PLISSEMENT PAROXYSMAL ET SURRECTION DES ALPES FRANCO-ITALIENNES par Jacques DEBELMAS SOMMAIRE. — Trois phases de contraction peuvent être décelées, dont la première était mal connue jusqu'ici : une phase Eocène inférieur s.l. mais pouvant s'amorcer dès la fin du Crétacé supérieur par places, une phase Sannoisien inférieur et une phase Ponto-Pliocène. Chacune de ces phases est suivie de mouvements verticaux de réajustement, positifs et négatifs, éventuellement accompagnés de volcanisme. On peut aussi déceler, pour les deux premières phases, la propagation d'une onde de surrection se faisant d'E en W. RIASSUNTO. — Si possono distinguere tre fasi di raccorciamenta, di cui la prima finora mal conosciuta : una fase dell'Eocene inferiore s.l., forse localmente abbazzata già dalla fine del Cretaceo superiore, una fase del Sannoisiano inferiore ed una fase del Pontico-Pliocene. Ognuna di queste fasi è seguita da movimenti verticali di assestamento, positivi o negativi, eventualmente accompagnati da manifestazioni vulcaniche. Si puo inoltre riconoscere, per le due prime fasi, la propagazione di un'onda di sollevamento avanzante dall'E all'W. UBERSICHT. — Drei Phasen der Kontraktion kônnen unterschieden werden, deren erste bis heute wenig bekannt war : eine Phase des unteren Eozan, im weitere Sinne, die sich aber an einigen Stellen schon am Ende der oberen Kreide ankundigen kann, eine Phase des unteren Sannoisian und eine Phase der Pontische Stufe und des Pliozâns. Jede dieser Phasen ist gefolgt von angleichenden Vertikalbewegungen, positiver oder negativer Art, die eventuell von Vulkanismus begleitet sind. Ausserdem kann man fur die beiden ersten Phasen eine Ausbreitung einer Welle der Aufrichtung feststellen, die von Ost nach West fort schreitet. Il est assez remarquable qu'une chaîne aussi classique que les Alpes occidentales dans leur secteur franco-italien n'ait pas fait jusqu'ici l'objet d'une tentative de corrélation de tous les faits connus, afin d'arriver à 126 JACQUES DEBELMAS dresser un tableau, même schématique et provisoire, du déroulement de son paroxysme tertiaire. Ceci est dû au fait que les Alpes, en raison de leur émersion précoce au début de cette ère, ne comptent finalement que peu de terrains tertiaires post-orogéniques. D'autre part, l'extrême complexité des structures a fait que certains secteurs n'ont été élucidés que- ces toutes dernières années. Il reste d'ailleurs bien des * énigmes, mais l'état d'avancement des travaux portant tant sur la structure même du massif que sur la stratigraphie des bassins périphériques permet aujourd'hui non pas de donner une synthèse, encore prématurée, mais de montrer l'état actuel de la question, et en particulier les lacunes de nos connaissances. J'ajouterai que la nomenclature stratigraphique de cet article est en gros celle du Traité de Stratigraphie de M. GIGNOUX (5e éd., Masson, Paris, 1960). PLAN DE L'ETUDE PREMIÈRE PARTIE. — LES FAITS Chapitre I. — Le secteur Sud. A) Les bassins tertiaires : — nummuli tiques; — néogènes. B) La chaîne alpine s. str. — La progression de la nappe du Flysch à Helminthoïdes. — La tectonisation des unités subbriançonnaises et briançonnaises. — La tectonisation de la zone externe. C) Résumé. Chapitre IL — Le secteur Nord. A) Les bassins tertiaires. — Le versant padan. — Le versant dauphinois et savoyard. B) La chaîne alpine s. str. — Les massifs subalpins. — Les massifs cristallins externes et leur couverture. — Les zones internes. C) Résumé. DEUXIÈME PARTIE. — CONCLUSIONS La phase éocène inférieur. La phase sannoisienne. La phase ponto-pliocène. Comparaison avec les autres chaînes géosynclinales de la Méditerranée occidentale. PLISSEMENT DES ALPES FRANCO-ITALIENNES 127 PREMIERE PARTIE LES FAITS Afin de rendre cet exposé plus clair, il a paru indispensable d'exa miner successivement les parties Sud et Nord du tronçon alpin envisagé. Nous distinguerons donc : 1) Les Alpes méridionales (maritimes et dauphinoises); 2) Les Alpes septentrionales (ou savoyardes), la limite passant à peu près sur la transversale du Pelvoux. CHAPITRE I LE SECTEUR SUD (fig. 1 et 2) A) Les bassins tertiaires. 1) Le Nummulitique. a) SUR LE VERSANT FRANÇAIS, il est surtout représente par la forma tion dite des grès d'Annot, qui, aux approches du Pelvoux, prennent le nom de grès du Champsaur et, en Dévoluy, celui de grès de Saint-Disdier. Ces grès forment le terme supérieur d'une classique « trilogie » (calcaires, marnes, grès), en partie priabonienne. Cette formation gréseuse, plus rarement conglomératique, est extrê mement intéressante car elle représente le remplissage d'un bassin * sédi- mentaire périalpin à une époque décisive, la limite Eocène-Oligocène. Y. GUBLER (1958) et D. STANLEY (1961) lui ont consacré des études détaillées dont nous ne retiendrons que les grandes conclusions : 1 ) L'âge des grès varie d'E en W : ils sont plus vieux sur le pourtour de PArgentera (Priabonien supérieur-Oligocène inférieur) que plus à l'W (Oligocène inférieur probable), ce qui est conforme aux idées de J. BOUS- SAC (1912). Les termes les plus récents sont même sannoisien supérieur et stampien inférieur (grès de Saint-Disdier-en-Dévoluy, conglomérats de 128 JACQUES DEBELMAS Barrême-Clumanc, dans les Basses-Alpes, et de Saint-Antonin, dans le Var). Ils marquent la fin du régime marin. 2) L'origine des sédiments. — Ils proviennent de l'érosion de la couverture permotriasique de l'Argentera, plus rarement de son socle, mis à nu au cours de soulèvements survenus au cours du Priabonien. Il y a aussi des apports du S et de l'W, mais leur origine est encore mal élucidée, ainsi que le rôle exact du Pelvoux, et à plus forte raison celui des zones internes. Cependant, à ce dernier point de vue, le conglomérat de Barrême-Clumanc apporte des faits intéressants (J.-C. CHAUVEAU et M. LEMOINE, 1961), car outre des galets locaux, on y trouve aussi des faciès intra-alpins (flysch à helminthoïdes, ophiolites, radiolarites, quart- zites), ce qui montre que les nappes correspondantes étaient déjà en proie à l'érosion. Par ailleurs la présence d'un galet de roche à glaucophane, certainement alpin, indique que cette érosion avait déjà entamé des forma tions ayant subi le métamorphisme alpin. En ce qui concerne le grès d'Annot, D. STANLLY a pu reconstituer approximativement les limites du bassin qui se présente comme une zone de subsidence alimentée par l'érosion de régions voisines exhaussées. On a donc bien l'impression que cette formation est le résultat de mouve ments de réajustements positifs et négatifs. Or ces grès montrent des éléments volcaniques, de nature andésitique. On les trouve à Clumanc, près de Barrême (S. BŒUF, B. BIJU-DUVAL et Y. GUBLER, 1961) et à Saint-Antonin, dans le Var (J. GOGUEL, 1952). Ce volcanisme est également classique dans les grès du Champsaur (P. BEL- IAIR, 1957; M. VUAGNAT, 1497). Il est donc probable que les oscillations verticales ayant donné naissance à tous ces grès se sont faites suivant des plans de failles qui ont laissé sourdre un volcanisme réduit au cours d'une phase de détente. — Avant le dépôt de ces grès, se sont déposés, comme on Ta dit, des marnes, que la microfaune permet de dater du Priabonien moyen ou supérieur, et des calcaires (Priabonien inférieur ou Lutétien supérieur). Le total formant la « trilogie » classique évoquée. Mais sous cette trilogie les formations tertiaires sont rares. Dans l'Arc de Vence (L. GINSBURG, 1959), ce sont des sables et des argiles bigarrés avec, à leur sommet, quelques calcaires lacustres attribués au Lutétien et concordants sur la série sous-jacente. Sables et argiles reposent sur des terrains quelconques, car on est là à la limite du domaine affecté par la phase anté-danienne de Basse-Provence (A.-F. DE LAPPA- RENT, 1938). Le Priabonien est transgressif sur ce Lutétien ainsi que sur les sables rouges et le Mésozoïque, ce qui indique une légère phase provençale dont les traces disparaissent rapidement vers le N. PLISSEMENT DES ALPES FRANCO-ITALIENNES 129 Dans l'arc de Castellane, il s'agit surtout de conglomérats plus ou moins torrentiels, à galets sénoniens qui traduisent des mouvements de socle (« conglomérat d'Argens » d'Y. GUBLER, 1958), mais nulle part on ne peut les dater exactement, car ils ne sont pas en relation avec les calcaires lacustres lutétiens connus par places. De sorte que l'on ignore s'ils sont ou non un écho de la phase provençale (Lutétien supérieur) d'A.-F. DE LAPPARENT (1938). En Dévoluy (Luz-la-Croix-Haute), ce sont des sables réfractaires, des poudingues à galets de quartz et des croûtes siliceuses désertiques qui, malheureusement, n'apportent pas de précisions quant aux mouvements qui on,t mis à sec cette région au début du Tertiaire, mouvements qui se traduisent par la discordance des poudingues nummulitiques sur le Séno- nien (P. LORY et A.-F. DE LAPPARENT, 1937; L. GLANGEAUD et M. D'AL- BISSIN, 1958). — Pendant le dépôt de ces grès du Champsaur, mais au-delà du bassin marin qui leur donnait naissance, on connaît quelques formations continentales intéressantes. Par exemple, dans le synclinal de Montfroc, au N de la Montagne de Lure, J. FLANDRIN (1961) a décrit dans un Sannoisien continental, des lentilles de conglomérats à galets de roches locales abondantes, d'ophiolites, de radiolarites, de calcaires du Malm briançonnais et autres, ce qui confirme les résultats fournis par le bassin de Barrême. — Après le dépôt des grès d'Annot ou de Champsaur, se déposent des sédiments continentaux attribués classiquement au Stampien ou à PAquitanien (A.-F. DE LAPPARENT, 1938) : c'est la « mollasse rouge » des nombreux bassins tertiaires de l'arc Digne-Castellane (Barrême, Tau- lanne, Blieux, Faucon-Gigors) et du Dévoluy. La paléogéographie stam- pienne (Stampien moyen ou supérieur à Barrême) apparaît fondamen talement différente de la précédente, ce qui traduit des mouvements entre Sannoisien et Stampien, ou au Stampien inférieur. On voit s'épandre de façon quelconque, et en discordance constante, des formations continen tales rouges et détritiques, à nombreux galets alpins. Puis viennent des calcaires lacustres qui se prolongent probablement dans PAquitanien. Il est à noter que ces dépôts se sont accompagnés de déformations qui se traduisent par de multiples discordances intraformationnelles ou carto graphiques. Là où la mollasse rouge repose directement sur le Mésozoïque plissé, il devient impossible de séparer la part du plissement post-sannoisien, de celle des plis antérieurs, en général orientés E-W et qui peuvent être provençaux ou même plus anciens (phase crétacé moyen du Dévoluy). C'est le cas, par exemple, des petits lambeaux de mollasse rouge de la région d'Esclangon au N de Digne. 130 JACQUES DEBELMAS b) SUR LE VERSANT ITALIEN, les formations de base du Tertiaire sont extrêmement intéressantes. On connaît en effet des terrains oligocènes post-tectoniques transgressifs sur la bordure alpine et qui reposent sur des structures déjà achevées. Les récentes recherches de Cl. LORENZ (1960, 1961) ont montré que les niveaux les plus anciens, continentaux, sont stampiens, et peut-être même, par places, sannoisiens. La transgression marine est seulement de PAquitanien. 2) Le Néogène. a) SUR LE VERSANT PADAN DES ALPES MARITIMES (P. GABERT, 1962). Le Néogène est représenté par des sédiments assez fins, avec cepen dant des lentilles de conglomérats au voisinage des Alpes. Les galets y sont de toute nature. A ce sujet, il est intéressant de signaler que jusqu'au Miocène supérieur, les galets alpins (et apennins) se retrouvent jusqu'au N d'Alexandrie. Après le Miocène supérieur, par contre, il s'individualise un synclinal allongé, courant de Cuneo à Alexandrie par Saluces et Asti, donc arqué vers le NW, qui fonctionnera ensuite comme zone de subsi- dence jusqu'au Quaternaire. P. GABERT a montré que cet arc est dû à un mouvement d'ensemble du bâti apennin vers le NW. Il n'a donc rien à voir avec la tectonique alpine propre, mais nous verrons cependant que ce mouvement a eu une certaine influence sur les plis de la région niçoise. On comprend donc que le Miocène supérieur est une époque impor tante pour ce versant padan. Il se marque d'ailleurs par une discordance nette du Pliocène qui est franchement transgressif. La subsidence plio cène est également importante (800 à 1 000 m vers Asti), Mais les sédi ments restent fins (marnes et grès), ce qui s'explique probablement par des raisons climatiques et peut-être aussi par le fait que les mouvements alpins étaient lents et continus. Mais le fait le plus intéressant est l'existence d'un fort mouvement de relèvement à la fin du Pliocène : PAstien sableux vient fossiliser la base des versants alpins à plus de 500 m d'altitude. On connaît d'ailleurs des failles affectant ce Pliocène et le dénivelant peu à peu sans lui donner pour autant une inclinaison notable. Ce mouvement de relèvement post-pliocène a été également signalé sur le versant maritime des Alpes ligures. ROVERETO (1934) par ex. a montré que les dépôts pliocènes de la Riviera ligure sont de plus en plus élevés de PE vers PW (95 m à Gênes, 475 m à Vintimille, 542 m à Grimaldi), ce qui correspond aux valeurs indiquées pour le versant padan. Mais du côté maritime, les dépôts ont une pente de 10 à 20°, comme si le relèvement avait été moins cassant. PLISSEMENT DES ALPES FRANCO-ITALIENNES 131 Par ailleurs le début du Quaternaire contraste brusquement avec le Pliocène par ses dépôts puissants de conglomérats qui ravinent même parfois le Pliocène argilo-sableux. Ces caractères traduisent probablement un changement de climat, mais certainement aussi une surrection des massifs alpins. Les conglomérats pleistocènes sont eux-mêmes déformés, ce qui montre que les mouvements se sont perpétués au cours du Qua ternaire. On connaît d'ailleurs des failles qui ont fonctionné du Pliocène au Quaternaire. Par exemple à Saluces, un escarpement de faille bien visible au Bric Landonia (colline de Saluces) se prolonge dans la plaine, peut-être jusqu'au coude du Pô. Cette faille sépare 2 domaines, l'un au N, subsident, où le Pliocène descend à —2 800, l'autre au S où le Plio cène descend seulement à —1 500. Il y aurait là une faille pliocène et quaternaire dont le rejeu atteindrait 1 300 m. Certaines de ces failles peuvent être encore actives (J. ROTHE, 1948). Tous ces faits démontrent l'importance des mouvements verticaux depuis le Pliocène jusqu'à nos jours. b) LE BASSIN DU VAR, LES ARCS DE NICE ET DE VENCE. Après le dépôt des grès d'Annot, la région a dû émerger et subir une certaine érosion ainsi que des déformations, car la Mollasse de Vence, d'âge burdigalien supérieur (L. GINSBURG, 1959), est transgressive sur des couches antérieures variées. Elle remanie des produits volcaniques andésitiques que l'on retrouve en d'autres points (Antibes, Cap d'Ail, Biot, Villeneuve-Loubet). L'âge de ce volcanisme a été beaucoup discuté mais les observations récentes de L. GINSBURG permettent de montrer qu'il est antérieur à la transgression de la mollasse de Vence. Son âge serait donc Miocène inférieur ou Oligocène terminal. Dans l'Arc de Vence, le Tortonien est discordant sur PHelvétien et contient localement d'énormes blocs écroulés de Malm. Il correspond donc à une première secousse tectonique. Mais il est lui-même chevauché par les plis frontaux de Caussols, à leur tour recouverts par la Brèche de Carros, que L. GINSBURG a, montré être de la limite Pontien-Pliocène. Les grands chevauchements sont donc pontiens. Ils ont été suivis de mouvements de soulèvement vers l'intérieur puisque le Pliocène varois est incliné à 20° S et s'élève du niveau de la mer jusqu'à une altitude de 700 m environ près de Levens. Dans l'arc de Nice, les choses sont plus confuses, car on manque de précisions stratigraphiques. Le Miocène supérieur en effet n'est pas connu, sinon par les poudingues deltaïques de Roquebrune (J. BOUCART, 1960), avec ses galets de radiolarites et d'ophiolites, et peut-être même par le poudingue du Mont-Cima (J. VERNET, 1962), conservé dans un synclinal plus interne que celui des classiques poudingues pliocènes du Var. De 132 JACQUES DEBELMAS fait, alors que ces derniers sont riches en galets cristallins et permiens du massif de PArgentera, celui du Mont-Cima les montre beaucoup plus rarement, mais abonde par contre en galets de grès d'Annot. Il traduirait donc une dénudation encore faible du massif de PArgentera et la conser vation à cette époque d'une couverture importante de grès dans la région intermédiaire. De plus les poudingues du Mont Cima seraient ravinés par les marnes bleues plaisanciennes. Il y a donc beaucoup de chances pour qu'ils soient de la limite Miocène-Pliocène. Comme ils recouvrent en discordance les plis de Parc de Nice, il est assez normal de considérer, avec B. GÈZE (1960) que le plissement prin cipal de cet arc est pontien. Or le Pliocène est également plissé, et suivant des lignes qui sont grossièrement parallèles à celles de Parc de Nice (J. VERNET, 1962). Le plissement de cet arc s'est donc prolongé au cours du Pliocène et a accentué les structures pontiennes tout en agrandissant son domaine. Par ailleurs, ce Pliocène est soulevé à des altitudes supérieures à 700 m. Par contre, en arrière de l'arc lui-même, les déformations offrent un style assez différent. Il ne semble plus y avoir plissement plus ou moins régulier d'un train de plis vers l'W, mais les accidents transversaux devien nent la règle. Le plus typique d'entr'eux est le grand accident Monaco- Sospel-Breil-La Brigue. Cet accident s'est probablement individualisé à l'origine comme une déchirure, lors du premier glissement de la couver ture de PArgentera, à l'Oligocène (M. LANTEAUME, 1962), mais cet acci dent a ensuite rejoué au Néogène, après avoir subi une évolution morpho logique accentuée, qui avait, par exemple, largement mis à nu les gypses de base de sa couverture. Ce rejeu s'est fait sous une poussée orientée vers le NW, ce qui a permis l'édification de structures complexes. Or on peut remarquer que cet accident se situe dans le prolongement du grand synclinal Cuneo-Saluces, qui résulte également d'une poussée pontienne orientée au NW, et qui a continué à jouer en fosse de subsidence au Pliocène. Nous avons dit que la genèse de ce synclinal était liée à un mouvement d'ensemble du bâti apennin vers le NW. On peut donc en déduire que les accidents transverses des Alpes-Maritimes résultent de l'interférence d'un mouvement du socle apennin (dirigé vers le NW) et de ceux du socle alpin (orientés vers PW ou le SW). Au Quaternaire, les déformations de l'Arc de Nice se sont prolongées. B. GÈZE (1960) a montré combien elles étaient complexes et d'interpré tation difficile, puisqu'elles se présentent tantôt comme des basculements ou des gauchissements, ailleurs comme le résultat d'un serrage de socle pouvant entraîner des extrusions, diapiriques ou non, des décoiffements et des chevauchements épiglyptiques. J. VERNET (1962) n'hésite pas à attribuer à ces mouvements la surrec- PLISSEMENT DES ALPES FRANCO-ITALIENNE S 133 tion du Dôme de Barrot et l'affaissement du grand bassin à tectonique calme des Alpes varoises. Il est en tout cas certain que dès le début du Quaternaire commence une importante sédimentation détritique indiquant le soulèvement d'en semble de la chaîne. c) LE BASSIN DE VALENSOLES, au front des écailles de Digne-, Castellane, est également très intéressant. C'est une véritable zone del taïque où les sédiments néogènes atteignent une épaisseur de près de 3 km, soit trois fois celle des dépôts contemporains de la vallée du Rhône. Le Néogène y est toujours concordant sur le Stampien et le Sannoi sien, et la sédimentation reste normale jusqu'au Pontien : Burdigalien et Vindobonien montrent les faciès classiques de la vallée du Rhône. C'est seulement avec le Pontien que réapparaissent les conglomérats (donc le soulèvement de la zone d'origine des galets). Ces conglomérats repré sentent la partie inférieure de la célèbre série des « poudingues de Valen soles », dont A.-F. DE LAPPARENT (1938) a montré qu'elle se terminait dans le Pliocène Les galets consistent en roches locales (écailles de Digne) avec des ophiolites, radiolarites, quartzites des zones internes. Alors qu'au centre du bassin de Valensoles la série des poudingues est concordante dans tous ses termes, on voit au contraire que, sur la bor dure orientale, les poudingues supérieurs sont discordants, ce qui traduit une phase de mouvements à la limite Miocène-Pliocène (2e phase alpine d'A.-F. DE LAPPARENT). Par ailleurs, ces poudingues supérieurs (comme toute la série sous- jacente) sont eux-mêmes plissés, comme refoulés devant les chevauche ments de Parc de Digne. L'existence de mouvements post-pliocènes est donc certaine, mais d'après A.-F. DE LAPPARENT ils n'auraient fait qu'accentuer légèrement les structures antérieures. Les hautes terrasses quaternaires de la Durance et de la Bléone sont en discordance sur les poudingues de Valensoles et parfaitement horizon tales. La dernière réplique des mouvements ponto-pliocènes est de la limite Pliocène-Quaternaire. B) La chaîne alpine s. str. Tout ce domaine méridional des Alpes est caractérisé par l'existence d'une importante nappe de charriage, la nappe du Flysch à Helminthoïdes, qui a fait l'objet de travaux récents (M. LANTEAUME, dans les Alpes- Maritimes, et D. KERCKHOVE, dans l'Embrunais-Ubaye). On peut, dans une certaine mesure, suivre le déroulement de sa mise en place et, par lui, connaître l'évolution des autres zones internes alpines, en particulier les zones subbriançonnaise et briançonnaise. 134 JACQUES DEBELMAS 1) La progression de la nappe du Flysch à Helminthoïdes. C'est dans les Alpes-Maritimes qu'on peut la suivre le plus nettement (M. LANTEAUME, 1962). On admet maintenant que le matériel de cette nappe est d'âge néocrétacé et qu'il s'est déposé dans le bassin de Gênes, la nappe glissant ensuite vers PW par-dessus le Briançonnais, sur une semelle plus ou moins bien conservée de terrains piémontais. Le passage de cette nappe s'est donc fait avant le Stampien ou le Sannoisien qui reposent transgressivement sur le Briançonnais dénudé, et d'autre part le passage ne peut s'être fait qu'après le dépôt des termes les plus récents du Briançonnais, Subbriançonnais et Autochtone, chevauchés par la nappe. Dans le Briançonnais, la sédimentation se termine avec le Priabonien inférieur ou moyen, qui a un faciès de calcaires à Nummulites et non pas de Flysch, ce qui indique que le domaine briançonnais a gardé jusqu'au paroxysme le caractère géanticlinal qu'il avait acquis à la fin du Trias. Dans le Subbriançonnais, la sédimentation prend fin avec le Priabo nien moyen ou supérieur qui a, par contre, un faciès Flysch, et ceci depuis le Lutétien ou le Priabonien inférieur. Dans l'Autochtone oriental, la sédimentation se termine avec les grès d'Annot, certainement priabonien supérieur. Ainsi d'E en W, l'âge des derniers dépôts est de plus en plus jeune. On pourrait penser à une surrection progressive dans ce sens des diffé rentes zones. Mais la nappe du Flysch a cheminé dans le même sens ; elle n'allait pas évidemment de culmination en culmination mais au contraire glissait sur un plan incliné de l'E vers PW : les zones recou vertes devaient donc être « déprimées » pour que la nappe s'y dirigeât. Il est donc assez probable que c'est le passage de cette nappe qui a arrêté la sédimentation. La nappe a ainsi passé successivement sur le Briançon nais et le Subbriançonnais à la fin du Priabonien et atteint le domaine externe au cours de l'Oligocène inférieur, c'est-à-dire à un moment où, dans sa zone d'origine, commençait peut-être la sédimentation post orogénique de l'Oligocène ligure. Il est plus difficile de préciser le moment du décollement de la nappe, qui se situe évidemment entre le Crétacé supérieur (âge de son matériel) et le Priabonien moyen (âge du premier terme chevauché). Cela laisse un laps de temps considérable. Or dans l'Autochtone, le Subbriançonnais et le Briançonnais, il y a lacune constante de l'Eocènê inférieur et du Lutétien inférieur, probablement par émersion généralisée. De plus dans l'unité subbriançonnaise frontale du col de Tende se produit, à la même époque, une véritable phase tectonique qui conduit au plissement puis à l'érosion de la série mésozoïque.