds, disposé
en série normale et replissé suivant la direction
prédominante N 130°, supporte dans le secteur des Roux
des « Terres noires » également en série
normale. Le plan de chevauchement qu'il est impossible de tracer
avec précision dans ces faciès peu diversifiés
doit plonger à l'Ouest vers la vallée du Petit Buëch
et l'atteindre environ un kilomètre à l'Est de La
Plaine-des-Arnauds. Plus à l'Ouest il est bien mis en évidence
par le redoublement du Tithonique sur les deux rives des gorges
du Rif de l'Arc ( torrent drainant la dépression de Matacharre
). Les deux séries tithoniques superposées y sont
affectées de replis N 130° à N 170°, tels
les replis synclinaux de la série de la basse crête
des Rortes. On ne peut savoir si ces plis sont induits par le
chevauchement ou s'il lui sont antérieurs.
2) Plus au NW encore, dans le vallon descendant du col des Sérigons, apparaît un nouveau chevauchement qui semble relayer le précédent. Le Tithonique qui prolonge celui de la butte de Manfon y recouvre successivement des termes de plus en plus récents du flanc oriental, très redressé, de la cuvette de Montmaur. Il est difficile de savoir exactement comment se prolongent ces structures dans le vallon de la Sigouste, car la couverture d'éboulis y devient très importante. Il semble néanmoins que le flanc inverse tithonique reparaisse à la crête de la Jasse (point 1433) puis, franchissant la Sigouste, aille former la crête de La Pidance ( immédiatement au SW de la maison forestière des Sauvas). En effet, le Jurassique supérieur, en série normale, du compartiment chevauchant forme au-delà des replis synclinaux N 130° du Pic Chauve une coupole anticlinale éventrée. Au-delà il vient en contact, par ses termes inférieurs (« Argovien », puis « Terres noires »), avec la série tithonique-néocomienne de La Pidance et la sectionne en biseau au Sud du col de Gaspardon. L'accident qui s'observe ici est une faille E-W à très fort pendage nord; elle semble, néanmoins, constituer le prolongement du chevauchement inférieur de La Plaine-des-Arnauds.
De toute façon, cet accident se poursuit en direction
du NW, en sectionnant l'extrémité du synclinal tithonique
N 75° du Rocher d'En-Borne, avant de se raccorder à
la faille de Rabioux dans le secteur des basses pentes de la Pignée-de-l'Ongle.
A ne considérer que le secteur du col de Gaspardon et des
Sauvas, le mouvement chevauchant visible dans la vallée
du Petit Buëch semble donc s'atténuer jusqu'à
disparaître en direction du NW. Toutefois il en persiste
des traces, témoin la disposition quelque peu chevauchante
des copeaux sénoniens le long de la faille de Rabioux,
et surtout la curieuse petite fenêtre de poudingues oligocènes
qui apparaît aux abords du point 1236, dans le ravin de
Rabioux, sous les calcaires argileux et les marnes « argoviennes
» : si son bord occidental est constitué par une
faille verticale (à cannelures et stries horizontales),
appartenant au système de celle de Rabioux, sa limite orientale
par contre est formée d'un plan de chevauchement peu incliné
vers l'E ( avec microstructures indiquant un déplacement
tangentiel).
D'autre part, trois points méritent d'être soulignés en ce qui concerne les structures aux abords du chevauchement dans ce secteur au Nord du Petit Buëch :
1° Le net développement des plis d'orientation N 120° à N 130° (Pic Chauve, crête du Tournet, col des Rimas, la Voulue) est probablement lié à la médiocrité de la fracturation N 170° dans le secteur chevauchant et, par suite, au faible redressement des flancs des plis selon cette direction. En fait, il s'agit de replis dysharmoniques, formés au niveau du Jurassique-Néocomien dans le coeur d'une vaste voûte anticlinale N 120°, intéressant le Sénonien, dont le flanc NE forme le massif du Pic de Bure, et le flanc SW, la montagne de Vène-Trésaubenq. On peut y voir le prolongement de la coupole post-sénonienne de la Jarjatte qui constitue plus au NW le flanc est de la cuvette synclinale de Lus (fig. 11 ) .
2° Les deux zones de dislocation majeures que sont la faille de Rabioux et le chevauchement de Céuse apparaissent dans le secteur où, précisément, l'importante chape rigide du Sénonien du plateau de Bure avait été détruite par les érosions anté-priabonienne : nous y voyons un phénomène morphotectonique et nous pensons que, dès le début du Tertiaire, la répartition des zones où le Sénonien était érodé ne devait pas être très différente de celle que l'on connaît actuellement; la grande aire anticlinale orientée N 120° du secteur des Sauvas (anticlinal de La Jarjatte), éventrée et déjà affaiblie par l'érosion, se prêtait ainsi au développement d'accidents tangentiels faisant chevaucher la partie orientale de cette structure sur le synclinal qui lui fait suite au SW (synclinal de Lus-Montmaur).
3° La surface du chevauchement de Céuse est très redressée en certains points (col de Gaspardon, bas vallon des Serrigons ) ou, au contraire, très tangentielle et même plongeante vers l'Ouest comme dans le secteur des Roux (au Nord de La Roche-des-Arnauds); en ce dernier point le plan de chevauchement se redresse toutefois à nouveau fortement si l'on en juge d'après l'allure du contact des « Terres noires » et de l' « Argovien » en rive droite du torrent du Petit Buëch. De même la klippe de Jurassique supérieur, qui repose sur le Néocomien à la crête des Teyssonnières (fig. 2), paraît résulter d'un chevauchement, plongeant vers l'Ouest, qui se raccorderait à celui, beaucoup plus redressé et plongeant à l'Est, du col des Roux : ces changements de pendage semblent correspondre à des torsions entraînées par le déplacement dysharmonique en direction de l'Ouest de la partie de la série stratigraphique située au-dessus des « Terres noires ». Ainsi le plan de faille est-il resté très redressé en profondeur, tandis qu'il était en quelque sorte fauché dans la partie haute des structures où la morphotectonique favorisait ces mouvements tangentiels.
Le chevauchement de Céuse nous paraît donc résulter de la déformation d'un système de fractures initialement très redressées, déformation qui se serait développée essentiellement après l'Oligocène aux dépens des dislocations N 120°, antérieures à cette époque et grâce à un affaiblissement de la voûte des plis, consécutif à l'érosion tertiaire : de ce fait le point de naissance des premiers accidents chevauchants correspond au secteur le plus méridional de l'extension de la chape sénonienne sur la voûte de la coupole anticlinale majeure du Dévoluy (fig . 11).
Malgré son caractère tangentiel assez exceptionnel pour la région, le chevauchement de Céuse ne doit pas être vraiment dissocié du système de fractures de la bande de Veynes; en effet, nous y avons noté le redressement du plan de cassure dans les niveaux profonds et l'existence d'indices de mouvements longitudinaux. En somme, le chevauchement de Céuse nous montre un stade particulièrement accusé des déformations de serrage tard if, que nous avons notées dans tout le réseau de fractures de Veynes : ici le serrage, à la faveur de dispositions morphotectoniques favorables, semble avoir transformé des plans de faille en plans de chevauchement. Il y a de forts indices, ( encore que des recherches plus précises soient souhaitables à cet égard) pour que le mouvement de décrochement dextre tardif qui se manifeste essentiellement par la faille de Châtillon-le-Désert se transforme également vers le Sud en un mouvement chevauchant; celui-ci est responsable des renversements du flanc est du synclinal des Selles et de l'apparition de l'écaille liasique de Barcillonette. Ce chevauchement représente, avec celui de La Saulce, un peu plus oriental, la terminaison nord du dispositif des « Écailles de Digne ». Ces dernières pourraient donc résulter également d'une distorsion tardive d'un réseau de fractures analogues dotées d'une composante de coulissement.
Si le secteur que nous avons étudié est resté dans son ensemble peu propice au développement des chevauchements, du fait de l'importance des lambeaux sénoniens résiduels, faisant office de môles résistants entre lesquels se placent les fractures majeures du réseau, les secteurs plus méridionaux où les érosions du Tertiaire avaient été considérablement plus fortes s. sont mieux prêtés à de telles dislocations tangentielles, car les niveaux de décollement triasiques y étaient plus proches de la surface et la contrainte verticale beaucoup plus faible dans les terrains mésozoïques, lors de la phase du serrage tardif.
Il semble que l'on puisse en reconstituer les étapes de la façon suivante :
1) Plissement anté-sénonien, de direction initiale remarquablement constante, en moyenne N 75°.
2) Premières distorsions aboutissant à la formation de plis orientés en moyenne N 120° qui déforment le Sénonien. Leurs synclinaux contiennent parfois de l'Oligocène. Toutefois les indices de leur antériorité par rapport à ce terrain sont suffisamment nombreux pour que l'on puisse avancer que le Tertiaire a dû s'y déposer dans les cuvettes synclinales et n'être affecté que par les déformations plus tardives qui ont accentué ces structures.
La continuité de ces plis N 120° (fig. 11) n'avait jamais été signalée, sans doute à cause des déformations plus tardives qui la masquent; les plis majeurs sont certainement le synclinal de Lus-Charajaille-Montmaur et surtout le gros bombement anticlinal, déversé vers le Sud, de La Jarjatte-Bure, qui constitue un élément structural fondamental dans le Dévoluy. Ce bombement semble trouver son expression la plus profonde et la plus orientale dans ]e Dôme de Remollon où les schistosités ont effectivement une direction NW-SE.
Le système des plis N 120° se rattache évidemment à la famille dont le développement est prédominant, plus au SE, dans le massif du Diois et surtout dans celui des Baronnies [1] ; dans le Dévoluy méridional, la distorsion qu'il imprime aux plis antésénoniens correspond à un mouvement d'ensemble dextre : on peut concevoir, par conséquent, qu'il puisse déjà résulter de mouvements coulissants profonds de même sens.
3) Fracturation suivant des directions voisines de N 160°,
accentuant la distorsion dextre des vieilles structures; il est
possible, comme nous venons de le dire, que ces cassures aient
été ébauchées au cours de l'étape
précédente, les ruptures profondes finissant par
gagner des niveaux structuraux plus élevés; l'apparition
des rejets senestres plus ou moins marqués qui rend complexe
le jeu global de ces failles semble dû à un phénomène
supplémentaire et ultérieur.
4) Écrasement tardif transversal à la direction
de fracturation; principal responsable du dépliage des
structures antérieures, il provoque ainsi des mouvements
N-S, spécialement dans la « bande fracturée
de Veynes »; le résultat essentiel est de redresser
les flancs de plis suivant des directions et des pendages proches
de ceux des plans de failles; il cause également des replis,
d'axes très méridiens, qui affectent l'Oligocène
au voisinage des plans de fractures : ceux-ci présentent
plus le caractère de crochons de faille que celui de plis
bien réglés. Le long de la grande fracture de Châtillon-le-Désert,
cet écrasement post-oligocène est aussi en rapport
avec le chevauchement de Céuse et s'accompagne d'un coulissement
dextre.
5) Formation de chevauchements dans les secteurs où l'érosion anté-tertiaire a particulièrement bien décapé la couverture sédimentaire, permettant enfin des mouvements tangentiels sous l'effet de la compression tardive, sans doute post-miocène (Écailles de Digne).
1 ) L'importance plus ou moins grande des érosions tertiaires et notamment anté-priaboniennes détermine le style plus ou moins tangentiel des déformations tardives. Les influences morphotectoniques paraissent en effet indéniables dans de nombreux cas;
2) L'existence très vraisemblable d'une zone de dislocation
profonde orientée approximativement NNW-SSE, aurait
induit, dans les niveaux structuraux plus superficiels, la formation
de la « bande disloquée de Veynes » (fig.
2), encadrée de régions plus calmes.
On peut remarquer d'abord que l'emplacement et l'orientation de
cet accident hypothétique correspond au passage, en profondeur,
du « seuil du Lias réduit » qui se suit, depuis
Barles, vers le Nord par Clamensanne jusqu'aux environs de Vitrolles,
et réapparaît au-delà du Dévoluy dans
le Dôme de La Mure.
Il est notable, en outre, que la zone anticlinale de Châteauneuf-d'Oze a été l'objet, à la limite Tithonique-Berriasien [3], d'une importante érosion qui est très certainement responsable de la formation voisine des épaisses lentilles de conglomérats tithoniques de Céuse. Cette érosion, fait unique dans toutes les chaînes subalpines a atteint l'Oxfordien supérieur, de sorte que le Berriasien supérieur est transgressif sur l' « Argovien » au SW de Châtillon-le-Désert.
Au Crétacé supérieur, la « bande de Veynes » coïncide avec la limite entre les deux domaines sédimentaires mis en évidence par B. PORTHAULT (19) : domaine occidental à Turonien et Sénonien absent, et domaine oriental à Sénonien épais seul représenté [11].
Au Tertiaire enfin, on peut encore remarquer que la bande de Veynes coïncide à peu près avec les limites des domaines paléogéographiques d'une part du Priabonien marin et de l'Éocène continental, et d'autre part, plus tardivement, de ceux des Grès du Champsaur et des molasses rouges oligocènes (qu'il y ait d'ailleurs corrélation latérale ou non entre ces deux formations) : cette bande structurale correspond donc à peu près certainement à une zone de flexure majeure et de basculement, c'est-à-dire à une zone de faiblesse ancienne et persistante : il n'est pas étonnant que sa présence ait induit l'apparition de caractères tectoniques particuliers dans les diverses phases successives de la tectogenèse.
1. FLANDRIN (J.). (1966) -Sur l'âge des principaux traits
structuraux du Diois et des Baronnies (Bull, Soc. Géol.
France, [7], VIII, n° 3, p. 376-386).
2. GIDON (M.) et PAIRIS (J.-L.) (1969). - Sur I existence et la
signification d'un système de fractures subméridiennes
dans le Dévoluy méridional, région de Veynes
(H-A.) (C R, Acad, Sc, t 268, p. 1570-1573).
3. GIDON (M.) (1970). -Carte géologique de la France au
1/50 000t, feuille Gap.
4. (L.), ALBISSIN (M.) (1958). - Les phases tectoniques du NE
du Dévoluy et leur influence structurologique (Bull, Soc,
Géol, France, [6], VIII, p. 675688).
5. GOGUEL (J.) (1963). - L'interprétation de l'arc des
Alpes occidentales (Bull. Soc, Géol, France, [7], t. 5,
p . 20-29)
6. LORY (P.) (1896-1897 a). - Dévoluy et régions
avoisinantes. Feuilles de Die, Gap et Vizille (Trav, Lab. Géol,
Grenoble, t. 4, fasc. 1, p. 33-37).
7. LORY (P.) (1896-1897 b). - Sur la tectonique du Dévoluy
et des régions voisines à l'époque crétacée
(Trav. Lab. Géol. Grenoble, t. 4, fasc. 1, p. 53-58).
8. LORY (P ) (1900).-Mouvements du sol et sédimentation
en Dévoluy durant le Crétacé supérieur
(Bull, Soc, Géol, France, t 38, p 780-782)
9. MERCIER (J.) (1958). - Sur l'âge de la phase turonienne
à l'W du massif du Dévoluy (Bull, Soc, Géol,
France, [6], VIII, p 689-697)
10. PORTHAULT (B ). - Nouvelles observations stratigraphiques
sur le Crétacé supérieur du synclinal de
Glandage - Creyers (Drôme). Répercussions paléogéographiques
(Bull, Soc, Géol, France, [7], VIII, p. 440-447)
11. PORTHAULT (B ) (1969).-Le problème du Sénonien
du Vercors : données stratigraphiques nouvelles, conséquences
paléogéographiques et paléotectoniques (Bull,
Soc, Géol, France, [7], X, p. 419-427)
Laboratoire de Géologie de la Faculté des
Sciences de Grenoble (Laboratoire de Géologie alpine associé
au C.N.R.S.).
Manuscrit déposé le 15 mars 1970,
1, Terrains néocrétacés et tertiaires; 2, Tithonique et Néocomien; 3, Terres noires (« Argovien » et Bajocien supérieur y compris); 4, Dogger, Lias et Trias (écailles de La Saulce et de Barcillonnette; 5, Fractures à plans très redressés; 6, Fractures dont le rejet présente une nette composante de chevauchement.
(essentiellement en rive droite sauf entre le Villard-de-Montmaur
et la Madeleine).
1, Oligocène (molasse, conglomérats polygéniques
et marnes rouges); 2, Priabonien marin (marnes à Globigérines);
3, Calcaires à Nummulites; 4, Maestrichtien (lauzes siliceuses);
5, Coniacien-Campanien (lauzes marneuses); 6, Turonien (calcaires
blancs); 7, Marnes apto-albiennes; 8, Néocomien (calcaires
et marnes) 9, Tithonique (calcaires blancs lithographiques et
poudingues calcaires); 10, Jurassique supérieur calcaire
(Oxfordien terminal à Kimméridgien); 11, «
Terres noires ».
B : Schéma montrant les relations probables entre
le socle et la couverture dans la région de Veynes.
Cs-T, Crétacé supérieur-Tertiaire; Js-N,
Jurassique supérieur calcaire-Néocomien; T.N., «
Terres noires »; L-D, Lias-Dogger; S, Socle.
(tectonogramme schématique).
1, Formation de crochons à axes fortement pentés
par simple coulissement senestre; 2, Serrage selon une direction
oblique par rapport au plan de fracture (associé aux crochons
senestres).
Bloc tectonogramme un peu schématisé.
1, « Terres noires »; 2, « Argovien »
marno-calcaire; 3, « Séquanien » - Tithonique
(corniche calcaire du Malm); 4, Néocomien.
a, au niveau de Châteauneuf-d'Oze; b, au niveau du Saix
1, Marnes bleues apto-albiennes; 2, Barrémien; 3, Néocomien;
4, Jurassique supérieur calcaire; 5, « Argovien »
marno-calcaire; 6, « Terres noires ». F 1, Chevauchement
des Ararys; F 2, Faille de Côte Belle.
1, Affleurements crétacés; 2, Affleurements oligocènes;
3, Axes anticlinaux (a, visibles; b, masqués en surface);
4, Axes synclinaux (a, visibles; b, masqués en surface).
A 1, Anticlinal de Châteauneuf-d'Oze; A 2, Anticlinal de
Maragache; S 1 Synclinal de la crête de la Revière;
F CD, Faille de Châtillon-le-Désert; F CV, Faille
du col de Villauret; F S, Faille du Saix; F D, Faille du Drouzet.
(courbes isohypses du toit du Tithonique).
1, Courbes isohypses; 2, Courbes isohypses déduites de
l'observation des terrains sus-jacents; 3, Failles; 4, Affleurements
sénoniens.
F BA, Faille de la Barre de l'Arc.
1, Zones majeures de fracturation tardive; 2, Chevauchements
(tardifs); 3, Voûte anticlinale observable; 4, Raccord présumé
d'anticlinaux; 5, Voûte synclinale observable; 6, Raccord
présumé de synclinaux.
Nomenclature des accidents (du Nord au Sud) :
F R Faille de Recours; Ga, Anticlinal de Garnesier; La, Anticlinal
de Lauteret; Us, Synclinal des Usclas, C R, Anticlinal du col
de Recours; F Ra, Faille de Rabioux; S J, Synclinal de Saint-Julien-en-Beauchaine;
RA, Synclinal du Rif de l'Are, Pi Anticlinal des Piarards; E B,
Synclinal d'En-Borne; Cv, Anticlinal de Chauvet; Va, Synclinal
de Vau; Ba, Synclinal de Baumugne V Anticlinal du Vorge, Ro, Anticlinal
de La Rochette; F CN, Faille de Combe Noire; Bu, Anticlinal du
Buëch; F Ch, Faille de Champérus F CD, Faille de Châtillon-le-Désert;
As, Anticlinal d'Aspres; Cc, Chevauchement de Céuse; C.O.,
Anticlinal de Châteauneuf-d'Oze; E, Synclinal du ravin d'Espinasse;
CB, Anticlinal du versant SW de Côte-Belle; F Sx, Faille
du Saix; Ma, Anticlinal de Maragache; R, Synclinal de la crête
de la Revière; TM, Synclinal de Tré Maroua; Pl,
Anticlinal de la Plane; Cl, Synclinal de Clausonne; Au, Anticlinal
d'Aujour.
(diagramme schématisé).
1 : Lors du dépôt du Sénonien; 2 : Lors du
dépôt de l'Oligocène; 3 : Après fracturation
(les effets de crochons anticlinaux ou synclinaux dus à
la compression contre des plans de faille n'ont pas été
représentés).
F, Furmeyer; G, Forest du Gambi; L, Ravin du Lacas R, Crête
de la Reviole.
5, Tertiaire; 4, Sénonien; 3, Turonien; 2, Marnes apto-albiennes;
1, Jurassique-Néocomien.
1 , Chevauchement de Céuse, 2 , Axes anticlinaux, 3
Axes synclinaux; 4, Limite du déversement des couches sous
le chevauchement de Céuse; 5, Zone où l'Oligocène
repose sur du Sénonien; 6, Zone où le Sénonien
repose sur les marnes bleues (en blanc, les zones où le
Sénonien repose sur du Néocomien ou du Jurassique).
A 1, Anticlinal du flanc NW de Côte Belle (= Anticlinal
de Châteauneuf-d'Oze); A 2, Anticlinal de Maragache- S 1
Synclinal de la crête de la Revière; F D, Faille
du Drouzet.
Figurés : a, Axe anticlinal observé, b,
Raccord anticlinal supposé ; c, Axe synclinal observé;
d, Raccord synclinal supposé ; e, Zones de fractures principales
(encadrant la bande de Veynes) .
Noms de lieux abrégés (du N au S) : SE, Saint-Etienne-en-Dévoluy;
Ja, La Jarjatte; Cl, La Cluse; D, Durbon; Cj, Charajaille; Mb,
Montbrand; Ra, Rabou; Mt Montmaur; LF La Faurie; VM, Villard-de-Montmaur;
Fu, Furmeyer; Fr, La Freissinouse; Ce, Céuse; Ou, Tête
d'Oule; Vi, Villauret; Se, Crête des Selles.
En cartouche : On a représenté la distorsion
habituelle des flancs de plis sous l'effet des cassures méridiennes
(exemple de la faille de Combe Noire au NW de Veynes) : 1, Coulissage
initial (dextre); 2, Compression tardive; 3, Coulissage résultant
de la déformation tardive (senestre)
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On a représenté l'allure de la corniche tithonique et celle du Sénonien, ce dernier se distinguant par un figuré de ronds blancs sur la tranche. En tireté gras les cassures. Les bancs sont supposés sectionnés par un plan horizontal aux alentours de la cote 1400 m.
-------------
-------------
(1) Toutes les indications d'azimut sont données en degrés,
comptés à partir du Nord dans le sens des aiguilles
d'une montre.
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2) Cette fracture paraît se poursuivre vers le Nord, à
travers les « Terres noires », au-delà de l'interruption
de la vallée de Saint-Auban, pour se raccorder par le col
de la Bachassette et au-delà du Buëch, à l'une
des failles des redoublements de Veynes, la faille de Combe Noire.
-------------
3) Il s'agit d'un dispositif très analogue à celui
des « kink-bands », mais de dimension décamétrique.
-------------
4) Chaque compartiment monoclinal, le plus souvent penté
à l'Est, présente néanmoins sur son bord
occidental un crochon anticlinal relativement court; plus que
de vrais plis, il semble y avoir ici des compartiments écrasés
et de ce fait quelque peu reployés entre plusieurs plans
de failles.
-------------
5) Le terme « Argovien » est employé ici pour
désigner les calcaires argileux et les marnes de l'Oxfordien
supérieur (zone à Transsersarium) surmontant les
« Terres noires », et exploités autrefois comme
couches à ciment aux environs de Veynes.
-------------
6) Affectée de flexures brutales suivant des plans méridiens
(disposition identique à celles observables au Nord de
Villauret).
-------------
7) Disposition déjà décrite plus haut à
plusieurs reprises, notamment à propos du synclinal des
Selles et de la structure de Châteauneuf-d'Oze en rive droite
du Drouzet.
-------------
8) De telles gerbes de failles dans le secteur de changement de
direction de la structure, ont déjà été
décrites plus haut dans les flancs septentrionaux des structures
de Châteauneuf-d'Oze et d'Aspres.
-------------
9) Voir note 7.
-------------
10) En effet le Sénonien repose au Nord et au Sud de cette
zone apto-albienne sur le Barrémien, ce qui témoigne
de l'existence du synclinal ancien, mais le mouvement synclinal
est imperceptible dans la dalle barrémienne de la Rémondière
où devait pourtant se trouver la zone d'inflexion.
-------------
(11) Tout au plus peut-on souligner que l'ensemble de ces blocs
semble avoir subi des déplacements dans le sens N-S, mouvements
qui doivent être à l'origine de petits chevauchements
en direction du Sud (sous la tête de Jarret) et en direction
du Nord (versant nord de la Tête de la Grangette). Le synclinal
des Chabottes est ainsi décalé dans le sens dextre
et se prolonge par celui de Charajaille.
-------------
12) La répartition des zones d'érosion du Sénonien
sous le Tertiaire semble correspondre ici à l'arasement
d'une structure NW-SE qui pourrait en somme être le prolongement
SE de la zone anticlinale du col de Recours
-------------
13) Nous désignons par ce vocable les faciès constituant
la première barre calcaire du Malm; leur âge est
Oxfordien terminal (zone à Planula).
-------------
(14) Ce décalage s'accompagne d'un étirement du
Tithonique qui dessine un crochon contre le plan de faille et
y abandonne un copeau amygdalaire observable à mi-pente
du ravin de la Déoule et de la crête des Revières.
-------------
15) Nous ferons une remarque supplémentaire au sujet des
replis anciens qui ont échappé au dépliage
dans le flanc oriental du synclinal N 170° : en effet, ils
se limitent à ceux de la montagne de la Petite Céuse
et à celui du Rocher du Peyrou 5 km plus au Nord; cette
répartition coïncide avec celle dé puissantes
lentilles de poudingues au sein du Tithonique : il paraît
vraisemblable que la rigidité accrue de la carapace tithonique
en ces points est à l'origine de cette résistance
au dépliage.
-------------
16) Ce dernier montre par ailleurs, au point 1612 au Nord du Haut
Col, de très jolis microplis en forme de selle caractéristiques
de l'interférence des deux directions de plissement N 170°
et N 110°-1406. Aucune trace nette de plissements N 75°
ne peut être décelée ici
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17) Sans que l'on puisse ici évaluer l'ampleur de la composante
horizontale de coulissement longitudinal.
-------------
(18) Il convient d'ailleurs de noter que la direction des couches,
sur le flanc nord de la tête anticlinale qui affecte le
Dogger et le Lias supérieur à Serre Soleille (compartiment
chevauchant), est sensiblement N 30°. Cela implique un axe
de pli à peu près NE-SW; une telle direction de
plissement peut être considérée comme résultant
du mouvement chevauchant, si celui-ci présente en outre
une composante de déplacement senestre. En ce cas, il faudrait
admettre que l'accident de Céuse a joué successivement
en coulissement dans deux sens différents, ce qui n'est
pas contraire au contexte des rejets à la fois dextres
et senestres de l'ensemble des failles observées plus à
l'Ouest. Par ailleurs, on peut envisager également qu'il
s'agisse là d'un ancien anticlinal d'axe NE-SW, sectionné
par le plan de fracture. De fait, il ne semble pas y avoir un
véritable étirement de flanc inverse mais plutôt
troncature des couches du flanc nord par plusieurs plans de fractures
satellites.
-------------
19) Nous remercions B PORTHAULT pour les renseignements stratigraphiques
qu'il nous a fournis sur le Crétacé supérieur
de notre région.-