Modalités de la structuration miocène de la branche sud de ...geolfrance.brgm.fr/sites/default/files/upload/documents/gf2-3-2000... · Résumé L’étude structurale de la branche

RésuméL’étude structurale de la branche méri-

dionale de l’arc de Castellane nous a per-mis de confirmer et de préciser le rôle del’héritage structural mésozoïque, notam-ment Crétacé inférieur, sur la genèse desstructures compressives dans cette branchede l’arc. L’arc de Castellane est constituéd’une couverture sédimentaire mésozoïqueà cénozoïque plissée et écaillée, décollée deson substratum cristallin et tégumentaire,par l’intermédiaire d’une zone de décolle-ment incluant les évaporites du Keuper etdu Lettenkhole. Du fait de ce décollement,le prolongement dans le socle des paléo-failles normales mésozoïques est complète-ment masqué par du bourrage tectoniquedans les niveaux évaporitiques. La réalisa-tion de trois coupes régionales équilibréesN-S permet de supposer l’implication tec-tonique du socle au nord de l’arc, à proxi-mité du Dôme de Barrot et du faisceau deRouaine. La quantité de raccourcissementde la couverture, entre des repères compa-rables, a été estimée à 17-18 km ± 1,5 km,selon la coupe considérée. D’un point devue chronologique, la branche méridionalede l’arc de Castellane, comme sa brancheoccidentale, sont des structures essentielle-

ment miocènes. Les premiers chevauche-ments apparaissent au Miocène inférieur-moyen et se créent probablement suivantun dispositif de propagation « en-séquen-ce » de la déformation. Au Miocène supé-rieur, l’arc de Castellane atteintl’avant-pays provençal : l’absence de cou-verture sédimentaire à accréter à l’aplombdu massif des Maures-Tanneron entraîneun changement de cinématique et la créa-tion de chevauchements hors-séquence àl’intérieur de l’arc lui-même (Baous, che-vauchement de Séranon). Certaines struc-tures tectoniques continuent à être activesau Pliocène (nappe de Digne, faisceau deRouaine, anticlinal de Gourdan, chevau-chement du Mont Vial).

La direction de contrainte régionalemiocène, déterminée par l’analyse micro-tectonique dans la branche méridionalede l’arc, est orientée en moyenne NNE-SSW, comme dans la branche occidentaleet dans la partie la plus interne de l’arc(Hamiti, 1994).

La genèse de l’arc de Castellane a misen jeu un certain nombre de paramètresgéométriques, rhéologiques et méca-niques. Parmi ceux-ci, un rôle important

est attribué à l’héritage structural, au par-titionnement et à l’épaisseur de la couver-ture sédimentaire à accréter ; ces troisparamètres étant à l’origine de rotationsdans les paléochamps de contrainteslocaux et de la présence de changementscomplexes dans les modalités de propaga-tion de la déformation.

Abstract

One objective of this study is to showthe influence of east-west-trending EarlyCretaceous rift structures (Dauphino-Vocontian basin) on the Miocene structur-al development of the east-west-trendingsouthern branch of the Castellane fold-thrust belt. The dominant east-west-strik-ing normal faults formed during the EarlyCretaceous rifting between Castellane andNice had a major influence on the Miocenesouth-directed folding and thrusting. Thenorth-south- and east-west-striking normalfaults formed during the Lias toPortlandian (Dardeau, 1983) andCenomanian to Senonian (Digne nappe:Pelline-Chabert, 1996) were not observedin our study area, in spite of their impor-tant structural control on the opening ofthe Dauphino-Vocontian basin.

33GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 3, 2000

Modalités de la structuration miocènede la branche sudde l’arc de Castellane(chaînes subalpinesméridionales)*

Miocene structural development of the southern branch of the Castellane fold-thrust belt(southern subalpine belts)

Géologie de la France, n° 3, 2000, pp. 33-65, 16 fig.

Mots-clés : Microtectonique, Coupe équilibrée, Réactivation, Faille normale, Ceinture chevauchement, Miocène, Alpes-Maritimes, Alpes-deHaute-Provence, Chaînes subalpines, Arc Castellane.

Key words: Microtectonics, Balanced cross sections, Reactivation, Normal faults, Fold and thrust belts, Miocene, Alpes-Maritimes, Alpes-de-Haute-Provence, Subalpine belts, Castellane fold-thrust belt.

Olivier LAURENT (1, 2)

Jean-François STEPHAN (1)

Michel POPOFF (1)

* Manuscrit déposé le 4 juillet 2000, accepté le 4 décembre 2000.(1) UMR Géosciences Azur, Univ. Nice Sophia Antipolis, 250 Ave A. Einstein, 06560 Valbonne.(2) Ecole Normale Supérieure, Laboratoire de Géologie, UMR 8538, CNRS, 24 rue Lhomond, 75231 Paris cedex 05.

Three parallel balanced crosssections, constructed perpendicular tothe NNE-SSW shortening direction of theCastellane fold-thrust belt, constrain theamount of shortening between theforeland and the northern edge of thefold-thrust belt at 17-18 km ± 1.5 km.This estimate is significantly lower, bybetween 3 and 10 km, than the estimatesof previous authors (Ritz, 1991; Eroutand Lhote, 1991; Thibault, 1995;Lickorish and Ford, 1997; Ford et al.,1999) .

The major décollement of theCastellane fold-thrust belt occurs inMiddle to Late Triassic evaporites,separating the folded and thrustedsedimentary cover from large basementhighs that include the Verdaches domeexposing Carboniferous basement in thenorthwest, the Barrot dome exposingPermian rocks in the northeast, and theArgentera massif exposing Permian rocksand Hercynian basement rocks in thenorth. East-west striking normal faultscontrolling south-directed folds andthrusts of Miocene age within thesebasement highs and within the Castellanearc sedimentary cover are obscured bydeformed and remobilized evaporitesalong the décollement.

The main phase of southward-directedfolding and thrusting of the southernCastellane arc is of Miocene age, althoughminor pulses of Oligocene and Pliocene toQuaternary deformation are present. TheEarly-Middle Miocene thrusts formed byin-sequence southward propagation.Southward Early-Middle Mioceneoverthrusting to the Esterel-Tanneronmassif, an area of thicker basementlacking a sedimentary cover, halted thesouthward in-sequence propagation andcaused the formation of out-of-sequenceback thrusts (Baous, Audibergue andSeranon thrusts) in the previously formedthrust pile. Thrusting continued into thePliocene with the Digne nappe to thenorthwest and the western part of the Nicearea to the southeast.

Microtectonic data show that the maincompressive direction of the Castellanefold-thrust belt is similar to the NNE-SSWdirection noted by previous workers in itswestern and internal areas (Faucher et al.,1988; Hamiti, 1994; Aubourg et al., 1999).Up to 40° variability in the compressivedirections can be explained by variations

in local transport directions for each thrustsheet, which was probably structurallycontrolled by east-west-striking normalfaults of Early Cretaceous age.

We conclude that the main controls onthe Castellane fold-thrust belt are a com-bination of factors that include boundaryconditions, inherited normal faults, litho-logic variations, variations in sedimenta-ry thicknesses, the locations andefficiency of décollement layers, andstrain partitioning. Some of these factors,such as the effects of the inherited east-west normal faults on the fold-thruststructures, were previously underestimat-ed in the frontal fold-thrust belts.

IntroductionLe système de plis et de chevauche-

ments de l’arc de Castellane est situé dansla partie la plus externe et la plus méridio-nale des Alpes occidentales. C’est unexemple de prisme tectonique de formearquée situé au front d’une chaîne de mon-tagnes, à l’image du Jura, des Baronnies oude l’arc de Nice, dans les Alpes occiden-tales (fig. 1a). Les modalités de structura-tion de ces prismes sont généralementcomplexes et nécessitent une approchemulti-échelles, qui n’avait pas été utiliséedans le cas de la partie méridionale de l’arcde Castellane, caractérisée par l’absence dedonnées sismiques ou de forages. Pour réa-liser l’étude structurale la plus complètepossible de cette portion de chaîne, nousavons combiné plusieurs méthodes : ana-lyse cartographique, observations de ter-rain micro et macrostructurales,construction de coupes équilibrées. Cettedémarche permet d’identifier les différentsstyles de déformation, de décrire la géomé-trie tridimensionnelle des structures asso-ciées à ces déformations, de cerner le rôlede l’héritage dans l’acquisition de cesgéométries et de préciser la chronologiedes événements tectoniques. Nous pou-vons ainsi proposer un modèle cinématiquecohérent et déterminer l’influence respecti-ve des différents paramètres et processusphysiques qui interviennent dans la genèsede ce prisme.

Contexte géologiquerégional

Comme l’ensemble des Chaînes sub-alpines, l’arc de Castellane résulte de l’é-caillage et du plissement de la couverture

mésozoïque et cénozoïque de la partieinterne de la paléomarge européenne dela Téthys. A l’avant du front pennique ouà l’avant du poinçon apulien, cette cou-verture s’est déplacée vers le sud à sud-ouest durant le Miocène, au-dessus d’unniveau de décollement régional localisédans les évaporites du Trias moyen etsupérieur (fig. 2). La couverture décolléeprésente des variations d’épaisseur et defaciès d’ouest en est et du sud vers le nord(Cotillon, 1971 ; Beaudoin et al., 1975 ;Dardeau, 1983), qui reflètent le passaged’un domaine de plate-forme (sériesréduites et carbonatées provençales) à undomaine de bassin (séries épaisses, mar-neuses à marnocalcaires dauphino-vocontiennes) de l’extérieur versl’intérieur de la chaîne (fig. 2).

L’arc de Castellane est dans une posi-tion structurale originale du fait de sonenvironnement géologique (fig. 1b). Il estlimité au nord par le massif del’Argentera, le massif cristallin externe leplus méridional de la chaîne alpine et leseul à être orienté NW-SE. Ce massif pré-sente un satellite, le dôme de Barrot, degrand axe E-W, qui ne laisse affleurer quele Permien. A l’est, il est bordé par la pluspetite des chaînes subalpines : l’arc deNice (Gèze, 1963). L’avant-pays de l’arcde Castellane comprend plusieursdomaines : à l’ouest le bassin syntecto-nique mio-pliocène de Valensole (Dubar,1983), au sud-ouest la chaîne provençaled’âge éocène (Lutaud, 1957), au sud lemassif cristallophyllien des Maures-Tanneron (réf. in Morillon, 1997) et lebassin oligo-miocène ligure, orienté sui-vant un axe NE-SW (Réhault, 1981).

L’arc de Castellane est constitué dedeux branches orthogonales : une brancheoccidentale ou N-S d’environ 60 km delongueur entre Barles et Aiguines, et unebranche méridionale ou E-W, d’environ90 km, entre Bauduen et la basse vallée duVar (fig. 1b). Les deux branches sontséparées par le faisceau d’accidents décro-chants sénestres de Rouaine, orienté N45en moyenne (appelé aussi « faisceau duVar » : Pairis et al., 1986 ou « accidentGévaudan-Daluis » : Ritz, 1991), qui sesuit sur environ 40 km. Jalonné par lesunités rétrochevauchantes de la Bernardeet de Taulanne, il se termine au sud-ouestdans la région de Castellane. C’est cettesous-préfecture des Alpes de Haute-Provence, située également à l’intersection

MODALITÉS DE LA STRUCTURATION MIOCÈNE DE LA BRANCHE SUD DE L’ARC DE CASTELLANE

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 3, 200034



Robion

St-Auban

Fig. 1.- La chaîne alpine et l’arc de Castellane dans ce dispositif. 1A : Schéma structural simplifié de la chaîne alpine. Localisation de l’arc de Castellane etde la figure 1B. 1B : Schéma structural de l’arc de Castellane avec localisation de la figure 3.

Fig. 1.- Location of the Alpine range and Castellane fold-thrust belt. 1A: Simplified structural sketch of the Alpine range. Location of the Castellane arc andFigure 1B. 1B: Structural map of the Castellane arc and location of Figure 3.

entre les deux branches, qui a donné sonnom à l’ensemble du dispositif arqué(Goguel, 1936).

La branche occidentale comprenddeux domaines structuraux majeurs :

1. Au nord, la célèbre nappe de Digne,qui s’est déplacée d’au moins 20 km versle SSW sur son avant-pays provençal(Ehtechamzadeh-Afchar et Gidon, 1974 ;Gigot et al., 1974 ; Gidon et Pairis, 1986,1992) et qui s’avance sur le remplissagesyntectonique du bassin de Valensole. Sapartie interne (orientale) est affectée pardes plis de grande amplitude à cœur éocè-ne, orientés N-S à NW-SE, et estdécoupée par quelques grands accidentsN-S à jeu décrochevauchant dextre,comme la faille Gévaudan-la Cine(Gidon, 1982).

2. Au sud, le domaine des écailles fron-tales (Pelline-Chabert, 1996), chevauchéespar la nappe de Digne, qui comprend plu-sieurs unités chevauchantes vers l’ouest oule sud-ouest, délimitées par des accidentsdécrochants à décrochevauchants dextresN-S, comme les faisceaux du Poil-Creissetet de Trévans (Ganeval, 1973 ; Gidon,1982 ; Beaudoin et al., 1986 ; Pelline-Chabert, 1996).

La branche méridionale comprendprincipalement des structures compres-sives E-W organisées suivant deuxdomaines principaux :

1. Au nord, le domaine des plis quicomprend de larges synclinaux à cœur deCrétacé supérieur ou de Paléogène,séparés par des anticlinaux étroits, plusou moins chevauchants, armés par lescalcaires du Jurassique supérieur.

2. Au sud, le domaine des écailles quiest constitué de nombreux chevauche-ments E-W à vergence sud. Le front dechevauchement présente des virgationsqui le décalent de plus en plus vers le sudd’est en ouest, de la vallée du Var àFayence.

A l’arrière du dispositif, de nombreuxauteurs (Siddans et al., 1984 ; Ritz,1991 ; Laurent, 1998 ; Lickorish etFord : 1998, 1999) considèrent que lesocle est impliqué dans la déformation,que ce soit au niveau du massif cristallinde l’Argentera ou de son satellite, ledôme de Barrot. Les quantités de rac-courcissement estimées à partir de coupes



Fig. 2.- Log stratigraphique simplifié (2B) et distribution des épaisseurs de séries stratigraphiques dansl’arc de Castellane (2A).

Fig. 2.- Simplified stratigraphic log (2B) and thickness variations of stratigraphic units in the Castellanearc (2A).

A

B

équilibrées dans la branche méridionalede l’arc de Castellane, suivant une direc-tion subméridienne perpendiculaire auxstructures majeures, varient entre 20 et27 km (Ritz, 1991 ; Erout et Lhote,1991 ; Thibault, 1995).

L’héritage structuralanté-alpin

Les principaux résultats structurauxprésentés dans ce chapitre sont basés surdes observations de terrain et sur l’analysedes données cartographiques disponiblesdans la branche méridionale de l’arc deCastellane. L’étude structurale de labranche occidentale a fait l’objet de nom-breux travaux depuis 1980 (Gidon, 1982 ;Beaudoin et al., 1986 ; Gidon et Pairis,1986, 1992 ; Pelline-Chabert, 1996).

Quelle que soit l’échelle d’observa-tion, la branche méridionale de l’arc pré-sente une grande complexité structurale,qui se traduit par un découpage très serréen de nombreuses unités tectoniques.Celles-ci, délimitées par des chevauche-ments E-W, sont localement affectées pardes décrochements sénestres NE-SW etdextres NW-SE, qui présentent des rejetshorizontaux pour la plupart inférieurs aukilomètre.

Beaucoup de ces failles qui ont eu unjeu chevauchant ou décrochant (voiredécro-chevauchant) au Néogène sonthéritées d’épisodes tectoniques méso-zoïques et paléogènes. Nous analyseronsd’abord ce réseau de failles héritées.

Les paléostructures mésozoïqueset paléogènes

Certains plis et chevauchements de labranche méridionale de l’arc de Castellaneréactivent des structures plicatives ou che-vauchantes paléogènes, nées lors de la for-mation de la chaîne pyrénéo-provençale.Cet héritage compressif provençal, qui semanifeste par la discordance de l’Eocènesupérieur sur des structures fini à post-cré-tacées, est particulièrement net dans le sec-teur de Roquestéron (Goguel, 1936 ;Fujiwara et Pairis, 1969 ; Lemoine, 1972),de Saint-Vallier (anticlinal de Briasq :Mennessier, 1966) et de Taulanne. Nousreviendrons dans le chapitre consacré auxcoupes, avec des exemples précis, sur l’im-portance de ces structures héritées plica-tives ou chevauchantes.

Mais, pour l’essentiel, les structuresréactivées correspondent à des failleshéritées des épisodes extensifs jurassiqueset crétacés (Cotillon, 1971 ; Dardeau,1983 ; Delpech, 1988 ; de Graciansky etal., 1989 ; Barbé, 1992 ; Hibsch, 1992). Ilexiste des secteurs privilégiés dans l’arc deCastellane où l’on observe ce réseau depaléofailles normales. Dans la brancheoccidentale, c’est le cas entre la Javie etBarrême avec la faille du Col de la Cine.Cet accident oligo-miocène décrochevau-chant dextre NNW-SSE correspond à uneancienne faille normale jurassique pentéevers l’est (Gidon, 1982 ; Beaudoin et al.,1986), active aussi en tant que faille nor-male au Crétacé supérieur (Pelline-Chabert, 1996). Dans la brancheméridionale, la région de Caille, au nord-ouest de Grasse, est l’une des plus caracté-ristiques pour la variété et l’importance decet héritage structural (fig. 3). Des paléo-failles normales fini-jurassiques à cré-tacées ont pu y être mises en évidencegrâce à la présence de brèches syn-sédi-mentaires ou de variation d’épaisseur desséries crétacées de part et d’autre des plansde failles. Les paléofailles normales jouantdu Lias au Jurassique moyen n’ont pu êtreobservées, probablement du fait d’affleu-rements moins nombreux ou d’une réacti-vation possible des paléofailles normalesau cours du Crétacé. Il existe égalementd’autres paléofailles normales méso-zoïques, mais qui n’ont pu être plus pré-cisément datées, hormis par analogie avecun système d’accidents semblables (i.e. lafaille E-W de Caille, probable paléofaillenormale crétacée).

Les paléofailles normales identifiéesdans le secteur de Caille forment troisgroupes :

1) les paléofailles ni réactivées, nidéformées,

2) les paléofailles passivement déformées,ayant conservé leur jeu originel,

3) les paléofailles réactivées soit endécrochement, soit en chevauchement enfonction de l’angle entre la contraintecompressive et la structure héritée.

Toutes ces paléofailles normales peu-vent également se regrouper en quatregrandes familles en fonction de leurorientation :

1) les failles E-W sont généralement lesplus spectaculaires par leur longueur pluri-

kilométrique, comme la faille du col Sant-Peyre (fig. 3, n°1) ou les failles bordièressud et nord du graben du Plan de Peyron(fig. 3, n°2). D’autres sont de dimensionsplus modestes (infrakilométriques) à l’ima-ge de la faille du Col Bas (fig. 3, n°3). Cespaléofailles normales E-W non déforméesne sont pas très nombreuses dans labranche méridionale de l’arc de Castellane.Il est possible que beaucoup de ces faillessoient aujourd’hui masquées par les che-vauchements ou qu’elles aient été réuti-lisées en tant que chevauchements au coursde la déformation alpine. C’est le casnotamment de la faille de Caille (fig. 3,n°4), d’orientation N80-N110, fortementpentée vers le nord (45 à 70°N), visible surenviron 1 km au nord-est du village deCaille. Le miroir de faille, découpé enbaïonnette, présente deux familles de striesqui traduisent un mouvement décroche-vauchant sénestre puis chevauchant. Cesdéformations compressives sont certaine-ment d’origine alpine donc, plus précisé-ment, d’âge Miocène par analogie avec lesstructures de même importance qui ont puêtre datées ailleurs dans l’arc de Castellane(e.g. chevauchement des Baous, chevau-chement de Briasq qui seront décrits plusloin). Notons que l’épaisseur de la sériecrétacée augmente de quelques dizaines demètres d’épaisseur au nord de la faille(développement du Cénomanien supérieuret du Turonien dans le synclinal deValderoure : cf. feuille de Castellane,Kerchkove et al., 1976) et de nombreusespaléofailles normales à pendage nord sontprésentes sur la falaise du Mont Baurouxou sur le flanc nord de l’écaille duBauroux-Thorenc. Toutes ces caractéris-tiques sont de bons arguments pourconsidérer que la faille de Caille est unepaléofaille normale crétacée à pendagenord, réactivée par des jeux compressifspostérieurs.

A l’échelle de l’ensemble de labranche méridionale de l’arc deCastellane, l’observation en carte et encoupe (cf. plus loin) de la géométrie dessurfaces de chevauchements E-W, mon-trent que les plans de failles sont lissés enprofondeur et ne présentent pas le dispo-sitif classique en « palier-rampe ». Si l’onapplique l’interprétation de Cooper etTrayner (1986) sur ce type de géométrie,à savoir que cette trajectoire lissée estcaractéristique d’un chevauchement sesuperposant à une structure héritée, on endéduit que l’essentiel de la structuration



E-W de cette branche méridionale esthéritée. Cet héritage, s’il semble daterprincipalement du Mésozoïque (i.e. faillede Caille), a également pu être réactivédans un régime compressif anté-alpin(plis E-W pyrénéo-provençaux).

2) les failles N-S sont assez nom-breuses dans le secteur de Caille. Dedimensions plus modestes que les faillesE-W, elles délimitent localement des petitsfossés comme ceux d’Escragnolles (fig. 3,n°5) ou de Canaux (fig. 3, n°6), mais pré-sentent toujours des rejets verticaux appa-rents très modestes. Les miroirs de failles,souvent déformés (gondolage, verticalisa-tion : fig. 3, n°7 par exemple), présententrarement des marqueurs de faille normale,comme l’avait remarqué Hibsch (1992)dans le cas des bordures du fosséd’Escragnolles. Par contre, la géométrie deces accidents (pendages forts en vis-à-vispour les deux bordures des fossés), leurscellement par les marnes de l’Albo-Cénomanien, la présence de séries cré-tacées anté-cénomaniennes beaucoup plusépaisses dans le cœur du graben, confir-ment qu’il s’agit bien de failles normales

d’âge Crétacé inférieur. Ces fossés sontnombreux dans la région du Haut-Var (i.e.fossés du Fil, de Brovès) où la présence desédiments crétacés et oligocènes épais etbien préservés, combinés à des brèchessynsédimentaires, a permis d’attribuer àcertaines de ces structures un âge de for-mation Crétacé inférieur, avec remobilisa-tion à l’Oligocène (Giannerini, 1978 ;Franco, 1982 ; Hibsch, 1992). D’autresaccidents N-S ont été réactivés plusrécemment que l’Oligocène, au Miocène,lors de la genèse de l’arc de Castellane.C’est le cas de la bordure occidentale dufossé des Emplans ou faille d’Enlil (fig. 3,n°8). Le miroir de faille, orienté N5-N20,44 à 80°E, porte plusieurs familles destries marquant un jeu décrochant oudécrochevauchant dextre.

3) les failles NE-SW sont générale-ment, dans leur position actuelle, desdécrochements sénestres (fig. 3, n°9 :faille du Pont du Loup sur la bordureorientale du fossé des Emplans) ou desfailles de transfert qui séparent deux com-partiments d’organisation structuraledifférente (fig. 3, n°10 : accident du

Castellaras entre les deux unités de Bleineet du Bauroux-Thorenc à l’ouest et laMontagne du Cheiron à l’est). Néanmoins,certains accidents n’ont pas été réactivés etont conservé leur jeu normal à pendageouest crétacé originel qui se traduit par unsurépaississement des séries néoco-miennes dans le compartiment effondré(fig. 3, n°11 : accident de l’Hubac desQuatre Tours) et un scellement de cesfailles par les calcaires barrémiens (fig. 3,n°2) ou les marnes albo-cénomaniennes(fig. 3, n°11). En dehors du secteur deCaille, la famille de failles NE-SW corres-pond le plus souvent à des failles nor-males limitant des grabens crétacés etoligocènes (Mons, Ray : Giannerini,1978), qui ont été réutilisées postérieure-ment en tant que décrochements ou décro-chevauchements sénestres.

4) A partir des mêmes arguments quepour les failles NE-SW, nous avons pumontrer que certaines failles NW-SE sontégalement d’anciennes failles normalescrétacées pentées vers le Nord (fig. 3,n°12 : faille du Bas-Thorenc) ou vers lesud (fig. 3, n°13 : faille du col de



Failles décrites dans letexte

Fig. 3.-Schéma structural de la région de Caille, un musée naturel des paléofailles normales. Les numéros correspondent aux paléofailles normales décrites dansle texte. Localisation de la figure 4 (près du col de Valferrière) et du bloc-diagramme de la figure 5 (poljé de Caille).

Fig. 3.- Structural map of the Caille area. Numbers correspond to the Mesozoic normal faults described in the text. Location of Figure 4 (near the “col deValferrière”) and of the 3D diagram in Figure 5 (Caille polje).

Valferrière). La paléofaille normale duBas-Thorenc, qui délimite avec la faillede l’Hubac des Quatre-Tours le graben duBas-Thorenc, n’a pas été réactivée. Lafaille du Col de Valferrière, N100-125,60°S, a, quant à elle, été déformée passi-vement. Elle est décalée par de petitsplans de failles inverses ou de glisse-ments banc-sur-banc qui lui sontcoaxiaux (fig. 4, n°B) et auxquels sontassociées des stries d’azimut N170-175.Cette paléofaille normale a servi égale-ment de guide à la localisation du che-vauchement de l’unité de la Grau demême orientation (fig. 4, n°A). Lecontraste rhéologique entre les calcairesjurassiques et les marnes néocomiennes,juxtaposés par la paléofaille normale, estpeut-être à l’origine de la localisation etde l’orientation de ce chevauchement.

La structuration alpineLa mosaïque structurale de la branche

méridionale de l’arc de Castellane com-prend comme structures principales desplis et des chevauchements subE-W. Ladistribution et l’importance de ces derniersen terme de longueur ou de flèche varientselon les secteurs (fig. 1B). Ainsi, les plisdominent-ils (1) au nord de Saint-Auban,où les chevauchements sont peu nom-breux, (2) entre Robion et Aups où les che-vauchements sont de faible amplitude(moins de 2 km de raccourcissementcumulé). Par contre, ces derniers sont trèsnombreux (plus d’une dizaine) et d’ampli-tude plus forte entre Grasse et Saint-Auban(plus de 12 km de raccourcissementcumulé). Ces variations de style structurals’observent également pour le chevauche-ment frontal de la branche méridionale del’arc, que l’on peut suivre de manièrecontinu entre les deux bassins néogènes deValensole à l’ouest et du Var à l’est(fig. 1B). Son orientation varie de WNW-ESE (région d’Aups) à NE-SW (région deFayence), tandis que les quantités de rac-courcissement varient de quelques cen-taines de mètres (région de Fayence) à13 km (chevauchement des Baous).

Deux types de chevauchements E-Wà vergence sud sont présents dans labranche méridionale de l’arc deCastellane :

1) des chevauchements à faible penda-ge, les plus nombreux, situés généralementà la base des écailles les plus frontales. Le



A (SW) A' (NE)

SW NE

B

A

Fig. 4.- Coupes du secteur du col de Valferrière. Une faille normale crétacée NW-SE est affectée par depetites failles inverses de même orientation (4B) et induit la localisation d’un chevauchement important(4A).

Fig. 4.- Cross sections of the Col de Valferrière area. A NW-SE Cretaceous normal fault is deformed bysmall reverse faults having the same strike (4B) and influenced the location of a new thrust (4A).

chevauchement des Baous, visible encoupe naturelle depuis la vallée du Var, oule chevauchement de Calern, traversé parle gouffre du Calernaüm, en sont lesmeilleurs exemples. Les surfaces de cesdeux chevauchements présentent unegéométrie en paliers-rampes. Les autreschevauchements à faible pendage présen-tent une trajectoire lissée caractéristiqued’un chevauchement se superposant à unestructure héritée (cf. plus haut), probable-ment des plis pyrénéo-provençaux d’âgeCrétacé supérieur à Paléogène.

2) des chevauchements à fort pendagequi, lorsqu’ils ne sont pas la conséquenced’un basculement tardif, réactivent despaléofailles normales mésozoïques. Cethéritage est mis en évidence par diffé-rents arguments : présence de marqueursmicrotectoniques de failles normales(fig. 3, n°4), relations angulaires faille-stratification qui indiquent un pendageinitial très élevé, caractéristique de faillenormale (fig. 3, n°14), réactivation peumarquée d’un miroir de faille normalepréservé (bordure orientale du fossé deMons), différences d’épaisseur et de

faciès de séries mésozoïques de part etd’autre du plan de faille (Saint-Auban,Courchons).

En plus de ces différences sur lagéométrie des chevauchements, les varia-tions de style structural sont parfois specta-culaires au sein même d’une unité. C’est lecas notamment pour le front de chevauche-ment de l’unité du Bauroux-Thorenc, entreCaille et Andon (fig. 5). Ainsi, à l’est del’accident NE-SW du Col Bas, le chevau-chement de cette unité sur celle de l’Hubacs’effectue sur environ 1,5 km par l’inver-sion de la paléofaille normale E-W deCaille. Du fait de son fort pendage vers lenord, celle-ci ne prend en compte qu’unequantité de raccourcissement horizontaltrès modeste (0,3 km) sur la longueur deson parcours. Au contraire, plus loin versl’est, un chevauchement WNW-ESE,d’amplitude plus importante (1,6 km),prend le relais de la paléofaille normalejusqu’à Andon. Le front de chevauchementde l’unité du Cheiron, prolongement orien-tal de l’unité du Bauroux-Thorenc, présen-te lui aussi une variation latérale de stylestructural. En effet, la série jurassico-cré-

tacée du Cheiron chevauche, du Castellarasà Vespluies, les séries crétacées et éocènesdu synclinal du Loup. Par contre, deVespluies à Coursegoules, la continuitéstratigraphique entre la série du Cheiron etcelle du synclinal du Loup exclut toutecomposante chevauchante. Le raccourcis-sement moindre est ici pris en compte parune forte flexuration de la série méso-zoïque, qui est verticalisée.

Parmi les structures compressivessecondaires observées dans l’arc deCastellane (fig. 6), les plus nombreusessont les plis rétrodéversés (Végay,Gourdan, Charamel) et les rétrochevauche-ments à vergence nord (Bernarde, La Grau,Taulanne). Trois mécanismes différentssemblent associés à ces structures et parti-cipent à la complexité structurale de l’arc :

1) plissement de la couverture sur unerampe de chevauchement fortementpentée (Végay, Gourdan : fig. 6.A),

2) réactivation de plis et de chevau-chements pyrénéo-provençaux à vergen-ce nord (Charamel, La Grau : fig. 6.B),



Fig. 5.- Bloc-diagramme de la région de Caille. La faille normale mésozoïque E-W de Caille, à pendage nord, a été réactivée (a) sur environ 1 km. Vers l’est,cette faille normale a été tronquée par un nouveau chevauchement E-W, fortement penté vers le nord (b).

Fig. 5.- Block diagram of the Caille area. The Mesozoic E-W normal Caille Fault with a northerly dip, has been reactivated (a) over a length of 1 km. To theeast, this normal fault has been truncated by a new E-W thrust with a steep dip to the north (b).

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Crétacé

3) poinçonnement d’une partie de lacouverture et formation d’une zone trian-gulaire (La Bernarde, Taulanne : fig. 6.C).

L’ensemble des structures plicatives etchevauchantes E-W est affecté par desdécrochements, NNE-SSW à NE-SW àfort rejet horizontal (fig. 3, à l’ouest du vil-

lage de Caille) et NNW-SSE à NW-SE àplus faible rejet (fig. 3, n°15). D’autresaccidents de même orientation correspon-dent à des zones de relais ou des failles detransferts qui localisent des changementsbrutaux de style structural ou des virga-tions dans l’orientation des accidents prin-cipaux (fig. 7).

C’est le cas pour certains accidentsbien marqués :

- le faisceau de Rouaine (fig. 7, 1) estune zone de relais constituée d’unensemble de failles décrochantesorientées NE-SW. Il sépare la brancheméridionale de l’arc de Castellane (struc-



Fig. 6.- Exemples de structures déversées à rétrochevauchantes vers le nord. 6A : anticlinal rétrodéversé de Végay (extrait de la figure 11, coupe du Cheiron).6B : rétrochevauchement de l’unité de la Grau qui se superpose à un anticlinal pyrénéo-provençal déversé vers le nord, comme le montre la discordance del’Eocène supérieur (eC, e6-7C) sur le Jurassique supérieur (j5-9) au nord de l’unité (a), alors que la discordance s’effectue sur le Crétacé au sud de l’unité dela Grau (n6-c2, b) et sur l’unité de Taulanne (n1-2a, c). 6C : Rétrochevauchement de l’unité de la Bernarde vers le nord, sur l’unité de Crémon et ses structuresN-S à NNE-SSW.

Fig. 6.- Examples of north-verging overturned to backthrust structures. 6A: The overturned Vegay anticline (selected from Fig. 11, Cheiron cross-section). 6B:Backthrust of the Grau unit over a Pyrenean-Provence anticline overturned to the north. The anticline is revealed by the unconformity of Upper Eocenesediments (eC, e6-7C) on the Upper Jurassic (j5-9) in the north of the Grau unit (a), on the Cretaceous in the south of the Grau unit (n6-c2, b) and on theTaulanne unit (n1-2a, c). 6C: Northward backthrusting of the Bernarde over the Cremon unit and its N-S to NNE-SSW structures.

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tures principalement E-W), de la brancheoccidentale (structures plutôt N-S) ;

- la faille de transfert du Castellaras(fig.7, 2), NE-SW, se localise là où l’unitédu Cheiron se dédouble à l’ouest en deuxécailles chevauchantes (unités duBauroux et du col de Bleine) ;

- la zone de relais NW-SE Castellane-Lachens (fig.7, 3) sépare, côté est, lesécailles chevauchantes E-W de labranche méridionale de l’arc et, côtéouest, différentes structures : synclinauxtertiaires, fossés subméridiens, anticli-naux et chevauchements ;

- une zone de relais NNE-SSW à NE-SW (fig.7, 4) permet, en rive droite de lamoyenne vallée du Loup, à la déforma-tion de se propager plus loin vers le sud etde se distribuer sur un plus grand nombred’unités qu’en rive gauche (Calassou etal., 1993). Cette zone de relais se situedans le prolongement d’une famille d’ac-cidents NNE-SSW qui affecte le socledes Maures-Tanneron et la couverturetriasique sus-jacente. A Mouans-Sartoux,au sein de cette couverture triasique, nousavons pu déterminer que ces accidentssont des paléofailles normales triasiquesayant permis un épaississement des sériescôté ouest. Néanmoins, de part et d’autredes gorges du Loup, nous n’avonsobservé aucune variation significatived’épaisseur de la série sédimentaire.

Ces accidents présentent cependantdes rejets horizontaux apparents faibles(5 km au maximum pour le faisceau deRouaine : Barbé, 1992) par rapport auxflèches de raccourcissement associéesaux chevauchements E-W. Il s’agit pro-bablement de paléofailles normalesmésozoïques réactivées, en dépit desfaibles variations dans les faciès et lesépaisseurs des séries sédimentaires syn-tectoniques observées de part et d’autrede ces accidents.

Cinématique et paléochampsde contraintes

L’analyse microtectonique réaliséedans la branche méridionale de l’arc deCastellane, nous a permis d’acquérir deuxtypes de données :

1) les directions de transport desécailles tectoniques, obtenues à partir dela mesure des azimuts de stries ou de can-

nelures sur les chevauchements ou àproximité de ceux-ci ainsi que, sous cer-taines conditions, les azimuts de glisse-ment banc-sur-banc ou les directions despics stylolitiques.

Dans la pratique, les marqueurs ciné-matiques sont peu nombreux. Sur lesquelques plans majeurs où l’on a pu lesobserver (Audibergue, Hubac, Caille, Boisde Séranon), les directions de transportvarient entre N160 et N40, avec une fré-quence plus importante pour la direction detransport subméridienne (environ N10) ;

2) les paléotenseurs de contraintes,obtenus à partir de l’analyse de popula-tions de failles à l’intérieur des écailles,sur lesquelles ont été observés les mar-queurs de la déformation fragile (stries,riedels, stylolites). Le logiciel TECTO(Angelier, 1990), qui fait appel à uneméthode d’inversion directe, a été utiliséà cet effet.

Cette étude microtectonique a portésur 86 sites distribués dans la brancheméridionale de l’arc (fig. 8) ; elle révèlel’existence de plusieurs directions de ser-rage. Leur chronologie relative a pu êtredéterminée sur quelques sites où plu-sieurs directions ont été enregistrées

(fig. 9, site n°16 par exemple), mais ellen’est généralement pas cohérente d’unsite à l’autre. Par ailleurs, l’âge des défor-mations associées à ces directions de ser-rage n’a pas pu être davantage précisé ouaffiné par rapport au travail de Ritz(1991) qui a montré que l’essentiel de laconstruction de l’arc de Castellane s’estréalisé au cours du Miocène.

Dans le détail, 29 sites nous ont per-mis de déterminer l’orientation de lapaléo-contrainte principale σ1 : celle-civarie généralement entre N150 et N050(fig. 9) avec une direction dominanteNNE-SSW. Elle est légèrement différentede la direction N-S, proposée pour leMiocène par Ritz (1991) ou Erout etLhote (1991). Ce résultat reste néanmoinscohérent avec le paléotenseur régionaldéterminé dans la nappe de Digne et dontle σ1 est orienté N20-N30 (Faucher et al.,1988 ; Aubourg et al., 1999). Ceci per-met de proposer l’existence dans toutl’arc de Castellane d’une direction de ser-rage moyenne miocène NNE-SSW.

Les autres directions de serrage déter-minées dans notre étude ne montrent pasde répartition spatiale particulière surl’ensemble de la branche méridionale del’arc de Castellane.



Fig. 8.-Localisation des sites d’acquisition des données microtectoniques (numéros). Les synclinauxtertiaires apparaissent en grisé.

Fig. 8.- Location of the microtectonic data acquisition sites (numbers). The Tertiary synclines are inshaded.

Par exemple, le serrage NW-SE, révélésur certains sites, n’a pas été observé par lesauteurs antérieurs qui ont déterminé despaléotenseurs de contraintes à l’échellerégionale (Combes, 1984 ; Ritz, 1991) oude l’ensemble de la chaîne alpine (Bergerat,1985). Il semble donc correspondre à desréorientations locales du champ decontrainte, que l’on peut expliquer par laprésence d’accidents hérités (Anderson,1951 ; Ramsay, 1967). Par exemple le fais-ceau de Rouaine, constitué de paléofaillesnormales mésozoïques NE-SW (Dardeau,1983 ; Delpech, 1988 ; Barbé, 1992), a puréorienter la contrainte régionale NNE-SSW. Celle-ci, devenant localement NW-SE est peut-être à l’origine des nombreuxplis d’axe NE-SW situés à l’est du faisceau,dans la région de Puget-Théniers.

Structure en coupe et quantitéde raccourcissement

Dans la branche méridionale de l’arc deCastellane, les plis et les chevauchementsmontrent d’importants changements de

géométrie d’est en ouest et du nord au sud.Nous avons choisi de réaliser trois coupeséquilibrées N-S, de manière à préciser lesévolutions structurales dans ce secteurméridional de l’arc de Castellane et égale-ment de déterminer les quantités de rac-courcissement qui accompagnent la miseen place de l’arc. Ces trois coupes sont d’esten ouest, celles du Cheiron, del’Audibergue et de Canjuers (fig. 10). Trèspeu de coupes ont été réalisées dans labranche occidentale (Pelline Chabert,1996 ; Lickorish et Ford : 1998,1999) carles nombreux décrochements N-S faussentles estimations de raccourcissement dans cesecteur. Pourtant, la coupe de Lickorish etFord, orientée N55 et donc oblique à ladirection moyenne de transport de la nappede Digne (N20-N30), a été équilibrée entrele bassin de Valensole et le massif del’Argentera. La restauration donne un rac-courcissement minimum suivant cettedirection de 21,5 km, comparable aux diffé-rentes estimations effectuées dans labranche méridionale (Erout et Lhote, 1991 ;Ritz, 1991 ; Laurent, 1998 ; cet article).

Les coupes, orientées parallèlementou sub-parallèlement à la direction detransport régionale, NNE-SSW, et en toutcas perpendiculaires à la majorité desfronts de chevauchements, ont été équili-brées en utilisant les méthodes classiquesde construction (Gratier, 1987 ;Woodward et al., 1989), et notamment laméthode des structures déroulables(Dahlstrom, 1969). Cette méthodeconsiste à déplier chaque coupe représen-tative de l’état actuel en mesurant les lon-gueurs de niveaux stratigraphiquesrepères entre deux limites, appelées« pin-line », et en les reportant sur lacoupe restituée correspondante.

La comparaison de ces longueurs surla coupe restituée et la coupe actuellenous permet de déterminer les quantitésde raccourcissement.

Les incertitudes sur les quantités deraccourcissement sont obtenues, surtoutes les coupes, de la manière suivante :

1) sur chaque unité tectonique, onplace un repère perpendiculaire auxcouches, qui joue le rôle de marqueurpassif ;

2) les longueurs développées dechaque couche sont reportées à partir deces repères ;

3) la géométrie de chaque plan de failleest ainsi reportée deux fois, à partir desmesures de longueur effectuées dans lecompartiment chevauchant et chevauché ;

4) l’écart entre les deux géométriesest mesuré et donne une estimation del’erreur de la quantité de raccourcisse-ment associée à cet accident ;

5) la sommation des incertitudes estensuite effectuée sur une partie ou la tota-lité de la coupe considérée. L’erreurmaximum ainsi déterminée ne dépassepas 10 % de la valeur du raccourcisse-ment calculé.

Dans le cas de l’arc de Castellane, quis’est structuré en plusieurs phases tecto-niques, la restauration s’est effectuée parétapes.

Les étapes de restauration correspon-dent aux périodes (Jurassique terminal,anté-Eocène supérieur, Oligocène moyen)qui précédent les épisodes majeurs de ladéformation (extension Crétacé inférieur,



Fig. 9.- Caractéristiques principales des paléotenseurs de contrainte (orientation de la contrainteprincipale maximale σ1, régime tectonique, chronologie entre tenseurs) calculés pour 29 stations parmiles 89 sites d’acquisition des données microtectoniques.

Fig. 9.- Main characteristics of the strain tensors (direction of the main compressive axis σ1, tectonicconditions, chronology between tensors) estimated for 29 sites among the 89 microtectonic-dataacquisition points.



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compression pyrénéo-provençale Eocènemoyen, compression alpine oligo-miocè-ne) et sur lesquels nous reviendrons plusen détail dans le chapitre sur la chronolo-gie de structuration.

La genèse miocène de l’arc deCastellane n’a été reconstituée qu’en uneseule étape, ce qui permet de visualiserimmédiatement toute l’importance decette déformation.

Trois stades de restauration ont doncété choisis :

1) l’Oligocène moyen, qui élimine laquasi-totalité des structures compressivesalpines ;

2) l’Eocène moyen. Cette étape per-met d’éliminer la subsidence liée auxdépôts éo-oligocènes (800 m dans le syn-clinal de Saint-Antonin : Bodelle, 1971)et la faible extension oligocène associéeaux petits fossés subméridiens. Elle metaussi en évidence les paléoplis pyrénéo-provençaux scellés sous la discordancede l’Eocène supérieur (les Scaffarels prèsd’Annot, Mont Mal) ainsi que l’ensembledes paléofailles normales crétacées, réac-tivées pour certaines au Néogène ;

3) le Jurassique terminal, qui per-met de quantifier l’extension crétacée quiaccompagne l’installation du bassin dau-phino-vocontien et qui permet égalementde différencier les paléostructures cré-tacées et jurassiques.

Deux des trois coupes réalisées(celles du Cheiron et de l’Audibergue)ont été restaurées à ces trois époques. Latroisième, la plus occidentale (coupe deCanjuers), n’a été restaurée qu’àl’Oligocène moyen, car elle avait essen-tiellement pour objectif de déterminerune quantité de raccourcissement à l’al-pin et de comparer cette valeur aux esti-mations faites sur les deux coupes plusorientales.

Dans leur état de déformation actuel(fig. 10), les trois coupes montrent toutesun style tectonique semblable, caractérisépar un écaillage de la couverture sédimen-taire mésozoïque et cénozoïque, au-dessusdu niveau de décollement compris entre leTrias moyen (Lettenkhole) et le Triassupérieur (Keuper). L’empilement d’é-cailles tectoniques et l’augmentation d’é-paisseur de la couverture sédimentaire dusud vers le nord se traduisent par une

forme caractéristique de prisme tecto-nique, avec un toit du substratum réguliè-rement penté vers le nord, vers l’intérieurde la chaîne. De nombreuses failles nor-males, essentiellement crétacées, affec-tent, nous l’avons vu, la couverturesédimentaire. Elles doivent donc se pro-longer dans le socle sous-jacent. Laconstruction des coupes ne permet pas delocaliser ces failles dans le socle, ce quilaisse penser que le toit du socle a été lissé,probablement par un bourrage tectoniquedes niveaux ductiles triasiques au pied despaléofailles normales. Celles-ci seraientalors masquées, « beurrées » par le Trias,le niveau de décollement passant au-des-sus sans montrer d’aspérités, comme l’ontobservé Gillcrist et al. (1987) dans leschaînes subalpines septentrionales (e.g.demi-graben d’Ornon). Malgré ce « beur-rage », nous avons néanmoins pu repré-senter la trace de ces failles normales dansle socle, en restaurant dans leur positionoriginelle les paléofailles normales de lacouverture dépliée.

La coupe la plus orientale, la coupedu Cheiron (fig. 10.1), présente, entrel’avant-pays et la vallée de l’Estéron, unsystème d’écailles chevauchantes à ver-gence sud avec un raccourcissementcumulé de 13,6 ± 1,2 km.

Au nord, la déformation s’exprimesous la forme de larges synclinaux ouverts(Estéron, Saint-Antonin), orientés E-W,constitués d’une série sédimentaire épais-se (respectivement 1500 et 2400 m d’é-paisseur totale estimée). Ils sont séparéspar des anticlinaux cisaillés (Mont Long,Mont Vial) qui matérialisent des quantitésde raccourcissement assez faibles (3,5 kmcumulés). Dans le domaine des écaillesméridionales, l’unité de Caussols nous asemblé être particulièrement chevauchante(8,8 ± 0,5 km de raccourcissement) tandisque la troncature de la série jurassique deCavillore par le chevauchement de Calern(1,8 ± 0,5 km de raccourcissement) est enfaveur d’une mise en place tardive, hors-séquence, de cette dernière unité. Au norddu plateau de Calern, nous interprétonsl’anticlinal dissymétrique du Gros Pounch,légèrement rétrodéversé vers le nord,comme un pli de décollement avec bourra-ge de Trias dans son cœur. Cette coupenous a également permis d’étudier laMontagne du Cheiron qui porte la stationde Gréolières-les-Neiges. Elle constitue unvaste dôme anticlinal (20 km de longueur,

5 km de largeur) dont le relief structuralest anormalement élevé (1500 m de déni-velée environ entre les calcaires deJurassique supérieur de la montagne duCheiron, au nord, et ceux des vallées duLoup et de l’Estéron, en contrebas au sud).Nous proposons différentes hypothèsespour « remplir » le volume situé au cœurde l’unité du Cheiron (fig. 11) :

1) le bourrage tectonique par des éva-porites du Trias supérieur et/ou moyen :ce n’est pas une hypothèse plausible, carelle nécessite une épaisseur de Trias tropimportante (plus de 1000 m), qui se seraittraduite par du diapirisme, comme àPuget-Théniers (Dardeau et deGraciansky, 1990). Or, ce diapirisme n’apas été observé dans le pli rétrodéverséde Végay, sur le flanc nord de laMontagne du Cheiron, ni au sud de cettemontagne ;

2) l’écaillage de socle et/ou de tégu-ment permo-werfénien : on peut difficile-ment la considérer comme une hypothèseviable car la longueur d’onde du volume àcombler est plus proche de la taille desécailles de couverture (quelqueskilomètres) que des structures de socle(15 km de largeur pour le dôme de Barrot) ;

3) l’écaillage des séries de couvertu-re : cela pourrait être la solution la plussimple, mais les différentes hypothèsesenvisagées (duplex, empilement antifor-mal, rétrochevauchements, zone triangu-laire) ne sont pas satisfaisantes car ellesaugmentent toutes les quantités de rac-courcissement de plusieurs kilomètres etne sont plus alors en accord avec les rac-courcissements mesurés latéralement surles deux autres coupes (la différence estd’au moins 5 km soit 25 %) ; d’autrepart, à Coursegoules, la continuité struc-turale entre l’unité du Cheiron et l’unitéde Calern n’est pas favorable à la présen-ce d’un duplex au cœur de l’anticlinal duCheiron ;

4) le horst de socle : c’est une solu-tion qui a par exemple été envisagée pourexpliquer la culmination du grand Crêtd’Eau dans le Jura (Guellec et al., 1990).Dans le cas de la Montagne du Cheiron,ce horst est difficilement concevable enl’absence d’anomalie gravimétrique posi-tive (Dumas, 1998) et alors que le toit dusubstratum est régulièrement penté versle nord, de part et d’autre de l’unité duCheiron ;



5) l’hypothèse qui a été privilégiéesur notre coupe est celle d’un empilementd’écailles de Muschelkalk et de Keuperau cœur de l’anticlinal du Cheiron. Elle al’avantage :

a) de ne pas augmenter la quantité deraccourcissement qui affecte la couvertu-re décollée au-dessus du Trias supérieur,

b) d’être en accord avec la présence,dans la basse vallée de l’Estéron, à l’extré-mité orientale de l’anticlinal, d’un lambeaude Muschelkalk (Bodelle et al., 1980),

c) d’éliminer les inconvénients asso-ciés à l’implication du socle tout en assu-rant le remplissage du volume par dumatériel allochtone. La coupe restaurée à

l’Oligocène moyen permet d’ailleurs depréciser l’origine de ce matériel triasique,entre les futurs synclinaux de l’Estéron etde Saint-Antonin. L’anticlinal rétrodé-versé de Végay, comme celui du GrosPounch, est interprété comme un pli dedécollement.

Au nord de l’anticlinal du Cheiron, lesynclinal de l’Estéron est une structured’importance régionale, qui comprend unecouverture de 1500 m d’épaisseur et qui sesuit sur 50 km d’ouest en est, depuisSoleilhas jusqu’à Gilette. Son flanc nordest chevauché par des unités E-W dis-posées en échelon (Charamel, Mont Long,Mont Mal), affectées par des décroche-ments sénestres N60-N70, à l’origine

d’une erreur d’environ 1 km dans la déter-mination des quantités de raccourcisse-ment sur cette coupe. Les coupesrestaurées nous ont permis de déterminerque ce secteur correspond à un anticlinalpyrénéo-provençal (discordance del’Eocène supérieur sur les séries crétacéeset le Jurassique supérieur), déversé vers lenord à l’Oligocène. Celui-ci a certaine-ment pu jouer un rôle d’aspérité et de blo-cage puisque c’est sur sa bordure nord queviennent se déposer, dans la région deSaint-Antonin, près de 1500 m de sériesoligocène inférieur continentales (Bodelle,1971), ce qui constitue le remplissage leplus complet pour cette époque dans labranche méridionale de l’arc deCastellane.



Fig. 11.- Les différents modèles géométriques proposés pour la Montagne du Cheiron (cf. discussion dans le texte).

Fig. 11.- Different geometric models for the Cheiron anticline (see discussion in the text).

Le synclinal de Saint-Antonin et celuides Quatre-Cantons sont séparés par la ter-minaison occidentale de l’accident duMont Vial, que Dardeau (1987) considèrecomme une paléofaille normale méso-zoïque, inversée au Tertiaire en tant quechevauchement. Cet accident WNW-ESE,presque verticalisé au niveau de Puget-Théniers, présente une composante décro-chante dextre (accident décrochevauchantde Rourebel-Ascros : Beghdadi, 1993), cequi serait à l’origine d’une erreur impor-tante dans l’estimation de la quantité deraccourcissement (plus de 1 km). Lesétapes de restauration de la coupe duCheiron confirment qu’il s’agit d’unepaléofaille normale mésozoïque, très activeau Crétacé. Elle a ensuite été légèrementréactivée au cours de la déformationpyrénéo-provençale anté-Eocène supé-rieur, avant d’être plus intensémentdéformée et réactivée à l’Oligocène (dis-cordances syn-sédimentaires qui affectentla bordure nord du synclinal de Saint-Antonin : Campredon et Giannerini, 1982 ;Beghdadi, 1993) et au Miocène. Son pro-longement dans le socle a pu être posi-tionné (en tenant compte de la restauration)sous la couverture sédimentaire qui séparele Barrot de l’Argentera.

Au nord du synclinal très ouvert desQuatre-Cantons, apparaît le bombementanticlinal du dôme de Barrot (15-17 km delargeur E-W). Celui-ci est légèrement dis-symétrique avec un flanc sud plus penté(environ 20-30°) que le flanc nord (envi-ron 10°). Cette dissymétrie vers le sudévoque un anticlinal de rampe situé àl’aplomb d’un chevauchement affectant lesocle et le tégument. Ce chevauchementavait déjà été suggéré par Goguel (1936 inLemoine, 1972), Ménard (1980) et Ritz(1991). Sur la coupe, le raccourcissementqui lui est associé est estimé à 7,2 ± 1 km.Cette valeur dépend de la géométrie quel’on a choisie pour le prisme chevauchant ;on la contraint néanmoins assez bien par laposition du toit du substratum et la locali-sation des deux transitions palier-rampe(1) puis rampe-palier (2) dans le socle. Cesdernières sont choisies en reportant dans lesocle les variations brutales de pendageobservées en surface dans le tégument sus-jacent. Nous avons également fait l’hypo-thèse que le Permien du dôme de Barrots’était déposé dans un bassin limité par desfailles normales E-W. Nous avons doncdessiné sur la coupe la bordure méridiona-le de ce bassin permien ainsi que son pro-

longement dans le socle, après dépliage duchevauchement du dôme de Barrot.

Sur le flanc sud du dôme de Barrot, lacouverture décollée est localementincomplète et nous pensons que ces dis-paritions sont associées à l’existenced’une faille normale, ENE-WSW, à pen-dage sud (faille de Ciavanette : Cosani,1995), qui constituerait une faille antithé-tique de la bordure méridionale du bassinpermien.

Enfin, au nord et nord-est du Dôme deBarrot, l’existence de deux niveaux dedécollement dans le Trias se traduit parune dysharmonie de déformation entreles séries calcaires du Muschelkalkmoyen et les niveaux plus ductiles duMuschelkalk inférieur (Lettenkhole) etdu Keuper. Le Trias inférieur et lePermien sont également affectés par desplis très serrés synschisteux, subverticauxou déversés vers le sud-ouest (Siddans etal., 1984 ; Guardia et Ivaldi, 1985), bienvisibles dans les vallons de la Vionène etde la moyenne Tinée (Roure, Roubion).

Sur cette coupe, comme sur les deuxautres, et pour les différentes étapes de res-tauration (fig. 12), le choix de faire dispa-raître brutalement certaines séries, au lieude considérer un biseautage progressif, setraduit par des remontées brutales du toitdu substratum, qui ne sont pas associées àl’existence de paléofailles normales. Ils’agit seulement d’un artefact qui est laconséquence d’un manque de données surles zones de dépôt originelles de ces séries.Inversement, en minimisant certains arte-facts, nous avons raisonné sur ces zones dedépôts et montré notamment la présenceinitiale de l’Eocène supérieur (calcairesnummulitiques) au-dessus de l’anticlinaldu Cheiron, à la différence de certainesinterprétations (Ivaldi, 1989). La couperestaurée au pré-Eocène supérieur montreun épaississement de la série sédimentairedu sud vers le nord. La représentation dupaléo-anticlinal de l’Estéron nous permetde suspecter qu’il s’agit d’un pli de décol-lement avec du bourrage tectonique en soncœur. La coupe restaurée au Jurassiquesupérieur prend en compte de manièresymbolique les différences paléobathymé-triques caractérisées par une augmentationde la profondeur du sud (-25 m) vers lenord (-250 m ; Dardeau, 1983). Ces varia-tions sont associées à des changements defaciès et d’épaisseur, mais aucune faillenormale synsédimentaire jurassique n’a pu

être reconnue sur cette coupe. A la fin duJurassique, le domaine le plus méridionalprésente les séries les plus épaisses. Cettesituation s’inverse au Crétacé, les sériesdevenant de plus en plus épaisses de laplate-forme au bassin, ce qui soulignel’importance des paléofailles normales decette époque.

Sur la coupe de l’Audibergue(fig. 10.2), située à environ 15 km à l’ouestde la précédente, la séparation entre undomaine méridional écaillé et un domaineseptentrional constitué de larges syncli-naux n’est pas autant marqué que sur lacoupe du Cheiron. La différence provientessentiellement de la disparition versl’ouest du synclinal de Saint-Antonin, tan-dis que l’unité des Ferriers est plus chevau-chante que ses équivalents orientaux duMont Mal et du Mont Vial. Cette variationlatérale de style dans le domaine septen-trional peut être interprétée comme laconséquence du raccourcissement d’axeNW-SE, qui est bien exprimé à proximitéimmédiate du faisceau de Rouaine. D’autrepart, cette coupe ne présente pas de che-vauchements dominants comme, plus àl’est, les unités de Caussols (8,8 km de rac-courcissement) ou des Baous (13 km). Il ya donc un nombre plus important d’é-cailles, mais avec des quantités indivi-duelles de raccourcissement plus faibles.Ces variations latérales d’une coupe àl’autre s’effectuent pour certaines de part etd’autre de failles de transfert, comme l’ac-cident N-S de Canaux ou celui, NE-SW duCastellaras. Ce dernier sépare l’unité duCheiron et ses 1,6 km de raccourcissementde ses deux diverticules occidentaux : lesunités de la Montagne de Bleine et de laMontagne de Thorenc, qui expriment unraccourcissement cumulé de 4,0 ± 0,5 km.Cependant, malgré ces différences, laquantité de raccourcissement totale le longde la coupe atteint 18,1 ± 1,3 km. Demême, les variations globales N-S d’épais-seur de séries sédimentaires sont tout aussiimportantes que sur la coupe du Cheironpuisque l’on passe de seulement 1 000 mde série mésozoïque pour l’unité de Briasqau sud à 2 000 m de Mésozoïque et dePaléogène pour le synclinal de Villevieilleau nord (cartes géologiques à 1/50 000 deCannes-Grasse : Ginsburg et al., 1970,Roquestéron : Bodelle et al., 1980 etEntrevaux : Campredon et al., 1980).

Les écailles frontales sont présentesde la région de Saint-Cézaire à laMontagne de l’Audibergue. Au sud du





Fig. 12.- Les différentes étapes de restauration des trois coupes équilibrées régionales.

Fig. 12.- The restoration steps for the three regional balanced cross-sections.

front alpin, les gneiss du Tanneron et leurmaigre couverture sédimentaire du Triasinférieur sont basculés de 20 à 30° vers lenord. La flexure de socle des Veyans relè-ve très probablement de la compressionpyrénéo-provençale éocène.

Au nord de cette flexure, l’autochtoneest affecté, dans la vallée de la Siagne,par des plis provençaux E-W, déversésvers le nord et qui sont localement recou-verts par des placages de sédiments conti-nentaux du Miocène moyen (cartegéologique à 1/50 000 de Fayence :Mennessier, 1966). Plus au nord, à l’inté-rieur de l’arc de Castellane, les plis pro-vençaux ne sont plus visibles car ladéformation alpine croît en intensité etvient masquer les structures antérieuresqui leur sont coaxiales. Ainsi, les plis pro-vençaux les plus septentrionaux identifiésavec certitude sont-ils localisés dansl’unité de Briasq. Le raccourcissement N-S estimé pour cette déformation restefaible, avec 275 m environ.

Dans ce dispositif d’écailles frontales,la Montagne de l’Audibergue, prolonge-ment occidental de l’unité de Calern, esten connexion à l’est avec le chevauche-ment des Baous et à l’ouest avec l’unitéde Lachens et le décrochement dextreCastellane-le Logis du Pin. Sur la coupe,la quantité de raccourcissement associéeà cette écaille n’est que de 3 km.

Si, du front de l’arc jusqu’à laMontagne de l’Audibergue, les pendagesdes surfaces de chevauchement variententre 20 et 30°, ces pendages sont généra-lement plus redressés entre la Montagne del’Audibergue et la Montagne de Bleine. Ceredressement s’explique par l’empilementplus important des écailles chevauchanteset par la réactivation d’un plus grandnombre de structures héritées.

Ainsi, la faille subverticale qui limitele flanc sud de l’unité de l’Hubac est-il unchevauchement à forte composantedécrochante sénestre qui réactive unepaléofaille normale crétacée à pendagenord, comme le montrent les différentespériodes de restauration.

La faille de Caille, qui limite au sudl’unité de Thorenc, n’est pas visible à l’af-fleurement sur la coupe, mais sa portionérodée a pu être dessinée. Parmi les autrespaléofailles normales crétacées repré-sentées sur la coupe, la faille E-W du col

Sant-Peïre présente un rejet vertical del’ordre d’une centaine de mètres en surface.

De la vallée de l’Estéron au sud jus-qu’au faisceau de Rouaine au nord, lacoupe de l’Audibergue présente un systè-me d’écailles et de larges synclinaux. Lesynclinal de l’Estéron est caractérisé parune épaisseur de série sédimentaire méso-zoïque et paléogène plus importante et pluscomplète (l’Eocène et l’Oligocène infé-rieur sont présents) sur la coupe del’Audibergue (1700 m) que sur celle duCheiron (1500 m). Ce synclinal est che-vauché par une partie de son flanc nord quiest en série inverse (unité des Baumettes)et dont l’origine est la poussée tectoniqueexercée par l’unité de Charamel. Le che-vauchement de l’unité de Charamel est parailleurs très penté (plus de 50°). La coupetraverse au-delà un secteur où les mouve-ments transversaux sont importants, avecnotamment la lanière décrochante dextreNW-SE de Briançonnet, constituée denavettes tectoniques de calcaires juras-siques. Les coupes restaurées à l’Oligocènemoyen et au Pré-Eocène supérieur indi-quent que les structures chevauchantes àdécrochevauchantes de cette zone se super-posent à une ou plusieurs structurespyrénéo-provençales (anticlinaux peut-êtrechevauchants), dont la géométrie n’a puêtre correctement dessinée à cause des dif-ficultés de l’équilibrage. Plus au nord, l’é-quilibrage de la coupe nécessite laprésence, sous l’unité des Ferriers, d’unvolume important que nous comblons avecdes séries triasiques (Keuper etMuschelkalk). Sur le dos de cette unité, sedéveloppe le synclinal de Villevieille, quicomprend environ 2000 m de séries méso-zoïque et paléogène. L’anticlinal légère-ment déversé vers le nord de Valbonnette(2,5 km de large) se suit axialement sur14 km. Nous l’avons interprété comme unpli de décollement sur les niveaux ductilesdu Trias. Au nord de ce pli, la coupe tra-verse le faisceau de Rouaine, pour lequelnous estimons un jeu décrochant sénestrede 2 km en mesurant le décalage entre lesaxes des synclinaux d’Agnère et deRouaine. Au-delà de ce faisceau décro-chant, il n’est plus possible de calculer lesquantités de raccourcissement car le princi-pe de conservation des volumes n’est plusrespecté. Les restaurations effectuées indi-quent que l’accident le plus oriental dufaisceau de Rouaine (accident deMartignac : Barbé, 1992) a été réactivé encompression ou transpression au cours de

la phase de déformation pyrénéo-pro-vençale pré-nummulitique, avant derejouer en extension à l’Eocène supérieur,en accord avec les observations de Barbé(1992) au niveau de la barre de Martignac(ouest de Daluis). Par contre, les restaura-tions ne prennent pas en compte le jeuextensif liasique (Delpech, 1988) car, à l’é-chelle de la coupe, les faibles variationsd’épaisseur du Jurassique inférieur ont éténégligées.

Au nord de la branche ouest du fais-ceau de Rouaine (décrochement de Saint-Benoît : Barbé, 1992), paléo-faillenormale mésozoïque, la couverture sédi-mentaire et le toit du substratum sont sou-levés relativement d’environ 1300 m.Ainsi, même si le tégument permo-werfé-nien n’affleure pas, nous suspectons laprésence d’un chevauchement de socle,équivalent latéral du chevauchement duDôme de Barrot. Mais la quantité de rac-courcissement de socle est ici moinsimportante, estimée à 3,2 ± 1 km. Cettefaible valeur implique une déformationinterne du substratum plus grande aunord de l’arc de Castellane sur ce transectque sur la coupe du Cheiron.

La coupe restaurée à l’Oligocène« moyen » (fig. 12.2) permet de montrerque l’Eocène est affecté par de nom-breuses failles normales synsédimen-taires, comme autour de Briançonnet, dela crête des Ferriers ou de la bordureorientale du faisceau de Rouaine.

La coupe de Canjuers (fig. 10.3),orientée NNE-SSW pour être parallèle àla direction de transport, est localisée àenviron 35 km à l’ouest de la coupe del’Audibergue. Elle est située dans unezone de transition entre les deux branchesde l’arc de Castellane, où les structuressont plutôt orientées WNW-ESE à NW-SE. Il s’ensuit que le style structural de lacoupe de Canjuers est assez différent decelui observé sur les autres coupes.

Dans tout l’avant-pays et jusqu’au piedde la Montagne de Beausoleil, la partiefrontale de l’arc s’exprime par des trains deplis qui affectent le Trias moyen et non pardes chevauchements. En effet, leMuschelkalk est très fortement plissé demanière disharmonique par rapport à lacouverture supra-Keuper (plis NW-SE enaccordéon ou en blagues à tabac, à flancsgénéralement verticaux ou déversés vers lesud-ouest). Ce plissement traduit l’impor-



tance du niveau de décollement duLettenkhole qui constitue dans la partieméridionale de la coupe la véritable limiteentre le tégument et la couverture décollée.C’est probablement vrai partout sous l’arcmais c’est seulement dans ce secteur quel’érosion permet de le voir. Les plis à cœurde Muschelkalk sont présents vers le sudbien au-delà de la coupe, jusqu’au niveaude la ville d’Aups à l’ouest et de la bandetriasique de Barjols au sud-ouest. Le frontde déformation alpin est donc difficile àdéfinir dans ce secteur, d’autant que leschevauchements provençaux à vergencenord-est (Fox-Amphoux, Montmeyan,Salernes,…) interfèrent avec les structuresalpines. Le point de départ de notre coupeéquilibrée a ainsi été arbitrairement fixé auhameau du Villard (cf. fig 10.3).

C’est entre les deux coupes deCanjuers et de l’Audibergue, plus exacte-ment de part et d’autre du prolongementde la faille de socle de Pennafort, orientéeNNE-SSW, que l’on observe le change-ment de style tectonique dans l’avant-pays (fig. 1). Nous reviendrons à la fin del’article sur l’interprétation associée à cesvariations structurales.

Dans ce domaine méridional, lacoupe traverse le petit fossé NE-SW deValségure (moins de 2 km de largeur),probablement d’âge oligocène puisqu’ilcomprend des sables bleutés datés del’Oligocène inférieur (Touraine, 1976).

De la Montagne de Beausoleil jusqu’àl’unité de Chasteuil-Taloire, le domainedes écailles frontales est essentiellementconstitué de calcaires du Jurassique supé-rieur indifférencié. Ceux-ci présentent uneépaisseur qui peut atteindre 400 m auniveau des gorges de l’Artuby et duVerdon. Le premier chevauchement d’im-portance en venant du sud est celui deBeausoleil qui exprime, sur notre coupe,un raccourcissement de 0,5 ± 0,1 km.L’unité de Beausoleil est affectée par desplis serrés et dissymétriques dont lagéométrie a été dessinée en tenant comptedes observations relevées latéralement. Leraccourcissement associé à ces plis atteint0,6 ± 0,1 km.

Au nord de l’unité de Beausoleil, leTrias n’affleure plus. Aussi, même s’il estprobable que le Lettenkhole reste le niveaude décollement basal de la couverturesédimentaire, nous avons regroupé sur lacoupe le Muschelkalk et le Keuper en unmême figuré.

Egalement à partir de l’unité deBeausoleil, et jusqu’à l’unité deChasteuil-Taloire, la flèche de chaquechevauchement ne dépasse pas 1 km(2,5 km au total). Ce système d’écaillesfrontales est ainsi beaucoup moins spec-taculaire que sur la coupe del’Audibergue. Par contre, les paléofaillesnormales mésozoïques sont nombreuses,à l’image de ce que l’on observe sur lacoupe de l’Audibergue dans le domainedes écailles frontales.

C’est le cas par exemple de la failledu Siounet, NNW-SSE à pendage sud-ouest, qui sépare les unités du Siounet etde Breïs, et de la faille de Soleils, NNW-SSE à pendage nord-est.

L’épaississement des séries crétacéesvers le nord se traduit par un approfondis-sement du toit du substratum anté-tria-sique. Cet enfoncement semble trèsprogressif, ce qui signifie que le prolonge-ment dans le socle des paléofailles nor-males observées dans la couverture estcomplètement masqué par un bourrage tec-tonique de Muschelkalk et de Keuper.Cette hypothèse est confortée par l’impli-cation, au sud de la Montagne deBeausoleil, du Muschelkalk dans la défor-mation et par des épaisseurs cumulées deTrias raisonnables (400 m) sous chaqueécaille.

Le chevauchement de Chasteuil-Taloire se superpose à une limite paléogéo-graphique majeure dans l’arc deCastellane. En effet, il sépare la plate-forme la plus externe au sud (domaine pro-vençal) du début de la pente en direction dubassin au nord (domaine mixte). La famil-le de décrochements N-S à NNW-SSE,présents de Soleils à Rougon, disparaîtsous ce chevauchement, qui est clairementhors-séquence. De nombreuses écaillesconstituées de Crétacé ou d’Oligocène pro-venant du flanc nord du synclinal deSoleils se trouvent pincées sous le chevau-chement de Chasteuil-Taloire.

L’unité de Chasteuil-Taloire est elle-même chevauchée par la série jurassiquedes Cadières de Brandis. Cette dernière,qui comprend une partie du flanc sud ren-versé du synclinal de Taulanne, est égale-ment rétrochevauchante vers le nord surenviron 1,9 ± 0,2 km.

Le chevauchement de Taulanne pré-sente une flèche estimée à 1,6 ± 0,1 km.

Fortement penté, il nécessite l’implica-tion tectonique d’une grande épaisseur deTrias, probablement du Keuper et duMuschelkalk puisque ce dernier est pré-sent à l’affleurement à l’ouest deCastellane (Braval), à peu de distance dela coupe. La présence de Muschelkalk auniveau de l’unité de Taulanne peut signi-fier soit la présence d’un « short-cut »soit l’existence d’un décollement basal dela couverture sédimentaire au niveau duLettenkhole (situation observée à l’af-fleurement au sud de la coupe).

Les déformations compressives anté-Eocène supérieur sont particulièrementnettes dans l’unité de Taulanne (fig. 6.2)où l’Eocène est discordant sur des termesvariés du Crétacé, voire du Jurassique (LaGrau). Mais si la couverture est, du fait dela tectonique, anormalement réduite parrapport aux unités qui l’encadrent, lesépaisseurs respectives des séries méso-zoïques des unités de Soleils, Chasteuil-Taloire et Taulanne ne sont pas assezcontraintes pour que nous puissions affir-mer que les limites de ces unités pyrénéo-provençales réactivent des paléofaillesnormales.

Le synclinal de Taulanne est chevau-ché au nord-est par l’unité de la Blache,dont la flèche est estimée à 2,3 ± 0,1 km.Cette unité appartient au domaine dauphi-nois, caractérisé par un Lias marneux et laprésence de Terres noires oxfordiennes.Les différences d’épaisseurs des sériesmésozoïques de part et d’autre de cet acci-dent semblent indiquer que le chevauche-ment de la Blache s’est localisé àproximité d’une paléofaille normalemésozoïque à pendage nord-est (paléo-faille de la Blache), qui n’a pas été remo-bilisée aux cours des événementspyrénéo-provençaux anté-Eocène supé-rieur (fig. 13). Par contre, les discordancesinternes de l’Oligocène du synclinal deTaulanne, au sud immédiat de la faille deSionne (Roux, 1970), traduisent unedéformation synsédimentaire compressi-ve ou transpressive de cet accident(fig. 13) comparable à celle observée dansson prolongement vers le nord, le couloirde déformation N-S de Gévaudan-LaCine (Pelline-Chabert, 1996).

Ce système de paléofailles normalesGévaudan-La Cine, actif au moins depuisle Jurassique supérieur (Beaudoin et al.,1986), constitue une limite entre la penteet le bassin proprement dit, transition bru-



tale qui n’a pas été observée sur les deuxautres coupes où les variations sont plusprogressives. Au cours des serrages pro-vençaux, le compartiment oriental de lapaléofaille de la Blache a pu jouer le rôlede butée et favoriser une plus grandeflexuration à l’ouest (Taulanne) avec unépais remplissage détritique (400 m deconglomérats anté-Eocène supérieur et deGrès de Castellane). De même, plus àl’est, sur la coupe du Cheiron, le paléo-anticlinal de l’Estéron et le paléo-Vial ontpu faciliter la flexuration dans la régionde Saint-Antonin.

L’unité de Taulanne est égalementrétrochevauchante vers le nord. Ce jeu,bien visible à La Grau, est par ailleursmasqué par le recouvrement de l’unité dela Blache. Sur la coupe, la trace de cerétrochevauchement est néanmoins repré-sentée en profondeur.

Ce secteur intermédiaire, que l’onn’observe que sur la coupe de Canjuers,prend en compte 7,9 km de raccourcisse-ment ; ceci est proche de la valeurestimée par Roux (1970), 8,8 km, pourune coupe voisine de la nôtre.

L’unité de la Blache est affectée dedeux structures compressives : l’anticlinalfaillé d’axe WNW-ESE de Castillon , quisemble s’amortir vers l’ouest, et la petiteunité aveugle de Blaron, visible seulementen rive ouest du lac de Castillon. La sériemésozoïque de l’unité de la Blache atteintl’Albo-Cénomanien. Elle est chevauchéepar l’unité de Lauppe dont la mise en placeest clairement hors-séquence puisque lesdifférents termes du synclinal de la



Fig. 13.- Modalités de mise en place de l’unité deTaulanne. 13A : Schéma structural de la régionde Castellane (d’après les cartes géologiques à1/50 000 Moustiers-Ste-Marie : Kerchkove et al.,1978 et Castellane : Kerchkove et Roux, 1976).Localisation de la coupe A-A’. A.C.S-B : AccidentCastellane-St Barnabé. F.A.C.L. : Faisceaud’accidents Castellane-Lachens. 13B :Cinématique des failles de Sionne et la Blache enbordure nord-orientale du synclinal de Taulanne.

Fig. 13.- Emplacement of the Taulanne unit. 13A:Structural map of the Castellane area (from the1:50,000-scale geological maps of Moustiers-Ste-Marie [Kerchkove et al., 1978] and Castellane[Kerchkove and Roux, 1976]). Location of cross-section A-A’. A.C.S-B.: Castellane-St BarnabéFault. F.A.C.L.: Castellane-Lachens strike-slipsystem. 13B: Kinematics of the Sionne and LaBlache faults in the northeastern part of theTaulanne syncline.

A

B

Baume, d’axe WNW-ESE, sont tronquéspar ce chevauchement. Celui-ci présenteune quantité de raccourcissement estiméeà 5,8 ± 0,4 km. Plus au nord, à Courchons,l’unité de Crémon vient chevaucherl’unité de Lauppe au travers d’un faisceaud’accidents orientés NNW-SSE entre les-quelles les séries jurassiques et néoco-miennes sont pincées et étirées.L’obliquité très forte de ces failles par rap-port à la direction de compression régiona-le, N20-N30 (cf. partie III), a permis unmouvement décrochant non négligeable etleur verticalisation. Après restauration dela coupe à l’Oligocène « moyen », l’unede ces failles se révèle comme une paléo-faille normale mésozoïque à pendagenord-est (fig. 12.3).

Le synclinal d’Allons-Argens présenteune série mésozoïque très épaisse(2000 m dont 1000 m pour le seul Crétacésupérieur). Les séries marneuses albo-céno-maniennes, épaisses (500 m), jouent le rôled’un niveau de décollement supplémentaireen induisant des déformations ductiles etdisharmoniques (plis en chevrons, replissynclinaux et anticlinaux, glissement banc-sur-banc) dans les séries sus-jacentes(Hamiti, 1994). Le cœur paléogène de cesynclinal est d’autre part très pincé, ses bor-dures sont verticalisées et faillées. Nousavons préféré ne pas tenir compte de cedomaine très déformé et mal contraintgéométriquement pour l’équilibrage de lacoupe. Certains plis qui affectent le Crétacésupérieur et l’Eocène supérieur ont étéinterprétés comme des structures d’amortis-sement de petits chevauchements à vergen-ce sud (Hamiti, 1994 ; Tempier, comm.personnelle, 1997). Ils pourraient être l’ex-pression de la déformation compressive oli-gocène, également enregistrée plus ausud-ouest et au sud-est, à Barrême et Saint-Antonin par exemple (cf. le chapitre suivantsur la chronologie de structuration).

Entre les unités de la Blache et deLauppe, sur la coupe équilibrée, le toit dusubstratum remonte brutalement d’environ1 km. Comme pour les autres coupes, nousavons considéré que ce soulèvement tra-duit l’existence d’un écaillage de socle. Lagéométrie proposée pour le front de l’é-caille nous permet d’estimer une quantitéde raccourcissement du socle de 2,9 ±1 km. Quant au prolongement dans le sub-stratum de la paléofaille normale de laBlache, il pourrait ici aussi correspondre àla bordure méridionale d’un bassin per-

mien, ce qui a pu faciliter la localisation duchevauchement de socle.

Sur la coupe restaurée à l’Oligocène« moyen » (fig. 12.3), la série sédimentai-re augmente progressivement d’épaisseurde l’avant-pays jusqu’à l’unité de Soleils.A partir de cette écaille, l’épaisseur totalede la couverture varie peu du fait d’unéquilibre entre les épaisseurs de sériescrétacées érodées lors de la tectoniquepyrénéo-provençale et les épaisseurs deséries paléogènes préservées dans cer-tains synclinaux. Comme pour les autrescoupes restaurées, les variations d’épais-seur proposées pour certaines séries sédi-mentaires (Jurassique de l’unité de lacolline d’Estelle, Néocomien de l’unitéde Barjaude) sont probablement trop bru-tales, ce qui se traduit par la flexurationdu toit du substratum d’une unité àl’autre. D’autres flexures sont aussi desartefacts qui résultent d’une géométriemal contrainte de certaines failles nor-males comme la faille du Moulin deSoleils ou la faille orientale du faisceaud’accidents de Courchons.

Les structures pyrénéo-provençalessont nombreuses sur le tracé de la coupe.C’est le cas de tout le secteur comprisentre Berbéné-Robion et la Blache oùl’Eocène supérieur est discordant sur destermes variés du Mésozoïque. Dansl’unité des Cadières de Brandis, nousavons ainsi représenté un anticlinal anté-éocène supérieur, afin de souligner letype de structures auquel on s’attend pourles déformations de cette période. Mais lagéométrie proposée a été avant tout choi-sie pour tenir compte des discordances etpermettre l’équilibrage de la coupe.

Le toit du substratum, surélevé deprès de 1000 m sous l’unité de Lauppe,traduit probablement la sous-estimationde l’épaisseur des marnes albo-cénoma-niennes et la non-prise en compte d’unepaléofaille normale à pendage sud, aunord de laquelle diminue de manièrespectaculaire l’épaisseur des Terresnoires callovo-oxfordiennes. D’autrepart, la constance des épaisseurs de sériesde l’unité de Lauppe n’est certainementqu’apparente.

La coupe restaurée à l’Oligocène nousa permis de calculer une quantité de rac-courcissement de 16,9 ± 1,3 km. Le rac-courcissement pyrénéo-provençal a étéestimé à 700 m en dépit de la mauvaise

connaissance des structures pré-éocènesupérieur, de la superposition des struc-tures alpines et provençales dans la partieméridionale de la coupe et du non-cylin-drisme avec les déformations équivalentesobservées sur les coupes du Cheiron et del’Audibergue. Cette valeur est plus forteque sur la coupe de l’Audibergue, du faitsans doute de la plus grande proximité dela chaîne provençale.

Comparaison entre les coupeséquilibrées

Les deux branches ouest et sud de l’arcde Castellane sont séparées par le faisceaudécrochant NNE-SSW de Rouaine qui pré-sente un décalage sénestre de 2 à 5 km(Barbé, 1992) entre la Nappe de Digne et labranche méridionale de l’arc. En considé-rant que la nappe de Digne s’est translatéed’environ 20 km (Ehtechamzadeh-Afcharet Gidon, 1974 ; Gigot et al., 1974 ; Gidonet Pairis, 1986, 1992) suivant la directionNE-SW (Faucher et al., 1988 ; Aubourget al., 1999), cela signifie que les quantitésde raccourcissement attendues sur descoupes voisines de la direction NE-SWdans la branche méridionale doivent êtrecomprises approximativement entre 15 et18 km environ, entre des limites homo-logues (avant-pays provençal au sud etdomaine peu déformé au nord des coupes).Les trois coupes que nous avons réaliséesnous ont permis d’obtenir de telles valeurs :

- coupe du Cheiron : 17, 1 km ± 1,5 km,

- coupe de l’Audibergue : 18,1 km ±1,3 km,

- coupe de Canjuers : 17,0 km ± 1,3 km.

Ces quantités de raccourcissementreprésentent des valeurs basses par rap-port aux estimations antérieures : 20-25 km selon Erout et Lhote (1991) pourune coupe proche de celle del’Audibergue, et selon Thibault (1995),pour une coupe superposée à celle duCheiron. Le choix de ne pas redoubler lacouverture sédimentaire par rapport auxauteurs précédents explique en partiecette différence.

Entre la coupe de l’Audibergue et unecoupe N-S le long de la vallée du Var, lescorrélations sont également possibles. Leraccourcissement est seulement distribuéde manière différente. Ainsi, pour unecoupe qui passe par la nappe des Baous



(cf. carte géologique à 1/50 000 deRoquestéron), les 17-18 km de raccour-cissement se distribuent entre 13 km deraccourcissement minimum sur le che-vauchement des Baous et 4-5 km sur lechevauchement du Mont Vial. La flèchede ce dernier augmente d’ouest en estpuisqu’elle n’est que de 0,8 km sur lacoupe du Cheiron et atteint 11 km dans lavallée du Var, près de Bonson (Schroetter,1997), au détriment du chevauchementdes Baous (7 km).

Ces trois coupes nous permettentaussi de préciser les évolutions latéralesde la géométrie des structures.

Ainsi, à l’est de Castellane, la brancheméridionale de l’arc comprend un empile-ment d’écailles E-W dont la largeur dépas-se rarement la dizaine de kilomètres. Desfailles transverses NNE-SSW, comme l’ac-cident du Castellaras ou le faisceau dedécrochements de Mons, rompent la conti-nuité de ces structures et jouent le rôle defailles de transfert. Elles sont ainsi à l’ori-gine de nombreuses différences structu-rales entre la coupe du Cheiron et del’Audibergue. La présence de fossés N-Spréexistants a pu faciliter la localisation deces failles de transferts. C’est le cas parexemple pour l’un des décrochements dufaisceau de failles de Mons, qui réutilise labordure orientale du fossé Crétacé-Oligocène de Mons, orienté NE-SW.

Le rôle de l’héritage est ainsi primor-dial pour expliquer ces variations latérales.D’après la modélisation analogique, il peutégalement jouer un rôle indirect car lespaléofailles normales mésozoïques sont àl’origine de variations d’épaisseur et/ou defaciès qui peuvent influer sur l’efficacitémécanique des niveaux de décollement, etainsi sur le style de la déformation com-pressive de part et d’autre de ces accidents(Calassou et al., 1993).

A l’ouest de Castellane, la successionrégulière des chevauchements E-W dis-paraît et ce changement de style s’effec-tue de part et d’autre de l’accidentNW-SE Castellane-le Logis du Pin et dela terminaison méridionale du faisceau deRouaine, orientée ENE-WSW entre le colde Saint-Barnabé et Castellane.

La distribution de la déformation estdifférente entre la coupe de Canjuers etles deux autres coupes : en effet, les rac-courcissements les plus forts s’effectuent

dans les séries à faciès dauphinois oumixtes sur la coupe de Canjuers(14,4 km) et dans les séries à faciès pro-vençal sur les coupes les plus orientales(11,8 km pour l’Audibergue et 13,6 kmpour le Cheiron).

Les trois coupes équilibrées confir-ment l’abondance des déformationspyrénéo-provençales à travers la brancheméridionale de l’arc de Castellane, mêmesi les géométries précises et les quantitésde raccourcissement associées restent dif-ficiles à définir.

Nos choix géométriques d’interpréta-tion nous amènent à considérer l’implica-tion du socle dans la partie septentrionalede l’arc comme une caractéristique com-mune aux trois coupes, même si la flèchedu chevauchement crustal augmente demanière sensible d’ouest (2,9 km) en est(7,2 km). Du fait de ces variations, lestyle structural dans le socle doit, commepour la couverture, présenter des varia-tions importantes de part et d’autre defailles de transfert qui correspondent auprolongement dans le substratum desfailles de transferts observées dans lacouverture.

Chronologiede structuration

Pour comprendre les modalités deformation de l’arc de Castellane, nousavons tout d’abord séparé les phases dedéformation et notamment repéré lesdéformations typiquement alpines. Nouspouvons ainsi proposer une chronologierelative et absolue entre ces différentesphases (fig. 14, 15).

En effet, entre les épisodes d’exten-sion au Mésozoïque et l’Actuel, plusieursévénements compressifs ou extensifs ontaffecté la couverture sédimentaire del’arc de Castellane.

Le premier événement compressif adonné naissance, entre le Crétacé supérieuret l’Eocène moyen, aux structures pyrénéo-provençales (Goguel, 1936 ; Lutaud,1957 ; Tempier, 1987). Celles-ci, de faibleamplitude dans l’arc de Castellane, peu-vent être observées, au sud, près de Saint-Vallier, et au nord, depuis la vallée del’Estéron (secteur de Roquestéron) jus-qu’au synclinal de Taulanne (fig. 6). Dansle domaine méridional, les plis du Puet,orientés E-W, plus serrés que les plis alpins

postérieurs, sont tronqués par une surfaced’érosion probablement oligocène (anté-alpine) et sont ainsi attribués à la premièrephase de déformation pyrénéo-provençale,d’âge paléogène (anté Eocène moyen).Mais d’une manière générale, au sudcomme au nord, les plis E-W provençauxsont identifiés de manière indirecte par ladiscordance des séries Eocène supérieursur des termes variés du Mésozoïque,allant du Crétacé supérieur au Jurassiquesupérieur. C’est le cas notamment de l’an-ticlinal provençal de l’Estéron dont la des-cription avait déjà été effectuée par Goguel(1936) puis par Fujiwara et al. (1969) etLemoine (1972).

L’Eocène supérieur est une période desubsidence flexurale généralisée de lamarge européenne à l’avant des chevau-chements penniques, au moins à l’est d’uneligne Castellane-Grasse. Cette subsidence,qui migre d’est en ouest, permet successi-vement l’installation d’une plate-forme àcalcaires nummulitiques, du bassin desmarnes bleues puis du bassin des grèsd’Annot (Bodelle, 1971 ; Campredon,1972 ; Campredon et Giannerini, 1982 ;Ivaldi, 1989). Plus loin vers le sud, l’ab-sence de sédimentation ne permet pas deconclure quant au régime tectonique.

L’Oligocène est par contre une pério-de où les données tectonosédimentairessont plus nombreuses. Ainsi, àl’Oligocène inférieur, deux régimes decontrainte coexistent :

1) à partir des actuels synclinaux deBarrême, Taulanne et Saint-Antonin, et versle nord, le régime de contraintes est com-pressif ou décrochant avec une direction deserrage située dans le quadrant NE-SW.Des déformations synsédimentaires ont étédécrites dans chacun des synclinaux sus-mentionnés : chevauchement intra-molas-se E-W à vergence sud du Bois de Lieye,anticlinal N-S de Malvoisin à Barrême (deGraciansky et al., 1982 ; Evans et Mange-Rajetzky, 1991 ; Pelline-Chabert, 1996),discordances angulaires stampiennes àTaulanne (Roux, 1970 ; Giannerini et al.,1977), plis synsédimentaires NW-SE àSaint-Antonin (Bodelle et al., 1980 ;Campredon et Giannerini, 1982 ; Beghdadi,1993). Cette compression accompagne lecharriage vers le sud-ouest des nappes pen-niques frontales que constituent la nappe deFlysch à Helminthoïdes de l’Autapie et lesécailles sub-briançonnaises : Kerchkove,1969 ; Hamiti, 1994) ;





Fig. 14.- Reconstitution schématique des évènements tectoniques observés dans la branche méridionale de l’arc de Castellane du Crétacé inférieur à l’Oligocènesupérieur.

Fig. 14.- Simplified reconstruction of the tectonic events observed in the southern branch of the Castellane arc from the Lower Cretaceous to Upper Oligocene.

2) au sud de ces trois synclinaux, quijalonnent de fait la limite méridionale d’unproto-arc de Castellane, l’Oligocène infé-rieur n’est marqué que par de l’extension,qui se traduit par la genèse de fosséssubméridiens (Giannerini, 1978) ou laréactivation de fossés de même orientation,mais dont la formation remonte au Crétacéinférieur (Hibsch, 1992 ; Laurent, 1998).Plutôt que d’associer ces petites structures(moins de 1 km de largeur) à la phase derifting ouest-européen (Giannerini, 1978)qui est à l’origine de la formation desgrands grabens provençaux oligocènes(Aix, Marseille, Apt-Manosque-Forcalquier), nous interprétons ces fosséscomme des méga-fentes de tension misesen place dans un régime décrochant, à latransition entre le domaine nord où la com-

pression NNE-SSW à NE-SW domine et ledomaine méridional où règne l’extensionWNW-ESE à NW-SE en Basse-Provence(Philip et al., 1987 ; Hippolyte et al.,1993).

A l’Oligocène supérieur, la compres-sion se poursuit dans le synclinal deBarrême (Pairis, 1971 ; Evans et Mange-Rajetsky, 1991) alors qu’il n’y a pas desédiments de cet âge préservés dans lesynclinal de Saint-Antonin et que lesdéformations synsédimentaires posté-rieures à l’Oligocène inférieur n’ont pasété enregistrées dans les synclinaux deTaulanne, Eoulx-Brenon et Bargème. Plusau sud, le régime de contraintes reste malconnu. De la distension a été enregistréedans le grand bassin provençal NE-SW de

Marseille, dans les petits fossés sub-méri-diens à l’avant de l’arc de Castellane ousur les marges du bassin ligure (Oligocènesupérieur marin échantillonné dans lecanyon des Stoechades au large de Saint-Tropez : Estocade G., 1977). Cet épisodedistensif est contemporain d’une dénuda-tion accélérée du massif des Maures-Tanneron, comme l’indiquent :

a) les données traces de fission surapatites comprises entre 30 et 20 Ma(Sosson et Poupeau, comm. orale, 1999).

b) la discordance de sédiments conti-nentaux du Miocène moyen (carte géolo-gique à 1/50 000 de Fayence : Mennessier,1966) sur des séries mésozoïques, dont lesplus jeunes sont datées du Jurassique



Fig. 15.- Reconstitution schématique des événements tectoniques observés dans la branche méridionale de l’arc de Castellane du Miocène à l’actuel suivantune coupe mer Ligure - Vence - massif de l’Argentera.

Fig. 15.- Simplified reconstruction of the tectonic events observed in the southern branch of the Castellane arc from the Miocene to present along a Liguriansea - Vence - Argentera Massif cross section.

moyen au Trias moyen en se rapprochantdu massif du Tanneron (fig. 16).

De même, il est probable que le frontcompressif alpin se soit propagé très loinvers le sud et le sud-ouest dèsl’Oligocène supérieur, comme le mon-trent les plis d’axe NW-SE à NNW-SSEqui affectent les sédiments oligocènes dela région de Barjols, scellés par leMiocène moyen continental. Ces plis, quitraduisent un raccourcissement de trèsfaible amplitude (quelques kilomètrestout au plus), ont certainement été accen-tués par la remobilisation de diapirs tria-siques (le Muschelkalk et le Keuperatteignent 1200 m d’épaisseur dans lesondage de Carcès : Baudemont, 1985).

Les structures d’âge oligocène sonttronquées par une surface d’érosion régio-nale qui, dans l’arc de Castellane, est d’âgeAquitanien-Burdigalien (Laurent, 1998).

Les déformations burdigaliennes,bien observées dans le bassin syntecto-nique de Valensole (Gidon et Pairis,1992) sont d’ampleur limitée dans labranche méridionale de l’arc. Elles se tra-duisent, dans le petit synclinal E-W deBargème, par des plis synsédimentairesE-W et des discordances angulaires àl’intérieur de la molasse grise burdiga-lienne (Giannerini et al., 1977). Ces der-nières expriment probablement le débutde la mise en place de l’unité du Lachensau nord du synclinal.

Dans le bassin miocène de Vence, laprésence d’un chevauchement ENE-WSW(Tourettes-sur-Loup), scellé dans lesniveaux supérieurs des marnes burdiga-liennes (Ginsburg, 1960), et la discordancede la molasse helvétienne-tortonienne surles calcaires à Algues burdigaliens (Irr,1984) confirment la présence au front sud-est de l’arc de Castellane d’un événementcompressif burdigalien qui se poursuitquelque peu dans le Miocène moyen.

Après la période d’installation desbassins molassiques au Miocène inférieur(Vence, Valensole), l’intervalle qui suit,de l’Helvétien jusqu’au Tortonien, secaractérise par la structuration de l’arc deCastellane en deux étapes principales. Eneffet, certains chevauchements, qui semettent en place au cours du Miocènemoyen et du début du Miocène supérieur,sont tronqués par des chevauchementshors-séquences d’âge tortonien.

1) au cours de la première étape(Miocène moyen et début du Miocènesupérieur), apparaissent de nombreux che-vauchements qui viennent recouvrir desséries continentales ou marines datées duMiocène moyen (unités du Lautéron, deBriasq, Peygros, Barjaude et la Lagne). Ilne nous a pas été possible, par manqued’enregistrement tectono-sédimentaire, deproposer une chronologie de mise en placeprécise des écailles mais, à l’image de lamajorité des prismes de collision (réf. inRoure et al., 1990 ; Guellec et al., 1990 ;Boccaletti et Sani, 1998), il est probableque leur mise en place se soit effectuée suc-cessivement du nord vers le sud, dans undispositif en-séquence prograde. Cettedéformation atteint l’avant-pays provençalpuisque les sédiments continentaux miocè-ne moyen situés au-dessus de la bande tria-sique de Barjols ont été basculés (pendagesjusqu’à 20°) et même plissés (Angelier etAubouin, 1976).

2) au cours de la deuxième étape, cer-tains chevauchements précoces sont clai-rement tronqués par des chevauchementsplus internes, hors-séquence, qui sontdatés du Miocène supérieur, comme nousle verrons par la suite. C’est le cas notam-ment du chevauchement NE-SW du Boisde Séranon qui tronque les séries apparte-nant aux unités NW-SE de Cornay ou dela Grau. Le fort pendage du plan de faille(60° vers le nord-ouest) implique un rac-courcissement limité associé à cette unité(moins de 1 km). Le chevauchement E-Wde l’Audibergue est également hors-séquence, mais avec une quantité de rac-courcissement plus importante (2-3 km).Il tronque les séries NW-SE de l’unité deCavillore à sa terminaison orientale.

Il existe également des chevauche-ments dont la mise en place précoce aucours de la première phase se poursuit aucours de la seconde. C’est le cas du che-vauchement des Baous, bien visible en rivedroite du Var, dont la flèche minimum estde 13 km suivant une direction NNE-SSW.Ce chevauchement recouvre à son front lespoudingues marins de l’Helvétien-Tortonien basal du bassin de Vence (Irr,1984) et il est scellé par les brèches messi-niennes de Carros (Irr, 1984 ; Clauzon etal., 1996) qui précèdent le dépôt des pou-dingues marins pliocènes du Var. Ainsi, sonâge est clairement Miocène supérieur.Sachant que le chevauchement des Baousse connecte vers l’ouest au chevauchement

hors-séquence de l’Audibergue et vientrecouvrir les plis et écailles d’âge Miocènemoyen de Tourettes-sur-Loup, on en déduitque le chevauchement de l’Audibergue estd’âge Miocène supérieur et que le chevau-chement des Baous est également hors-séquence. Cependant, sur les 13 km deraccourcissement total de l’unité desBaous, une petite partie seulement est laconséquence de ce mouvement tardif, carle raccourcissement de l’unité del’Audibergue est seulement de 2 à 3 km.

La nappe des Baous est l’équivalentoriental de la nappe de Digne qui, de lamême manière, est une unité chevauchan-te vers le SSW, dont la mise en place s’esteffectuée du Miocène moyen au Miocènesupérieur (Gidon et Pairis, 1992). Elle estégalement en partie hors-séquence puis-qu’elle chevauche de manière épiglyp-tique, sur 20 km minimum suivant ladirection de transport NNE-SSW, un dis-positif d’écailles frontales, déformées,érodées et recouvertes en discordance parl’unité I de la formation de Valensole,d’âge Miocène moyen-supérieur (Dubar,1983 ; Clauzon et al., 1987). Le chevau-chement est pour l’essentiel scellé parl’unité II pliocène de la formation deValensole (Dubar, 1984), ce qui lui donneun âge également Miocène supérieur.

Entre les deux branches de l’arc,l’unité de Chasteuil-Taloire est égale-ment une structure hors-séquence.Rétrochevauchante, elle définit une zonetriangulaire au front de la Nappe deDigne, coincée entre l’unité de Taulanneet la série des Cadières de Brandis. Samise en place sur l’unité de Soleilssemble associée à la poussée tectoniquede la nappe de Digne et de ses équivalentslatéraux situés au nord de Castellane (LaBlache, Lauppe, Crémon).

Le Miocène supérieur correspondaussi au début du dernier épisode desoulèvement du massif cristallin externede l’Argentera (traces de fission sur apa-tites : Mansour et al., 1990 ; Mansour,1991 ; Bigot-Cormier et al., 2000) et pro-bablement du tégument permo-werféniendu Dôme de Barrot, dans un dispositif depropagation en-séquence de socle.

Les déformations pliocènes sont, dansla couverture de la branche méridionale del’arc de Castellane, d’amplitude modeste.Seuls les chevauchements du Mont Vial etdu Huesti présentent des indices de réacti-



vation au Pliocène inférieur (Clauzon etal., 1996), estimés à quelques centaines demètres de raccourcissement horizontalpour l’unité du Mont Vial et 4 km pourl’unité d’Huesti (Schroetter, 1997). Lesoulèvement du massif de l’Argentera s’estpoursuivi au Pliocène, comme le confir-ment de nouvelles datations traces de fis-sion sur apatites (Bigot-Cormier et al. :1999, 2000). Les déformations n’ont pascessé au Quaternaire puisqu’un dernierévénement tectonique est enregistré dansl’arc de Castellane. Il se traduit par unsoulèvement régional qui explique en par-tie le relief actuel de l’arc de Castellane.Ainsi, les terrasses marines sont soulevéesde quelques dizaines de mètres (Dubar,1987) et les rivières se sont fortementencaissées, dans la branche méridionale(gorges du Var, du Cians, du Loup, …),comme dans la nappe de Digne (Jorda etal., 1988 ; Haccard et al., 1989). Les esti-mations de soulèvement post-miocène sontd’environ 280 m dans la branche méridio-nale de l’arc (Clauzon, 1996 ; Schroetter,1997). La sismicité reste quant à ellemodérée (catalogue L.D.G., 1993), tandisque la géodésie indique un déplacement dusite de Grasse vers le sud ou le sud-ouest,de manière très lente cependant, et un rac-courcissement sub N-S dans le secteur duCheiron (Calais et al., 2000).

Interprétationset discussion

L’arc de Castellane est un prisme tec-tonique de couverture situé au front méri-dional de la chaîne de collision alpine. Ilprésente des points communs ou desdifférences par rapport aux autres prismestectoniques, que nous avons souligné enrépondant aux questions suivantes :

Pourquoi des variations impor-tantes de style structural d’ouest en estet du nord au sud ?

Au moins trois paramètres géomé-triques et rhéologiques sont à prendre encompte :

- la lithologie : ce sont les séries car-bonatées compétentes qui l’emportent enépaisseur au sud sur les niveauxincompétents, ce qui se traduit, du fait deleur rigidité, par un dispositif d’écailles.A l’inverse, au nord, les séries incompé-tentes, marneuses et argileuses, l’empor-tent et le style plicatif domine.

- l’épaisseur de la couverture sédimen-taire : l’allure du prisme tectonique suit lesvariations d’épaisseur de la couverturesédimentaire. Très réduite au sud versl’avant-pays provençal (quelques centainesde mètres), la couverture s’épaissit vers lenord (1000 m à Caille, 2000 m dans lesynclinal de Saint-Antonin).

- l’héritage structural : le domaine desécailles, au sud, est très riche en paléo-failles normales E-W crétacées. Certainesont été réactivées ou ont localisé des che-vauchements qui présentent la mêmeorientation E-W. Il existe égalementd’autres familles de paléofailles normalesmésozoïques, orientées NE-SW, NW-SEet N-S, qui, pour certaines, ont été réac-tivées en tant que décrochement, failles detransferts ou zones de relais.

Pourquoi y a-t-il différents états deréactivation des paléofailles normales ?

Avec les différentes familles d’acci-dents hérités identifiés dans la brancheméridionale de l’arc de Castellane, nousavons recherché quels sont les paramètresgéométriques qui peuvent expliquer lesvariations dans les modalités de réactiva-tion des paléofailles normales. Il s’agit,d’une part, de l’angle α entre la directionde la paléofaille et l’azimut de la contrain-te compressive maximale σ1 et, d’autrepart, du pendage de la faille. Ainsi, selonles cas, la paléofaille normale sera passive-ment transportée avec les unités chevau-chantes (pendage de la faille fort),déformée ou même réactivée en tant quechevauchement (angle α proche de 90°),décrochement ou rampe latérale.

Quelle est l’origine de la géométriearquée de l’arc de Castellane ?

La géométrie d’ensemble de l’arc deCastellane, constituée de deux branchesorthogonales, est le résultat de deuxinfluences :

- l’héritage structural : le canevasstructural alpin s’est superposé à la limiteentre la plate-forme provençale et le bassindauphino-vocontien, dessinée par lespaléofailles normales mésozoïques, quiprésentent le même dispositif en « L »(paléofailles normales E-W dans labranche méridionale de l’arc et N-S dans labranche occidentale). Ce dispositif en« L » a été observé dans de nombreuxprismes tectoniques (Pyrénées méridio-nales : Specht, 1989 ; Bond et McClay,1995 ; Jura : Philippe, 1994).

- la répartition du Trias évapori-tique : le bassin mio-pliocène deValensole, situé en bordure de la brancheoccidentale de l’arc (fig. 1), est faiblementdéformé. L’absence de chevauchementsmajeurs à cet endroit peut s’expliquer parle fait que le dit bassin est installé à l’em-placement d’un haut-fond mésozoïque surlequel le Trias est absent ou réduit (Duboiset Curnelle, 1978). Ce bassin a ainsi joué lerôle d’un butoir à la propagation du décol-lement de couverture, à la manière de l’îleCrémieu au sud du Jura (Philippe : 1994,1998). La bordure occidentale de l’arc deCastellane se serait ainsi moulée sur lalimite d’extension du Trias évaporitique.

Quelle est l’importance de la tecto-nique de socle (« thick-skin ») dansl’arc de Castellane ?

A l’image d’autres prismes tectoniquescomme le Jura (Guellec et al., 1990 ;Jouanne et Ménard, 1994) ou le Vercors(Gratier et al., 1990), le socle est impliquédans la partie interne de l’arc de Castellane(chevauchement du Dôme de Barrot).Néanmoins, son déplacement reste d’am-plitude limitée (7 km) et associé selonnotre interprétation à des déformations tar-dives qui débutent au Miocène supérieur,contemporaines de la mise à l’affleurementdu massif cristallin externe de l’Argentera(cf. données traces de fission). Au sud duDôme de Barrot, les données gravimé-triques (Ménard, 1979 ; Dumas, 1998)n’indiquent aucun écaillage de socle.

Pourquoi une zone triangulairedans le secteur de Taulanne, au sud dela nappe de Digne ?

La zone triangulaire de Taulanne, entreles branches occidentale et méridionale del’arc, est la seule structure de ce typeobservée dans l’arc de Castellane. L’unitéde Taulanne, rétrochevauchante vers lenord, constitue ainsi la « passive-roofsequence » (Banks et Warburton, 1986)d’une zone triangulaire, générée par lepoinçonnement de la nappe de Digne dansles écailles les plus frontales de l’arc deCastellane. Cette zone triangulaire estapparue le long d’une limite paléogéogra-phique mésozoïque majeure, celle quisépare le bassin dauphino-vocontien aunord, constitué de séries épaisses et mar-neuses, de la pente du bassin au sud, où lesséries sont plus réduites, carbonatées etd’affinités provençales. Cette localisationest à l’image de la zone triangulaire



Ventoux-Lure, qui est située dans un dispo-sitif comparable (Ford et Stahel, 1995).L’absence de bassin flexural à l’avant del’arc de Castellane n’a pas permis la miseen place de zones triangulaires frontales,par ailleurs très fréquentes dans de nom-breux prismes tectoniques (Foothills del’Alberta, réf. in Jones, 1996 ; bassin duTarek au nord-est Caucase, Sobornov,1996). Nous interprétons cette absence debassin flexural par l’existence à l’avant del’arc de Castellane d’une butée mécanique(cf. question suivante).

Pourquoi un changement majeur decinématique intervient-il au Miocène ?

Les données microtectoniques etmacrotectoniques indiquent un change-ment de cinématique au Miocène dansl’arc de Castellane, avec le passage d’unmode de propagation en-séquence deschevauchements à la mise en place dechevauchements hors-séquence.

Les modélisations analogiques(Malavieille, 1984 ; Huiqi et al., 1992 ;Calassou et al., 1993) et numériques(Davis et al., 1983) ont montré que cechangement peut être influencé par lesconditions aux limites du système. Dansle cas de l’arc de Castellane, l’hypothèsequi peut être proposée est la diminutiond’épaisseur vers le sud jusqu’à la dis-parition de la couverture sédimentaire.

La propagation de la déformation nepeut en effet plus s’effectuer si le niveau dedécollement et la couverture sédimentairesus-jacente se biseautent. Or nous avonsnoté la présence dans la région compriseentre Draguignan et Fayence de Miocènemoyen continental discordant sur destermes allant du Jurassique au Trias lorsquel’on se rapproche du massif du Tanneron(fig. 16). Cela signifie que l’essentiel de lacouverture était déjà érodé dans ce secteuravant la structuration de l’arc deCastellane. D’autre part, le massif cristallindes Maures-Tanneron était probablementune zone déjà élevée qui pouvait bloquer lapoursuite de la déformation. Ce soulève-ment Oligocène à Miocène inférieur estconfirmé par la géochronologie sur le mas-sif des Maures (traces de fission sur apati-te : Morillon, 1997), mais pas sur le massifdu Tanneron.

Ce massif a ainsi joué également lerôle d’une butée avant qui peut expliquerl’absence de bassin flexural. Cette butée

est probablement émergente depuisl’Eocène au moins puisque du matérieldétritique d’origine corso-sarde est pré-sent dans différents affleurementséocènes de l’arc de Castellane (réf. inIvaldi, 1989) ainsi que dans l’Oligocènedu synclinal de Barrême (Evans etMange-Rajetzky, 1991).

Pourquoi le front de chevauche-ment méridional de l’arc de Castellaneest-il si irrégulier ?

Une autre conséquence de l’existencede cette butée avant est l’irrégularité dufront de chevauchement de l’arc deCastellane, qui présente deux déborde-ments : de la vallée du Loup à Grasse et deMons à Bargemon. Ces débordementssont, en effet, situés dans le prolongementd’avancées de socle, correspondant respec-tivement à la bordure occidentale du mas-sif du Tanneron et à la limite occidentale dupetit massif du Rouret. Ils sont aussi situésà l’aplomb de nombreuses paléofailles nor-males NNE-SSW à NE-SW, réactivées endécrochements tardifs dans la brancheméridionale de l’arc (cf. région de Caille,fig. 3), et dans le prolongement de paléo-failles normales de même orientation, àpendage NW, qui affectent le socle (faillesdu Reyran et du Tanneron, faille dePennafort). Ces paléofailles normales ontpu faciliter les débordements du front dechevauchement de trois manières :

1) en séparant un domaine oriental àTrias peu épais (400-500 m d’après la carteà 1/50 000° Cannes-Grasse) d’un domaineoccidental où le Trias présente des épais-seurs plus fortes (1140 m à Carcès :Baudemont, 1985), néanmoins surestiméespar le bourrage tectonique. En effet, d’aprèsles résultats d’expériences de modélisationanalogique (Calassou et al., 1993), ce sontdes épaisseurs plus importantes du niveaude décollement à l’ouest de l’accident quipermettent une propagation très efficace dela déformation vers le sud ;

2) en induisant une différence defaciès dans le Trias moyen et supérieur depart et d’autre de ces accidents. Le Triassalifère, mécaniquement plus efficaceque le Trias gypseux, n’est présent qu’àl’ouest de la faille de Pennafort(A. Reynaud, comm. orale, 1999) ;

3) en étant réactivées en décroche-ments sénestres tardifs, ce qui permet unéchappement de la couverture vers lesud-ouest.

Quelle est l’origine des directionsde raccourcissement NNE-SSW(moyenne) enregistrées dans l’arc deCastellane ?

Les directions de transport tectoniquemiocènes enregistrées dans l’arc deCastellane, et plus généralement dans les



Fig. 16.- Accentuation N-S du hiatus stratigraphique au droit de la discordance du Miocène anté-tectonique sur les termes sous-jacents mésozoïques (d’après la carte géologique à 1/50 000 de Fayence :Mennessier et al., 1966).

Fig. 16.- N-S accentuation of the stratigraphic hiatus on the Mesozoic rocks underlying the pre-tectonicMiocene unconformity (from the 1:50,000-scale geological map of Fayence [Mennessier et al., 1966]).

chaînes subalpines méridionales, sontorientées vers le sud ou le sud-ouest alorsque le mouvement de convergence entrel’Europe et l’Apulie s’effectue vers lenord-ouest (Olivet et al., 1984 ; Vialon etal., 1989 ; Steck et al., 1994) ou l’WNW(Laubscher, 1981 ; Gratier et al., 1989 ;Platt et al., 1989). Néanmoins, aucunedes interprétations proposées pour expli-quer cette divergence ne sont convain-cantes.

Par exemple, le modèle d’échappe-ment latéral n’est pas satisfaisant car lefront méridional des chaînes subalpines(Provence, massif des Maures) constitueune butée avant, et non un bord libre,pour la propagation de la déformation,depuis l’Oligocène « moyen » au moins.Par ailleurs, les rotations anti-horairesattendues dans un tel modèle n’ont pasété observées dans l’arc de Castellane(Pelline-Chabert, 1996, Aubourg et al.,1999). Elles ont néanmoins été observéesdans le Briançonnais (Thomas et al.,1999). Ces dernières peuvent cependantêtre interprétées comme une conséquencede la rotation antihoraire de l’Apuliedurant le Cénozoïque.

De même, le modèle de partitionne-ment de la direction de convergenceAfrique-Europe en deux composantesrégionales à 90° l’une de l’autre (SE-NWet NE-SW), privilégié par Fry (1989) etMeckel et al. (1996), est peu convaincant.Effectivement, au Miocène, le partition-nement a lieu dans les Alpes septentrio-nales et se traduit par un importantcoulissage le long des grands décroche-ments dextres NNE-SSW à NE-SW (acci-dent Rhône-Simplon : Seward et al.,1994, et ses prolongements méridionaux).Mais, dans ce modèle, la direction de rac-courcissement vers le sud et le sud-ouest,qui est la seule observée dans les chaînessubalpines méridionales, ne peut s’expli-quer que par la réfraction des contraintessur un accident décrochant majeursénestre, sub E-W. Celui-ci devrait néces-sairement être situé à l’arrière du massifde l’Argentera, puisque ce dernier nemontre pas de direction de transport autreque NE-SW (Bogdanoff et al., 1977).Néanmoins ce décrochement, dont la pré-sence a été suggérée au niveau de la cour-bure maximale de l’arc alpin, entreBarcelonnette et Savona (ligneVillalvernia-Varzi-Levanto, Laubscher,1991), n’a jamais été vraiment observé.

Inversement, un argument en faveurde ce modèle est le fait que la composan-te de raccourcissement NE-SW se traduitdans la branche méridionale de l’arc deCastellane, au sud du Dôme de Barrot,par une valeur de raccourcissement de17-18 km ± 1,5 km, ce qui correspond àun taux de raccourcissement comprisentre 25 et 33 %. Ce taux est très faiblecomparativement à la gamme de valeursobservées dans des prismes de collisionsimilaires (Jura : 40-50 %, Guellec etal., 1990 ; Chaînes subalpines septentrio-nales : 54-65 %, Mugnier et al., 1987).On peut l’interpréter comme une consé-quence d’un partitionnement de la direc-tion de convergence principale dans lesAlpes ; l’essentiel étant absorbé par duraccourcissement SE-NW dans les Alpesseptentrionales (Ford et al., 2000).

Bilan et conclusionsL’étude de la branche méridionale de

l’arc de Castellane a permis de confirmerl’importance de l’héritage structuralmésozoïque associé à l’ouverture du bas-sin dauphino-vocontien (Cotillon, 1971 ;Dardeau, 1983 ; de Graciansky et al.,1989 ; Hibsch, 1992). Nous avonsconfirmé que le Crétacé inférieur est unepériode de distension majeure auMésozoïque, souligné l’importance despaléofailles normales E-W par rapportaux autres familles de failles et montrél’influence de cet héritage sur les struc-tures compressives de l’arc de Castellane.Par contre, les structures jurassiques etcrétacé supérieur distensives apparues duLias au Portlandien et du Cénomanien auSénonien ont été peu observées, en dépitd’un rôle important dans la formation dubassin dauphino-vocontien au Lias(Dardeau, 1983) et au Crétacé supérieur(nappe de Digne, Pelline-Chabert, 1996).La part réelle de l’héritage dans la genèsede l’arc de Castellane est ainsi probable-ment sous-estimée.

La couverture sédimentaire de labranche méridionale de l’arc de Castellaneest décollée de son substratum cristallin ettégumentaire, par l’intermédiaire d’unezone de décollement regroupant Keuper etMuschelkalk. Du fait de ce décollement, leprolongement dans le socle des paléofaillesnormales mésozoïques est complètementmasqué par du bourrage tectonique dansles niveaux évaporitiques. La réalisation detrois coupes régionales équilibrées N-S

nous confirme l’implication tectonique dusocle au nord de l’arc de Castellane, àproximité du Dôme de Barrot ou du fais-ceau de Rouaine. La quantité de raccour-cissement de la couverture, entre desrepères comparables, a été estimée à 17-18 km ± 1,5 km, selon la coupe considérée.Les décrochements présentent une impor-tance modérée, du fait de la cohérence desvaleurs de raccourcissement d’une coupe àl’autre en dépit des fortes variations laté-rales de géométrie. Les modalités de trans-fert du raccourcissement de la brancheméridionale à la branche occidentale del’arc restent mal connues et seraient mieuxcomprises en réalisant plusieurs coupessériées dans la zone de transition entre lesdeux branches. Quant aux interprétationschoisies dans le dessin des coupes, lesincertitudes associées à certaines géomé-tries (empilement antiformal d’écailles deMuschelkalk suspecté sous la montagne duCheiron, unité rétrochevauchante deTaulanne) ne pourront être levées que pardes campagnes d’acquisition de donnéesde sub-surface.

D’un point de vue chronologique, labranche méridionale de l’arc de Castellane,comme sa branche occidentale, est unestructure essentiellement miocène. Les pre-miers chevauchements apparaissent auMiocène moyen et se créent probablementsuivant un dispositif de propagation « en-séquence » de la déformation. Au Miocènesupérieur, l’arc de Castellane atteintl’avant-pays provençal où l’absence decouverture sédimentaire à accréter entraîneun changement de cinématique et la créa-tion de chevauchements hors-séquence àl’intérieur de l’arc lui-même (Audibergue,chevauchement de Séranon).

Nous avons suspecté que plusieursstructures tectoniques, depuis la Nappede Digne au nord-ouest jusqu’à la bordu-re occidentale de l’arc de Nice au sud-est,en passant par le faisceau de Rouaine,l’anticlinal NE-SW de Gourdan et le che-vauchement du Mont Vial, ont été encoreactives au Pliocène. Une analyse tecto-nosédimentaire, entre Entrevaux et Nice,de sédiments lacustres récents (Cuébris),de reliques de paléorias pliocènes (valléedu Var) et de sédiments fluviatiles quater-naires (Estéron, Var), permettrait de testercette hypothèse de réactivation « hors-séquence » pliocène et d’effectuer le lienentre la genèse miocène de l’arc deCastellane et les déformations récentes,



surtout localisées au front de la nappe deDigne (Saint-Jurs, Taulanne) et de l’arcde Nice (bassin ligure).

L’analyse microtectonique nous apermis de montrer que le raccourcisse-ment régional dans la branche méridiona-le de l’arc est orienté NNE-SSW, commedans la branche occidentale et dans lapartie la plus interne de l’arc (Hamiti,1994). Néanmoins, la chronologie demise en place de chaque unité tectoniquen’a pas pu être précisée du fait d’unegrande variabilité dans les directions detransport d’une écaille à l’autre que l’onattribue à une réorientation complexe duchamp de contrainte à proximité dechaque structure héritée. L’analysemicrotectonique montre ici ses limites.

Une meilleure compréhension desmodalités de propagation de la déforma-tion dans les Alpes méridionales seraitobtenue en corrélant les déformations quiaffectent l’arc de Castellane avec les défor-

mations de la couverture située au nord duDôme de Barrot et à proximité des unitéspenniques où des redoublements de série(duplex) ont été mis en évidence (Fallot,1949 ; Hamiti, 1994). Pour cela, les varia-tions de géométrie devraient être détaillésdu nord au sud et des coupes régionaleséquilibrées réalisées.

La genèse de l’arc de Castellane est laconséquence de l’influence d’un certainnombre de paramètres géométriques(conditions aux limites, héritage), rhéolo-giques (variations lithologiques, épais-seurs de série, nombre et efficacité desniveaux de décollement) et mécaniques(partitionnement, polyphasage de la défor-mation, variation des paléochamps decontraintes). Certains d’entre eux étaientauparavant sous-estimés dans les fronts dechaînes de montagnes. C’est le cas notam-ment du rôle de l’héritage et du partition-nement, de l’existence de rotations despaléochamps de contraintes locaux et de la

présence de changements complexes dansles modalités de propagation de la défor-mation. L’héritage et le partitionnementn’ont jamais été pris en compte de maniè-re combinée dans les expériences demodélisation physique. Or, la possibilitéde faire évoluer plusieurs paramètres,comme l’angle entre la contrainte maxi-male appliquée et l’orientation des paléo-failles, la longueur des accidents hérités etl’intensité de la contrainte tectoniqueappliquée, permettrait de préciser la partrespective de l’héritage et du partage dansla formation d’orogènes complexes.

Remerciements

Ce travail a bénéficié des financementsd’un contrat de la société Total (respon-sable J.C. Chermette) et du programmeGéoFrance 3D-Alpes (resp. M. Tardy etJ.M. Lardeaux. Cet article est la contribu-tion n° 110 de GéoFrance 3D et n° 357 deGéosciences Azur.



RéférencesAnderson E.M. (1951) - The dynamics of faulting. Oliver and Boyd edit., Edinburgh.

Angelier J. (1990) - Inversion of field data in fault tectonics to obtain the regional stress-III. A new rapid direct inversion method by analytical means. Geophys.J. Int., 103, 363-376.

Angelier J., Aubouin J. (1976) - Contribution à l’étude géologique des bandes triasiques provençales : de Barjols (Var) au bas Verdon. Bull. BRGM, Fr., (2),Section I, n° 3, 187-217.

Aubourg C., Rochette P., Stéphan J.F., Popoff M., Chabert-Pelline (1999) - The magnetic fabric of weakly deformed Late Jurassic shales from the southernsubalpines chains (French Alps) : evidence for SW-directed tectonic transport direction. Tectonophysics, 37, 15-31.

Banks C.J., Warburton J. (1986) - « Passive-roof » duplex geometry in the frontal structures of the Kirthar and Sulaiman mountain belts, Pakistan. J. Struct.Geol., 8, 3/4, 229-237.

Barbé J.F. (1992) - Géométrie et cinématique du faisceau décrochant de Rouaine. D.E.A., Univ. Nice-Sophia Antipolis.

Baudemont D. (1985) - Relations tectoniques socle-couverture en Provence orientale. Evolution tectonosédimentaire permienne du bassin du Luc (Var). ThèseUniv. Strasbourg, 204 p.

Beaudouin B., Campredon R., Cotillon P., Gigot P. (1975) - Alpes méridionales françaises : reconstitution du bassin de sédimentation. In: IXe congrèsinternational de sédimentologie, 234 p.

Beaudouin B., Renaud P., Cojan I., Desmaison Y. (1986) - Mise en évidence du contrôle tectonique de la sédimentation : le jeu de l’accident du col de la Cineau long du Mésozoïque (région de Digne, SE de la France). C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 303, (2), 9, 857-862.

Beghdadi A. (1993) - Tectonique syn-sédimentaire et déformation sur décrochement dans le bassin de Saint-Antonin (Arc de Castellane, Alpes méridionales).D.E.A., Univ. Nice.

Bergerat F. (1985) - Déformations cassantes et champs de contrainte tertiaires dans la plate-forme Européenne. Thèse Univ. Paris 6.

Bigot-Cormier F., Poupeau G., Sosson M., Stéphan J.F., Labrin E., Ziad N., Schwartz S. (1999) - Fission track record and exhumation rates of the Argenteraexternal crystalline massif (Western Alps, France-Italy). Fission track analysis: theory and applications. Châtillon (Val d’Aosta, Italy). 11-14 July, 1999,Abstracts, 17-20.

Bigot-Cormier F., Poupeau G., Sosson M. (2000) - Dénudations différentielles du massif cristallin externe alpin de l’Argentera (Sud-Est de la France) révéléespar thermochronologie traces de fission (apatites, zircons). C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 330, 363-370.

Boccaletti M., Sani F. (1998) - Cover thrust reactivations related to internal basement involvement during Neogene-Quaternary evolution of the northernApennines. Tectonics, 17, 1, 112-130.

Bodelle J. (1971).- Les formations nummulitiques de l’arc de Castellane. Thèse Univ. Nice, CNRS, AO, 5, 183 p.

Bodelle J., Ginsburg L., Goguel J., Montenat C., Mennessier G., Alziar G., Ewald P. (1980) - Notice de la carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille deRoquesteron, BRGM, Orléans.

Bogdanoff S., Schott J.J. (1977) - Etude paléomagnétique et analyse tectonique dans les schistes rouges permiens du sud de l’Argentera. Bull. Soc. géol. Fr.,(7), 19, 4, 909-916.

Bond R.M.G., McClay K.R. (1995) - Inversion of a lower Cretaceous extensional basin, south central Pyrenees, Spain. Basin Inversion. Geol. Soc.Spec. Publ.,88, 415-431.

Calais E., Galisson L., Stéphan J.F., Delteil J., Deverchère J., Larroque C., Mercier De Lepinay B., Popoff M., Sosson M. (2000) - Crustal strain in the SouthernAlps, France, 1948-1998. Tectonophysics, 319, 1, 1-17.

Calassou S., Larroque C., Malavieille J. (1993) - Transfer zones of deformation in thrust wedges : an experimental study. Tectonophysics, 221, 325-344.

Campredon R. (1977) - Les formations paléogènes des Alpes-Maritimes franco-italiennes. Mém. H.-S. Soc. géol. Fr., 9, 197 p.

Campredon R., Bordet P., Giannerini G., Manigault B. (1980) - Carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille d’Entrevaux, BRGM, Orléans.

Campredon R., Giannerini G. (1982) - Le synclinal de Saint-Antonin (arc de Castellane, chaînes subalpines méridionales). Un exemple de bassin soumis à unedéformation compressive permanente depuis l’Eocène supérieur. Géologie Alpine, 58, 15-20.

Clauzon G., Aguilar J.P., Michaux J. (1987) - Mise en évidence d’un diachronisme de 5 Ma. au mur de la molasse miocène de Valensole (Alpes de Haute-Provence, France). Révisions chronostratigraphiques et implications géodynamiques. C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 305, (2), 133-137.

Clauzon G., Rubino J.L., Suc J.P. (1996) - Les Rias pliocènes du Var et de Ligurie : comblement sédimentaire et évolution géodynamique. Livret guide del’excursion, 44 p.

Combes P. (1984) - La tectonique recente de la Provence occidentale : microtectonique, caractéristiques dynamiques et cinématiques. Méthodologie de zonationtectonique et relations avec la sismicité. Thèse Univ. Strasbourg, 182 p.

Cooper M.A., Trayner P.M. (1986) - Thrust-surface geometry: implications for thrust-belt evolution and section-balancing technics. J. Struct. Geol., 8, 3/4, 305-312.

Cosani L. (1997) - Néotectonique et héritage structural entre Massif du Mercantour et Marge Ligure : le secteur de Saorge-Taggia. D.E.A. Univ. Nice-SophiaAntipolis, 38 p.

Cotillon P. (1971) - Le Crétacé inférieur de l’arc subalpin de Castellane entre l’Asse et le Var. Stratigraphie et sédimentologie. Mém. BRGM, n° 68.

Dahlstrom C.D.A. (1969) - Balanced cross sections: Canad. J. Earth Sci., 6, 743-757.

Dardeau G. (1983) - Le Jurassique dans les Alpes-Maritimes (France). Stratigraphie, paléogéographie, évolution du contexte structural à la jonction desdispositifs dauphinois, briançonnais et provençal. Thèse Univ. Nice, 391 p.

Dardeau G. (1987) - Indices d’une tectonique synsédimentaire distensive d’âge crétacé inférieur dans la basse vallée de l’Estéron (Alpes-Maritimes) etconséquences géodynamiques. Bull. Soc. géol. Fr., (8), III, 6, 1207-1210.

Dardeau G., De Graciansky P.C. (1987) - Inversion du style tectonique et permanence des unités structurales dans l’histoire mésozoïque et alpine du bassin desAlpes Maritimes, partie de l’ancienne marge passive de la Téthys. C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 305, (2), 483-486.

Dardeau G., De Graciansky P.C. (1990) - Halocinèse et jeu de blocs pendant l’évolution de la marge européenne de la Téthys ; les diapirs des Baronnies et desAlpes-Maritimes. Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 14, 2, 66 p.

Davis D., Suppe J., Dahlen F. A. (1983) - Mechanics of Fold-and-Thrust Belts and Accretionary Wedges. J. Geophys. Res., 88, B2, 1153-1172.

De Graciansky P.C., Durozoy G., Gigot P. (1982) - Notice de la carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de Digne, BRGM, Orléans.

De Graciansky P.C., Dardeau G., Lemoine M., Tricart P. (1989) - The inverted margin of the french Alps and foreland basin inversion. Inversion Tectonics.,Geol. Soc. Spec. Publ., 44, 87-104.

Delpech P.Y. (1988) - Rifting Jurassique sur la bordure occidentale du dôme de Barrot (Alpes occidentales françaises). Thèse Univ. Paris 6.

Dubar M. (1983) - Reconnaisance de la discontinuité de ravinement messinienne dans le bassin de Riez-Valensole; implications stratigraphiques. C. R. Acad.Sci., Fr., Paris, 296, (2), 855-857.

Dubar M. (1984) - Chronologie et signification des dépôts continentaux du Néogène supérieur du bassin de Riez-Valensole (Alpes-de-Haute-Provence, France).Bull. Soc. géol. Fr., (7), 26, 5, 971-978.

Dubar M. (1987) - Précisions sur la structure et le fonctionnement récent du fossé tectonique du Var inférieur (Alpes-Maritimes, France) d’après l’étude desdéformations des terrains quaternaires. C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 304, (2), 3, 141-146.

Dubois P., Curnelle R. (1978) - Résultats apportés par le forage les Mées n°1 sur le plateau de Valensole (Alpes de Haute-Provence). C. R. Somm. Soc. géol.Fr., 4, 181-184.

Dumas C. (1998) - Etude structurale des Alpes par gravimétrie au sol. D.E.A. Univ. Montpellier.

Ehtechamzadeh-Afchar M., Gidon M. (1974) - Données nouvelles sur la sructure de l’extrémité nord de la zone des chevauchements de Digne. Géologie alpine,50, 57-69.

Erout B., Lhote O. (1991) - Etude du bassin du Reyran et coupe équilibrée régionale à travers l’arc de Castellane. Diplôme d’ingénieur E.N.S.P.M., I.F.P.

Estocade G., Angelier J., Aubouin J., Bellaiche G., Blanchet R., de Charpal O., Irr F., Le Pichon X. (1983) - Etude par submersible des canyons des Stoechadeset de Saint-Tropez. Reconnaisance de la discontinuité de ravinement messinienne dans le bassin de Riez-Valensole; implications stratigraphiques. C. R. Acad.Sci., Fr., Paris, 284, (2), 1631-1637.

Evans M.J., Mange-Rajetzky Maria A. (1991) - The provenance of sediments in the Barrême thrust-top basin, Haute-Provence, France. In: Developments inSedimentary Provenance Studies. Geol. Soc. Spec. Publ., 57, 323-342.

Fallot P. (1949) - Les chevauchements intercutanés de Roya (A.-M.). Annales Hebert-Hang, Livre Jubil. Ch. Jacob, 162-168.





Faucher T., Gidon M., Pairis J.L., Mascle G. (1988) - Directions de transport au front de la nappe de Digne (Chaînes subalpines méridionales). C. R. Acad. Sci.,Fr., Paris, 306, (2), 227-230.

Ford M., Stahel U. (1995) - The geometry of a deformed carbonate slope-basin transition : the Ventoux-Lure fault zone, SE France. Tectonics, 14, 5, 1393-1410.

Ford M., Lickorish H., Kuznir N.J. (1999) - Tertiary foreland sedimentation in the Southern Subalpine Chains, SE France: a geodynamic appraisal. BasinResearch, 11, 315-336.

Ford M., Meckel L.D., Bürgisser J., Lickorish H., Seward D. (2000) - L’évolution cinématique de l’arc externe des Alpes occidentales. 18e Réunion desSciences de la Terre, 132.

Franco M. (1982) - Etude géologique de la bordure des chaînes subalpines méridionales entre St-Vallier et Thorenc (A-M). Thèse Univ. Nice, 157 p.

Fry N. (1989) - Southwestward thrusting and tectonics of the Western Alps. Alpine Tectonics, Geol. Soc. Spec. Publ., 45, 83-109.

Fujiwara H., Pairis J.L. (1969) - Aperçu sur le Nummulitique de la région de Saint-Auban (Alpes-Maritimes). Géologie alpine, 45, 213-226.

Ganeval J. (1973) - Paléogéographie et tectonique dans la zone de décrochement de Creisset-le Poil (branche NW de l’arc de Castellane, Alpes-de-Haute-Provence). Thèse Univ. Grenoble, 62 p.

Geze B. (1963) - Caractères structuraux de l’arc de Nice (Alpes maritimes). Livre Mém. Prof. P. Fallot. 2, 289-300. Soc. géol. Fr., Paris.

Giannerini G. (1978) - Contribution à l’étude géologique de la bordure méridionale de l’arc de Castellane entre Mons et Bargème (Var) : relations entre lesdéformations tectoniques et la sédimentation au cours du tertiaire. Thèse 3ème cycle. Univ. Nice, 285 p.

Giannerini G., Gigot P., Campredon R. (1977) - Le tertiaire de la Roque-Esclapon (front sud de l’arc de Castellane) : la superposition de deux déformationssynsédimentaires Oligocène et Miocène et des bassins sédimentaires associés. Bull. BRGM, Fr., (2), Section 1, n° 3, 179-188.

Gidon M. (1982) - La reprise de failles anciennes par une tectonique compressive : sa mise en évidence et son rôle dans les chaînes subalpines des Alpesoccidentales. Géologie alpine, 58, 53-68.

Gidon M., Pairis J.L. (1986) - La nappe de Digne (Chaînes subalpines méridionales) : origine, déplacement et signification régionale. C. R. Acad. Sci., Fr.,Paris, 303, (2), 10, 981-984.

Gidon M., Pairis J.L. (1988) - La structure des environs de Digne (Chaînes subalpines méridionales) : origine, déplacement et signification régionale. C. R.Acad. Sci., Fr., Paris, 307, (2), 10, 1283-1288.

Gidon M., Pairis J.L. (1992) - Relations entre le charriage de la Nappe de Digne et la structure de son autochtone dans la vallée du Bès (Alpes de Haute-Provence, France). Eclogae geol. Helv., 85/2, 327-359.

Gigot P., Grandjacquet C., Haccard D. (1974) - Evolution tectonosédimentaire de la bordure septentrionale du bassin tertiaire de Digne depuis l’Eocène. Bull.Soc. géol. Fr., (7), 16, 128-139.

Gillcrist R., Coward M., Mugnier J.L. (1987) - Structural inversion and its controls : examples from the Alpine foreland and the French alps. GeodinamicaActa, 1, 1, 5-34.

Ginsburg L. (1960) - Etude géologique de la bordure subalpine à l’Ouest de la basse vallée du Var. Bull. Serv. Carte géol. Fr., 259, 57.

Ginsburg L., Bonifay E., Bordet P., Mennessier G. (1970) - Carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de Grasse-Cannes, BRGM, Orléans.

Goguel (1936) - Description tectonique de la bordure des Alpes de la Bléone au Var. Mém. Serv. Carte géol. Fr., 360 p.

Gratier J.P. coordinateur (1987) - L’équilibrage des coupes géologiques. Buts, méthodes et applications. Mém. Docum. Centre Arm. Et. Struct. Socles, Rennes,20, 165 p.

Gratier J.P., Ménard G., Arpin R. (1989) - Strain-displacement compatibility and restoration of the Chaînes Subalpines of the Western Alps. Alpine Tectonics,Geol. Soc.Spec. Publ., 45, 65-81.

Guardia P., Ivaldi J.P. (1985) - Les déformations schistogènes du tégument de l’Argentera (Alpes-Maritimes) : description, génèse et chronologie relative dansle cadre géodynamique des Alpes sud-occidentales. Bull. Soc. géol. Fr., (8), I, 3, 353-362.

Guellec S., Mugnier J.L., Tardy M., Roure F. (1990) - Neogene evolution of the western Alpine foreland in the light of ECORS data and balanced cross-section.Mém. Soc. géol. Fr. 156, 165-184.

Haccard D., Beaudoin B., Gigot P., Jorda M. (1989) - Carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de La Javie, BRGM, Orléans.

Hamiti M. (1994) - Géométrie, cinématique et mécanismes des chevauchements synchisteux dans une région préalablement déformée. Exemple de lacouverture sédimentaire à l’Ouest du massif de l’Argentera (Alpes occidentales françaises). Thèse Univ. Aix-Marseille.

Hibsch C. (1992) - Apports de l’approche tectonosédimentaire pour l’analyse et la datation des paléocontraintes tectoniques. Applications en domaine tabulaire(tectonique permo-cénozoïque en Grande-Bretagne) et en domaine plissé (tectonique crétacée de l’arc de Castellane, S.E. France). Implications géodynamiques.Thèse Univ. Paris-Sud (Orsay), 251 p.

Hippolyte J.C., Angelier J., Bergerat F., Nury D., Guieu G. (1993) - Tectonic-stratigraphic record of paleostress time changes in the oligocene basins of theProvence, southern France. Tectonophysics, 226, 15-35.

Huiqi L., Mc Clay K.R., Powell D. (1992) - Physical models of thrust wedges. In: McClay K.R. (ed), Thrust Tectonics, London, Chapman & Hall, 71-81.

Irr F. (1984) - Paléoenvironnements et évolution géodynamique néogènes et quaternaires de la bordure nord du bassin méditérranéen occidental. Un systèmede pente de la paléo-marge liguro-provençale. Thèse Univ. Nice.

Ivaldi J.P. (1989) - Thermoluminescence et orogenèse. Les Alpes occidentales au Paléogène. Thèse Univ. Nice, 330 p.

Jones P.B. (1996) - Triangle zone geometry, terminology and kinematics. Bull. Canad. Petrol. Geol., 44, 2, 139-152.

Jorda M., Roiron P., Vernet J.L (1988) - La formation alluviale à flore fossile des Fontaines (Digne, Alpes de Haute-Provence). Un jalon important dansl’évolution tectorogénique tardive de l’arc subalpin de Digne. Géologie alpine, 64, 49-60.

Jouanne F., Ménard G. (1994) - Quantification des mouvements verticaux actuels du Sud du Jura et des Alpes nord-occidentales par comparaison denivellements : première analyse. C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 319, (2), 691-697.

Kerckhove C. (1969) - La « zone du Flysch » dans les nappes de l’Embrunais-Ubaye (Alpes occidentales). Géologie alpine, 45, 204 p.

Kerchkove C., Roux M. (1976) - Notice de la carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de Castellane, BRGM, Orléans.

Kerchkove C., Roux M. (1978) - Notice de la carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de Moustiers-Ste-Marie, BRGM, Orléans.

Laubscher H.P. (1991) - The arc of the Western Alps today. Eclogae geol. Helv., 84, 3, 631-659.

Laurent O. (1998) - Modalités de la structuration d’un prisme de front de chaîne : l’exemple de l’arc de Castellane (chaînes subalpines méridionales, France).Thèse Univ. Nice, 290 p.

Lemoine M. (1972) - Rythme et modalités des glissements superposés dans les chaînes subalpines méridionales des Alpes occidentales françaises. Geol.Rundsch., 61, 975-1010.

Lickorish H., Ford M. (1998) - Evolution of the Digne thrust system, southern Subalpine Chains : kinematics and timing of deformation. In: Spec. Issue of theGeol. Soc. London, Foreland Basins, 35 p.

Lutaud L. (1957) - La tectogenèse et l’évolution structurale de la Provence. Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., Paris, nouv. Sér. 1, 103-112.

Malavieille J. (1984) - Modélisation expérimentale des chevauchements imbriqués : application aux chaînes de montagnes. Bull. Soc. géol. Fr., 7, 36, 129-138.

Mansour M. (1991) - Thermochronologie par la méthode des traces de fission dans l’Apatite. Application aux massifs de l’Argentera-Mercantour (Alpesoccidentales) et dans le Jebilet (Meseta marocaine). Thèse Univ. Grenoble, 155 p.

Mansour M., Bogdanoff S., Poupeau G. (1990) - Datation par traces de fission dans le massif de l’argentera et du Dôme de Barrot, 13ème R.S.T., Grenoble.

Meckel L.D., Ford M., Bernolli D. (1996) - Tectonic and sedimentary evolution of the Dévoluy Basin, a remnant of the Tertiary western Alpine foreland basin,SE France. Géologie de la France, n° 2, 3-26.

Meckel L.D. (1997) - Sedimentological and structural evolution of the Tertiary Dévoluy Basin, external western Alps, SE France. Thèse de Doctorat, Instituteof Technology, Zürich.

Ménard G. (1979) - Relations entre structures profondes et structures superficiellesdans le sud-est de la France. Essai d’utilisation des données géophysiques.Thèse Univ. Grenoble.

Ménard G. (1980) - Profondeur du socle antétriasique dans le Sud-Est de la France. C. R. Acad. Sci., Fr., Paris, 290, (D), 299-302.

Ménard G. (1988) - Structure et cinématique d’une chaîne de collision : les Alpes occidentales et centrales. Thèse Univ. Grenoble.

Mennessier G. (1966) - Notice de la carte géologique de la France à 1/50 000. Feuille de Fayence, BRGM, Orléans.

Morillon A.C. (1997) - Etude thermo-chronométrique appliquée aux exhumations en contexte orogénique : le Massif des Maures (France) et les CordillèresBétiques (Espagne). Thèse Univ. Nice-Sophia Antipolis, 303 p.

Mugnier J.L., Arpin R., Thouvenot F. (1987) - Coupes équilibrées à travers le massif subalpin de la Chartreuse. Geodinamica Acta, 1, 2, 125-137.

Olivet J.L., Bonnin J., Beuzart P., Auzende J.M. (1984) - Cinématique de l’Atlantique nord et central. Publ. Centre National pour l’Exploitation des Océans,54, 108 p.

Pairis J.L. (1971) - Tectonique et sédimentation tertiaire sur la marge orientale du bassin de Barrême (Alpes de Haute-Provence). Géologie alpine, 47, 203-214.

Pairis J.L., Gidon M., Fabre P., Lami A. (1986) - Signification et importance de la structuration nummulitique dans les chaînes subalpines méridionales. C. R.Acad. Sci., Fr., Paris, 303, (2), 1, 87-92.

Pelline-Chabert (1996) - Géométrie et cinématique de la branche occidentale de l’arc de Castellane (Chaînes subalpines de Haute-Provence, France). ThèseUniv. Nice, 198 p.

Philip J., Masse P.J.L., Machour L. (1987) - L’évolution paléogéographique et structurale du front de chevauchement nord-toulonnais (Basse-Provenceoccidentale, France). Bull. Soc. géol. Fr., 8, 541-550.

Philippe Y. (1994) - Transfer zone in the Southern Jura thrust belt (eastern France) : geometry, development and comparison with analogue modellingexperiments. Europ. Ass. Petrol. Geol. Spec. Publ., 4, 327-346.

Philippe Y. , Deville E., Mascle A. (1998) - Thin-skinned inversion tectonics at oblique basin margins ; exemple of the western Vercors and ChartreuseSubalpine massifs (SE France). Cenozoic foreland basins of Western Europe, Geol. Soc. Spec. Publ., 134, 239-262.

Platt J.P., Behrmann J.H., Cunningham P.C., Dewey J.F., Helman M., Parish M., Shepley M.G., Wallis S., Weston P.J. (1989) - Kinematics of the Alpine arcand the motion history of Adria. Nature, 337, 158-161.

Ramsay J.G. (1967) - Folding and fracturing of rocks. Mac Graw Hill, New-York, 568 p.

Réhault J.P. (1981) - Evolution tectonique et sédimentaire du bassin Ligure (Méditerranée occidentale). Thèse d’état, Univ. Paris 6, 132 p.

Ricou L.E., Frizon De La Motte D. (1986).- Décrochement senestre médio-crétacé entre Provence et alpes Maritimes (Alpes occidentales, France). Rev. Géol.Dynam. Géogr. Phys., (27), 3-4, 237-245.

Ritz J.F. (1991) - Evolution du champ de contraintes dans les Alpes du Sud depuis la fin de l’Oligocene. Implications sismotectoniques. Thèse Univ.Montpellier.





Roure F., Polino R., Nicolich R. (1990) - Early Neogene deformation beneath the Po plain : constraints on the post-collisional Alpine evolution. Mém. Soc.géol. Fr., 156, 309-322.

Roure F., Brun J.P., Coletta B., Van Der Driessche J. (1992) - Geometry and kinematics of extensional structures in the Alpine Foreland Basin of southeasternFrance. J. Struct. Geol., 14, 4, 503-519.

Roux M. (1970) - Le synclinal de Taulanne (Basses-Alpes) et les conséquences du chevauchement de Castellane sur sa bordure nord-est. Géologie alpine, 46,177-188.

Roux M. (1974) - La sédimentation tertiaire et les étapes de la tectonique provençale et alpine au Sud et au Sud Ouest de l’arc de Castellane. Le bassin d’Eoulx-Brenon et ses dépendances (Feuilles de Castellane et de Moustiers-Ste-Marie). Bull. BRGM, Fr., (2), Section I, 2, 83-99.

Schroetter J.M. (1997) - L’enregistrement sédimentaire de la déformation mio-plio-quaternaire sur la bordure ouest de l’arc de Nice. D.E.A. Univ. Nice, 21 p.

Seward D., Mancktelow N.S. (1994) - Neogene kinematics of the central and western Alps : Evidence from fission-track dating. Geology, 22, 803-806.

Siddans A.W.B., Henry B., Kligfield R., Lowrie W., Hirt A., Percevault M.N. (1984) - Finite strain patterns and their significance in Permian rocks of the AlpesMaritimes (France). J. Struct. Geol., 6, 4, 339-368.

Sobornov K.O. (1996) - Lateral variations in structural styles of tectonic wedging in the northeastern Caucasus, Russia. Bull. Can. Petr. Geol., 44, 2, 385-399.

Specht M. (1989) - Tectonique de chevauchement le long du profil ECORS-Pyrénées : un modèle d’évolution de prisme d’accrétion continental. Thèse Univ.Bretagne Occidentale, 353 p.

Steck A., Hunziker J. (1994) - The Tertiary structural and thermal evolution of the Central Alps - compressional and extensional structures in an orogenic belt.Tectonophysics, 238, 229-254.

Tempier C. (1987) - Modèle nouveau de mise en place des structures provençales. Bull. Soc. géol. Fr., (8), III, 3, 553-540.

Thibault G. (1995) - Géométrie et quantification des raccourcissements de l’arc de Castellane (SE de la France). D.E.A. Géodynamique, Univ. Nice, 38 p.

Thomas J.C., Claudel M.E., Collombet M., Tricart P., Chauvin A., Dumont T. (1999) - First paleomagnetic data from the sedimentary cover of the FrenchPenninic Alps : evidence for Tertiary counterclockwise rotations in the Western Alps. Earth and Planetary Science Letters, 171, 561-574.

Touraine F. (1976) - L’Oligocène nord-varois : nouvelle mise au point. Géologie alpine, 52, 115-133.

Vialon P., Rochette P., Ménard G. (1989) - Indentation and rotation in the Western Alpine arc. Alpine Tectonics, Geol. Soc. Spec. Publ., 45, 329-338.

Woodward N.B., Boyer S.E., Suppe J. (1989) - Balanced Geological Cross-Sections : an essential technique in Geological research and exploration. ShortCourse in Geology, vol 6, 28th International geological Congress, Washington, D.C.

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