ETUDE GEOLOGIQUE
ET GEOMORPHOLOGIQUE
D'UNE PARTIE DE LA VALLEE
DE LA HAUTE SEGRE

ETUDE GEOLOGIQUE ET GEOMORPHOLOGIQUE
D'UNE PARTIE DE LA VALLEE
DE LA HAUTE SEGRE

PROEFSCHRIFT TER VERKRIJGING VAN
DEN GRAAD VAN DOCTOR IN DE WIS-
EN NATUURKUNDE AAN DEN RIJKS-
UNIVERSITEIT TE UTRECHT. OP GEZAG
VAN DEN RECTOR-MAGNIFICUS DR. C.
W. STAR BUSMANN. HOOGLEERAAR
IN DE FACULTEIT DER RECHTSGE-
LEERDHEID. VOLGENS BESLUIT VAN
DEN SENAAT DER UNIVERSITEIT TEGEN
DE BEDENKINGEN VAN DE FACULTEIT
DER WIS- EN NATUURKUNDE TE VER-
DEDIGEN OP MAANDAG 26 FEBR. 1934
DES NAMIDDAGS TE 4 UUR,

Volgaarne wil ik bij het afsluiten van mijn proefschrift met
een enkel woord allen bedanken, van wie ik mijn wetenschap-
pelijke vorming heb ontvangen.

Professor RUTTEN, hooggeschatte Promotor, Uw volkomen
toewijding aan Uw vak en aan Uw leerlingen, zooals ik die
gedurende mijn geheelen studietijd mocht ondervinden, vervult
mij met een gevoel van groote dankbaarheid. Steeds zal Uw
voorbeeld mij een aansporing zijn.

Professor NIERSTRASZ, dat de dierenwereld, ook die der
fossielen, voor mij waarlijk is gaan leven, dank ik aan Uw col-
leges en aan het werken onder Uw leiding.

Professor SCHMUTZER, herhaaldelijk heb ik mogen profi-
teeren van Uw groote bereidwilligheid, Uw helder inzicht en Uw
wijde belangstelling, ook buiten het directe vakverband.

Professor OBSTREICH, eerst in den laatsten tijd ben ik met
U in aanraking gekomen, maar Gij hebt bereikt dat ook ik mij
dankbaar tot Uw school reken.

Professor VAN DAM, aan Uw gedegen en enthousiaste
colleges in het Spaansch dank ik, dat ik in nauw contact tot het
Spaansche volk kon treden.

De voleindiging van mijn studie is eerst mogelijk gemaakt
door een rijksbeurs, die ik gedurende enkele jaren op voorspraak
van U Heeren Curatoren, mocht genieten.

Ik bewaar de aangenaamste herinneringen aan de periode,
die ik doorbracht aan 's Rijks Geologischen Dienst, vooral dank
zij U, Dr. TESCH en Dr. REINHOLD.

Ik wil niet eindigen alvorens de groote bereidwilligheid te
gedenken van vele bibliothecarissen maar speciaal die van Teylers
Stichting te Haarlem.

Ten laatste een woord van grooten lof aan mijn zuster
Mej. W. BOISSEVAIN voor het grondig corrigeeren van den
Franschen tekst.

En choisissant comme sujet d'une monographie géo'liogique la
vallée de la haute Sègre, nous n'avons pas eu la prétention de
résoudre un problème déterminé. Pour étendre autant que possi-
ble notre expérience géologique, nous avons cherché une région
dont la grande diversité des formations s'alliât à une structure
compliquée. Notre attention se fixa sur le territoire de la Sierra
de Cadi qui correspondant avec celui de l'étude de M. Roggeveen
])0urrait nous révéler des ra])])orts des tectoniques varistique et
l)yrénéenne; il comporte, en outre, des assises néogènes, enfoncées
dans les lgt;aigt;siiins de la Cerdagne et de Seo de Urgél, qui pourraient
dévoiler en partie l'histoire plus récente de la monitagne.

Pendant les étés de 1930 à 1933 mous avons fait nos explora-
tions; au coeurs de ces années nous avons trouvé dans ces mon-
tagnes d'Espagne une seconde patri,e, grâce à la richesse en pro-
blèmes géologiques, à son paysage captivant et surtout à l'aima-
ble prévenance des gens du pays.

Nous avons levé la carte en grandie partie sur les agrandisse-
ments photographiques à l'échelle de 1 : 25.0()()'' du Mapa militar
de Espaha 1 : 100.000% feuille Seo de Urgel. Un petit secteur de
cette région (Belllver et Das) a été figuré sur des cartes militaires
publiées à l'échelle de 1 : 20.000% qui nous ont fourni une base
exicél'lente pour des recherches de détail. En ce qui concerne la
partie française, que nous avons étudiée exclusivement du point
de vue morphologique, nous nous sommes servi de la carte de
l'état major de 1 : 80.000^ et de 1 : 50.000' (feuilles de L'Hospitalet
et de Prades) et en outre, des plans directeurs de 1 : 20.000' des
environs de Mont-Louis.

Nous avons cru utile de ne pas restreindre notre monographie
aux sujets stratigraphique et tectonique, mais de do'nner égale-
ment une large place à la morphologie. C'est que les recherches
morphologiques, faites dans d'autres montagnes, par exemple
dans les Alpes orientales, ont apporté, en effet, des résultats im-
portants pour l'histoire plus récente des montagnes. Il vaut mieux
relier d:e pareilles recherches à un examen géologique que de les
entreprend re i'ndépemdànimenft, ou bien comme branche acces-
soire des études de géographie humaine.

Je ne veux pas terminer cette introduction avant d'avoir pré-
senté mes vifs remerciements à tous ceux qui ont contribué à
constituer ce travail.

iMon cher maître vénéré M. le professeur L. Rutten, vous avez
été la grande force motrice qui m'a fait aborder et poursuivre
cette étude. Deux fois vous avez entrepris le voyage pour m'ac-
compagner dans mes excursions et votre esprit critique a large-
ment contribué à résoudre nombre de problèmes.

Je garderai, M. le professeur K. Obstreich, un précieux sou-
venir des jours que vous avez passé pendant la dernike cam-
pagne en Espagne. Votre amour de la nature et de la science,
votre coup d'œil judicieux pour saisir 'le paysage m'ont fait res-
pecter hautement votre personnalité et mieux comprendre la
grande importance die la géomorphologie.

Comme débutant et étranger dans le domaine de la géologie
des Pyrénées, je fus vivement touché de la bienveillance dont les
experts de la géologie pyrénéenne m'ont entouré. M. le professeur
L. Mengaud m'a otïert une large hospitalité dans son laboratoire
à Tonlouse. M. Astiie m'a non seulement initié aux problèmes
géologiques des Pyrénées, mais il a mis à ma disposition son ex-
périence paléontoliogique et a bien voulu décrire une nouvelle
espèce d'Apricardia. En outre, il a eu robligeance de m'ouvrir
g'énéreusement les pages de sa revue pour y insérer ce modeste
ouvrage. De même j'ai joui de l'hospitalîté des laboratoires géo-
logiques de Lille où MM. les professeurs G. Délépine et P. Pru-
vosT m'ont aidé à déterminer des fossiles paléozoïques. Mademoi-
sellle G. Elles, de Cambridge, a eu !la bonté de contrôler mes
déterminations des graptolites.

M. le professeur H. Gerth (Amsterdam) ne m'a pas privé de
ses bons conseils sur la détermination des coraux crétacés et
M. F. Florschütz (Velp) a bien voulu étudier les quot;restes de plan-

tes du lignite. Une collection de plantes miocènes a été commise
à ses soins.

De la parte espanolla no he experimentado sino la mayor cola-
horaciôn. El que ha sido embajador el Conde de Pradère y en el
ultimo ano el sehor Mr. G. de Wilde, vice-consul, estaban dis-
puestos a procurarme cartas de introducciôn con las autoridades
espano'las, las cuales me han tratado con la mayor benevolencia.

En Barcelona el Doctor J. R. Bataller me ha prestado su muy
aipreoiada ooilaboraciôn y me ha permitido estudiar las colleccio-
nes del semiinario. El senor Director del Servicio Topogrâfico de
('.atahma se ha servido poner a mi dis])osici()n una c()|)ia de la
hoja ineditada Puigcerdâ y los senores Dr. Pau Vila, E. Ribas
y .1. Biu.h (ïel Centro Excursionista de Cataluna me han ofrecido
su benévola ayuda. Re])etidas veces me aproveehaba del libre
rel'ugio sobre Prat d'Aguilô, lundado ])()r esta Asociaciôn.

Mis gracias por lin a los innumerahles habitantes que por su
acogida hospiitalaria y cordial me han hecho tan inolvidable la
vida en las montafias espaiîolas.

Plusieurs collègues géologues m'ont aidé sur le terrain :
MM. E. Sfiker et U. Haanstra, M. H. Ashauer dic Berlin et, en
particulier MM. Dr. F. H. van der Maarel et Dr. J. H. Wester-
mann qui ont fait des levés très détaillés dans la partie orientale
du territoire. Je leur sais gré de pouvoir publier leurs résultats
avec les miens. Pour terminer, je remercie cordialement
M. A. J. Pannekoek qui a mis à ma dispo'sition sa plume artis-
tique pour faire les esquisses morphologiques et M. J. Van Dmk
tpii soigneusement a exécuté les dessins cartographiques.

Il est bien surprenant que la vallée de la Sègre, dont les recher-
ches géologiques exactes ne sont que d'une date très récente, ait
jeté une des premières de la lumière sur les grands problèmes
géologiques de l'origine des montagnes.

Des observations faites dans la Cerdagne espagnole ont amené
Buffon, le grand aïeul de la géologie, à soutenir à l'opposé de
l'opinion de Voltaire, qu'à une certaine époque la mer a inondé
les montagnes jusqu'aux sommets les plus élevés. C'est que sur
les hautes montagnes, bien au-dessus du niveau de la mer, on
avait trouvé les restes d'animaux marins; et un de ces endroits où
l'on avait reconnu déjà en 1774 de pareils fossiles marins, — des
nummulites, des « pierres lenticulaires » — se trouve dans le
bassin de Bellver près du village de Nas.

Par respect de la genèse de la science géologique et pour relever
les curieuses observations et la jolie peinture du paysage, qui se
sont trouvées assez exactes, nous faisons suivre ici ce passage
des fameuses Epoques de la Nature de 1779, de Buffon :

« On a prétendu trop généralement qu'il n'y avoit point de coquilles
m d'autres productions de la mer sur les plus hautes montagnes. II est
vrai qu'il y a plusieurs sommets et un grand nombre de pics qui ne
sont composés que de granits et de roches vitrescibles, dans lesquels
on n'aperçoit aucun mélange, aucune empreinte de coquilles ni d'aucun
autre debris des productions marines; mais il y a un bien plus grand
nombre de montagnes, amp; même quelques-unes fort élevées, où l'on
trouve de ces débris marins. M. Costa, Professeur d'Anatomie amp; de
Botanique en l'Université de Perpignan, a trouvé en 1774, sur la mon-
tagne de Nas, située au midi de la Cerdagne espagnole, l'une des plus
hautes parties des Pyrénées, à quelques toises au-dessous du sommet
de cette montagne, une très^grande quantité de pierres lenticulées,
cest-a-dire des blocs composés de pierres lenticulaires amp; ces blocs
etoient de différentes formes amp; de ditférens volumes; les plus gros
pouvoient peser quarante ou cinquante livres. Il a observé que la
partie de la montagne où ces pierres lenticulaires se trouvent sem-
bloit s'être affaissée; il vit en effet dans cet endroit une dépression

irrégulière, oblique, très-inclinèe à rhorizon, dont une des, extrémités
regarde le haut de la montagne amp; l'autre le bas. Il ne put apercevoir
distinctèment les dimensions de cet affaissement à cause de la neige
qui le recouvroit presque par-tout, quoique ce fût au mois d'août (i).
Les bancs de pierres qui environnent ces pierres lenticulées, ainsi que
ceux qui sont immédiatement au-dessous, sont calcaires jusqu'à plus
de cent toises toujours en descendant; cette montagne de Nas, à en
juger par le coup d'œil, semble aussi élevée que le Canigou, elle ne
présente nulle part aucune trace de volcan. »

M. Costa doit s'être trouvé sur le Serrât de Nas, un plateau plio-
cène couvert de grands blocaux, parmi lesquels abondent les cal-
caires à nummuUtes et à alvéolines de la Sierra de Cadi. Il a très
bien remarqué la position affaissée de la Cerdagne, entourée de
massifs calcaires dévoniens qui ont permis à Buffon de recon-
naître le caractère sédimentaire de la roche.

Après cette découverte importante la vallée de la Sègre n'a pu
attirer pendant beaucoup d'années l'attention des géologues. En
1844 l'ingénieur Durocher et en 1858 l'ingénieur Noblemaire ont
donné quelques indications sur la géologie du pays, notamment
sur les gites minéraux.

C'est en 1869 que parut de la main de Leymerie la première
description géologique de la vallée restée fondamentale jusqu'à
nos jours. Pendant un parcours de trois semaines le savant a
reconnu les caractères du bassin de la Cerdagne, il a dressé la
coupe du paléozoïque de la Sègre et a su dégager la stratigraphie
ct la tectonique fort compliquée de la série secondaire et tertiaire
entre la Seo de Urgel et Oliana.

Le bassin de la Cerdagne et son terrain continental tertiaire
ont été l'objet d'une monographie de Depéret et Rérolle (1885)
dont l'un a étudié spécialement des ossements miocènes qu'on y
rencontre, l'autre (1884-1885) la belle flore à feuilles trouvée dans
les argiles.

Le service de la Carte géologique de France a étendu également
ses activités sur le territoire espagnol. Sur la feuille de L'Hospi-
talet et de Prades la géologie de la région espagnole avoisinante a
été figurée grâce aux recherches de M. Mengel, qui, malgré l'ab-
sence d'une base topographique suffisante, a su dégager les carac-
tères principaux du terrain. Il a publié ses résultats en petites

notes insérées dans le bulletin du Service géologique pendant les
années 1904-1913. Les feuilles de L'Hospitalet et de Prades ont été
publiées successivement en 1912 et 1925 sous les noms de
MM. Bertuand et Mengel.

M. Chevalier a étudié le petit bassin de la Seo de Urgel (1909)
dont il a décrit une belle faune miocène. Plus tard il a étendu
ses recherches sur le bassin d,e la Cerdagne (1925, 1926)
en se préoccupant spécialement de l'évolution de la surface.
En 1924, Bataller a complété la liste de la faune tertiaire de la
Cerdagne; en 1926 a apparu de sa main un article sur des verté-
brés quaternaires. M. Astre (1927) a publié une étude sur le bas-
sin néogène de Bellver qui contient, outre une description détail-
lée du bassin, des observations intéressantes sur les parall'ôlisa-
tions stratigraphiques.

Un des meilleurs connaisseurs du versant espagnol des Pyré
nées, M. Dalloni, après sa thèse (1910) sur la géologie du haut
Aragon, a poursuivi ses recherches dans les régions des Nogueras
(1913) et en 1930 il a fait apparaître un grand mémoire sur les
Pvrénées catalanes. D'un grand mérite est la façon dont il a étayé
la stratigraphie sur des archives paléontologiques abondantes.
Mais la carte insérée dans le mémoire sur les Pyrénées catalanes
à l'échelle de 1 : 400.000quot; ne donne qu'une idée vague de la géo-
logie du pays et, à en juger de la région que nous connaissons,
elle contient des erreurs. L'étude récente sur la stratigraphie du
paléozoïque des Pyrénées de M. Schmidt (1931) contient des ob-
servations faites dans la vallée de la Sègre. L'auteur a fait spécia-
lement des levés dans la région de la Seo et celle de Bellver.

A l'occasion du Congrès géologique de Madrid, MM. Jacob, Fal-
lot, ciry et Astre (1927) ont publié un rapport sur la tectonique
du versant sud des Pyrénées où ils se prononcent en faveur d'un
avancement vers le Nord, lié à une contre-poussée dirigée au Sud.
Quoique cette étude n'envisage pas spécialement notre région, les
problèmes entamés sont du premier ordre pour notre sujet et oc-
cuperont longtemps encore les géologues pyrénéens.

Mon confrère M. Roggeveen (1929) a fait une description des
phénomènes de contact du massif granitique entre Martinet et
Andorre, nommé massif de Lies et Aristot. Le travail, accompagné
d^une carte à l'échelle de 1 : 40.000^ a été écrit en holllandais et
résumé en français. Notre carte avoisine la sienne.

Les formes glaciaires et les terrasses ont attiré pendant les der-
nières années l'attention de MM. les géographes Nuszbaum (1930)
et Panzer (1926, 1932). La dernière note de M. Panzer envisage
exclusivement les moraines et les terrasses de Puigcerdà. Mais
jusqu'à présent personne ne s'est occupé des surfaces plus an-
ciennes.

Pour conclure, signalons la très belle monographie de M. Pau
Vila (1926) sur la géographie humaine de la Cerdagne, quoiqu'elle
tombe hors de notre sujet.

L'Ordovicien n'affleure dans les régions anticlinales qu'avec ses
termes supérieurs. On le rencontre dans un noyau près de Casa
S. Româ, dans la région entre Bestanis, Villech et Estana, près de
Bar, dans le ruisseau de Quer au dessous de C. Garraba, au dessus
de Arseguel et au Sud de Cava et de Ansovell. Il est caractérisé
par une succession de schistes, de grauwackes et de conglomérats.
Les schistes sont souvent grossiers, gréseux, se cassant en mor-
ceaux irréguliers, d'une couleur verte ou rouge lie-de-vin, se fai-
sant plus vive à mesure qu'ils sont moins gréseux; ks grauwackes
quartziteuses jaune-verdâtre ou violacées, souvent rubanées, assez
fracturées et parcourues de nombreux filons quartzifères ou ferru-
gineux; les conglomérats fms verdâtres, composés d'éléments an-
guleux de quartz, de quartzites et de schistes ne dépassant pas
deux centimètres, souvent beaucoup moins, avec une pâte argi-
leuse plus ou moins étendue. Ces conglomérats forment des cou-
ches ou des lentilles dans les grauwackes ou les schistes. De bas
en haut la série devient plus quartzeuse. Les grauwackes supé-
rieures contiennent des niveaux fossilifères à Orthis, Les fossiles
y sont tous décalcifiés et en état de moules en creux serrés les
uns contre les autres comme dans les grauwackcs dévonienncs
dans le pays rhénan.

Au sommet l'Ordiovicien devient calcaireux. 11 s'y comi)ose d'un
schiste grossier, calcaireux, contenant des coquilles de brachio-
podes et bryozoaires — généralement corrodées et disséminées
dans la roche — ou bien comblé de petites tiges de Cystidés.
A quelques endroits ces couches passent à de vrais calcschistes
roux et ferrugineux avec des tiges de cystidés, comme à la limite
supérieure de l'Ordovicien SÉ. de Estana et dans le vallon à

800 m. N. 70° E. de Bestanis. Au passage de l'Ordovicien au Got-
landiea N. 80° E. de C(asa) Arenys on voit de haut en bas la
superposition suivante :

—nbsp;Schistes noirs grossiers devenant plus fins vers le haut.
5,— m. Schistes épidotisés, avec tiges de cystidés ferrugineuses.
1,40 m. Schistes noir-verdâtre, se cassant en plaquettes.

Sur le chemin de Villech à Bestanis près du dernier endroit les
couches calcaireuses n'ont qu'une épaisseur de 5 m. L'épaisseur
totale de l'Ordovicien affleurant dans la région en question ne
dépassera pas de beaucoup 500 mètres. Le torrent de Bestanis
n'en recoupe guère 500 m.

Les fossiles, principalement les brachiopodes, sont assez fré-
quents dans les couches supérieures, spécialement dans le niveau
calcaireux du sommet. Parfois les coquilles mêmes y sont encore
présentes, quoique, très corrodées, mais les moules seules sont
déterminables.

Les endroits suivants nous ont fourni des formes déterminables.
Ils sont tous situés au sommet de l'Ordovicien, excepté les gîtes
n»» I, V et X.

I. Sur le chemin de C(asa) S. Româ cà Montellâ, 440 m. N. de cette
maison :
Plali/strophia biforata Schloth.
Dolmanella cf. testiidinaria Dalman.
Tentacnlites sp.

N. B. 140 m. vers le Nord atlleurent les schistes calcaireux
à cystidés et brachiopodes.
II. Sur le chemin de Villech à Bestanis, 400 m. de Bestanis :
Orthis Acioniae Sow.
Orihis cf. calligramma Dalman.
Orthis cf. iinçjnis Sow.
Dalnmnella cf. iestiidinaria Dalman.
SlrophoineiKt sp.
III. Sur le chemin de Villech à Estana, E. de Eslana :
Orthis calligramma Dalman.
Orthis Actoniae Sow.
Orthis spiriferoides Me Coy.
Dalmanella testudinaria Dalman.
Strophomena s p.
Grammysia sp.

VII. Près du chemin de Bar à G, Barguja, 850 m. de Bar, dans le
noyau d'un anticlinal forcé :
Orthis Actoniae Sow.
VIII. Dans la vallée du ruisseau de Quer, E. de Querforadat, fragments
dégagés contenant :
Orthis cf. Menapine Hicks.

Orthis Actoniae Sow.
Orthis cf. Menapiae Hicks.
Dalmanella testudinaria Dalman.
Strophomena expansa Sow.
Porambonites intercedens Me Gov var. fdosa.

Le développement de l'Ordovicien dans la région en question
correspond en général aux termes supérieurs de cette formation
dans les régions adjacentes. (Voir MM. Bertrand et Mengel, 1925
et Dalloni, 1913 et 1930). Partout on signale la faune à Orthis
dans la partie supérieure du Garadoc. Par comparaison, nous don-
nons de la coupe le long de la Sègre (E. de Seo de Urgel), levée
par MM. Mengel (1909), Dalloni (1930) et Schmidt (1931), la
stratigraphie de l'Ordovicien selon le dernier :

Ashgillien.....Schistes calcaireux avec faune à Orthis Acto-
niae Sow. et cystidés.

Garadoc.......Schistes et hancs de quartzites avec faune à Or-
this calligramma Dalman.

Llandeilo......Schistes noirâtres ou versicolores avec interca-
lations de hancs de quartzites au sommet.

Nous avons visité cet endroit et constaté que l'aspect de l'Ordo-
vicien dans notre région correspond assez à la partie située au

dessus du conglomérat grossier. Un conglomérat pareil de telle
grosseur n'a pas été développé dans notre région. Probablement le
faciès est devenu plus fm vers l'est. Nous aussi, nous avons pu
distinguer les deux niveaux fossilifères pareils, l'inférieur décal-
cifié sans Or this Actoniae Sow. et le supérieur contenant ce fossile
en abondance. La distance verticale entre ces niveaux est de
50 m. à C. S. Româ, de 125 m. à Bar et de 70 ni. à Cava. Selon
M. Schmidt le fossile caractéristique de rAshgillien serait Orthis
Actoniae; le Caradoc renfermerait spécialement Orthis callï-
gramma, mais M. Dalloni (1980, j). 48) et nous, nous avons ren-
contré Orthis Actoniae et O. calligramma dans la zone supérieure,
tandis que selon M. Heritsch (1929), la distribution verticale de
Orthis Actoniae est comme suit :

Par conséquent, la valeur de ce fossile comme caractérisant
rAshgillien nous paraît jusqu'à présent problématique.

Quant à la limite de l'Ordovicien et du Gothlandien, acceptée
par M. Roggeveen (1929), nous la discuterons par rapport au
Gothlandien. M. Faura y Sans (1913, p. 131) donne une liste de
fossiles, recueillis à l'Est de Seo près de l'Hermitage de San Pedro,
qui se trouvent dans les collections du Séminaire de Barcelone.
11 signale :

Grâce à l'amabilité du directeur de ces collections, M. Bataller,
il nous a été permis d'étudier ces échantillons. Ce sont des moules
dans une grauwacke gréseuse, conforme aux couches fossilifères
du Caradoc, décrites par M. Schmidt (probablement du même en-
droit) et aux nôtres du gîte nquot; L Nous y avons reconnu :

On rencontre le Gothlandien affleurant près de G. S. Româ, en-
tre Martinet et Montellâ, au pied de la Sierra de Gadi, entre Bes-
tanis et Querforadat et au Sud de Ansovell et de Vilanova; puis
le long de la Sègre entre Bar ct Toloriu et près ide Arseguel. Le
torrent de Pedra et de l'Ingle en entame de petits lambeaux.

Gette formation est composée notamment d'ardoises et de schis-
tes carburés. Vers le bas les ardoises sont grossières, noir-verdâtre,
se cassant en grandes plaquettes, souvent couvertes de mica et
alternant avec de petits lits quartzeux. Vers le haut les ardoises
passent à des schistes plus fins, se cassant en plaquettes minces
ou même foliacées, plissotées, plus carburées, noircissant les
mains. Ils contiennent de petites concrétions de pyrite, souvent
limonitisées, qui parfois peuvent s'accroître en de vraies boules,
comme nous en avons trouvées près de Ansovell. Çâ et là les schis-
tes sont blanchis, par suite du métamorphisme dans l'auréole de
contact du granite, mais plus fréquemment à d'autres endroits
sous l'action des eaux infiltrantes.

Dans les schistes carburés sont intercalés vers la base des grès
schisteux, grisâtres, à bandes d'infiltration ferrugineuse, situées
le long des fissures. Parfois des roches pareilles se trouvent égale-
ment dans les couches supérieures de l'Ordovicien.

Beaucoup plus fréquents sont les quartzites, intercalés dans les
schistes, en bancs d'une épaisseur de 1-20 m., formant des rochers
dans le terrain. A la surface de cassure fraîche ce sont des quart-
zites gris-vert, très clairs et luisants ou bien noirs et charbonneux,
rappelant les grès houillers. A quelques lieux, par exemple dans
l'éperon rocheux, sur lequel est construit le village de Bar, les
quartzites passent à de vrais conglomérats clairs, à éléments rou-
lés de quartz éruptif, de quartzites et de schistes, joints par un
ciment schisteux.

Généralement au-dessus du banc de quartzite supérieur, parfois
également entre les bancs supérieurs, on trouve des graptolites,
conservés dans les schistes charbonneux comme empreintes, re-
couvertes de pyrite ou d'une pâte blanche de gypse (?) (Estana,
Querforadat); ou bien conservés en relief dans les schistes blan-
chis (Toloriu). Ce niveau contient aux endroits suivants :

Gliiptogniptns laruarisciis Nicii. ixir. incertiis..nbsp;20-21
If. Clieinin de Pont de Bar à Bar :
CAimacograptus s]).
(Ui/ptogniptiis cf. laïudrisciit; Xrcu.

VIII. Au i)ied du Puig de Montellâ, NE. de C. Encas,
côte 1580 :
Climacograptiis Turnqiiisli El. et W.

(ilijptogrupias lamarisciis Nicii., vav. incerliis.
Petalograptiis palineiis, var. lalus Baiui ....... . 19-20

Climacograptus scalaris His.
Monograptus communis Lapw.
XII. Près de Casa Garraba :

On voit ainsi que le Llandovery, comprenant les zones 16-22
selon Elles et Wood, est un niveau fossilifère très constant dans
cette région. D'autre part, il est surprenant que les listes de la
même localité contiennent parfois (X, XV) des graptolites de dif-
férentes zones, quoique tous les fossiles proviennent d'une petite
surface de roche affleurante. Il nous paraît donc impossible que
les formes se soient mêlées par éboulement. En admettant que la
classification stratigraphique dètailUée de Lapworth, Elles ét
Wood se maintient en Espagne on doit supposer que sous l'action
de la poussée les schistes mobiles ont glissé sur les bancs de
([uartzite et se sont mêlés. Puis on voit dans la même bande goth-
landiennc affleurer deux fois la même zone fossilifère. Voyez par
exemple ila zone siupérieure des gîtes IX, X, XI; l'autre XII, XIII.
La série y est donc dédoublée.

Au dessus du niveau de Llandovery — la carte indique les dis-
tances — on voit des calcaires s'intercaler dans les schistes noirs.
La transition peut se passer graduellement, comme au dessus de
Bar où tous les passages de schistes là nodules calcaires en bancs
de calcaires amygdaloïdes entrelacés de schiste noir sont pré-
sents. Là, ces bancs sont très pliables par suite de l'alternance
avec les schistes et forment beaucoup d'onduilations. Mais généra-
lement la transition est brusque et les schistes carburés sont sur-
montés de calcaires bleus, assez cristallins, en banc épais ou en
dalles, alternant généralement avec des schistes noirs. Tous ces
calcaires contiennent des orthocères et des crinoïdes (S. de Bar
et de Toloriu, E. de Arseguel, E. et SO. de Vilanova) ; parfois les
orthocères abondent dans des boules de calcaire schisteux noir
interposés dans les bancs compacts; Cardiola int'ernipta Sow.,
leur est associé dans ces calcaires à 2.000 m. NO. de Vilanova et
sur les pentes du Puig Montellà. Les autres fossiles, des brachio-
podes et des laméllibranches ne sont pas déterminables.

Généralement, il ne nous était pas possible de tracer une limite
exacte entre les calcaires à orthocères et à Cardiola iiiterrupta
du Gothlandien et les calcaires du Dévonien, faute d'indications
paléontologiques suffisantes. Nous l'avons pu seulement au S. de
Bar, là où les calcaires gotlandiens étaient très noduleux, contras-
tant avec le Dévonien, ou au S. de C. S. Româ, où les calcaires got-
landiens alternent avec des schistes carburés, contrastant avec le
Dévonien cristallin et dolomitique compact; là une limite était

motivée. Mais, par exemple, SO. de Pont de Bar, au S. de Arseguel
et au N. de Ansovell, la série des calcaires bleus à cririoïdes est
tout à fait continue. Seulement les orthocères manquent dans les
couches supérieures. Le niveau de schistes carburés à faune do
Lu'dlow, comme Schmidt l'a constaté près de Torres, n'y était pas
présent. C'est pourquoi nous avons préféré figurer ensemble sur
la carte le Gothlandien calcaire et le Dévonien.

Par suite de la grande plasticité des schistes carburés, l'épais-
seur du (k)thlandien dans cette région, pliée intensivement, est
très variable. Par jjression lectimique la formation est |)arfois
fortement amincie ou même a complètement disparu, comme à
C. Hostainou et à l'Est tie Villech; d'autres fois, au contraire, elle
est sensiblement renllée, comme à l'Est de Toloriu ou i)rès de
Casa Garraba. Du sommet de l'Ordovicien jusqu'aux calcaires
compacts l'épaisseur normale varie de 150 à 300 m. Nous avons
mesuré au S. de Ansovell ± 180 m., près de Arseguel au moins
150 m., au S. de Vilanova de 325 à 150 m. Pour les raisons men-
tionnées plus haut nous ne donnons pas une évaluation de l'épais-
seur des calcaires gothlandiens.

Partout où les schistes carburés affleurent sur une assez grande
extension, au milieu de calcaires surmontants, ils forment des dé-
pressions dans le terrain. Voyez par exemple la bande de
C. S. Româ. La résistance à la dénudation des quartzites du Llan-
dovery et des grauwackes de l'Ordovicien est à peu près la même,
de sorte que, dans le paysage, le Gothlandien ne se détache pas
sur les roches siluriennes inférieures. Les quartzites, nous l'avons
remarqué déjà, forment des éperons 'et des rebords dans le
paysage, ce qui est bien visible dans les environs de Bar et entre
Estana et C. Garraba.

Signalons enfin que la limite entre les schistes et les calcaires
gothlandiens forme un niveau de sources bien constant. Par con-
séquent, beaucoup de villages ont été construits près de cette
hmite, comme Montellâ, Estana, Bar, Toloriu, Arseguel, Ansovell
et Vilanova.

En comparant la carte de M. Roggeveen avec la nôtre pour la
région étudiée par l'un et l'autre, on remarquera que nous avons
donné une place plus grande au Gothlandien. La différence résulte
de l'interprétation de la limite inférieure que nous avons tracée
au dessus du niveau de schistes calcaires à cystidés et à Orthis

Actoniae, tandis que notre collègue admet que les quartzites au
dessous de ta zone à graptolites du Llandovery forment la limite.
(Voyez p. 10 où il discute l'âge des schistes noirs de la vallée de
Musa). Bien que la série située entre le niveau à Orthis et la zone
à graptolites soit généralement stérile en fossiles et que le long de
la Sègre les schistes et ardoises intercalant les quartzites soient
beaucoup plus grossiers et moins charbonneux que les schistes
carburés typiques, les faits suivants soutiennent notre opinion.

1.nbsp;Dans les endroits des Pyrénées où l'on signale le niveau à
Orthis Actoniae, comme, par exemple, dans les Corbières ou dans
le synclinal de Mérens, il est surmonté de schistes noirs du Goth-
landien.

2.nbsp;L'aspect pétrographique des schistes noirâtres, au dessus du
niveau à Orthis, ressemble beaucoup plus aux schistes à grapto-
lites qu'aux grauwackes schisteux du Caradoc. Vers le Sud hi dif-
férence entre les schistes- divers du Gothlandien est encore
moindre.

3.nbsp;A quelques endroits, au gîte IV près de Bar par exemple,
des quartzites sont intercalés dans les schistes à graptolites du
Gothlandien.

4.nbsp;On peut faire une distinction assez marquée entre les quart-
zites et les grauwackes quartzeuses du Caradoc. Ces dernières
sont ternes, vert-grisâtre ou violacées, homogènes et passent gra-
duellement à des schistes grossiers. Par suite de la lissilité leur
stratilication n'est pas toujours bien visible. Les quartzites goth-
landiens par contre sont d'un éclat graisseux, d'une couleur claire
ou vert-luisant ou bien noire. La démarcation entre les lits de
quartzites et les schistes adjacents est, en général, assez nette, de
sorte que la stratification est toujours bien claire.

Près de Montellâ et Arseguel le Gothlandien est très riche en
quartzite en comparaison avec les schistes noirs, de sorte qu'il ne
ressemble plus au Gothlandien typique. Mais l'aspect pétrographi-
que et l'absence de fossiles de l'Ordovicien donne des indications
pour leur âge exact.

Quoique M. Mengel (Camp. 1912) décrive des barres de quart-
zites en ressaut entre les schistes carburés, il ne les mentionne pas
sur la feuille de L'Hospitalet. Et, à en juger par la carte, il
tracé la limite entre l'Ordovicien et le Gothlandien au-dessus du
niveau de quartzites. C'est pourquoi à C. S. Martin, à Montellâ,

au col entre le Turo del Ballé et le Puig de Montellâ, O. de C. Are-
nys et E. de Arseguel il marque le Silurien inférieur, où affleure
le Llandovery.

Les gîtes à graptolites de Estana sont connus depuis longtemps.
Roussel (1904, p. 17) signale au-dessus de la zone du Llandovery
à Rastrites Linnei Barr. dans des schistes carburés avec sphéroï-
des de calcaire un grand nombre d'esipèces, déterminées par
M. Barrois.

Il a reconnu les formes suivantes, rangées suivant les classifi-
cations modernes :

Malgré des recherches patientes nous n'avons pas retrouvé à
Estana les étages supérieurs.

Dalloni a fourni des indications stratigraphiques importantes.
Le premier (1913, p. 245) il a reconnu la présence des quatre éta-
ges du Gothlandien dians la région des Nogueras et de la Sègre (').
Puis (1930, pp. 62-65) il a mentionné le Llandovery à grapto-
lites entre Ortedo et Ansovell et entre Martinet et Montellâ. En-
suite il donne une longue liste de graptolites provenant du voisi-
nage de Estana et du pied du Puig de Montellâ (notre gîte VIII
et X) caractérisant presque tous le Llandovery et correspondant

avec nos résultats. Des mêmes endroits, indiquant le Tarranon et
le ?Wenlock, il signale :

Au Nord de la Sègre, près de Tallitendre, il a trouvé des schistes
noirs à grosses boules de pyrite avec

caractérisant le Wenlock. Au dessus de cet étage, le Gothlandien
calcaire est fossilifère, ainsi qu'à Isoboi, contenant des orthocères,
Cardiola interriipta Sow., et d'autres lamellibranches et des bra-
chiopodes. Selon lui, ces calcaires à orthocères appartiennent en-
core au Wenlock, étant associés à d'autres endroits à Monograptus
priodon. M. ScHMmx (1931) les a placés dans le Ludlow infé-
rieur, à cause d'une faune à trilobites, recueillie près de Montar-
dit dans la vallée de la Pallaresa. Lé Ludlow supérieur, il l'a ce-
connu dans le profd de la Sègre ,près de Torres contenant :

Le Dévonien, formation la plus étendue du terrain paléozoïque,
est constitué exclusivement de calcaires et de calcschistes. Les
bancs compacts alternent avec des bandes et de minces lits schis-
teux, ce qui entraîne une grande pliabiliité. Le contact avec les
autres formations suit souvent des dislocations et les calcaires
sorit pauvres en fossiles caractéristiques déterminables. Pour
cette raison, il est assez difficile de faire une subdivision strati-
graphique fondée du Dévonien de cette région; c'est pourquoi
nous nous bornons à énuniérer les niveaux principaux de bas en
haut.

Les calcaires à orthocères gothlandiens sont surmontés de cal-
caires pareils, bleus, en bancs épais ou en dalles alternant géné-
ralement avec des schistes noirs. Ils sont souvent riches en cri-
noïdes.

MM. Bertrand et Mengel ont placé de pareils calcaires, sur la
feuille de Prades, dans le Gédinnien et M. Schmidt (1931, p. 40)
y a rencontré près de la borne kilométrique 139 de la route de la
Sègre une faune ?gédinienne à Phacops cf. fecundus Barr. et Thy-
lacocrinus vanniosti Oehl. Ces calcaires constituent la Serra de
Badrans, la roche entre Arseguel et C. Vinyolas et celle qui longe
le chemin de Toloriu vers l'Ouest. Le torrent de Pi E. de la Batosa
est entamé dans cet étage, développé essentiellement de calcschis-
tes et calcaires gris-noir avec tiges d'encrines et traces de trilo-
bites. A cet étage se rapportent probablement les fossiles trouvés
par M. Boggeveen à Pont-de-Bar (mentionnés dans sa thèse,
p. 16) dans des calcaires schisteux fossilifères, surmontés de
quelques bancs de calcaire compact et au dessus des schistes
carburés.

Sur les pentes du Pla de Torres vers C. Vinyolas, les calcaires
bleus s'enfoncent en anticlinaux aigus sous des calcschistes versi-
colores. Ceux-ci affleurent en outre abondamment le long du che-
min de Bar à Barguja où le ravin est creusé presque entièrement
dans ce niveau. Dans le ravin du torrent de Bestanis nous avons
rencontré des calcschistes versicolores, généralement rouges, roses
ou verts, passant à des calcaires amygdaloïdes fins, gris-bleu ou
roses, avec une trame schisteuse bien développée et vivement
colorée. On y voit également des calcaires gris-jaune schisteux,
passant à des calcschistes, contenant par places des tiges d'en-
crines. M. Dalloni (1930, p. 84) mentionne dans des schistes pa-
reils une faune eifélienne à Anarcestes, trouvée sur le chemin de
la Sègre à Ansovell.

La ])artie supérieure du Dévonien comprend des calcaires gris-
bleu surmontés de griottes. Ces calcaires sont tachetés, souvent
entrelacés par une trame schisteuse mince, généralement bien
lités en bancs séparés par de i)etits lits schisteux. Les fossiles

qu'on y rencontre sont des polypiers silicifiés. M. Dalloni en a
trouvé quelques-uns déterminables à la butte de Valltarga (p. 86) :

Entre Beixach, Vima et Barguja ces calcaires bleus forment la
partie supérieure de l'étage dévonien, mais vers l'Est ils sont sur-
montés de griottes typiques rouges. Ces griottes sont fort bien
développées le long de la Sègre, O. de l'embouchure du torrent de
Bestanis, et à maints endroits 'le long des synclinaux carbonifères
au Sud de la plaine de la Cerdagne. C'est une bande de calcaires
entrelacés et amygdaloïdes dans lesquels chaque nodule peut ren-
fermer une goniatite. On peut distinguer deux types : l'un de cou-
leur rouge, l'autre ayant la trame et la périphérie de chaque
amygdale colorée en vert, le noyau en rouge. Le centre des coquil-
les étant généralement rempli de calcite, les goniatites se déta-
chent en blanc sur un fond rouge. Le schiste de la trame est sou-
vent ferrugineux ou contient des oxydes de manganèse. La bande
comprend 10-20 m. d'épaisseur. En général les calcaires sont trop
compacts et les coquilles trop récristallisées pour en dégager des
formes déterminables. Là, seulement où la roche est désagrégée
en calcaire grumuleux on peut en extraire facilement les gonia-
tites, comme dans le ravin du torrent de Pedra, où nous avons
récolté beaucoup de (petits exemplaires de Cheiloceras et de Di-
meroceras, caractérisant le Famennien inférieur (détermination
par M. Délépine).

Là, où la série est complète, les griottes rouges sont surmontées
d'une série peu puissante de calcaires à céphalopodes bleus ou
tachetés de rose, bien compacts, griotteux, à trame très mince,
montrant sur les couches d'innombrables coupes de goniatites et
de clyménies, parfois d'une grandeur considérable. 500 m. E. dc
C. Cabiscot, nous en avons trouvé d'un diamètre de 18 cm., mais
trop empâtés pour les déterminer.

M. ScHMiDT (1931, p. 52) signale dans cct étage près de Isobol
Goniochjmenia speciosa Mstr. ct d'autres clyménies du Famen-
nien.

La première indication que le fond de la mer s'est soulevé à
la fin du Dévonien nous est fournie par la récristallisation et la
dolomitisation des calcaires supérieurs du Dévonien. C'est seule-
ment à une profondeur ne dépassant pas 50 mètres ou après

l'élévation au-dessus du niveau de la mer que la dolomitisation de
calcaire peut avoir lieu. Nous avons trouvé ces doloinies et cal-
caires cristallins à divers endroits où les schistes et les conglo-
mérats du Dinantien se superposent directement au Dévonien,
savoir : le long du tlanc nord-ouest du synclinal carbonifère entre
C. Cabiscol par Beixach à C. Vima, au Nord de C. Barguja et dans
le ruisseau de Néfols. Egalement un peu plus profondément
dans la série diévonienne le Hong du sentier descendant de Beixach
dans la vallée de Quer et sur la crête du Serrât de la Mata E. de
Bar. D'un lieu à un autre changent la composition et la texture
de ces calcaires dolomitàques dont nous allons décrire les trois
types principaux.

Type 1 provenant du cours inférieur du ruisseau E. du Serrat-
de la Matesa. — Dolomie bleu foncé, de texture saccharoïde et
granuleuse, composée de rhomboèdres de dolomie claire, par pla-
ces joints par un ciment ferrugineux. Comme élément accessoire :
de la pyrite idiomorphe.

Type 2 provenant de la route de Bar à C. Barguja. — Calcaire
jaune, un peu schisteux. Malgré la porosité et la structure spa-
thique, celui-ci n'est pas dolomitique. Il est fissuré par un réseau
de veines, remplies de quartz clair ct de calcite grossier, d'un
brun foncé par suite d'inclusions de liinonite, concentrée suivant
les plans du rhomboèdre.

Type S provenant du ruisseau de Néfols. Brèche dolomitique,
ressemblant au type précédant, mais plus dolomitique et bré-
choïde, composée de fragments anguleux, de quelques centimètres
de diamètre, jointes par un ciment bréchoïde et ferrugineux.

Ces calcaires spathiques et dolomitiques ,sont d'une épaisseur
faible et bien variable, mesurant entre Bar et C. Barguja
de 3-10 m. Parfois ils ne forment plus de couches continues, plu-
tôt des poches dans le calcaire dévonien normal.

Une extension importante est prise par les doloinies et les cal-
caires cristallins du Dévonien près de la Sierra de Cadi. Ils sont
contournés au Nord par la ligne suivant l'anticlinal de C. S. Româ,
S. de la Batosa, passant par le sommet N. de Boca Foradada et
se poursuivant dans la même direction jusqu'aux porphyres de
Cadi; à partir de cette ligne vers le Sud tout le Dévonien prend
un aspect cristallin et dolomitique de plus en plus intense. On y
rencontre les mêmes types qu'à la limite du Dévonien et du Car-
bonifère, mentionné plus haut, spécialement les calcaires et do-

lomies (jaunes, veinés de limonite (type 2 et 3). Au Sud, contre
les porphyres, les roches sont des dolomies cristallines, saccha-
roïdes, claires ou roussâtres, qui se composent de cristaux de do-
lomie hypidiomorphe ou granuleux, veinés de calcite et de quartz
cilairs. Les calcschistes y prennent un aspect marbré à veines
colorées.

Les grès calcaires et les conglomérats quartzeux trouvés près
du contact avec les porphyres E. et O. de C. Frare seront proba-
blement des roches formées par la dislocation à ces endroits.

Les calcaires du Dévonien provoquent les ravins et les crêtes
les plus élevées du terrain paléozoïque. Leur point culminant, le
Puig de Montellâ (2.089 m.), est situé dans la zone de la dolo-
mitisation.

A la transition du Dévonien au Dinantien les assises marines
passent à une formation où prédomine le faciès continental avec
schistes, grès et poudingues à empreintes de plantes. Les couches
de passage consistent en lydiennes et radiolarites noirs, parfois
de couleur cendrée, bien lités. Les nodules phosphatés qu'on
trouve à plusieurs endroits dans les Pyrénées y font généralement
défaut. Il s'y intercale par places des lits ou rognons de calcaires
bleus, compacts, contenant de grosses tiges d'encrines.

Ces couches à lydiennes et calcaires manquent en général i\
l'Ouest du ruisseau de Bestanis, où les schistes et conglomérats
se superposent directement au Dévonien. Nous n'en avons remar-
qué que quelques traces près de C. Cabiscot, tandis que vers l'Est
leur présence est accidentelle et leur épaisseur change brusque-
ment. Nous en donnerons quelques exemples :

Les lydiennes manquent dans le ruisseau de Néfols et au flanc
Ouest du synclinal carbonifère et sont bien développées au sen-
tier Est du ruisseau et à divers points' le long de l'autre flanc.
Elles manquent également Nord et Est du massif dévonien du
Rio Ingle et sont présentes dans le coin nord-est et au Sud de la
côte 1733 du Manradas de Bor. Elles ne dépassent pas un mètre
et font par places défaut au ilanc SO. du synclinal S. de Nas,

mais sont bien développées le long du sentier de Cortariu à la
Batosa. Entre côte 1360 et 1380 la succession est la suivante :

8,— m. Lydiennes à nodules phosphatées.
7,— m. Calcaire dévonien en anticlinal.
7,50 m. Alternance de lits de schistes et de lydiennes.
12,— m. Idem; les lydiennes s'amoindrissent.

_ m. Calcaire bleu et lydiennes alternants. Les lydiennes contien-
nent des radiolaires assez bien marqués.

Au Montgras, où nous avons mesuré des épaisseurs de lydiennes
de 10 m., ce niveau n'est pas du tout constant.

Les minces bancs de calcaires qui s'intercalent entre les lydien-
nes noires sont encore visibles dans le torrent de Pedra, au flanc
est du synclinal de Manradas de Bor entre côte 1450 et 1550 et
au Sud de la ,côte 1733 du Manradas de Bor.

Sur le niveau des lydiennes ou bien au inilieu des schistes et
des conglomérats superposés s'interposent des lambeaux de cal-
caire bleu compact, un peu griotteux et tacheté, à faune du Viséen.
Dans les bancs calcaires au sentier de Bor à Manradas de Bor,
côte 1325, nous avons trouvé Goniatites strîatus Sow., du Viséen
supérieur (dét. M. Délépine). Ces bancs ne se continuent pas, ils
n'ont pas non plus toujours une forme lenticulaire, mais dimi-
nuent assez brusquement, comme coupés par l'érosion, ce qui se
manifeste très bien dans le lambeau de calcaire S. de Pedra (voir
fig. 1). Par contre, le calcaire dinantien du Manradas de Bor, S. de
la côte 1733, commence en forme de coin, se renfle très vite, en
intercalant des couches de lydiennes et en formant des replis
secondaires et s'infléchit sous le Dévonien du torrent de l'Ingle.
La colline de la Gallisa, monticule E. de Bellver, se relevant au
milieu des formations tertiaires et (luaternaires, montre au-dessus
du calcaire bleu du Dévonien, un petit lit de lydienne, ensuite
100 m. de schistes et de conglomérats surmontés de calcaires
bleus avec de grandes tiges d'encrines, entrelacés de phtanites et
lydiennes. Ces calcaires dinantiens s'enfoncent sous les assises
plus récentes.

La ville de Bellver même est construite sur un mamelon de
calcaires carbonifères, affleurant au milieu de schistes du Culm.
La carrière, au-dessous de cette petite ville et au bord de la Sègre
montre des calcaires d'un bleu foncé, affectés de nombreux petits

plis secondaires et surmontés de calcaires en bancs minces, alter-
nant avec des lydiennes et des schistes siliceux d'environ 15 m.
d lépais'seur. Viennent en dessus (les schistes igrossiers du Culm.

Abstraction faite des lydiennes et des calcaires qui ne forment
qu'une partie accessoire, le Carbonifère est constitué par des
schistes, des conglomérats et des grès, passant latéralement l'un
à l'autre. Par conséquent, on ne voit que rarement des bancs de
conglomérats se continuer.

Les schistes, passant par places à des ardoises en plaques, sont
gris vert ou noirs, souvent très micacés avec des « hiéroglyphes »
et des empreintes de plantes indéterminables. De la route de
Bellvers à Isobol, Roussel (1904, p. 19) signale Archaeocalamites
et Dictyodora lybeana Weiss. Ce n'est probablement pas un reste
de plante, mais, selon Potonié, un phénomène purement méca-
nique.

Les conglomérats souvent grossiers que nous avons étudiés spé-
cialement entre Beixach et Estana et sur le chemin de Cortariu
à la Batosa, contiennent des galets jusqu'à 15 cm. de dimension
parmi lesquels : quartz, 'souvent éruptif et clair, — quartzites, —
lydiennes, parfois des radiolarites, — granite à biotite, très altéré,
à textures cataclastique, plus fin que le igranite du massif de Lles-
Aristdt. qui, ayant modifié le Carbonifère en Andorre, est plus
récent, — aplite, p. ex. aplite cataclastique à quartz, orthose, albite
et biotite, — porphyre quartzifère à phénocristes de quartz, de
feldspath et de pyrite dans une pâte siliceuse, — gneiss.

MM. Bertrand et Mengel (feuille de Prades) et Dalloni (1930,
p. 101) y ajoutent des galets de calcaire dévonien.

Le ciment des conglomérats est schisteux. Par suite du déve-
loppement de ce ciment, les conglomérats passent à des schistes
à galets.

Les grès, moins fréquents que les schistes et les conglomérats,
sont souvent micacés, noirs et gris, passant à du quartzite conglo-
mératique versicolore.

Le Carbonifère provoque de's pentes douces contrastant avec
les rochers et avec les pentes abruptes du Dévonien.

Les irrégularités se manifestant à la transition du Dévonien au
Carbonifère s'expliquent le mieux en acceptant une élévation ct
une érosion assez forte à cette époque. Les faits suîvants s'y
accordent :

1.nbsp;Les conglomérats du Carbonifère sont très riches en lydien-
nes, parmi lesquelles des radiolarites, provenant des couches
Sous-jacentes.

2.nbsp;La couche à lydiennes est très inconstante d'un lieu à un
autre et manque souvent.

3.nbsp;Les griottes rouges du Famennien inférieur sont couvertes
à différents endroits directement par le Carbonifère; par exemple
dans l'anticlinal dévonien aigu au Sud de Nas et dans le torrent
de Pedra. Tout de même il est difficile de discerner la discor-
dance stratigraphique de la discordance mécanique.

4.nbsp;La dolomitisation du Dévonien du Puig de Montellâ et des
montagnes environnantes est analogue à celle, trouvée ailleurs
au contact du Dévonien et du Carbonifère. Probablement elle a
eu lieu à la même époque et évoque une élévation assez impor-
tante.

5.nbsp;La forme des lambeaux de calcaire du Viséen, situés à la
base ou au milieu des schistes de Culm se fait comprendre, quand
ils sont considérés comme des restes d'érosion.

6.nbsp;La petite distance verticale entre les calcaires du Viséen et
du Dévonien indique une interruption de la sédimentation, donc
une élévation assez importante.

En comparant notre carte avec celle de M. Mengel, la diffé-
rence des contours des porphyres saute aux yeux. Suivant la
dernière ces roches forment des dykes et des épanchements irré-
guliers dans le terrain paléozoïque. En réalité, il existe une
nappe régulière d'épanchement et de déjection, interstratifiée
entre le Stéphanien et le Permotrias bigarré. Au Sud de Seo, nous
avons étudié le profil des porphyres dans le ruisseau de Bastida
de Ortons où (la position inter'stratifiée est nettement visible, ainsi
(lue l'a décrit M. Schmidt (1931, p. 10). Au dessus des schistes
siluriens il affleure en discordance les schistes charbonneux du
Stéphanien surmontés de brèches de tufs por'phyritiques et de
porphyrites. Vers le haut de la série les tufs passent sans limite

bien marquée aux grès rouges du Permien; les bancs gris de
matériaux volcaniques y alternent avec les bancs rouges du grès
permien.

Vers l'Est le Stéphanien s'amincit et ne se montre qu'en de
petites lentilles charbonneuses comme par exemple S. de Bar-
celoneta. Ainsi la série du Cadi y débute en général par les
roches éruptives. Cependant, sa superposition normale au ter-
rain paléozoïque n'est que rarement visible. Nous connaissons un
affleurement du conglomérat de base 400 m. O. de Bestanis.

L'âge de la nappe porphyrique est donc compris entre le Sté-
phanien et le Permotrias et serait donc le même que celui des'
éruptions analogues en Thuringe et dans le Morvan (Michel-
Lévy, 1879). Parfois les épanchements descendent en partie plus
bas, car M. Schmidt indique des éléments mélaphyriques dans les
conglomérats stéphaniens.

En dehors de la nappe continue, le terrain paléozoïque est cri-
blé de filons éruptifs de quelques mètres d'épaisseur, formant les
voies d'accès des épanchements. Parfois ce sont de vrais filons-
couches, comme celui qui suit la crête du Serrât Mosbé et S. de
Néfols; généralement cependant les filons traversent les lits du
terrain encaissant. Nulle part, nous n'avons trouvé des phéno-
mènes de contact dans la roche encaissante. Puis on rencontre
des affleurements porphyriques isolés d'un diamètre beaucoup
plus grand, dont il n'est pas toujours possible de décider si ce
sont des replis synclinaux ou des intrusions.

Nous avons étudié quelques échantillons de la roche éruptive
et des tufs, coupés en lames minces, dont nous donnons ici la
liste suivant les localités (tableau ci-joint). Il en résulte que
l'acidité des éi)anchcments va en diminuant vers l'Ouest, en mon-
tant vers l'Est.

Porphyrites quartzeuses — Première consolidation : Quartz, pla-
gioclase, orthoclase ?, biotite, amphibole ?, pyroxène ?, apatite,
magnétite, zircon. - Seconde consolidation : Pâte, généralement
holo-cristalline, composée die feldspath, de quartz, de mica et de
minéraux chloritisés.

Le quartz a cristallisé en bipyramides, mais les cristaux sont
souvent arrondis et creusés à l'intérieur par suite de la corrosion
du magma et peuvent avoir perdu tout contour cristallin
(échant. 2, 6). En ce cas ils sont parfois entourés d'une bordure
microcristalline, se distinguant de la structure de la pâte. Le
quartz est clair et peu craquelé et ne montre pas d'extinction
onduleuse. Il renferme fréquemment des inclusions liquides ran-
gées en cordons rectilignes.

J.c feldspath se iprésente en prismes idiomorphes, rarement ar-
rondis par la corrosion du magma. En général ce isont des pris-
mes de plagiodlase allongés, fortement inaclés. La composition va
(le l'albite à Il'andésine; spécialement le premier iest très frccjuent.
Cependant les plagioclases, souvent fortement altérés, ])euvent
être décalcifiés et transformés en feldspaths plus sodiques. Une
structure zonée est parfois très marquée (échant. 4, 12). Dans
aucun échantillon nous n'avons pu démontrer la présence indu-
bitable d'un feldspath potassique; il est probable qu'il ne man-
que pas absolument.

Les phénocristaux feldspathiques sont fortement altérés en
aggrégats de sérielle, de chlorite, de calcite et de quartz. Parfois
l'altération marque la structure zonée, le noyau étant occupé par
la chlorite ou la calcite, la périphérie consistant en albite (8).

Biotite. Ce minéral se présente dans presque tous les échan-
tillons en grands cristaux prismatiques de couleur brune ou
verte. Il est presque toujours attaqué par la corrosion du magma,
qui forme une bordure foncée composée de magnétite, de magné-
tite titanée et de chlorite. Par suite de l'altération la biotite se
décolore puis elle change en des aggrégats de chlorite, d'épidote,
parfois de quartz et calcédoine (3) et de calicite. Le magnétite
entourant passe en limonite et en leucoxène.

L'amphibole paraît avoir été présent dans l'échantillon (8),
mais il s'est complètement épigénisé en chlorite, généralement en
pennine positive. Pourtant les phénocristaux ont gardé leur for-
mes idiomorphes parmi lesquelles beaucoup de losanges et d'hexa-
gones; le clivage de l'amphibole cependant n'est plus visible dans
la chlorite. Dans les autres échantillons la présence d'amphibole
est moins certaine.

Pyroxène. De même des phénocristaux épigénisés de l'échan-
tillon (3) montrent des formes octogonales et quadrangulaires
typiques du pyroxène.

Apatite et zircon. L'apatite et (moins) le zircon forment des
inclusions idiomorphes dans tous les autres minéraux et dans la
pâte. Dans (6) ces minéraux, renfermés dans la biotite, sont en-
tourés d'auréoles polychroïques.

La pâte est holocristalline et se compose essentiellement de
feldspath, de quartz, de chlorite, parfois de séricite. Dans une
partie des échantillons le feldspath est en petits prismes grenus
et non maclés qu'on pourrait rapporter à l'orthose (6, 10, 12, 14).
D'autre part on rencontre le feldspath en prismes allongés, ma-
clés de plagioclase, parfois empâtés dans une pâte aphaniticiue.
parfois avec un arrangement de fluidalité plus ou moins recon-
naissable (2). Dans un échantillon (8) pauvre en quartz, les cris-
taux allongés de plagioclase ne présentent aucune loi d'arrange-
ment ])endant que la chlorite et un peu de quartz se sont moulés
entre les feldspaths. C'est une transition à une structure ()i)hi-
tique.

Porphyrites non quartzeuses. — Les porphyrites micacées non
quartzeuses ne difïerent essentiellement des porphyrites quartzeu-
ses que par l'absence ou la présence accessoire du quartz. Parmi
les minéraux de la première consolidation le feldspath est tou-
jours prépondérant. 11 va de l'albite à l'andésine mais probable-
ment il est décalcifié. Une structure zonaire et une altération en
zones sont très fréquentes (10, 14, 17). La biotite, souvent englo-
bée d'une bordure de corrosion, ne diffère en rien de celle des
porphyrites quartzeuses. Dans plusieurs échantillons les phéno-
cristaux, épigiénisés en chlorite, montrent dés formes de horn-
blende et d'augite. Egalement ces formes sont visibles dans les
cristaux de la seconde consolidation. L'apatite, la magnétite, sou-
vent titanée, et le zircon forment les éléments accessoires.

La pâte a parfois une structure orthophyrique composée de
feldspath grenu ou en prismes raccourcis, de cristaux chloritisés
de mica et d'un peu de quartz. Plus souvent le feldspath se mon-
tre en lamelles de plagioclase maclé. Les cristaux peuvent se ran-
ger plus ou moins suivant les phénocristaux, ou bien ils ne sont
point arrangés régulièrement et causent une structure ophitique.
Les minéraux intersticiels sont altérés en chlorite, parfois (16)
en épidote. Un peu de quartz ne manque que rarement.

Porphyres (porphyrites ?) quartzeux silicifiés. — A l'Est de la
Riudolaina les porphyres, toujours riches en phénocristaux de

quartz, se sont fortement silicifiés, parfois ehloritisés et sérici-
tisés. Les phénocristaux de feldspath sont complètement épigé-
nisés en aggrégats de quartz fibreux, en séricite sphéroliticpie el
en chlorite. 11 est impossible de révéler la composition originelle
de ces cristaux, mais la richesse de la roche en quartz primaire
rend probable qu'il y a eu assez de feldspath i)otassique. La bio-
tite, souvent altérée en épidote ? trouble montre i)arfois des cris-
taux peu altérés.

La pâte de ces roches se compose essentiellement de inicroli-
thes de quartz, parfois cimentés par la chlorite ou la séricite.
Nous y avons reconnu une struclure Iluidale.

Tufs et brèches. ■— En majeure partie le terrain porphyrique
et porphyritique, formant le soubassement de la série du Cadi, ne
se compose pas de roches effusives massives; ce sont des tufs et
des brèches. Cependant le caractère originel de la matière est
masqué par des changements secondaires et le quartz, la chlorite,
la calcite se sont développés aux dépens de la matière primitive.
En rapport avec l'acidité plus grande des épanchenients porphy-
riques.vers l'Est les tufs et les .brèches E. de la Riudolaina se sont
fortement sihcifiés et ehloritisés, formant une roche gris-rose ou
verte assez compacte et dure. Vers l'Ouest, où les porphyrite's non
quartzeuses vont prédominer, la calcite secondaire remplace en
partie le quartz et la chlorite et le durcissement a été beaucoup
moins intense. Partout des filonnets de formation secondaire de
chalcédoine, d'opale et de calcite traversent la formation.

Selon la grosseur des éléments consistants, on peut distinguer
les tufs compacts, les tufs à cristaux, les tufs agglomératiques,
les brèches et les tuiïîtes.

Tufs compacts. — Dans la région des cols de Tancalaporta et
de Pandis on rencontre fréquemment des roches homogènes et
dures, finement litées, composées de minces lits de quartz plus ou
moins fin. Ce «ont des tufs silicifiés (20).

Tufs à cristaux. — Dans quelques cas il est difficile d'établir
une distinction exacte entre les tufs à cristaux silicifiés et les
roches éruptives ayant subi un changement analogue. La forme
en lamelles des premiers et la structure fluidale des secondes aug-
mentent la ressemblance. Le quartz englobé en forme de cristaux

corrodés ou bien en fragments à contours concaves fournit sou-
vent un indice (21).

Tufs agglomératiques. — On rencontre très souvent des agglo-
mérats de petits morceaux de porphyrite cimentés par un ciment
de microlites de quartz grenu et de chlorite, (lui offrent la même
difficulté (lue le groupe précédent. Est-ce qu'on est en face d'une
agglutination de lapilli ou bien d'une lave écrasée et fortement
altérée ? (22, 23 et autres).

Brèches volcaniques. — Ces brèches peuvent contenir des frag-
ments énormes de quelques décimètres de diamètre. On voit sou-
vent des boules de porphyrite, formées autour d'un noyau micro-
cristallin englobées dans une pâte claire et fortement altérée.

Tufïites. — Ces roches sont représentées à la base des grès bi-
garrés où les bancs de grès et de schistes rouges, d'origine pure-
ment sédimentaire, passent à des bancs grisâtres composés de
matériaux v()lcani(iues.

t3. Marnes et schistes feuilletés charbonneux, parfois rouges, avec de
petits lits de calcaire. Cargneules. Parfois des gypses.

12. d. Calcaires bleus, gris ou violacés en bancs, dalles ou plaquettes,
à cassure esquilleuse; parfois calcaires, un peu dolomiti-
ques, finement striés.

Calcaire bréchique, composé de fragments de calcaire
finement lité dans une pâte compacte, bleutée ou violacée.

b. Calcaires gris, à surface jaune ou gris-clair, en bancs minces,
fissurés de nombreuses petites veines, généralement per-
pendiculaires à la couche, remplies de calcite.

rtl. d. Schistes et grès rouges parfois verts, micacés, souvent à strati-
fication entrecroisée.

de grandeur, sont constitués principalement de quartz,
de quartzites, de lydiennes, en moindre degré de calcaire
dévonien-, de porphyre et de granite.

Cette série devient à la base toujours plus terne, étant
composée de plus en plus de matériaux porphyriques.
Les schistes y contiennent du quartz éruptif, du feldspath,
du mica et de la pâte de porphyre et passent à de vrais
tufs porphyriques à cristaux; les conglomérats y sont ri-
ches en galets de porphyre.

a. Alternance d'épaisses couches de tufs de porphyre et de schistes
rouge terne.

Le Permien et le Trias inférieur sont développés en faciès ger-
manique de 'grès bigarré, ainsi que le 12 et le t3 ressemblent au
Mus'cheikalk et au Keuper. La série est bien pauvre en fossiles,
mais M. Dalloni (1930, p. 113) a su prouver l'existence du Per-
mien par la.flore du Rotliegendes, trouvée à Gerri (Noguera Pal'la-
resa). Le Trias inférieur est caractérisé par Calamités arenaceus
recueilli à Guils del Canto (O. de la Sègre), reconnu également
dans le grès bigarré des Vosges. Une limite rationnelle entre les
deux formations est difficile à tracer. M. Dalloni y indique une
discordance angulaire près de Castelvell (entre N. Ribagorzana et
Flamisell).

Au Sud 'de la Sègre cependant .elle ne ,se .manifeste pas. On y
distingue plutôt un redressement graduel de l'inclinaison de la
série rouge vers la base. On a tracé la limite entre le Permien
et le Triasique au dessus du conglomérat grossier à .quartz, ce qui
n'est qu'un pis-aller, faute de dates précises. Nous avons donc
préféré figurer sur la carte les deux formations ensemble.

L'alternance des couches de tufs de porphyre et de schistes
rouges est mieux développée vers l'Ouest; elle est très visible

au S. de Seo de Urgel dans le ruisseau de la Bastida. Dans notre
région cette alternance se manifeste depuis le Goll L'iabansa jus-
qu'à Boscal. Plus loin nous l'avons rencontrée N. du Prat de
Cadi. A l'Est de Prat d'Aguilô le contact entre les porphyres et
le Permotrias rouge est disloqué, de sorte que ladite transitioi.
graduelle n'y est pas visible.

Les calcaires ne sont pas très fréquents dans le Permien. Il en
existe quelques petits bancs et lits de concrétions près de la base
au Nord du ,Prat ide Cadi et au Sud du Puig de Montellà.

Lés conglomérats grossiers du (?) Trias sont en général riches
en quartz, quartzites et lydiennes. Entre Querforadat et le Ganai
Baridana (côte 1860) il n'y a que ces roches, développées en
galets aplatis jusqu'à 20 cm. de grandeur. Mais au Sud de Estana
nous y avons reconnu en outre : calcaire griotteux rouge dévo-
nien, — calcaire gris, fm (dévonien ou carbonifère), — porphyre
quartzifère silicifié, ressemblant à ceux de la zone E. du Puig dc
Montellà, — granite, par exemple granite à biotite et tourmaline.

M. Boggeveen ne signale pas de pareils granites dans le massif
avoisinant de Lies et Aristot. Les galets que nous avons trouvés
dans le Permotrias ne nous permettent donc pas de donner une
réponse définitive à la question de l'âge des intrusions granitiques.

Les conglomérats du Permotrias, affleurant entre le Serrât dels
Curtals et la Roca Foradada, contiennent notamment des galets
de porphyres quartzifères provenant de l'étage sous-jacent.

A diverses hauteurs du Permotrias des lits de schistes char-
bonneux s'intercalent, notamment à la transition des tufs de por-
phyres, aux schistes du Permien bigarré, ainsi qu'entre le Trias
inférieur et moyen.

M. Dalloni (1930, p. 112) a placé de pareilles couches S. de
Seo de Urgel à la base du Permotrias du Coll de Creus dans le
Stéphanien, quoiqu'elles soient séparées du Stéphanien fossili-
fère par l'intercalation épaisse de porphyres et de tufs. Un âge
permien nous paraît beaucoup plus vraisemblable.

Sur le chemini de Beixach à Estana au flanc nord du plateau
du Serrât Mosbé le charbon des couches de passage entre les por-
phyres et le Permotrias et entre le Trias inférieur et moyen ont,
donné naissance à de petites exploitations. Les schistes charbon-
neux s'intercalent en outre sous le Trias moyen sous l'église de
Pedra et au milieu de cette formation au-dessous de Querforadat.

L'origine organique des traces vermiculées des « fucoïdes »
dans les calcaires clairs du Muschelkalk nous paraît douteuse.
On voit une transition graduelle des calcaires bleus, en minces lits
irréguliers à taches jaunes à des calcaires jaunes tachetés et vcr-
miculés en bleu et à des calcaires à « fucoïdes » typiques. En
outre ces traces vermiculées sont trop arrondies en travers pour
figurer des fucoïdes.

Les cargneules, à l'aspect typiquement cloisonné, ne contiennent
I)as de magnésie dans les échantillons étudiés, quoiqu'on les
définisse généralement comme dolomies vacuolaires.

Les calcaires bleus en bancs, dalles ou plaquettes, correspon-
dent au développement du Muschelkalk noté sur la feuille de
Céret et de Prades.

Le Trias supérieur sortant des calcaires à'minces plaquettes du
Muschelkalk s'est développé en schistes charbonneux, générale-
ment sans gypse. Au Sud de Seo de Urgel près de Adrahent situé
en dehors de notre terrain ces schistes sont riches en gypse. Au
coli de Sé et sur le versant sud du Call Pubill, il s'y est entre-
mêlé des schistes rouges contenant un peu de gypse. M. Mengel
signale ,en outre une exploitation de gypse S. de Estana qui est
à présent cachée sous les éboulis.

Le Trias supérieur n'est donc pas développé en faciès typique
de marnes irisées à gypse, mais la présence de gypse à Adrahent
montre qu'il s'agit de l'équivalent Idu Keuper. L'épaisseur est tou-
jours très faible, de quelques mètres seulement, et à maints
endroits on voit la superposition directe du conglomérat campa-
nien au Muschelkalk, par exemple dans le Serrât Mosbé et dans
le soubassement du Cadi S. de Bestanis, S. du Serrât dels Curtals
et de la Roca Foradada.

Le Trias de la Sierra de Cadi O. de Prat d'Aguilô donne lieu
à trois gradins correspondants aux niveaux moins résistants des
schistes supérieurs du trias bigarré, des icargneules du Muschel-
kalk et des schistes charbonneux du Keuper, situés siuccessive-
ment sur les conglomérats durs du Trias linférieur et sur îles deux
niveaux calcaires du Muschelkalk.

Le tableau ci-joint montre l'épaisseur en mètres du Permotrias
dans le Cadi et dans les lambeaux en avant. On voit que la série
rouge inférieure est extrêmement variable en puissance. A l'Ouest
de la limite de notre carte, au CoM de Creu elle affleure sur une

largeur de 2.500 m., toujours plongeant au Sud. Vers l'Est elle
diminue, mais peut dépasser un millier de mètres entre Prat de
Cajdi et Prat -d'Estenedô. L'amincissemenit au Sud du Puig de
Montdlà ne se comprend qu'en acceptant une. dislocation. Mais
pour expliquer la diminution brusque et la disparition graduelle
du Permotrias au delà du décrochement du Prat d'Aguilô, la pe-
tite faille entre les porphyres et le Permien ne suffirait pas. Elle
doit avoir une cause primaire.

Vers le Nord également. Wans tous les ilambeaux en avant, l'ho-
rizon rouge a diminué à un haut degré.

L'éipaisseur du Mùschelkalk et du Keuper ^ montre le même
aspect : une diminution importante vers l'Est et le Nord, qui
comprend tous les niveaux. C'est pourquoi il n'est pas permis de
mettre le changement de l'épaisseur du Trias seulement au compte
d'une érosion antésénonienne. Le Permotrias s'amincit vers l'axe
de la chaîne, sur laquelle cet horizon ne s'est probablement
jamais déposé.

Les périodes liasique et jurassique et le Crétacé inférieur cor-
respondent à une interruption importante de la sédimentation
dans la partie centrale des Pyrénées. La transgression cénoma-
nienne, de faible importance sur le versant sud, n'a pas atteint
cette région. C'est seulement dans le Campanien que la mer a
envahi ce territoire et qu'elle a inondé une grande partie de la
chaîne où elle a .formé'des assises à'faciès néritique et littoral des

d. Calcaires durs, rudes, gréseux, gris-foncé et calcaires purs, assez
fins, parfois bréchoïdes. Ils forment des bancs épais et ren-
ferment des miliolites et d'autres petites foraminifères.
c. Marnes jaunes, parfois charbonneuses, à petites huîtres et orbi-
toïdes, bryozoaires et algues. Ces marnes s'intercalent égale-
ment dans l'étage supérieur,
b. Calcaires en bancs irréguliers, souvent assez ferrugineux, con-
tenant des rudistes et des coraux, souvent très fragmentés «t
empâtés :

a. Calcaires jaune-brun ou violacés très gréseux contenant de
grands cristaux et grains de quartz. Ils sont souvent très fer-
rugineux, contenant d'épais filons de limonite; parfois des ru-
distes.

Banc, généralement de 1-6 m. d'épaisseur, de conglomérat à ci-
ment clair ou de gravier, formé de galets de quartz blanc, an-
guleux ou roulés, ne dépassant pas 5 cm. de diamètre.

Les rudisles que nous a offerts cette formation indiquent pres-
que tous le Maestrichtien. Orbignya Lapeirousei Goldf. et Orbi-
gnya Lamarcki Bayle, trouvées à plusieurs endroits directement
au-dessus du conglomérat de base, sont des formes typiquement
maestrichtiennes. Seules des formes de passage entre Orbignya
Heberti et O. radiosa pourraient appartenir au Campanien.
Contrairement à l'opinion de M. Dalloni (1930, p. 207) nous pla-
çons les calcaires du Sénonien dans le Maestrichtien, le conglo-
mérat blanc dans le Campanien.

Campanien. — Ce conglomérat peut atteindre des puissances
importantes. Entre Adrahent et le Coll Llabansa environ à
2.5 km. à l'Ouest de la limite de notre carte il dépassera 50 m.
Là les contours irréguliers du Crétacé par rapport à ceux du Trias
invoquent l'idée d'une transgression jointe à une érosion antésé-
nonienne. Mais vers l'Est le Sénonien se superpose régulièrement
aux assises antérieures. Dans cette direction le conglomérat, dont
l'épaisseur varie de 1-6 m. atteint son maximum dans le massif
du Call Pubill et s'amincit fortement vers l'Est entre le Prat
d'Aguilô et le Coll de Pendis, faisant complètement défaut S. du
Serrât dels Curtals et dans le ruisseau de l'Ingle.

Maestrichtien. — Le Maestrichtien est fossilifère partout où il
allleure, mais les calcaires sont trop durs et les fossiles trop em-
pâtés pour en extraire de toutes parts des formes déterminables.
Nous avons recueilli et déterminé les formes suivantes :

I. Entre la Pesa et Coll Llabansa, au dessus de la zone à Praeradio-
lites :
Exogyra sp.

Lepidorbitoides socialîs Leym., race mineure Schlumb (i).
Lîthothamnium.
IL Entre Bestanis et le Prat d'Estenedô :

Hydnophora styriaca Edw. et Haime.
Pachygyra cf. princeps Reuss (i).
V. Au dessous des Penyes del Coll de Moxa au contact avec le por-
phyre :
Orbignya Lamarcki Bayle.

VL S. du sommet de la montagne à la base de la formation :
Apricardia Sicoris Astre (det. Astre, 1932).
Hydnophora styriaca Edw. et Haime.
VIL Au croisement du chemin de C. Vinyolas à Cava et du torrent de
S. Cleraente :
Apricardia Sicoris Astre.
Exogyra sp. '

Biradiolites, groupe acuticostatus.
VIII. A l'Ouest du chemin au dessous de cette zone :
Orbignya radiosa des Moulins.
Praeradiolites pulchellus Vidal.
IX. Sur la Sierra del Coll de Sé :

0. radiosa des Moulins.
Orbignya Lapeirousei Goldf.
Praeradiolites pulchellus Vidal (abondant).

lt;— groupe angulosus.
Apricardia Sicoris Astre.
Pecten EspaUei d'Orb.
Janîra sp.

Exogyra orbicularis Geinitz.
Rhynchonella Eudesi Coquand (abondant).
Hydnophora siyriaca Edw. et Haime.
Heterocoenia provincialis Edw. et Haime.
Ulasiraea Edwardsii Reuss.
Calamophyllia sp.
XI. Sur le plateau du Serrât Mosbé, nous avons recueilli, en outre :
Orbignya radiosa des Moulins.
Rhynchonella Eudesi Coquand.

Terebratella Lujani Vidal.
XII. Mata Negra. Le Maestricbtien au versant Sud de la Mata Negra
contient :
Orbignya Lapeirousei Goldf.
Cyclolites tenuiradiata E. de From.
Hydnophora styriaca Edw. et Haime,
Ulasiraea Edwardsii Reuss.
Calamophyllia sp.
XIII. Entre Bor et Pedra. Nous y avons trouvé :
Orbignya Lapeirousei Goldf.
Hydnophora siyriaca Edw. et Haime.
Ulasiraea Edwardsii Reuss.

La puissance du Sénonien dans la Sierra de Cadi va en dimi-
nuant de l'Ouest à l'Est. Entre La Fesa jusqu'au Prat d'Estenedô
la formation s'amincit de 240-160 m. Elle comprend :

En s'amincissant la série devient de plus en plus incomplète.
Nous avons signalé déjà l'absence accidentelle des conglomérats
du Campanien. Aux mêmes endroits manquent les marnes et les
calcaires à ,grands grains de quartz, mais les ban/cs à rudistes et
cx)raux sont partout présents.

Dans le massif du Cal! Pubill l'épaisseur normale du Maestricb-
tien mesurée sur le liane nord-est est de 170-140 m. Dans la

Serra del Coll de Sé le Maestrichtien affleure sur une grande
étendue sans qu'une- augmentation de l'étage ait eu lieu. Cette
étendue résulte seulement de l'inclinaison des couches qui est à
peu près parallèle à la pente du terrain. Sur le flianc sud le Séixo-
nien est fortement disloqué et étiré en suivant la faille formant
la limite méridionale du synclinal du Call Pubill.

La surface du plateau du Serrât Mosbé est formée par les cal-
caires maestrichtiens inférieurs, les couches supérieures étant
enlevées par l'érosion. C'est ainsi qu'une évaluation de l'épaisseur
du Sénonien est impossible.

La montagne de Mata Negra, située dans la prolongation du
synclinal du Call Pubill et du Serra Mosbé est constituée par des
couches sénoniennes des conglomérats et des calcaires, superpo-
sées directement sans intercalation du Trias, aux porphyres,
situation trouvée également au Coll de Pandis. L'épaisseur y sera
au moins de 150 m., restriction faite de l'exagération éventuelle
par de faibles dislocations et replis secondaires.

Le Sénonien entre Bor et Pedra s'enfonce sous le terrain détri-
tique pliocène et n'affleure qu'avec une faible puissance, r

Le Danien, le Montien, le Thanétien et le (?)Sparnacien sont
développés en faciès continental, où prédominent les schistes et
les marnes rouges et les calcaires d'eau saumâtre. Cette forma-
tion affleure dans le liane noiii du iCadi et dans le Call Pubill,
Dans les autres lambeaux mésozoïques en avant du Cadi, le Ter-
tiaire et le Garumnien ont été enlevés par la dénudation.

Dans la Sierra de Cadi on peut distinguer les quatre étages
suivants qui pourtant ne sont pas nettement démarqués :

d. Calcaires gris sublithographiques i)arfois bréchiques ou calcaires
plus grossiers en bancs épais. Marnes parfois gréseuses jaune-
gris ou violacées.

La série se termine iiar un banc de calcaire épais formant
un petit gradin contre les calcaires marneux de l'Eocène.
c. Marnes violacées parfois grisâtres. Schistes et marnes violacés à
rangées de nodules calcaires, non parallèles à la couche, mais

aux -plans de clivage. Calcschistes et calcaires gréseux violacés
ou rouge-brique renfermant de petits sphérolites de calcaire.
Calcaire gris grossier et esquilleux.
b (Irès calcaireux gris, rouge ou violacé à veines vertes. Schistes mar-
neux à rangées de nodules calcaires. Marnes bigarrées. Minces

lits de calcaires grossiers,
a Schistes, grès, arkoses et conglomérats à couleur rouge-brique ou
violacée, renfermant des fragments de quartz, de feldspath et
de quartzite; ciment limoniteux ou calcaire.

Dans le Call Pubill l'assise a. (à poudingues et à arkoses gré-
seux) fait défaut et la formation est calcaireuse depuis la base.
Au-dessus de Querforadat se montre la succession suivante :

85 m. Bancs épais et irréguliers de calcaire gris-foncé, parfois bréchoi-
des. Minces lits de calcschistes violacés. Vers la base, ceux-ci
augm;entenl.

5 m. Schistes marno-gréseux jaunes ou rouges lie-de-vin. Calcschistes
gris-rouge à petites sphérolites de calcite. Quelques bancs de
calcaire sublithographique et de grès calcaireux conglomé-
ratique.
20 m. Marnes violacées.

13 m. Schistes grossiers rouge-violacé à concrétions calcaires.
13 m. Calcaires grossiers gris-clair, par places celluleux.
16 m. Grès calcaires rouges à veines vertes. Schistes à concrétions cal-
caires.

12 m. Grès calcaires rouges schisteux. Marnes bigarrées.
41 m. Schistes rouges comblés de nodules de calcaire, rangées selon
les plans de clivage. Marnes violacées. Quelques minces bancs
de calcaires gris-rosé.
Calcaire en bancs du Maestrichtien.

M. Mengel (camp. 1910, ,p. 96) rappelle la difficulté de distin-
guer et de séparer à l'Est du Coll de Pandis les deux formations
rouges du Permotrias et du Garumnien, qui lui paraissent y être
superposées. Vers l'Ouest cette difficulté n'existe plus, les deux
étages rouges étant séparés par le Trias -supérieur et le Sénonien.
Mais leur aspect olTre également assez de différences visibles à
coup d'œil. Le Permotrias est gréseux et de couleur rouge-brique,
le Garumnien est notamment plus marneux et violacé. Vers le
haut les calcaires y prédominent.

Les restes organiques sont rares dans cette formation. Nous
n'avons recueilli que quelques gastroipodes au dessus de Querfo-

L'épaisseur normale du Garumnien entre la Fesa et Bestanis
est de 400 m. Dans le prolongement vers l'Est nous n'avons me-
suré que 320 m. au Sud du Serrât dels Curtals, 300 m. S. de
la Roca Fora'dada et 340 m. au Coll de Pandis. Aux Penyes del
Coll de Moxa la limite du Garumnien et de l'Eocène coupe la
ligne de faite du Cadi. C'est ainsi qu'au Coll de Pandis le Ga-
rumnien ne fait plus partie du soubassement nord du Cadi, mais
couvre son flanc méridional.

Dans le Call Pubill la puissance totale est moindre; la coupe
susdécrite comprend 205 m. Aussi la formation y est-elle moins
complète que célle du Cadi.

f. Calcaires gréseux souvent spongieux et vacuolaires pétris de
Turritelles (Turritella cf. trempina Carez), alternant avec des
calcaires à miliolites. Ils forment les points culminants du
Cadi. Epaisseur (à Tancalaporta) gt; 160 m.

e. Alternance de grès micacé à glauconie gris-vert ou roussâtre à
stratification entrecroisée, de grès-calcaire et de calcaires à
miliolites. Epaisseur (à Tancalaporta) 170 m.

siibpyrenaica Leym., AlveoUna sahpijrenaica var. globosa
Leym. et miliolites alternant avec des calcaires plus marneux
et plus sombres pétris de Nnmmaliies atacicus Leym. et de
Numm. subatacicus Douv. Plus rares, des marner à Numm. glo-
bulus Leym., Numm. Guetlardi d'Argii. (passant par granu-
lation du bouton médiane à Namm. Lucasi d'Arch.). Cet étage
forme presque seule la falaise abrupte de la Sierra de Cadi
jusqu'à la peigne. A l'Ouest l'assise comprend 450 m., à l'Est
(Tancalaporta) 350 m.

sage à Numm. Lucasi d'Arch.). Marno-calcaires à Numm. ata-
cicus Leym. et Numm. subatacicus Douv.

b. Marnes et marno-calcaires bleu-foncé parfois bitumineux conte-
nant de petites huîtres lisses et Assilina Legmeriei d'Arch.,
Operculina (? granulosa), Orthophragmina Pratti Mich, race
mineure, Nummulites.

h. Calcaire et marno-calcaire à Numm. ataciciis Leym., Niiinin. stih-
atacicus Douv., Alveolina siibpyreiwica Leym. et huîtres.

a. (quot;alcaire à Alireolina subpijrenaica, petites nununulites et ? ojjer-
culines.

La stratigraphie de l'Eocène dans les Pyrénées est loin d'être
fondée d'une manière définitive. M. Mengel (1912) a placé les
premiers vestiges de l'invasion de la mer 'tertiaire, marquée ipar
les calcaires à miliolites, dans l'Yprésien ou le Sparnacien et range
toute la série purement marine, qui y fait suite, dans le Lutétien.
11 a suivi ainsi l'opinion de M. Dalloni (1910) qui, le premier, a
donné un tableau élaboré du synchronisme de l'Eocène des Pyré-
nées, dans lequel sur les deux versants la transgression princi-
pale est placée dans le Lutétien inférieur. Cet âge est indiqué
entre autres par la présence dans la série transgressive de Num-
muUtes atacicus Leym. qui figure sur l'échelle stratigraphique des
nummulites de M. Douvillé (1902) y caractérisant le Lutétien
inférieur. Ce quot;fossile remonte ailleurs plus haut dans la série.
D'ailleurs, seloh M. Doncieux (1903), NummuUtes atacicus serait
très rare dans le Cuisien (Yiprésien), mais pullulerait dans le
Lutétien.

En 1919, M. Douvillé émet une autre opinion. En examinant
les faunes de Bos d'Arros et de Gan il y a trouvé N. planulalt;tas,
forme typique du Cuisien, associé à N. atacicus, N. Murchisoni,
N. Lucasi, N. globulus et Assilina gramilosa-Leymeriei. N. ataci-
cus et N. Murchisoni remontent dans le Lutétien, mais les autres
formes, possédant d'après M. Douvillé une valeur stratigraphi-
que, caractériseraient nettement le Cuisien.

Et en 1922 ce même auteur, se basant sur l'étude des échan-
tillons de M. Dalloni du Nummulitique du Haut-Aragon s'est ar-

rêté à la classification dans laquelle la transgression avec les ca'-
caires à Alveolina subpyrenaica, N. atacicus et N. Lucasi se ferait
dans le Thanétien; lie Quisien r.enifermerait la faune de Bos d'Ar-
ros à A', atacicus, N. Lucasi, N. planulatus ét N. aquitanicus; le
comm,enceinent du Lutétien serait marqué pat N. laevigatas et
N. uroniensis.

Ces opinions particulières sont loin d'être acceptées générale-
ment. Sur la feuille de Prades, M. Mengel (1925) n'a pas main-
tenu son opinion émise en 1912 et divise le Nummulitique en deux
parties : l'inférieure correspondant au Suessonien, la supérieure
au Lutétien, la limite étant tracée au dessous des calcaires à
Alvéolines et à Numm. atacicus.

Et M. Dalloni (1930), après une ample description du terrain
nummulitique de la Catalogne, en vient à la conclusion de placer
la transgression de la mer nummulitique dans le Sparnacien. Le
début du Lutétien est placé au dessous de la zone à Turritelles,
c'est-à-dire au dessus des calcaires à Alveolines et à Numm. ata-
cicus.

Tout en jugeant la subdivision de l'Eocène arbitraire, faute de
fossiles d'une valeur stratigraphique indiscutable, nous avons
préféré nous rallier à celle de la feuille de Prades et donner aux
étages marneux a-c un âge suessonien probablement sparnacien
et cuisien et aux assises calcaires, où pullulent les alvéolines et
Numm. atacicus, un âge lutétien.

Nous pouvons être bref sur la succession des couches tertiaires
dans les bassins de Bellver et de la Cerdagne après les études
multiples de nos prédécesseurs, notamment la belle monographie
de la Cerdagne de Depéret et Rérolle (1885) et l'étude sérieuse
du bassin de Bellver de M. Astre (1927). Pour les autres études
nous renvoyons à l'article de M. Astre. Notre description des
assises a été en majeure partie empruntée de celles de ces deux
travaux, dont nous avons constaté l'exactitude.

1.nbsp;Assise profonde. Argiles grasses alternant avec de minces
lits de lignite, n'affleurant nulle part sur le terrain. On les a
atteints seulement dans les galeries de mines maintenant aban-
données, comme à Santa Eugeniia et El Pad'rô. Dans le premier,
Depéret signale Sus major Gervais. Sarmatien.

Le sommet de l'assise est situé à Santa Eugénia à une dizaine
de mètres de profondeur. La base n'étant pas atteinte dans les
galeries, l'épaisseur totale est inconnue.

2.nbsp;Assise inférieure. Argiles grasses et sableuses à empreintes
de feuilles.

Dans le Sud du bassin au ipied de la terrasse de 1.100 m. icomme,
par exemple, à El Padrô et à Santa Eugenia, prédomine le faciès
des argiles grasses, blanches ou grises avec des lentilles ligniti-
fères et des veines et nodules ferrugineuses. C'est là qu'on ren-
contre la grande richesse de restes végétales, spécialement des
feuilles en état de conservation magnifique, disséminées irrégu-
lièrement sur les plans de couches de l'argile bien stratifiée. Ce
faciès-ci a fourni la flore de la Cerdagne, décrite par Rérolle
(1884-85) et dont la liste a été reproduite dans le mémoire de
M. Astre.

Dans le Nord du bassin dans les environs de Bdlver l'assise
passe à un faciès plus sablonneux. Au Monterrôs, butte-témoin
d'une terrasse élevée, la coupe montre une succession de marnes
et d'argiles sableuses alternant avec de minces lits de graviers
fins peu roulés, renfermant à la base une couche d'argile grise à
emipreintes \égétaleSi. Le tout mesure de 60 mètres d'épaisseur et
plonge d'une quinzaine de degrés vers le Sud. Le sommet est cou-
vert du reste d'un dépôt de galets de terrasse de deux mètres, situé
en discordance sur le Miocène incliné.

Selon Rérolle, la flore de cette assise est voisine à celle de
Oeningen (Sarmatien); mais les restes de mammifères, trouvés
dans le même étage de la Cerdagne proprement dite ont permis
de la iparalléliser avec la faune de Etppelsheim et d'Orig;nac, con-
tenant, entre autres, Hipparion gracile Kaup, Cervulus dicrano-
cerus Kaup, et Castor Jaegeri Kaup. C'est donc le Pontien.

de quartz peu roulés sans fossiles. Elle forme l'escarpement d'un
plateau de 1.100 m. et, comme tel, se détache très vivement dans
le paysajge sur l'escarpement de l'assise supérieure des limons et
des graviers rouges.

4. Assise supérieure. Elle est formée à la base par un limon
argileux rougeâtre, contenant en abondance des morceaux angu-
leux de schistes. Vers le haut des couches grossières s'accentuent
et s'intercalent comme bancs dc graviers cimentés entre les argi-
les. Dans l'escarpement du plateau de Nas vers le Riudolaina on
voit dc loin ces lits, saillants entre les limons, s'incliner de 5-10quot;
vers le Sud. Les conglomérats très grossiers, couvrait la surface
du plateau s'inclinent cncorie plus faiblement (± 3quot;) vers le Sud,
coupant en discordance aiguë l'assise rouge. Ces conglomérats au-
ront donc un âge plus récent; nous y reviendrons plus loin.

L'assise rougeâtre constitue partout le sous-sol dc la terrasse
supérieure du bassin de Bellver atteignant aux endroits non alïec-
tés de bombements posthumes une hauteur de 1.230 m. Elle dé-
J)ute au-dessus de la terrasse de 1.100 m. et comprendra par con-
séquent 100 à 150 m. Quant à son âge, chaque indication paléon-
tologique fait défaut; il faudra donc recourir à des considérations
générales que nous développerons dans le chapitre de l'origine
des bassins.

Des recherches géomorphologiques nous ont amené à étendre
nos études en dehors de la région, dont nous avons fait le levé
géologique et à reprendre l'étude du Néogène dans son étendue
totale c'est-â-dire depuis Saillagouse dans la Cerdagne française
jusqu'au bassin de Seo de Urgel.

En Cerdagne, l'évolution des couches du Néogène est sensible-
ment pareille à celle du bassin de Bellver, qui n'en est que la
continuation. Seulement les assises n'y sont pas si nettement mar-
quées. A la base, on retrouve les argiles grasses à lignites, qui ont
été vivement exploités dans les galeries à Sampsor (Prats), à Das,
à Sanavastre et à Estavar. Aujourd'hui seules les mines des deux
premières localités fonctionnent encore; l'exploitation des autres
a cessé définitivement et les galeries ont été comblées. Nous
n'avons donc pu les visiter et avons dû nous contenter des indi-
cations des gens du pays et des dates publiées dans la littérature.

Aux mines de Sampsor et de Das le lignite a le même carac-
tère : des bancs très réguliers de 20 cm. à un mètre d'épaisseur
de lignite noir-brunâtre, compact ou finement lité, se divisant à

l'air en minces feuilles. Sur le plan die la couche on observe sou-
vent des empreintes de branches ou de bois d'arbres (?) étendus
dans toute direction. Nulle part nous n'avons observé de restes
de racines, pénétrant dans la couche argileuse sous-jacente.
Nous ne connaissons pas non plus de ifragments de troncs dans
le lignite. D'un côté, les indications d'une origine autochtone font
défaut, d'autre part rien n'indique que les restes végétaux aient
été transportés de loin, ni entraînés par des ruisseaux à pe'ntes
fortes. Il nous est donc impossible de nous figurer que le lijgnite
ait été déposé dans un lac, entouré de montagnes de 1.500-
2.000 m. .comme ise le représentent Depéret et Rérolle (1885),
Chevalier (1909, 1926), Mengel (1910) et Astre (1927). Plus
loin, nous reviendrons aniplemenl sur cette question.

Les couches grasses et charbonneuses du bassin de la Cerdagne
passent insensiblement à des argiles plus claires, parfois sablon-
neuses, qui nous ont fourni une belle collection de feuilles dans
l'entaille de la route entre Vailtarga et Prats et dans le ravin
du ruisseau de Riu E. de Pedra. Des mollusques d'eau douce ont
été signalés dans les assises profonde et inférieure à Sampsor et
à Estavar : Liinnea sp., Plaiiorbis pijreiiaiciis Locard et Bij-
thiiiia sp.

Comme couche nettement séparée, l'assise moyenne du bassin
de Bellver, à sables grossiers et à galets de quartz, fait défaut
dans le bassin de la Cerdagne. Les argiles et sables clairs passent
anx limons rutilants, vivement colorés en rouge et orange, alter-
nant avec de minces lits de morceaux réfractaires de schistes et
de galets d'origine locale. Vers le haut de la formation les lits
de galets deviennent plus fréquents et plus grossiers en paamp;sant
à des lits épais de graviers bien roulés. Par suite de celte alterna-
tion de couches limoneuses tendres et de couches de graviers
plus résistantes, l'érosion a raviné fortement l'assise et a créé des
escarpements nus et fortement entaillés, dont les couleurs vives
donnent au paysage un aspect si typique. Au dessus de Ail, elles
forment une pente raide de 70 m.; au dessus de Saillagouse la
pente atteint 200 m. Au sommet de l'étage, les cailloux peuvent
prendre des dimensions importantes. Entre Saillagouse et Llo,
nous avons rencontré parmi les argiles une couiche de bl'oos
siluriens, atteignant è m. de diamètre; à Ail, ils mesurent jus-
qu'à 40 cm. En général les schistes, souvent métamorphiques, du

Silurien inférieur prédominent parmi les galets; pour le reste, il
y a du quartz et quartzite, des ardoises et des conglomérats Ans
et peu de roches éruptives.

Les sédiments néogènes dans le petit bassin de la Seo de Urgei
montrent une assez grande analogie avec ceux de la Cerdagne
et du bassin de Bellver. Mais les assises sont coupées par une ter-
rasse située à 140 m. au-dessus de la rivière, de sorte qu'on con-
naît seulement la base de la série totale. En outre, le bassin est
coupé par maintes failles qui cachent un peu la succession nor-
male. Vidal (1875) distingue à la base une couche d'argile sa-
bleuse, surmontée d'un groupe de bancs d'argile et de charbons.
La partie supérieure consiste en une assise de couleur orange for-
mée de fragments anguleux d'ardoises, réunis grossièrement par
une argile rouge. Mais M. Chevalier (1909) a décrit des coupes
plus compUquées, oîi les argiles lignitifères claires alternent avec
des argiles, des sables et des conglomérats rouges. Comme en Cer-
dagne les couches ligniteuses ont fourni une faune de vertébrés,
dans laquelle figurent Hipparion gracile, Tapirus priscus et Mas-
todon longirostris de la faune pontienne de Eppelsheim.

En repassant la sédimentation néogène dans tous les bassins,
on remarque que les sédiments fins à lignite se trouvent à la base,
les sédiments grossiers à cailloux et à blocs sont situés au som-
met. En se représentant cependant la sédimentation comme rem-
blayement d'un lac, comme le font les géologues françàis, il fau-
drait s'attendre à un résultat tout contraire : au début de la sédi-
mentation se formeraient les dépôts grossiers; vers la fm, quand
le niveau de la sédimentation serait plus rehaussé et que les pen-
tes des ruisseaux affluants se seraient adoucies, des alluvions plus
fines se déposeraient.

La belle terrasse de 1.230 m. formant la partie méridionale du
bassin de Bellver et le plateau plus irrégulier entre Prats, Riu et
Urùs sont couverts d'une assise de 5 à 10 mètres de conglomé-
rats ou brèches très grossiers, cimentés par un ciment calcaireux
et celluleux rouge. Les éléments, toujours anguleux et peu roulés,
peuvent atteindre des dimensions énormes, jusqu'à un mètre de
diamètre. Les conglomérats cimentés sont bien lités, alternant
avec des couches plus fines où prédomine le ciment rouge et les

petits éléments. Cependant ces lits ne sont pas disposés iparallèle-
ment à l'assise, miais se couvrent ©onime des tuiles, d'urne manière
imbriquée. Généralement, l'inclinaison des couches est de quel-
ques degrés plus forte que la pente^du iplateau (nous envisageons
ici spécialement le plateau ondulant de Riu et Urùs).

Dans les structures des deltas — car c'est ainsi qu'il faut se
figurer la déposition des conglomérats — des stratifications obli-
ques, même à pentes fortes n'ont rien d'exceptionnel. Seulement
les lits des talus plongent toujours vers le fond du bassin. Entre
Riu et Urùs, par contre, les pentes s'adapitent aux ondulations du
plateau et sont, en partie, dirigées vers le bord du bassin. A d'au-
tres endroits, la stratification est fortement entrecroisée; au pla-
teau de la chapelle de San Salvador, près de Prats, elle est telle-
ment chaotique que les lits paraissent perpendiculaires l'un à
l'autre. On pourrait s'imaginer que de telles structures se formas-
sent par le comblement de petits ravins fortement entaillés. Pour-
tant, nous n'avons pas réussi à trouver dajis tous les cas qui se
sont présentés une explication satisfaisante.

Le matériel de ce dépôt torrentiel n'a pas été apporté par la
Sègre, mais a été entraîné par du ruissellement latéral, car il pro-
vient de l'arrière-pays direct de chaque endroit. Par exemple au
plateau de Nas, nous avons ramassé une collection complète de
toutes les roches affleurant dans la vallée du Riudolaina, mais
nous n'y avons attrapé aucun morceau de granite ('). Vers
l'Est, le matériel post-paléozoïque diminue fortement et les cal-
caires dévoniens vont prédominer au même endroit où la Sierra
de Cadi quitte la ligne de partage des eaux. Seulement, près des
lambeaux mésozoïques de Pedra et Urùs, les roches mésozoïques
sont amplement présentes. Les conglomérats sont donc d'origine
purement locale et n'ont pas été déposés par un fleuve méandreux
ainsi que le croit M. Chevalier (1925, 1926).

L'assise a fait donc partie d'un recouvrement d'éboulis déscen-
dus de l'enceinte montagneuse et cimentée après par des eaux
calcaireuses.

Dans le bassin de Bellver, les conglomérats de la terrasse qui
coupent en discordance faible les limons et gravers sous-jacents,
ne prennent pas fin à la ceinture montagneuse, mais se laissent

(1) C'est par ici que, selon Buffon, le professeur Costa a trouvé en 1774
des blocs à « pierres lenticulées » dont il a reconnu l'origine marine.

poursuivre su'r les pentes .jusqu'à 1.300 m. de hauteur. Sur .la Col-
lada de Torrellas, la barrière entre les bassins de Bellver et de la
Cerdagne — barrière assez récente comme nous allons le voir —
la position des conglomérats est moins régulière. Sur la crête
(1.300 m.), ils sont en contact avec les limons rouges; au plateau
de la chapelle de San Salvador (1.120 m.) ils couvrent les sables
blancs (assise 3) et, ,S0. de Sampsor, un petit lambeau est situé
au dessus des argiles pontiennes.

L'aspect de cette assise est assez pareil au conglomérat rouge
de Força-Real et de Thuir dans le bassin de Roussillon, que Dki'É-
uet (1885) a placé dans le Pliocène supérieur ou le Sicilien.

Au Quaternaire corrdspondent les dépôts glaciaires, les aJIn-
vions des vallées et les éboiilis.

Dépôts glaciaires. — Dans la région figurée sur notre carte géo-
logique, les glaciers n'ont eu qu'une faible étendue. Le Prat dc
Cadi (1.850 m.) S. de Estana, un grand plateau plan de 600 m.
de diamètre au milieu des escarpements de la Sierra de Cadi, est
formé par les dépôts d'un petit glacier ancien et est entouré d'un
petit amphithéâtre morainique de 5 m. de hauteur. La matière
morainique ne diffère pas des éboulis récents. Dans les vallées
assez grandes sur le versant du Cadi on observe souvent des mo-
raines riveraines qui pourtant ne sont plus fermées en aval. Nous
en avons observé des exemples S. de Bestanis et E. de Prat
d'Aguilô.

S. de C. Llato, à l'extrémité occidentale de notre carte, nous
avons remarqué un talus détritique entouré de remparts bas,
des moraines. Cependant sa hauteur est peu élevée (1.450 a
1.250 m.) et il est dominé par des montagnes de 1.600 m. seule-
ment, de sorte que nous n'attribuons cës dépôts détritiques que
sous réserve au glaciaire.

en rapport avec les moraines, sont bien développés dans le bassin
de Bellver. Elles sont couvertes d'un dépôt de gravier grossier
atteignant 1-2 m. d'épaisseur, souvent cimenté par un ciment cal-
caireux. Les galets sont d'origine purement locale et ont été ap-
portés plutôt par les ruisseaux latéraux que par la Sègre.

Il va sans dire que les cônes de déjections, amplement dévelop-
pés dans la Cerdagne, consistent exdlusivement en matière appor-
tés par des ruisseaux latéraux. Les dépôts détritiques ressemblent
assez au recouvrement des terrasses, mais ils sont beaucoup plus
épais.

Le fond des vallées actuelles est couvert de galets et de blocaux,
en moyenne plus grossiers que ceux des terrasses quartenaires.

Eboulis récent. — La Sierra de Cadi et les grands lambeaux mé-
sozoïques en avant portent de grands talus et des cônes de déjec-
tions en voie de formation. Spécialement, les calcaires raides de
l'Eocène s'éboulent fortement couvrant de talus et de cou-
lées d'éboulis les pentes plus douces du Garumnien, Ce sont les
« Canals », encore mieux développés sur l'autre versant du Cadi,
qui forment des passages bien pénibles de la montagne.

Quant aux autres cônes de déjections, qui sont très fréquents
spécialement dans tous les terrains calcaires, nous les avons figu-
rés, quand ils sont assez importants, sur notre carte à laquelle
nous renvoyons.

Avant de faire passer en revue les mouvements divers, qui ont
affecté la région, il faut se rendre compte comment les différen-
tes formations subissent l'action des mouvements orogéniques.

Les grauwackes ordoviciens assez rigides sont surmontés des
schistes carburés fins, même foliacés, du Gothlandien qui for-
ment un niveau extrêmement plastique. Ils jouent le rôle de ni-
veau de décollement de la série paléozoïque, ainsi que le Keuper
le forme fréquemment dans les montagnes mésozoïques.

Le complexe calcaire du Dévonien ne réagit pas contre la pous-
sée comme un bloc raide; grâce aux lits schisteux, ne manquant
nulle part complètement, les calcaires sont bien plissés et même
plissotés d'une façon souvent très irrégulière.

La plasticité des schistes carbonifères n'est pas très inférieure
à celle du Gothlandien. Par contre dans le terrain paléozoïque le
Carbonifère en position normale ne supporte pas d'assises plus
rigides, de sorte que son rôle tectonique se restreint à former la
surface de glissement dans les pli-failles inverses du Dévonien
charrié. En outre le Carbonifère revêt souvent les dislocations
entre le Paléozoïque et les formations plus récentes.

Parmi les porphyres permiens et leurs tufïeaux on peut distin-
guer deux types : le type normal, que nous avons signalé à l'Ouest
de la Riudolaina, qui, en état altéré, est peu résistant et bien plas-
tique; l'autre, à l'est de ce ruisseau, silicifié et chloritisé, est
beaucoup plus dur et ne paraît pas être déformé si facilement.

Partout dans notre région le Keuper a peu d'importance de
sorte que le Muschelkalk et les calcaires du Maestrichtien forment
une unité rigide, intercalée entre deux niveaux plastiques : les
schistes rouges du Trias inférieur et du Garumnien. Seulement

au décrochement du Prat d'Aguilô les schistes noirs du Trias,
que nous avons attribués au Keuper, ont formé le niveau d'un
petit décollement.

Nous pouvons passer sous silence le rôle tectonique du Ter-
tiaire, l'Eocène du Cadi et le Néogène des bassins n'étant nulle
part fortement plissés.

La région qui fait l'objet de notre étude a subi l'action de plu-
sieurs mouvements successifs, dont les plus importants sont les
suivants :

le plissement varistique ayant agi entre le Westphalien et le
Stéphanien (nommé phase asturique),

le plissement pyrénéen ayant agi en deux phases depuis le Lu-
tétien jusqu'au Ludien,

Le but que nous nous proposons d'atteindre sera de dégager
dans la structure de notre région les effets et les caractères de ces
trois mouvements. Nous commençons par la partie orientale.

La région du Dévonien et du Carbonifère
entre le torrent de Grau del Os et Canals et le Riudolaina.

Cette région est un plateau incliné, montant jusqu'à 1.700 m. et
entamé par les ruisseaux. Pour une grande partie, spécialement
à l'Est, la surface en est couverte par le carbonifère, tandis que
les ruisseaux recoupent les calcaires dévoniens (p. ex. T.te Grau
del Os).

En suivant les limites dévono-carbonifères, on voit alterner
deux directions principales, savoir : la direction N - S —
la direction ESE-ONO.

Suivant la première, le Dévonien s'enfonce à la plupart des
contacts en sens normal et à pente moyenne sous le Carbonifère
(S. de Canals, torrent de Pedra, S. de Bor, Manradas de Bor).

A d'autres endroits, par contre, les limites alignées N-S sont for-
mées par des failles (S. de Pedra et Bor, Rio del Ingle, Garravet).
Pour étudier la tectonique des plis de l'autre direction, envisa-
geons la région entre Pedra et Canals, reproduite sur la carte
spéciale fig. et sur les coupes annexes.

Dans le Serrât de Bidrole, les schistes rouges du Dévonien
moyen chevauchent le Carbonifère, séparé par une faille inverse.
On peut déduire du tracé de la limite en rapport avec la topo-
graphie que le plan de la faille doit être incliné de 25° vers le
Nord. Vers l'Est, la lèvre charriée contient des tuffeaux porphy-
riques permiens couvrant en discordance le Dévonien. Les tuf-
feaux prennent fin à la même faille. La dislocation a donc proba-
blement succédé à la formation des tuffeaux et ne peut pas être
d'âge varistique. Au sommet du Serrât de Sarset l'inclinaison des
calcaires et des schistes dévoniens est variable, mais partout elle
est dirigée vers NE. Au contact avec le Carbonifère le plongement
est de 25°. Le long du bord nord de ce massif dévonien le plon-
gement reste sensiblement le même. Entre Pedra et Riu et dans
la vallée de la Batosa entre Riu et C. Ferreras les griottes rouges
formant une bande bien marquée dans le terrain, s'inclinent
invariablement de 45 à 50° vers NE. Dans le ravin d'un petit
ruisseau à 600 m. S 20° E de Riu un petit profil est visible,
montrant nettement la disposition isoclinale et imbriquée du
Dévonien, poussé vers SO. Une petite bande de schistes carboni-
fères forment la surface de glissement (fig. 2). La coupe A-B et
coupe C-D, tracée plus loin vers l'Est, montre la disposition du
Dévonien et du Carbonifère affectés de plissements secondaires,
dirigés NO-SE, poussés et imbriqués vers le Sud.

Suivant le torrent la Batosa, le terrain paléozoïque est coupé
par la grande faille, qui limite le bassin d'effondrement de la
Cerdagne et ses dépôts miocènes remblayants. Cette faille coupe
également de petits restes du recouvrement mésozoïque qui, grâce
à cet enfoncement, ont été épargnés par l'érosion.

S. de Riu, la grande faille se bifurque et une branche se pour-
suit vers l'Ouest dans le Paléozoïque; par là, elle met en contact
le Carbonifère enfoncé et le Dévonien dont elle coupe la direction
des plis imbriqués.

En résumé, on peut distinguer dans la région de Pedra et
de Canals trois mouvements d'âge et de caractère différents :

Fig la. — Carte géologique du Serrât de Bidrole et S.at de Sarset, S. de Riu (levée par MM. D-- J. H. Westermann

un plissement varistique qui a formé des ondula-
tions régulières dirigées N-S et NE-SO, se manifestant dans la
partie sud,

un plissement ayant causé des plis isoclinaux, spéciale-
ment dans la partie septentrionale, dirigés ONO-ESE et renversés

vers le sud. Ils passent à de petits charriages du Dévonien et des
tuffeaux permiens sur le Carbonifère. Ces charriages ont donc
agi certainement pendant le plissement pyrénéen. Ils peuvent
avoir été préformés par un plissement varistique. En tout état de
cause la direction ONO-ESE est une direction pyrénéenne.

l'effondrement rhodanien, coupant par une faille
normale le Miocène et les deux lambeaux-témoins du recouvre-
ment mésozoïque. Il se poursuit également dans le Paléozoïque.

Nous verrons que ces caractères se maintiennent sur une
grande partie de la région.

La voûte dévonienne du torrent de Pedra et de Bor a bien gardé
ses caractères varistiques. Le plissement a été assez faible, a sur-
face du plateau étant couverte en partie par les couches de pas-
sage entre le Dévonien et le Carbonifère, notamment les lydiennes
et les calcaires viséens; vers l'Est et l'Ouest, le Dévonien s enfônce
régulièrement avec une pente moyenne sous le Carbonifère a part
quelques plissottements irréguliers se manifestant près du che-
min de Mata Negra à Bor. Cependant la limite nord montre un
plongement plus raide (70quot; N) passant vers l'Est dans une faille
à peu près verticale et perpendiculaire à la direction vanstique
du flanc est. La ligne de l'effondrement tertiaire se déplace entre
le ruisseau de l'Ingle et le village de Pedra en discontinuité vers
le Nord escortée par des failles parallèles. Nous croyons retrouver
une de ces failles dans la limite carbono-dévonienne qui coupe en
discordance la direction N-S des couches dévoniennes.

Dans le noyau de l'anticlinal du ruisseau de l'Ingle, les schistes
carburés du Gothlandien affleurent au milieu des calcaires dévo-
niens près de la limite du Carbonifère. Certainement cette limite
est disloquée, le Carbonifère étant affaissé et le Dévonien coupé
en deux lambeaux disloqués. C'est la faille latérale conjuguée à

Passons vers le Sud; au Manradas de Bor, le Dévonien dirigé
N-S plonge en sens normal; puis recourbant vers NO vers le ruis-
seau de l'Ingle les couches se renversent et s'inclinant de 50° ENE
couvrent le Carbonifère dans un pli-faille inverse. Le contact, dis-
loqué partout, se poursuit vers NO passant par la Sierra de Gar-
ravet et Turo del Clot de las Fonts, suivant une ligne anguleuse.
Le reste du synclinal carbonifère ne montre point de particula-
rités. Çà et là les calcaires du Dévonien et du Viséen reviennent à
la surface et le long du bord sud et ouest les calcaires s'enfon-
cent sous le Carbonifère.

Dans la Roca Foradada, un petit synclinal indique nettement
une forme isoclinale renversée vers le Sud.

La cuvette carbonifère, S. de Nas, montre la superposition d'un
plissement dirigé E-0 sur la forme générale. S. de Serrât de la
Balma, le terrain est disposé en plis aigus, tous inclinés vers le
Sud; suivant le flanc ouest, la limite dévono-carbonifère présente
une forme sinueuse duc aux plissements secondaires perpendicu-
lairement à la direction principale.

de La Molina et de C. San Romà, où le Silurien supérieur et infé-
rieur affleurent largement. Dans le fond de la vallée de ce ruis-
seau l'Ordovicien de San Romà butte contre les calcaires dévo-
niens. Nous devons y tracer une faille. Puis on doit la prolonger
vers le Nord pour expliquer la distance faible entre le Carbonifère
S. de Nas et le Gothlandien de la Molina. Malheureusement le ver-
sant droit de la vallée est couvert d'éboulis qui a empêché de sui-
vre le tracé exact de la faille, mais précisément le fait que la
pente, plus douce que les pentes calcaires en moyenne, est cou-
verte d'éboulis, indique une zone de broyage, moins résistante à
l'érosion. En outre, cette zone est située exactement dans le pro-
longement du grand décrochement dans la Sierra de Cadi suivant
lequel le Dévonien du Serrât dels Curtals s'est avancé vers le Sud.

Envisageons l'anticlinal silurien de C. San Romà. Le contact
nord entre l'Ordovicien et le Gothlandien montre la superposition
normale des schistes carburés aux schistes calcaireux à tiges de
cystidés de l'Ashgillien; les couches sont plissotées — ce qui
arrive fréquemment à ce niveau — de sorte que l'Ordovicien
émerge souvent au milieu des schistes noirs dans de petites selles,
qui ne peuvent pas être figurées sur la carte. Le flanc sud cepen-
dant est renversé et disloqué. N. de C. San Romà, les schistes goth-
landiens s'enfoncent sous le Silurien inférieur; l'Ashgillien y fait
défaut. Plus au Sud, la structure des couches plus résistantes est
plus simple : les quartzites du Llandovery S. de C. San Romà y
sont à peu près horizontaux et se prolongent dans un anticlinal
régulier dans le col S. du Turo de Ballé. Le flanc nord de cet anti-
clinal silurien assez régulier est couvert en discordance mécani-
que par le Dévonien du Turô de Ballé. En cet endroit, les calc-
schistes versicolores du Dévonien inférieur sont en contact direct
avec le Gothlandien et l'Ordovicien. Le Dévonien y forme donc la
lèvre remontée d'un petit charriage incliné de 25° vers le Nord
ayant glissé sur les schistes plastiques du Gothlandien.

Un charriage analogue, quoique inverse, se manifeste dans la
superposition des calcaires dévoniens du Puig de Montellà aux
porphyres permiens. Soit qu'on observe de loin le profil occidental
de cette montagne, soit qu'on suive sur les lieux le contact de ces
deux formations, on voit le plan d'une faille nettement s'incliner
de ± 30° vers le Nord, marquée par une brèche de friction de por-
phyres broyés et striés. L'analogie de la structure du Puig de
Montellà avec celle du Serrât de Bidrole semble indiquer que tous

les plis renversés vers le Sud sont d'âge post-permien, c'est-à-idire
d'âge pyrénéen.

Quand on traverse le ruisseau de Bestanis, on voit changer les
lignes directrices de la structure du Paléozoïque. De là émerge
sur le bord nord de la Sègre le grand batholithe granitique de Lies
et Aristot, un butoir résistant qui, certainement, a inlluencé la
direction des plissements.

Entre Martinet, Beixach et Barguja s'étend un massif dévo-
nien, divisé par (luelques synclinaux carbonifères dirigés NE-SO
et compliqués par un plissement, probablement posthume, qui a
causé les replis secondaires entre Cabiscot et Beixach et les failles
transversales dans la partie de Beixach et Barguja. En étudiant le
synclinal de C. Cabiscot-Beixach nous fûmes étonné que ce plis-
sement secondaire se restreignît à son flanc sud et que la limite
septentrionale se poursuivît en ligne droite. On pourrait aisément
expliquer ce fait en se rappelant que M. Roggeveen a trouvé une
faille entre le Dévonien non métamorphique et le granite, laquelle
prend exactement fin au point d'intersection avec l'axe du syncli-
nal en question. Cette faille s'est formée après le métamorphisme
varistique du granite; partant, elle est plus récente, probablement
d'âge pyrénéen. Ainsi la poussée qui a replié le flanc sud du syn-
clinal a épargné l'autre flanc, parce que celui-ci était à l'abri de
cette faille.

Quant aux failles transversales de Beixach et Barguja, nous les
mettrons en rapport avec l'incurvation du terrain mésozoïque et
nous les traiterons plus loin. Remarquons seulement que, dans le
Barranco de Quer, O. de C. Vima, le Dévonien recouvre nettement
le Carbonifère par un contact un peu disloqué et incliné de 40° au
Nord.

Dans la region anticlinale de Bar et de Toloriu, deux directions
tectoniques se manifestent. La direction originale, partant varis-
tique, est sans doute SO-NE, comme l'indique l'orientation géné-
rale des limites près de Bar; l'autre NO-SE, d'âge pyrénéen, se
manifeste dans la direction du Gothlandien renflé O. de Toloriu
et dans la tectonique en détail entre Bar et Arenys. Cette région-ci
est occupée de bancs de quartzite du Llandovery séparés par des
paquets de schistes noirs, dirigés en général SE-NO et plongeant

en moyenne de 40-45° vers le Sud (!) Près de la limite avec le Dé-
vonien, ces bancs s'enfoncent au moyen d'une forte flexure ou
d'une petite faille sous les calcaires. Probablement le nombre des
bancs de quartzite affleurants a été augmenté par une structure
imbriquée. Nous avons rencontré des failles plongeantes vers le
Sud au-dessous du banc de conglomérat de Bar et dans les
quartzites N. de Bar (fig. 3).

Le Gothlandien du flanc sud a été étiré pour une grande partie.
Près de C. Hostalnou, cette formation ne comprend plus que quel-
ques dizaines de mètres de schistes noirs. Les quartzites et les
bancs calcaireux y font défaut. Egalement, il manque une grande
partie du Dévonien. Tout près de la bande gothlandienne de l'au-

tre côté de la Sègre Roggeveen a constaté un lambeau du Carboni-
fère limité par une faille laquelle se produit tout près de C. Hos-
talnou. Au sentier, le long du ruisseau de Ouer, la bande gothlan-
dienne est réduite à rien et une petite vallée de 10 m. de largeur
contenant quelques fragments de schistes ferrugineux indique
l'endroit du Gothlandien étiré.

Le renflement du Gothlandien O. de Toloriu est certainement
causé par le même mouvement qui a redressé les bancs de quart-
zites près de Bar. Mais à Toloriu, les schistes noirs prédominent
qui ne donnent pas tant d'indications pour reconnaître la struc-
ture tectonique. Néanmoins, il nous paraît que le Gothlandien et
les calcaires superposés forment un anticlinal déjeté vers le Nord,
le flanc Sud plongeant de 20-30°, le flanc nord près de la Sègre
étant à peu près vertical, passant à la position renversée.

Le flanc nord de cet anticlinal dirigé E-0, mais à plongement
axial important est coupé par une faille inverse, mettant en con-

tact le noyau avec le granite. Dans le llanc sud, un mouvement
relatif vers le Nord est attesté par de petits plis-failles dans la
même direction (fig. 4).

LA PARTIE MERIDIONALE DE LA REGION
LE TERRAIN POST-VARISTIQUE ET SES RAPPORTS
AVEC LE TERRAIN PRE-VARISTIQUE

La Sierra de Cadi forme le flanc septentrional du géo-synclinal
sud-pyrénéen et le revêtement direct et régulier du bombement
paléozoïque des Pyrénées. Ce revêtement discordant, dirigé E-O,
parallèle à l'axe de la montagne, débute S. de Seo avec une série
de grès et schistes charbonneux contenant une flore du Stépha-
nien moyen.

Le Stéphanien cependant s'amincit assez vite et S. de Barcelo-
neta nous n'en avons vu que des traces charbonneuses au dessous
des porphyres. Par suite, dans les limites de notre carte, la série
recouvrante débute partout avec les porphyres permiens assez
plastiques montrant une mauvaise stratification. 11 en résulte que,
nulle part, nous n'avons si clairement vu la discordance varistique
comme l'a figuré M. Schmidt, S. de Seo. La série recouvrante, nous
l'avons montré déjà, va du Permien jusqu'à l'Eocène, mais elle est
incomplète. D'ailleurs, les puissances de toutes les formations
vont en se diminuant de l'Ouest vers l'Est et du Sud au Nord.
Nous passons sous silence l'Eocène dont nous ne connaissons pas
le sommet dans notre région. Des autres formations nous résu-
mons ici les puissances dans un tableau d'assemblage :

L'amoindrissement des calcaires triasiques ne peut pas être
attribué exclusivement à une érosion pré-sénonienne, parce que
les étages inférieurs s'amincissent autant que les étages supé-
rieurs. Quand on rétablit le recouvrement triasique marin sui-
vant la ligne Canal Baridana-Plà de Torres, en tenant compte
de l'amincissement de la formation, il est complètement aminci
à 10-12 km. Nord du Cadi. Le Crétacé y a disparu également sur
une distance de moins de 24 km. Il nous paraît donc vraisembla-
ble que le revêtement sédimentaire, s'étant aminci assez vite, n'a
pas recouvert la zone axiale des Pyrénées orientales. D'autre part,
il paraît possible que le géosynclinal sud-ipyrénéen s'est augmenté
en profondeur assez rapidement vers le Sud; ce qui expliquerait
l'existence d'une série plus complète, comprenant également le
Lias dans la dite série de Pedra Força, sans avoir recours au
grand charriage que M. Jacob c. s. y recherchent.

L'amincissement du Trias marin vers l'Est jusqu'à sa dispari-
tion complète au Coll de Pandis pourrait être causé exclusive-
ment par l'érosion pré-sénonienne, parce que nous n'y connais-
sons pas les assises supérieures. Mais la diminution du Sénonien
jnême doit avoir une cause primaire. Au delà du Coll de Pandis,
vers l'Est, la série totale devient de plus en plus complète, englo-
bant selon les feuilles de L'Hospitalet, Prades et Céret, le Trias
à moins de 2 km., le Sénonien inférieur dans la vallée de la
Muga, même le Lias à Figueras. Un changement de puissance ana-
logue de la série, mais à un plus haut degré, paraît se passer dans
la série de Pedra Força. Dans la vallée de la Sègre, en aval de Seo
et S. du point où le recouvrement de la série du Cadi prend son
maximum d'épaisseur, les calcaires du Crétacé inférieur sont lar-
gement développés dans les gorges d'Organa; dans la terminaison
orientale de la série de Pedra Força, près de Pobla de Lillet au
Sud de la zone où la série du Cadi est peu puissante et incomplète,
la carte de M. Astre (Jacob, c. s., 1927) figure le Campanien re-
couvrant le Liasique sans intermédiaire du Crétacé inférieur. La
mer sud-pyrénéenne n'a donc pas été un golfe simple, mais se
divisait en des bassins profonds, séparés par des seuils ou
des îles.

La serie de la Sierra de Cadi plonge très régulièrement en sens
normal vers le Sud. Dans le paquet supérieur, en majeure partie
calcaire, du Mùschelkalk à l'Eocène l'inclinaison comporte de 20
à 40°, en moyenne de 25°. Dans le paquet inférieur par contre,

formé des porphyres plastiques et des schistes et grès bigarrés,
l'inclinaison est plus grande, sans que nous ayons jamais observé
de discordance angulaire entre les deux parties.

Aussi l'inclinaison dans le paquet inférieur — seulement bien
visible dans les schistes et grès rouges — montre une variation
beaucoup plus grande en direction E-0 que dans le paquet cal-
caire. Elle comporte entre Coll Idabansa et le Puigrodon de 30-50°,
I)uis s'aplanit S. du Call Pubill, où les porphyres de ce massif
s'unissent avec ceux du Cadi. Au delà, la pente gagne continuelle-
ment, atteint i)resque la position verticale entre Estana et Bes-
tanis, s'aplanit de nouveau en s'inclinant sous l'accident de Prat
d'Aguilô. A l'Est de cette faille, la bande du Permotrias paraît
fortement amincie. Certainement la série y est moins épaisse,
d'autre part, elle n'affleure pas en totalité, étant coupée par une
faille au contact avec les porphyres silicifiés.

Abstraction faite de l'accident de Prat d'Aguilô, le paquet cal-
caire du Cadi se poursuit continuellement. Seulement nous avons
constaté de ]jetits bombements du Muschelkalk et du Sénonien
O. de Serrât de S. Jaunie et E. de Serrât de Curtals, une petite
faille transversale au Coll de Pandis s'éteignani tous dans le Trias
inférieur et le Garumnien.

La limite du Porphyre et du Paléozoïque au pied du Cadi suit
à l'Ouest de Bestanis les bords nord d'un alignement de vallons
séparés par de petits cols, entamés dans les porphyres peu résis-
tants. Le plan de contact n'est que rarement mesurable, mais le
tracé du contour en rapport avec les courbes de niveau indique
que la surface de discordance est fortement inclinée. Ce n'est que
dans un vallon à 400 m. O. de Bestanis, que nous avons aperçu
les conglomérats de base des porphyres en contact à peu près ver-
tical avec les schistes gothlandiens. Seulement entre Canal Bari-
dana et le Call Pubill les porphyres reposent sur le Silurien avec
un contact subhorizontal ou peu incliné.

E. de Bestanis, sur le versant ouest du Puig de Montellà, le plan
de contact est disposé de 80° S. jusqu'à la côte L750 m. où il
passe à la surface de charriage, plongeant de 35° N. suivant la-
quelle le Dévonien couvre les porphyres. Dans l'entame du ruis-
seau de Pi, nous avons observé un contact vertical.

C'est donc à l'Ouest du Puig de Montellà que les porphyres but-
tent par des contacts généralement à pentes raides contre le Si-
lurien, pour la majeure partie contre les schistes plastiques du

Gothlandien. Ceux-ci seront donc sensiblement renflés. Aussi vers
Bestanis la bande gothlandienne s'élargit-elle très rapidement
contre les porphyres; également S. de Estana, où unfe bande goth-
landienne assez mince s'élargit brusquement en occupant tout
le terrain au pied du Cadi entre Estana et Querforadat.

Au delà, vers O. le renflement est moins visible. L'Ordovicien
dont l'épaisseur normale est inconnue, forme en partie le sou-
bassement de la série du Cadi.

Au Puig de Montellâ, et au delà vers l'Est, le Dévonien, abstrac-
tion faite du charriage, vient butter par des contacts raides contre
les porphyres silicifiés. Ils forment ensemble un bloc rigide qui
a agi sur le Permotrias plus plastiques, dont l'épaisseur visible
est sensiblement amincie.

La Sierra de Cadi est coupée dans toute sa largeur par une
faille diagonale, dirigée N-S et NE-SO, suivant laquelle le côté
oriental est déplacé vers le Sud ou le Sud-Ouest. Le plan de la
faille est incliné vers l'Est plongeant probal)lemenl de 20 à 40quot;.
De là résulte que la lèvre orientale lente de chevaucher sur l'autre
côté et que la faille est intermédiaire entre un décrochement et
un chevauchement. Puis le plan de la faille est coupé par des fail-
les longitudinales et verticales, l'une bien nette et importante,
limitant au Nord le Prat d'Aguilô, l'autre plus petite S. de C. Frare,
dont nous ne connaissons pas si bien le caractère. On obtient un
aperçu magnifique de la superposition des deux lèvres en se pla-
çant sur l'éperon du Prat d'Estenedô O. de Prat d'Aguilô et en
étudiant le profil du versant raide O. de Prat d'Aguilô. En grande
partie, notre coupe provient de ce profil. Par lui-même, ce profil
ne donne pas une idée complète et compréhensible des caractères
tectoniques, de sorte que nous avons préféré construire une coupe
verticale dirigée N-S et projeter sur ce plan des coupes paral-
lèles tracées plus loin vers E. Il en résulte une coupe synthétique
contenant quelques éléments hypothétiques, par exemple la hau-
teur du tracé du plan de charriage du Dévonien sur la série méso-
zoïque, mais la structure totale devient mieux compréhensible que
par une longue description.

Nous y voyons deux séries complètes consistant en Dévonien
couvert en discordance par la série du Cadi, l'une chevauchant
sur l'autre.

La série en place. — Envisageons la série en place, commen-
çant au Nord. Le Puig de Montellâ est charrié sur les porphyres
permiens, ainsi que nous l'avons signalé déjà. Ce massif appar-
tient à la lèvre occidentale, étant séparé de la lèvre chevauchante
par la faille qui se ])oursuit le long du versant E. du Riudolaina.

Le contact des porphyres avec le Permotrias n'offre au-
cune particularité; mais la formation rouge a tant diminué
en comparaison de sa puissance plus à l'O. (jue nous sommes
obligé de supposer l'existence d'une faille que nous avons
tracée provisoirement suivant cette limite. Plus loin, vers l'Est,
le contact des porphyres et des schistes montre des ondula-
tions plus compliquées que nous n'avons pu figurer sur la carte.

Le Muschelkalk inférieur est en position remarquablement
plane. Cependant les calcaires bleus du Muschelkalk supérieur,
séparés des calcaires sous-jacents par des schistes charbonneux
plastiques, sont fortement retroussés et plongent jusqu'à 70° vers
le Nord. Cela indique que la ligne d'affleurement de ces calcaires
n'a pas été beaucoup éloignée du plan de charriage (fig. 5).

La partie inférieure des calcaires maestrichtiens est retroussée
à la verticale, les assises culminantes plongent fortement contre
la faille verticale. Quelques lentilles de schistes garumniens se
sont encore conservées.

Ladite faille a abaissé sa lèvre méridionale sur une distance de
200 m., de sorte que de l'autre côté de la faille le Garumnien vient
en contact avec la série charriée. Les retroussements des bancs

calcaires alternant avec les schistes plastiques y sont magnifiques.
Plus loin, la faille principale paraît s'éteindre là où les assises
garumniennes des deux séries vont se toucher.

La série charriée. — Nous avons pu suivre nettement la
superposition des calcaires dévoniens aux porphyres sur le ver-
sant est de la Riudolaina. Au fond de la vallée de ce ruisseau, le
contact est à peu près vertical, mais au dessus du chemin de Nas
il change brusquement en un plan de charriage, doucement in-
cliné. Une brèche de friction suit le contact, composée de frag-
ments du Dévonien et de porphyres broyés et d'une brèche de
quartz blanc. Vers le Sud, le contact reste au même niveau, mais
le plan de la faille paraît s'incliner plus vers l'Est. De petites
sources y surgissent. A la Madastre, la ligne de faille quitte sa
vallée ct va suivre un autre affluent de la Riudolaina. Nous
n'avons pas pu observer si ce détournement est dû à une faille
transversale ou simplement à l'influence de la topographie. Puis
le Trias et le Crétacé s'enfoncent sous le plan de poussée, qui
butte ensuite contre la faille verticale dirigée E-0. L'affleurement
du plan de charriage s'y déplace sur une distance de 1.250 m. vers
O., ce qui correspond, en tenant compte du relief et du rejet de
la faille verticale de 200 m. à une inclinaison de 18quot; vers E.

Le porphyre et les schistes rouges se sont fortement étirés et
retroussés en plis couchés. Les calcaires du Mùschelkalk n'ont pas
pu suivre ce renversement plastique et ont été fracturés et dis-
loqués à l'inflexion.

Nous n'avons pas observé d'incurvations dans le Mùschelkalk
supérieur et dans le Crétacé; la superposition devient plus régu-
lière et la dislocation paraît se perdre dans le Garumnien des deux
séries superposées. Néanmoins nous croyons pouvoir la pour-
suivre dans l'Eocène. O. de Font Fordera la crête de la Sierra de
Cadi montre un ensellement qui, au versant sud, se poursuit dans
un ravin, dirigé NE-SO, nommé Els Curtils. Par là, il passe une
faille qui forme le prolongement de la dislocation de Prat
d'Aguilô. La lèvre charriée est coupée par une série de petites
failles, figurées sur la carte, dont il est difficile d'évaluer la valeur
et le rôle de chacune dans le mouvement total.

A Prat d'Aguilô nous sommes en face d'un
décrochement, combiné de char ri age de la par-
tie orientale vers le Sud. Il est donc probable que la
poussée qui l'a effectué a été dirigée également vers le Sud.

Le terrain post-varistique du Call Pubill et Serra del Coll de
Sé, du Plà de Torres et du Serrât Mosbé sont des restes du recou-
vrement sédimentaire, amincissant vers le Nord, du massif axial
des Pyrénées. Ces parties ont été conservées par l'érosion grâce
à l'effondrement d'une zone dirigée E-O et grâce à deux ondu-
lations de l'axe synclinal de la Sierra de Cadi. L'axe de l'incur-
vation occidentale débute au pied du Canal Baridana et passe
par le sommet du Call Pubill et O. de la Serra del Coll de Sé au
Plà de Torres. Les faits suivants prouvent son existence :

Le Permotrias en bas du Canal Baridana est moins incliné
que plus loin vers E. et vers 0.

Les tufïeaux du Cadi s'unissent avec ceux du Call Pulbill for-
mant un recouvrement assez plan du Silurien de l'anticlinal
du Puigrodon.

Le Crétacé entre Querforadat et C. Pubill forme un périsyn-
clinal dont le noyau : l'Eocène du Call Pubill, a été conservé
par l'érosion.

Le Trias et le Crétacé de la Serra del Coll de Sé s'inclinent
vers 0. et non vers S.

11 est vraisemblable que le Serrât Mosbé correspond à l'autre
incurvation qui n'est pourtant pas si nette que celle du Call Pu-
bill; car le Trias et le Crétacé, les seules assises à stratification
bien visible plongent régulièrement au Sud.

Il existe une différence frappante entre la limite nord de cette
zone mésozoïque et sa limite sud. Au Nord le contact bien sinueux
se pose partout entre les porphyres et le Paléozoïque; le contact
sud, au contraire consiste en failles nettes et rectilinéaires qui
juxtaposent toutes les formations recouvrantes au Paléozoïque.

Suivons le bord nord en commençant à l'Est à la Serra de
Badrans. On est loin d'y trouver une superposition normale. Le
Dévonien y recouvre, il est vrai sur une faible distance, les por-
phyres permiens. Et l'extrémité de la bande porphyrique est en
])osition d'un synclinal couché, ouvert au Sud dont le noyau est
occupé par un lambeau de Permotrias rouge. Passant vers l'Est
le contact se redresse au vertical suivant le torrent de C. Vinyolas.
Le bord nord de ce ruisseau est dominé par une paroi raide for-
mée de calcschistes, extrêmement plissotés, du Dévonien inférieur

et couronnés par des calcaires bleus, courbés en plis aigus. Au
contact même avec les porphyres on voit des lentilles de
quartzites carbonifères, souvent ferrugineuses, pincées contre le
Dévonien. Ce contact est certainement disloqué; le Permien s'est
enfoncé et le Dévonien s'est refoulé contre lui. Au col entre le
Plà de Torres et la Serra de Sé les porphyres ont à peu
près disparu, enfoncés sous les grès permotriasiques. La tecto-
nique s'y complique en détail, car on voit des plis aigus du cal-
caire dévonien émerger au milieu des tufîeaux. Vers l'Est, le
contact devient plus tranquille. Tandis que la dislocation se pro-
longe dans la limite dévono-carbonifère, les schistes du Culm
s'enfoncent en sens régulier sous les porphyres. Il semble y exister
une concordance parfaite. N. de C. Barguja il se forme un petit
anticlinal et deux synclinaux. De même cette concordance appa-
rente se poursuit le long du massif de Serrât Mosbé. Partout le
Carbonifère ou le Dévonien s'enfoncent à pentes raides sous le
Permien. Puis la limite du Dévonien et du Carbonifère suit d'une
façon remarquable les contours du Permien, de sorte que nous
devons rattacher le synclinal secondaire de C. Vima, la faille
transversale de Beixach et le changement de direction au SE de
Beixach à l'enfoncement du lambeau mésozoïque. La position des
porphyres entre Beixach et Villech ressemble beaucoup à celle
du torrent de Vinyolas. Les tuffeaux affleurent dans le fond du
ravin profond du torrent de Villech, dominé par les calcaires
dévoniens. Tout de même ceux-ci ne sont pas si plissés. Au bord
nord de ce ruisseau, près du Tosal de Villech, un petit lambeau
de Trias (Trias inférieur et Muschelkalk) paraît enfoncé entre les
calcaires dévoniens.

Au Sud la zone mésozoïque est coupée en lignes droites par
des failles nettes qui influencent très peu l'allure des couches
adjacentes. Seulement entre Cava et C. Pubill la faille est suivie
par une bande de porphyres et S. du Call Pubill de minccs
paquets de Trias y sont enserrés (flg. 6). Plus vers l'Est cepen-
dant la ligne des failles est bien tranchante, changeant plusieurs
fois brusquement de direction. La dislocation se continue dans le
te terrain paléozoïque à l'Elst de Villech, .mettant en contact l'Or-
dovicien et le Dévonien supérieur; ensuite elle se ])oursuit dans le
Turô de Canal, suivant une mince bande gothlandienne et prend
fin dans le Silurien de C. S. Romà.

Cet effondrement méridional suivant Cava, Estana, Villech et
Casa Romà est d'allure jeune et tout à fait comparable à celui du
bassin de Bellver et de la Cerdagne, auquel il se relaie et dans
lequel on reconnaît les mêmes directions. Nous croyons donc que
cette faille est posthume au plissement pyrénéen et qu'elle a agi,
comme celle de Bellver jusqu'après le Pontien.

Le rejet de l'effondrement atteint son maximum près de la
faille-limite méridionale; vers le Nord des failles secondaires à
rejet compensateur coupent les lambeaux. Dans le Serrât Mosbé
se laissent poursuivre deux failles ininterrompues à lèvres méri-
dionales abaissées; dans l'autre massif par contre, le paquet cal-

caire du Muschelkalk et du Maestricbtien N. de Querforadat est
coupé par une série de petites failles s'éteignant toutes dans les
schistes plastiques du Trias inférieur et du Garumnien. Aux en-
virons de Cava les contacts anormaux suivent la direction des
couches ct tentent de dislo(iucr les assises moins résistantes : le
Trias et le Garumnien.

Le lambeau mésozoï(iue du Plà dc Torres a une struclure assez
simple; il ne comprend que le Trias ct (lue des traces des con-
glomérats crétacés. Les por])hyres y manquent complètement.
Il est affecté par dc faibles ondulations et s'enfonce un peu dans
le Dévonien.

Plus loin, vers l'Est, le recouvrement s'est maintenu dans le
lambeau de la Mata Negra qui montre exactement la même dis-
position que le Serrât Mosbé. Les porphyres et les calcaires maes-

trichtiens surmontants — le Trias y manque, comme plus au
Sud dans le Cadi — s'inclinent vers le Sud et se terminent contre
le Paléozoïque suivant une faille dirigée E-O.

Entre Bor et Urùs au milieu du Néogène de très petits restes
mésozoïques se présentent coupés au Sud par les failles jeunes.

Les anciens auteurs depuis Dufrénoy (1830-38) et spécialement
Depéret et Rérolle (1885) ont fort bien observé que les couches
du Mio-Pliocène du bassin de Bellver et de la Cerdagne sont incli-
nées d'une manière constante vers le Sud. Ces auteurs ont ratta-
ché cette inclinaison à celle des couches plaisanciennes en Rous-
sillon et à un soulèvement de la chaîne des Pyrénées, spéciale-
ment du massif du Canigou et de la chaîne des Puigmals. Cette
inclinaison qui est bien visible le long du bord méridional du
bassin de Bellver et de la Cerdagne française, y est généralement
dirigée vers l'extérieur du bassin, un fait sur lequel M. Men-
gel (1910) a appuyé; elle est donc certainement d'ordre tecto-
nique. C'est pourquoi nous sommes étonné, qu'on ait donné si
peu d'attention au contact du Tertiaire avec la bordure paléo-
zoïque. Seul M. Astre (1927) a étudié ce contact dans le torrent
de Pi et en a dressé la coupe. Nous insérons ici la nôtre du même
endroit (fig. 7) dont le point essentiel ne diffère pas : un contact
presque vertical, parallèle à la direction du Paléozoïque. Mais
il sera possible de modifier son interprétation, suivant laquelle
le contact de toutes les formations lacustres correspondrait par-
tout à une discordance purement sédimentaire. Cela voudrait dire
que le « lac de Bellver et de la Cerdagne » aurait eu jusqu'à la
fin de son comblement des bords à pentes à peu près verticales
qui pourtant sont inexistantes dans la nature. Même, si par une
faille pré-miocène un escarpement avait existé au bord du lac,
l'érosion aurait attaqué fortement cette paroi pendant le remplis-
sage et aurait produit des pentes plus douces. Un examen attentif

pourtant nous a convaincu que partout en Cerdagne et à Seo les
limites entre le Néogène et la ceinture paléozoïque sont consti-
tuées par des failles formées après ou pendant la sédimentation.

Suivons cette faille limite. Dans l'entaille des ruisseaux de
Riudolaina, de Pi et del Ingle la faille est dirigée E-O; elle est
verticale ou bien penchée fortement vers le bassin. Les couches
de l'assise supérieure inclinées de 5-10° vers le Sud, s'y arrêtent
net, comme il est très bien visible au soubassement du Serrât de
Nas.

Aux entailles des ruisseaux la faille est entamée par places par
de petits ravins (Serrai de Nas); sur les plateaux elle peut être
indiquée par une faible dépression (voir fig. 7).

Entre le torrent de l'Ingle et le village de Pedra la dislocation
principale se déplace en discontinuité vers le Nord par l'intermé-

Fig. 8. — La faille-limite
du bassin de la Cerda-
gne près de Nahuja,
vue de l'Est.

diaire de petites failles en coulisses. Entre Bor et Pedra elle coupe
non seulement le Tertiaire, mais aussi le lambeau mésozoïque de
cet endroit. Cette faille a fixé le cours du ruisseau de Riu (la
Batosa), coulant E-O, direction exceptionnelle dans le bassin.
Dans sa vallée les argiles ponliennes, fortement disloquées, sont
entamées. Novis y avons mesuré une direction de N 75°E, 73°S.
Un ])eu vers le Nord les argiles plongent dans l'autre sens
(N 83°E, 43°N) et sont coupées par une petite faille dont la lèvre
méridionale est abaissée. C'est une répétition en détail de la
faille traversant le plateau du Serrât Mosbé.

Au Sud de Urûs la faille-limite passe de la direction E-O net-
tement à SO-NE. Au point d'intersection un petit lambeau méso-
zoïque est épargné par l'érosion. Cette zone, où la direction du
bassin d'effondrement change, est toujours une région faible où
les mouvements tectoniques ont persisté dans le Quaternaire.

Ils y ont formé des bombements et des failles que nous décrirons
dans un chapitre suivant. Le terrain dévonien SE de Urùs éga-
lement a été disloqué d'une telle manière que les lignes direc-
trices n'y sont plus visibles.

Entre Urùs et Alp les sédiments tertiaires, couverts d'al-
luvions quaternaires n'y affleurent que rarement, mais les mines
de lignite de Das permettent d'étudier la formation. Dans la pre-
mière mine N. de Das les couches lignitifères et l'assise sus-
jacente plongeant invariablement N 25° E, 55° O, indiquant une
forte inflexion du bassin. Le contact cependant avec le Paléozoï-
que n'y est pas atteint.

A Vilar, le Mio-Pliocène apparaît de nouveau. Les couches y
plongent de 15° en moyenne vers le Sud ou le Sud-Ouest. O. de
Quexans le chemin de fer et la route de Barcelone sont entaillés
dans des argiles et sables clairs qui, penchés de 15 à 40° en direc-
tion sud doivent butter contre le Silurien.

Dans la Cerdagne française la faille-limite est très nette, grâce
au ravinement du terrain tertiaire. Depuis Osséja jusqu'à Sainte
Léocadie elle garde la direction N 35° E. Elle est marquée par
une ligne de petits ravins et d'ensellements sur les plateaux. Par
toute sa longueur la faille est marquée par une bande de brèches
tectoniques, de schistes siluriens, transformés en un débris argi-
leux et foliacé d'une couleur gris-clair, qu'on observe de loin dans
le terrain. A quelques endroits, comme S. de Palau, la faille se
dédouble; les couches culminantes buttent contre une faille plus
méridionale que celles entamées au fond des vallées. Les couches
s'inclinent en moyenne de 10 à 20° vers l'extérieur du bassin, en-
core davantage çà et là le long de la dislocation. En général la
faille paraît être verticale, mais au-dessus de Nahuja nous avons
observé une pente de 60quot; vers SE. (fig. 8).

Entre Err et Llo la zone fracturée se continue dans le Paléo-
zoïque suivant deux ravins remplis de brèche gris-clair cl atteint
de nouveau le Tertiaire au bord oi)posé de la Sègre. Le Tertiaire
y est moins enfoncé et situé à un niveau de 200 m. i)Ius élevé.
Néanmoins les caractères tectoniques restent les mêmes. Le long
de la route nouvelle de Llo à Eyne la zone de broyage est très
bien visible (fig. 9). On y voit les couches argileuses du fond du
bassin contournées en maints plissements et englobant de grands
fragments du Silurien. Au-dessus de Llo, les marbres dévoniens
forment dans la continuation de la faille méridionale un escar-

Le Tertiaire entre Saillagouse et Eyne forme le soubassement
du plateau de Eyne et du Col de Rigat, qui se poursuit en celui

dislocalions : l'une N. de Saillagouse, enlaméc trois fois par la
grande route, l'autre, j)robablcmcnt dirigée suivant la Sègre
(lig. 23).

Le long du bord septentrional du bassin la direction E-0 pré-

du Col de la Percha. Ses pentes raides au-dessus de Saillagouse,
qui montent au plateau, ont été préformées par des failles. C'est
une « Bruchlinienstufe » un escarpement de faille suivant deux

domine. Une seule zone fracturée unit la limite du Tertiaire au
Col de Rigat avec celle reconnue aux mines de Estavar, qui se
prolonge dans l'ensellement au Nord de la montagne du château
de Llivia.

Entre Llivia et Bolvir le terrain est couvert de dépôts morai-
niques, couvrant le Tertiaire et les affleurements rares du Néo-
gène ne suffisent pas à tracer les failles. Mais le cours de la
Sègre indique que les sens directeurs des failles doivent être
NE-SO. et E-O. Au contraire, entre Bolvir et Olopte, le contact
tectonique du Tertiaire avec le Paléozoïque est nettement visible.
Les argiles rutilantes et les graviers y plongent 5-15° vers le Sud,
c'est-à-dire vers l'intérieur du bassin, mais tout de même le con-
tact est disloqué. Le long du chemin vicinal de Ger à Maranges
dans le ravin du torrent Coma Cortat au-dessous de Greixa on

Profil de la route de Ger à Maranges près de Greixa.
Longueur approximative : 70 m.

peut toucher le contact; nous en reproduisons la coupe (fig. 11«).
On y voit une série de failles verticales se continuant vers le N.
jusqu'à Greixa coupant les alluvions tertiaires, inclinées réguliè-
rement vers le Sud et les mettant en contact avec le Silurien, for-
mant entre l'enceinte paléozoïque et le Tertiaire un contact en
gradins. Ceux-ci sont couverts d'assises en majorité très gros-
sières et appartenant à la partie la plus récente de la série et
non pas aux couches basales, cc qui rend probable que les failles
ont été form ees pendant la sédimentation terminale et non pas
après (fig. lligt;). Dans les affleurements ravinés au-dessus de Ail
on voit de nombreuses dislocations partout verticales. Nous avons
mesuré N 110°E, 80°S et N 140°E, J, .

Le petit défilé de la Sègre entre le Tossal de Isobol et le Turô
de Valltarga, qui lie le bassin de la Cerdagne avec celui de Bellver,
a été préformé par deux failles se coupant l'une l'autre. Les cal-
caires du Dévonien inférieur dont le Turô de Valltarga est formé

ne peuvent être mis en rapport normal avec les calcaires du Dé-
vonien supérieur et les scliistes du Carbonifère du Tossal de
Isobol. Cependant ces failles, préformées à une époque plus re-
culée, doivent avoir fonctionné
pendant l'efTondrement et se
sont fait sentir encore pendant
Jnbsp;le Quaternaire.

Greixa. — P: paléozoïque; ct le Silurien.
a. : lignites et argiles gras-
ses; b. : argiles 'blanches;
c. : sables l)lancs; d. : argi-
les rutillantes et cailloutis
grossier.

Les failles de l'eifondrement post-pontien ne sont pas apaisées
dans le Quaternaire; les hautes terrasses de Bellver s'inclinent de
quelques degrés vers le S. et dans le bassin de la Cerdagne la par-
tie méridionale a été comblée par des dépôts diluviens plus consi-
dérables que le bord nord. La région cependant où les mouvements
quaternaires se manifestent d'une telle façon qu'on est justifié
de les traiter dans un chapitre de la tectonique, est la partie entre
Valltarga, Riu et Urùs, où la direction O-E du bassin de Bellver
change en la direction SO-NE du bassin de la Cerdagne. Une haute
barrière, formée par la colline de Torellas (1.305 m.) et la butte
de Valltarga (1.166 m.) sépare la plaine de la Cerdagne et celle
de Bellver et évoque l'idée de deux bassins correspondant à deux
lacs distincts, idée que M. Astre (1927) a formulée.

Mais selon nos observations cette séparation est d'un âge très
récent et a été causée par un bombement, accompagnée de dislo-
cations qui ont même affecté l'assise des conglomérats grossiers
siciliens qui couvrent en discordance les dépôts mio-pliocènes.

sur lequel on est prié de suivre les rapports des contours des
conglomérats pliocènes avec les courbes de niveau (fig. 12).

Le plateau de Urùs est couvert d'une carapace continue de
conglomérats cimentés qui suit les ondulations du terrain. Les
ruisseaux n'ont pas réussi à couper ce revêtement, sauf le ruis-
seau O. de Urùs. Pourtant en suivant le bord nord de ce pla-
teau O. (le Urûs on voit la carapace se disloquer. Elle monte

Fig. 12. — La terrasse disloquée entre Unis et Prats suivant les failles de
Torrellas et de Castellar et la flexure intermédiaire. Les lignes interrom-
pues indiquent les tracés approximatifs des failles.

jusqu'à la crête du Co(llada) de Castellar (1.318 m.); là elle est
coupée brusquement; les limons rouges sous-jacents affleurent et
il faut descendre de 40 m. pour retrouver les conglomérats cimen-
tés. De là ils remontent jusqu'à côte 1296, s'infléchissent forte-
ment dans le vallon d'un ruisseau et atteignent ensuite le Co. de
Torrellas (1.305 m.). Le versant nord de cette crête est un escar-
pement, formé par la faille qui y coupe les conglomérats; en des-

Cendant de 80 m. jusque dans le ruisseau de Prats on rattrape
l'assise, qui monte de nouveau d'une vingtaine de mètres (fig. 13).

La forme de cette carapace ne peut pas être attribuée à des
conditions sédimentaires de dépôts de delta. La continuité a été
rompue et les inclinaisons sont dirigées vers le bord du bassin.
Cette disposition doit avoir été provoquée par des mouvements
tectoniques qui ont effectué ces penchants vers l'extérieur du
bassin, séparés par une ilexure et deux escarpements de failles,
de Castellar et de Torrellas, (jui suivent en direction courbée les
alignements des bassins.

Dans les mines de Sampsor et dans les argiles, entamées par
la route de Valltarga et de Prats entre côte 1147 et Prats on
observe la particularité que les couches ne plongent pas, comme
d'habitude, vers le Sud, mais qu'elles s'inclinent vers l'Est. Nous
avons attiré déjà l'attention sur l'existence des failles dans 'e
défilé de la Sègre S. de Isoboi, suivant lesquelles le Dévonien de
la butte de Valltarga a surgi au dedans des limites de l'effondre-
ment et affleure au milieu du Tertiaire.

La zone où la direction NE-SO de l'effondrement passe à l'ali-
gnement E-0 de celui de Bellver est, de toute évidence, une zone

faible et instable, dont les mouvements se sont fait sentir récem-
ment. Ce qui l'indique c'est que S. de Prats nous avons vu une
fissure béante d'un demi-mètre de diamètre. Les mouvements ver-
ticaux y ont été plus intenses qu'ailleurs, car dans le coin des
deux failles croisantes le revêtement mésozoïque a été conservé.
En outre, des mouvements horizontaux faibles qui ne se mani-
festent pas inévitablement dans un bassin d'effondrement linéaire,
se découvrent seulement dans une zone de changement de direc-
tion, car chaque mouvement horizontal et différentiel a tendance
à changer l'angle entre les deux directions. Et chaque change-
ment y est suivi de bombements ou de tassements.

Quant à la Cerdagne, un mouvement quaternaire a tenté de
diminuer l'angle du bassin et a causé un bombement dont on
atteindrait le maximum suivant le bord nord; tout comme si l'on
tâcherait de tordre un morceau de papier dans son propre plan.
Ici cependant la carapace cimentée, située au-dessus de limons
])lastiques, s'est cassée suivant des failles courbes parallèles aux
deux directions du bassin et s'est divisée en une série d'écaillés
soulevées, formant de faibles crêtes parallèles à la limite du bas-
sin. La roche paléozoïque à l'intérieur de l'angle s'est soulevée
également et le lignite avec elle.

Le plissement principal dans la vallée de la Sègre ainsi que
dans toute la chaîne des Pyrénées a eu lieu dans la phase astu-
rique après le Westphalien. Le Stéphanien S. de Seo de Urgel
couvre en discordance le terrain plissé de la zone axiale y compris
le Viséen. Une flore westiphalienne dans la zone axiale a été
recueillie par Roussel (1904) à Aguirô S. de la Maladetta. La pré-
pondérance de la phase asturique dans les Pyrénées a été recon-
nue pendant les dernières années, spécialement après que M. DÉ-
lépine (1931) eût revisé l'âge des schistes de Mondette (Ariège),
Ces couches, antérieures au plissement varistique et soi-disant
permiennes, appartiennent en réalité au Carbonifère inférieur.

Le terrain, paléozoïque de la Haute Sègre fait partie d'une
région synclinale, dans laquelle affleurent abondamment le Car-
bonifère et le Dévonien. Elle est comprise entre deux grands mas-
sifs anticlinaux formés des roches siluriennes et cristallines : à
l'Est le massif de Puigmal-Canigou, à l'Ouest le Monte Orri. On
ne peut pas prolonger cette région en direction nord-sud; au
Nord elle est coupée par un batholithe granitique allongé E-O,
au Sud elle s'enfonce sous le revêtement mésozoïque du Cadi.
Les replis de cette partie synclinale, qui ont par conséquent une
composante en direction N-S, divergent des plis de l'allongement
pyrénéen O-E ou ONO-ESE, sans pourtant montrer de l'unifor-
mité. La direction est NNO-SSE de Seo à Villanova (Schmidt,
1931), NE-SO de Bar à Martinet, N-S au Serrât Mosbé O. de
Estana, la même dans les replis S. de Bellver et de Das; au Sud
de Alp N l'iU^E (feuille de L'Hosjùtalet). Un allongement varis-
tique important paraît être N-S ou NNO-SSE, qu'on retrouve dans
le batholithe granitique de Lies et Aristot qui forme le noyau
de cette région synclinale. Néanmoins nous doutons qu'il soit
permis d'attribuer à cette « direction armoricaine » une impor-
tance si générale comme le fait M. Chevalier (1929). Cet auteur
veut relier les directions hercyniennes de la Bretagne à celles des
Pyrénées orientales, où le plissement recourberait vers l'Est, et
se continuerait avec une forte inflexion dans la chaîne côtière
catalane dirigée NE-SO.

Les grandes intrusions granitiques d'âge varistique des Pyré-
nées sont allongées E-O. Voir par exemple le grand batholithe
s'étendant de Andorra à Mont-Louis. Le massif de Lies et Aristot
n'en est qu'une apophyse dirigée N-S. Ce dernier est orienté sui-
vant une direction varistique, n'existant que dans cette région.
Il est donc bien probable que la direction varistique de la zone
axiale est dirigée en général E-O et que seulement dans la vallée
de la haute Sègre elle montre une déviation.dirigée N-S. Pourtant
il est difficile à décider si dans la région de la Sègre les plis dirigés
E-O ont été formés exclusivement par le plissement pyrénéen,
ou bien si le plissement varistique a agi sur les mêmes lieux en
deux directions (probablement en deux phases), l'une N-S et
NNO-SSE, l'autre E-O et ESE-ONO, qui s'est revivifiée après par
les mouvements éocènes.

La tectonique du granite paraît corroborer la pré;pondérance
de la direction pyrénéenne du plissement varistique. M. Rogge-

VEEN, a mis à jour que la majorité des diaclases et des filons lam-
prophyriques dans le granite et le Silurien métamorphique est
dirigée NNO-SSE et plonge de 40quot;-80°E. Ces diaclases sont d'ordre
tectonique, dues à la poussée orogénétique et non pas causées
par des mouvements différentiels entre le recouvrement sédimen-
taire et le batholithe pendant la mise en place. C'est que la direc-
tion des diaclases reste partout pareille indépendamment de la
forme du massif et des sédiments recouvrants. L'orientation
générale des diaclases coïncide avec celle des filons laniprophy-
riques, ce qui indique que ta formation des diaclases a précédé
l'injection des lamprophyres; par conséquent le clivage du gra-
nite a été causé par la poussé varistique. Selon Clogs (1921)
de pareils filons sont dirigés en général suivant la direction du
mouvement ou bien selon la « direction diagonale » qui coupe
celle du mouvement en angle assez aigu. Les diaclases correspon-
draient donc à un mouvement dirigé approximativement N-S ou
NO-SE.

L'inclinaison des couches, i)our autant (lu'elles nc sont pas
affectées de plissements posthumes, est assez régulière vers les
synclinaux. Dans la vallée même de la Sègre les replis secondaires
du Dévonien ont tendance à se coucher vers l'O. ce qui est bien
visible entre Martinet et C. Ilostalnou et dans le Roch Beneido
(voir Schmidt, 1931, planche II, I) le long de la route de la Sè-
gre. Du reste, tout le profil du Silurien entre le Roch Beneido
et Seo montre, selon Schmidt, des plis couchés vers l'Ouest çà
et là avec étirement des couches moins résistantes.

Les considérations suivantes peuvent aider à fixer l'âge du plis-
sement pyrénéen.

Vers le bord sud des Pyrénées dans la zone des Sierras, des
conglomérats post-pyrénéens, rangés par les auteurs dans l'Oli-
gocène, couvrent en discordance les formations antérieures. A
vrai dire leur base, tout au moins dans les Pyrénées orientales,
descend plus bas. E. de Pobla de Segur dans la vallée de la Palla-
resa les poudingues, couvrant les marnes à Micraster du Séno-
nien, renferment à leur base des calcaires avec une faune bar-
tonienne (Jacob c. s. 1927). Les grands mouvements pyrénéens
y ont donc précédé les « poudingues de Palassou » bartoniens

et ne sont pas venus après. D'ailleurs les poudingues de Palassou
sont en général plus grossiers que les dépôts détritiques de
l'Oligocène dans le bassin de l'Ebre. Les plissements pré-barto-
niens l'auront donc emporté sur les mouvements pré-oligocènes
ou pré-ludiens.

Les plis pyrénéens dans la partie orientale de notre région sont
dirigés E-O et ESE-ONO et sont renversés nettement vers le Sud.
Nous avons reconnu de tels plis et des plis-faiiles au Serrât de
Bidrole et le Serrât de Sarset, oii le Carbonifère est . couvert du
Dévonien inférieur et des porphyres permiens. Le synclinal car-
bonifère du torrent de l'Ingle est renversé au Sud comme les
replis du Dévonien dans le Carbonifère S. de Nas. Puis le Dévo-
nien du Puig de Montellâ s'est avancé vers le Sud sur les tufs
permiens et les calcaires dévoniens du Turô de Ballé ont glissé
dans la même direction sur le Gotblandien de C. S. Romà et ont
aminci cette formation. Autre part nous avons décrit la disloca-
tion de Prat d'Aguilô, un décrochement à mouvement horizontal,
coupant toute la Sierra de Cadi et le terrain paléozoïque en avant,
suivant lequel la lèvre orientale a été avancée vers le Sud. D'autre
part le plan de la faille n'est pas vertical, mais plonge doucement
vers l'Est, de sorte que la lèvre avancée a pu charrier sur celle
en place.

La série monoclinale de la Sierra de Cadi, j)our autant qu'elle
est figurée sur notre carte, est dirigée E-O. La ])artie supérieure
plonge nettement de 2()-40quot;S. La partie inférieure cependant qui
est plus plastique — Permien et Trias inférieur — a été redressée
à un ])lus fort degré à mesure (ju'on approche de la dislocation
de Prat d'Aguilô.

En suivant la chaîne vers l'Est on voit E. de Coll de Pandis la
direction E-O se tourner vers ESE et suivre l'allongement des plis
dans le terrain paléozoïque. Seulement S. de Bellver l'allongement
du Cadi coupe en angle aigu la direction pyrénéenne du terrain
paléozoïque. A l'intersection de ces deux allongements une pres-
sion doit résulter dans le massif du Cadi et cette pression pour-
rait avoir causé le décrochement de Prat d'Aguilô où le massif
oriental est rejeté vers le Sud.

Dans la partie orientale de notre carte, dont il vient d'être ques-
tion, le plissement pyrénéen a un caractère assez uniforme : des
plis orientés ESE-ONO, renversés et charriés vers le Sud. Vers
l'Ouest, par contre, où l'influence du granite devient sensible, la

tectonique se complique. Nous y avons reconnu des mouvements
dirigés NE-SO qui ont efïectué des replis et des failles perpen-
diculaires aux plis antérieurs. Par exemple le Dévonien du
Serrât de la Matesa et le Silurien de C. Arenys, ainsi que Je
Silurien de Arseguel, sont poussés vers NE contre le granite, sui-
vant une faille qui a éliminé la zone de contact. La bande renllée
du Gothlandien de Bar montre une incUnaison des bancs vers
SO et probablement une structure imbriquée dirigée vers le Nord.
Egalement l'anticUnal de Toloriu dirigé NO-SE et de petits plis-
failles dans des calcaires dévoniens de Arseguel indiquent ce
même mouvement relatif par un renversement vers le Nord. Tous
ces mouvements posthumes au plissement varistique principal et
à l'intrusion varistique du granite sont probablement d'âge
pyrénéen.

M. Roggeveen a fait des observations sur les diaclases à sur-
faces striées dans le granite. Quoique les cas observés soient res-
treints à 25 diaclases, qui cependant sont situées presque toutes
dans la zone méridionale du granite, la majorité (19) se groupe
étroitement autour de l'orientation d'un plan moyen dirigé N 75quot;E
et plongeant 60° S. L'auteur prend ces diaclases striées comme
plans de failles inverses à plongée raide vers le Sud, ce qui indi-
querait une avancée en haut vers le Nord.

Pour résumer, nous nous trouvons le long du bord sud
du massif granitique en face d'un mouvement qu'on peut com-
prendre de deux manières: comme une avancée des sédiments en
haut vers le Nord ou comme une avancée du granite en profon-
deur vers le Sud. Afin de faire accorder ce mouvement avec celui
dirigé vers le Sud qui se manifeste S. de Bellver, nous préférons
la seconde explication.

En admettant que le mouvement est dirigé vers le Sud, on peut
se figurer que le granite, agissant comme un massif raide, se
sera avancé en bloc vers le Sud. Et comme le batholithe plonge
dans toutes les directions sous les sédiments, il résulterait de la
poussée vers le Sud une structure renversée et imbriquée vers le
Nord.

D'ailleurs les mouvements dirigés vers le Sud se manifestent
de nouveau dans la région des lambeaux post-varistiques isolés.
Dans le ruisseau de Quer entre les deux lambeaux le Dévonien
renversé couvre le Carbonifère; puis suivant le bord nord des
lambeaux, spécialement entre C. Ferré et le Plà de Torres, ainsi

qu'entre Beixach et Villech, le Dévonien se presse contre les por-
phyres permiens enfoncés.

La structure du plissement pyrénéen telle que nous l'avons
reconnue dans la vallée de la haute Sègre coïncide avec les résul-
tats obtenus plus vers l'Ouest. Entre le Rio Ara dans le haut Ara-
gon jusqu'au Flamisell il existe un régime de chevauchements
et de plis couchés vers le Sud. Quant à la région de la Noguera
Pallaresa entre le Flamisell et la Sègre, les auteurs ne sont pas
encore d'accord sur sa structure. Tandis que M. Dalloni (1913)
a construit une grande nappe de recouvrement venue de la zone
axiale, M. Jacob c. s. (1927) y voit un régime d'écaillés poussées
vers le Nord.

Dernièrement M. Schmidt (1931) s'est rangé à l'opinion de
M. Dalloni et les coupes dressées par lui donnent un résultat
favorable à l'idée d'un chevauchement vers le Sud.

Vers l'Est, dans la vallée du Rio Fresser, le Paléozoïque couvre
en genou renversé au Sud l'Eocène du revêtement.

Nous avouons que la région qui fait l'objet de notre étude
n'apportera point la solution du problème du sens directeur des
mouvements sur le versant sud des Pyrénées. On la trouvera ail-
leurs, spécialement dans la « série de Pedra Força » Sud de la
Sierra de Cadi. — C'est pour cela que nous attendons impatiem-
ment la publication du travail de M. Astre. — Pourtant nous
devons faire connaître notre opinion sur les théories de M. Ja-
cob c. s.

Ces auteurs admettent que dans le recouvrement post-varistique
du versant méridional des Pyrénées deux séries s'opposent; l'une
est le revêtement axial normal, comprenant une série du Stépha-
nien jusqu'à l'Eocène, mais dans laquelle la continuité a été inter-
rompue depuis le commencement du Jura jusqu'au Sénonien;
l'autre est la série dite sud-pyrénéenne, allant du Keuper à l'Eo-
cène, mais plus complète que la précédente : le Liasique, le Juras-
sique inférieur et le Crétacé inférieur s'y présentent également.
Cette dernière série, décollée au niveau du Keuper, est poussée en
nappe vers le Nord. Sous l'influence de ce même mouvement dans
la région de la Pallaresa, le bord sud de la zone axiale avec son
revêtement s'est poussé et imbriqué vers le Nord.

D'autre part, la série sud-pyrénéenne, ainsi que la partie super-
ficielle de la zone axiale est affectée de nombreux replis vers le
Sud. Ce sont des re})lis de couverture, les plis d'une couverture

en route vers le Nord, mais arrêtée, ou tout au moins gênée, dans
son mouvement vers le N.

Cette hypothèse, étayée par un grand nombre d'observations
réunies sur une carte et sur une grande série de coupes, n'a pour-
tant pas réussi à donner une explication satisfaisante de la struc-
ture des Pyrénées méridionales. Laissons de côté l'objection pure-
ment théorique qu'un mouvement, dirigé vers l'axe d'une grande
chaîne plissée, serait un cas d'exception. Enfin le mécanisme des
mouvements est bien diflQcile à se représenter.

La série sud-pyrénéenne serait décollée au niveau du Keuper,
par conséquent à un niveau relativement peu profond. Suivant
les coupes de MM. Jacob et Ciry, presque toute la série sur-
jacente cependanL pour autant qu'elle affleure, est déversée et
complètement couchée vers le S. Alors il manquerait à la poussée
vers le N. un plan d'application assez grand.

D'autre part, nous avouons qu'il est difficile d'expliquer le flot-
tement de la série de Pedra Força (= série sud-pyrénéenne) sur
celle de la Sierra de Cadi en admettant un mouvement exclusive-
ment vers le S.; il nous faut donc réserver notre opinion défini-
tive, en attendant la publication de M. Astre.

Pourtant les faits que nous avons constatés sont tels que
M. Jacob avait prévu. Le Liasique et souvent même le Keuper
font défaut dans la série recouvrante de la zone axiale. Puis les
plissements pyrénéens renversés vers le S. coïncident avec les
structures en Aragon et vers l'E. avec le recouvrement en genou
de la zone axiale sur le revêtement près de Aguas de Ribas.

Néanmoins, expliquer la structure générale par l'effet d'une
contre-poussée, par l'effet d'un mouvement diamétral qui, dans
notre région au moins, se manifeste à peine, ce serait une hypo-
thèse outrée.

Tout le long de la limite du bassin de Bellver et de la Cerdagne
nous avons suivi une faille ou une zone de failles étroitement
liées, suivant lesquelles le Sarmatien, le Pontien et les couches
sur-jacentes se sont effondrés. Les failles sont dirigées, en prin-
cipe, E-0 et NE-SO, en second lieu N-S. Çà et là elles laissent se
poursuivre dans le Paléozoïque, soit par des contacts anormaux

comme à Montellâ, Isobol et Riu, soit par une zone bréchoïde
comme entre Err et Llo. En outre, de petits lambeaux du revê-
tement mésozoïque ont été épargnés par suite de cet enfoncement
et sont coupés par lesdites failles.

Les conclusions générales à tirer de la structure effondrée de
ce bassin tertiaire, seront remises au chapitre sur l'origine des
bassins tertiaires.

Les failles nettes qui coupent au Sud les lambeaux du Serrât
Mosbé, Call Pubill et Mata Negra ne sont pas en harmonie avec
la structure du plissement pyrénéen. Elles indiquent un effondre-
ment suivant des directions rectilinéaires et non pas des plis-
failles poussés au Sud. En outre, la grande faille S. du Serrât
Mosbé, se continuant dans le terrain paléozoïque, se relaie à la
faille-limite méridionale du bassin de Bellver. Quand celle-là va
s'éteindre, l'autre commence.

Tout en supposant que ces failles des lambeaux mésozoïques
soient comparables à l'effondrement post-pontien, nous sommes
loin de prétendre que ces failles aient agi exclusivement dans la
phase rhodanienne après le Pontien. Car en admettant cette sup-
position, la couverture mésozoïque et nummulitique du Cadi se-
rait pendant le Pontien encore intacte à peu près jusqu'à la Sègre;
plus tard seulement elle se serait disloquée et affaissée. En pre-
mier lieu, les dépôts détritiques post-pontiens, spécialement les
éboulis dans les limons rouges, consisteraient en très grande par-
tie en matériaux mésozoïques et nummulitiques, ce qui ne corres-
pond pas à la réalité. Ensuite il faudrait que pendant le Pontien
le sommet du Call Pubill, par exemple, se fût élevé jusqu'à
4.100 m., tandis que dans un chapitre suivant nous admettons
qu'à ce temps-là aucun sommet ne s'est élevé au dessus dc
2.900 m. D'autre part, nous avons retrouvé des restes dc la sur-
face pontienne au versant actuel du Cadi. Dès le Pontien cet
escarpement n'a donc pas reculé sensiblement.

î/affaisscmcnl d'une partie de la couverture dans la région de
hi Sègre a débuté pendant une période beaucou]) plus éloignée,
comme on l'admet pour plusieurs fossés dans des chaînes avoisi-
nantes, par exemple dans la chaîne côlièrc catalane et dans la
ciiaînc ccltibérique. Seulement la dernière phase d'activité dc ces
failles doit être attribuée à la phase rhodanienne.

Les lambeaux de recouvrement sont donc des témoins d'un
effondrement post-pontien, qui ne s'est pas borné au bassin de

Bellver et de la Cerdagne, mais qui s'est étendu au moins jusqu'à
la Mata Negra et la Serra de Badrans. De là il n'y a pas loin jus-
qu'au bassin de Seo de Urgel, où un autre lambeau mio-pliocène
prouve la continuation du même affaissement.

Après la formation des conglomérats cimentés de la terrasse
élevée du bassin de Bellver, que nous avons placés dans le Sici-
lien, des mouvements tectoniques se sont fait sentir encore.

La terrasse de Nas a subi un mouvement de bascule.de 3° vers
le Sud et des poussées tangentielles ont affecté la zone instable
entre Valltarga, Riu et Urùs, où la direction E-0 du bassin de
Bellver passe à l'orientation NE-SO de la Cerdagne. Il s'y est
effectué un bombement, qui a séparé les deux bassins par des hau-
teurs de L300 m., un bombement que les conglomérats sur-jacent
aux couches limoneuses et plastiques du Pliocène inférieur n'ont
pas suivi sans dislocations. Ils se sont fracturés et ont formé deux
escarpements de failles, parallèles aux directions des bassins.

Le massif paléozoïque de la butte de Valltarga s'est également
bombé et surélevé suivant des failles, dirigées E-0 et NE-SO,
suivies du défilé de la Sègre en aval de Isobol.

Le sol de la Cerdagne ne s'est pas encore apaisé. S. de Prats,
nous avons trouvé dans les conglomérats cimentés une grande cas-
sure béante. Ensuite, selon M. Mengel (1929) la Cerdagne est un
district séismique où entre 1903 et 1906 on a enregistré trois trem-
blements.

Nous insérons ici un bref aperçu du bassin de Seo de Urgel,
afin de démontrer la structure analogue à celle du bassin de la
Cerdagne. Pour une description plus complète nous renvoyons
aux travaux de M. Chevalier, qui, en 1909, a publié une étude
sur le terrain tertiaire de ce bassin. En 1929 a paru de sa main
une carte englobant également une partie de l'enceinte paléozoï-
que, basée sur une carte topographique levée par l'auteur même.

La description stratigraphique du Tertiaire et des restes de mam-
mifères fossiles est convenable, mais malheureusement ses car-
tes, la dernière spécialement, sont incompréhensibles et inexactes
au point de vue tectonique. Par exemple, dans la série pâléo-
zoïque, les unités stratigraphiques se succèdent dans un désordre
chaotique et les alluvions de « la haute terrasse rissienne » sont

figurés à diverses hauteurs. La carte topographique cependant est
une donnée qui, bien que sujette à erreurs, nous a été utile pour
dégager la structure tectonique du bassin.

En sortant du bassin de Bellver, la Sègre parcourt un défdé
entre des parois abruptes dont la hauteur augmente en aval. C'est
que la terrasse rocheuse, coupant les deux versants, se maintient
à une hauteur d'environ 1.200 m. et le Roch Beneido monte brus-
quement de la rivière de 750 m. à 1.681 m. En aval de cet endroit

les pentes divergent en s'aplanissant; la vallée s'élargit et fait de
l'espace pour une petite cuvette, la plaine de Seo, dont l'origine
est, à notre avis, d'ordre purement tectonique. Entre Alas et Arfa,
peut-être plus loin en aval, le Mio-Pliocène a été conservé dans
des effondrements. La série sédimentaire y offre la même régula-
rité que les bassins de Bellver et de la Cerdagne; à la base des
argiles claires avec des couches de lignites et des ossements de
mammifères pontiens, vers le haut des dépôts détritiques, gra-
duellement plus grossiers. Ces sédiments sont coupés par des fail-

Fig. 15. — Les assises réfractai-
rcs du Mio-Pliocène buttant
contre les schistes siluriens.
— Route de Seo à Castelciu-
tat au-dessous de Torrc de
Solsona.

les raides dont les caractères sont très visibles le long de la route
dc Sco à Castelcuitat, au pied dc l'ancien Torrc de Solsona
(lig. 15).

Le groui)ciucnt des failles est un i)eu plus comi)li([ué qu'eu Cer-
dagne, où la forme du fossé effondré est plus oblongue et rccti-
ligne. Néanmoins, les directions princi])ales des failles restent vi-
sibles.

En dehors de cette cuvette, le Tertiaire se laisse poursuivre
dans des lambeaux isolés, vers l'amont jusqu'à Alas, vers l'aval
jusqu'à Plà de San Tirs.

Le Tertiaire s'incline en général de dix à vingt-cinq degrés vers
le Sud. A divers endroits il butte nettement contre le Paléozoïque.
Dans le ravin de la Bastida, M. Chevalier a mesuré des pentes
de 54° vers le Nord. Cependant la surface est assez horizontale,
formée par une terrasse d'environ 810 m. Les rivières coulant à
665 m., le maximum d'épaisseur visible du Tertiaire ne dépassera
pas 150 m. Le méplat entre Torre Solsona et Montferrer, situé
entre la bouche actuelle de la Valira et un lit délaissé parcouru
par la route de Seo à Lerida, appartient probablement au même
plateau, quoique M. Chevalier indique la hauteur variant de
760 m. à 782 m. Cependant le lit délaissé, qui sépare ce méplat
du grand plateau suit une dislocation, dont l'effet a pu se faire
sentir après la formation de la terrasse.

Une terrasse plus élevée est située à 890 à 900 m. au Plà de las
Forças et S. de Calvinya. Les graviers de terrasse sont parfois
desquamés par la désagrégation, ce qui indique un âge assez
ancien.

Au Sud du bassin les éperons montrent, selon la carte militaire,
des paliers à 950 m.

En mettant la hauteur de la confluence de la Sègre et de la
\'alira à 665 m. selon la carte de M. Chevalier, on voit s'étager
au dessus de la rivière les terrasses suivantes :

La Boixade E. de Calvinya (1.438 m.) n'est pas un plateau de
dénudation comme le suggère la carte militaire, mais une butte
d'érosion structurale due à la résistance de la roche sous-jacente
(poudingue de Caradoc).

La cliaîne des Pyrénées, considérée comme une élévation au
dessus de la surface de la terre, n'est pas une montagne de plis-
sement, aussi peu que les-autres soi-disant jeunes montagnes de
plissement. A vrai dire, c'est, en réalité, une surface d'érosion,
provenue d'une région plissée et dénudée, qui par des bombe-
ments, par des surélévations et, éventuellement, par des ondula-
tions à grande amplitude (« Groszfalten ») a été soulevée et trans-
formée en une haute montagne.

On peut expliquer ce processus de deux manières. Ou bien le
plissement même a fait naître une chaîne de montagne qui ensuite
a été réduite à une pénéplaine, ou bien le soulèvement s'est effec-
tué si lentement que les forces d'érosion ont prédominé dès le
commencement et que le stade de haute montagne n'a jamais été
atteint. En ce cas, le cycle débutait par une surface d'érosion ori-
ginelle, un « Primarrumpf » selon la définition de W. Penck
(1924).

Cette surface d'érosion, soit une pénéplaine, soit un « Primar-
rumpf » a été soulevée après ct l'érosion a repris à un niveau
apparemment plus bas. Probablement à cause de la perte de maté-
riel par l'érosion, l'équilibre isostatique a été perturbé et une
poussée ascendante a causé un nouveau soulèvement.

La réitération de ces cycles cause la surimposition de formes
plus ou moins évoluées. C'est que, à chaque soulèvement, ce qui
veut dire à chaque abaissement relatif du niveau de base, une
nouvelle vague d'érosion part des embouchures des rivières et dé-
termine dans chaque vallée la formation d'un gradin qui recule

en amont. Ainsi le profil de la vallée se divise en plusieurs sec-
tions, des sections en amont appartenant toujours aux cycles an-
térieurs et continuant à s'évoluer par rapport aux anciens niveaux
de base successifs et une section en aval qui se régularise par
rapport au niveau de base nouveau.

Les divers gradins reculent en amont de plus en plus lente-
ment à mesure qu'on s'approche de la source et que le débit de
la rivière diminue. Ainsi les vagues d'érosion plus jeunes rattra-
pent les anciennes et les surfaces des divers cycles, successifs
(piant à leur origine, sont étagées sur une même section verticale.

Tant que les formes d'érosion ne sont en définitive que des val-
lées plus ou moins évoluées, les formes appartenant aux cycles
successifs se sont encore emboîtées les unes dans les autres. Mais
(piand l'élargissement des vallées a atteint un degré tel que leurs
versants se confondent en une surface faiblement onduleuse, les
différentes surfaces d'érosion, pénéplaines ou plaines, se sont éta-
gées par ordre d'ancienneté décroissante, qui se distinguent les
unes des autres par l'existence d'un talus plus ou moins bien
marqué.

Comme nous allons le voir, cette théorie, développée par
M. SôLCH (1918) et surtout par M. W. Penck (1924) et précisée
par M. Baulig (1928) à qui nous devons en partie ce résumé de la
théorie des rebords de piedmont, est applicable aux Pyrénées
orientales d'une manière extraordinairement claire. Cependant
pour étudier les formes d'érosion cycliques, il faut envisager une
région dont la composition géologique est assez monotone, afin
qu'elles ne se confondent pas avec des formes, dues aux différen-
ces de résistance des roches diverses. Pour expliquer le relief de
la région compliquée de notre carte géologique, nous avons donc
examiné en premier lieu la Cerdagne française où le sous-sol du
terrain ancien est formé uniformément par le Silurien inférieur
et le granite. En outre, la base topographique, le recours indis-
pensable pour les études géomori^hologiques, y est plus détaillée.

Il résulte de nos observations que presque tout le terrain d'éro-
sion se résoud en des méplats de terrasses rocheuses, et en des
plaines onduleuses, séparés par des versants ou gradins bien mar-
qués. En descendant des grandes surfaces d'érosion aux vallées
en suivant les éperons, on passe généralement des gradins et des
paliers (« Eckfiuren » selon Sôlch), quoique la composition géo-
logique en reste la même.

Il est remarquable que les niveaux de base successifs ne se ran-
gent pas à distances verticales à peu près égales, mais se joignent
en groupes naturels, qui, chacun pour soi, paraissent former de
loin une seule surface onduleuse.

Ajoutons que nous nous considérons déchargé de la tâche de
décrire systématiquement les formes glaciaires après les travaux
de nos prédécesseurs, notamment ceux de MÎVI. Mengel (1912),
Nuszbaum (1930) et Panzek (1926, 1932). Nous nous sommes
borné à des observations détachées qui nous i)araissent intéres-
santes au point de vue général.

Nous partons du niveau, plutôt du groupe des niveaux situé en-
tre 1.950 et 2.300 m. et reconnu comme une pénéplaine par les
auteurs, notamment par M. Sokke (1913).

Au Sud de la ligne des cimes s'étend une plaine onduleuse située
entre 1.950 et 2.300 m. où nous croyons pouvoir distinguer des
surfaces d'érosion de 1.950 in., 2.020-2.050 m., 2.150 m. et 2.300 m.
séparées par des versants souvent très peu mar(iués. Il est possi-
ble (jue le niveau de base se soit maintenu à des hauteurs situées
dans les intervalles, mais il est dilïicile de résoudre cette question
à fond, car l'érosion glaciaire y a superposé son action mode-
lante et a couvert en ])arlie la plaine d'un chaos de blocs morai-
niques. La chaîne qui domine cette plaine a été fortement creusée
par des cirques glaciaires dont les fonds, souvent occupés par des
lacs, sont situés à la hauteur de la plaine. C'est pourquoi nous
avons nommé cette surface le n i v e a u d e s f o n d s d e s
cirques suivant l'exemple du terme « Firnfeldniveau », créé
par M. Creutzburg (1921) pour la région de Ankogel et appliqué
aux Alpes orientales entières.

Cependant, pour eviter des erreurs, il faut bien souligner que
notre « niveau des fonds des cirques » pas plus que le Firnfeldni-
veau de Creutzburg n'est pas une forme d'érosion glaciaire dilu-
viale; c'est une surface d'érosion beaucoup plus ancienne dans les
Pyrénées d'âge pontien, comme nous allons le voir.

Le niveau des fonds des cirques est le mieux développé dans
la Cerdagne française au dessous du Pic de Carlitte (2.915) et du
Pic Peric (2.810 m.) entre l'Aude et le Carol. (Voir la carte et
lig. 16 et 17). On y est en face d'une plaine onduleuse avec des

ruptures de pente à 1.930 ou 2.030 m. et de petits dômes à pentes
très douces atteignant 2.200 m. de hauteur. Au pied du Pic Peric,
il se présente une plaine de 2.300 m.

On ])ourrait expliquer cet ancien relief très mûr comme une
seule ])énéplaine inachevée, dénudée an niveau de base de

1.950 m.; ou bien, plutôt comme un rebord de piedmont, car au-
dessus de la plaine s'élèvent encore des pics de 900 m. Pourtant,
nous préférons l'explication de l'abaissement successif du niveau
de base à faibles distances, car la carte — le plan-directeur de
1 : 20.000quot; — figure des surfaces subhorizontales à 1.920-1.950 m.,
2.020-2.060 m. et 2.120-2.160 m., séparées par des pentes plus ou
moins marquées.

Vers Font-Romeu et Mont-Louis le terrain descend graduelle-
ment et laisse supposer des surfaces d'érosion à L850-1.800 m.
Nous n'avons pas retrouvé ce niveau ailleurs, de sorte que nous
le laissons de côté.

Dans cette plaine, les lacs glaciaires sont enfoncés à diverses
hauteurs. Au pied du Pic Peric s'étend l'Etang de Camporeils
(2.300 m.), au-dessous du Carlitte l'Etang de Estanllat (2.150 m.),
la Bouillouse (2.050 m.) et le Lac de Pradeilles (1.950 m.). Les
hauteurs des lacs corresi)ondent donc aux niveaux de base sup-
posés.

Au delà du Carol, le niveau des fonds de cirques se continue
en Espagne au dessous de la chaîne-frontière de l'Andorre. La

crête du Puig Pedros (2.911 m.) et de La Tossa Plana de Lies
(2.898 m.) est bordée d'un cordon de lacs de cirques, débouchant
en plusieurs endroits sur des surfaces plaines ou peu inclinées.
En bas de la Coma Armada, se joignant aux Etangs de Guils et
de Malniu, s'étend la plaine de la Maniga (2.250-2.150 m.) cou-
verte de grandes moraines de blocaux. A l'Est de la vallée de la
Valira on peut distinguer trois paliers consécutifs de 2.229 m.,
un méplat de 2.155 m. et une grande plaine inclinée (Plà de
Lloses) de 2.034-1.922 m.

De l'autre côté de la Sègre le terrain monte très rapidement
jusqu'au niveau des cimes de la chaîne de Puigmal (2.908 m.),
de sorte que l'érosion jeune a complètement raviné le terrain et
qu'un plateau au dessus de 2.000 m. fait défaut. Les surfaces

d'érosion anciennes se manifestent seulement en éperons et en
cirques en gradins. Le Cambras d'Azé par exemple (2.747 m.)
est creusé par un cirque à deux gradins dont le fond supérieur
correspond en hauteur (2.300 m.) exactement au palier (Eckflu.r)
d'un éperon avoisinant : le Pic de Font-Sèque (fig. 18). Le fond
inférieur (2.000-2.040 m.) se continue dans le palier du Col de
Cerdans (2.004 m.). Des éperons en gradins ne peuvent être inter-
prétés que comme des restes d'anciennes surfaces d'érosion, ja-
mais connue des formés d'érosion glaciaire. 11 s'ensuit que même
des cirques ne sont pas des formes d'érosion purement glaciaires,
mais qu'ils peuvent être rattachés aux anciennes formes du relief.
Probablenrent, d'anciens gradins d'une vallée ont été modelés par
un glacier qui les a transformés en cirques.

Au delà de la frontière espagnole le massif dévonien de la Tossa
de Alp (2.537 m.) montre sur ses versants des paliers de 2.300 m.,
2.150 m., 1.980 et 1.950 m. appartenant au niveau en question.

La présence d'anciens niveaux de base peut être démontrée, en
outre, par les hauteurs des cols, pourvu que ces cols fassent partie
de tronçons de vallées, parvenues à la maturité. De tels tronçons à
section presque demi-circulaire, nous les avons rencontrés S. de
Mont-Louis dans le Col Mitja (2.300 m.) entre le Pic de Galli-
nas (2.624 m.) et le Pic Redoun (2.676 m.) (fig. 19). La forme
transversale régulière de ce col non attaquée par l'érosion glaciaire
montre la forme générale d'une montagne à dômes mûrs, un stade
que les Pyrénées ont parcouru avant leur soulèvement. La figure
insérée fait voir la surimposition de l'action glaciaire. Jusqu'aux
cimes les pentes régulières anciennes ont été conservées, mais
dans le prolongement la crête a été modelée et aiguisée par l'éro-
sion glaciaire.

Les mêmes caractères de vallée morte se manifestent au Coll
de Pal (2.105 m.) entre le Puig Llansada (2.410 m.) et la Tossa
de Alp. Là, l'ancien relief a été conservé dans le contour entier
des deux montagnes adjacentes (fig. 20).

Entre la Tossa de Alp et La Sierra dc Cadi la crête baisse et se
maintient jusqu'aux Penyes Altes (2.274 ul) à un niveau moyen
de 2.150 m. (2' niveau), ensellé par le col de Dou (2.030 m.) (3quot; ni-
veau). O. de Penj'^es Altes, la ligne de faîte tombe brusquement
à un niveau en moyenne de 2.000-2.050 m. qui se poursuit jus-
qu'au Coll de Pandis.

La structure géologique de la cuesta : la Sierra de Cadi a em-
pêché la réalisation de surfaces d'érosion étendues. Seuls les en-
sellements des contreforts à la limite des calcaires maestrichtiens
et les schistes garumniens (par exemple Prat d'Estenedô) se sont
formés à la base inférieure de notre Firnfeldniveau à ± 1.950 m.
Puis le Prat d'Aguilô, un pré plus étendu grâce à des complica-
tions tectoniques, se maintient à la même hauteur.

Jusqu'ici la description du relief est basée sur des observations
personnelles. Ci-après suivent quelques remarques sur la région
de l'autre versant du Cadi, résultant de l'étude de la carte.

Autour de la Pedra Força (2.507 m.) se manifestent des pla-
teaux à rupture de pente à 2.000 m. et à un sommet aplati à
2.234 m. La position morphologique y est toute pareille à celle de
la Tossa de Alp, de sorte qu'il faut conclure que ces plateaux sont
équivalents au niveau des fonds des cirques. Cependant il est bien
remarquable que cette surface se prolonge vers SO. et SE. sans
le moindre décroissement général de la hauteur en aval jusqu'au
bord de la montagne. La Sierra de Catarro et la Montagna de
Vert sont des plateaux atteignant successivement 2.180 et
2.250 m.; la Sierra del Port del Comte atteint 2.380 m. et son
talus, descendant vers le bassin de l'Ebre débute à 2.000 m. Il en
est de même SE. de Pedra Força. Nous ne connaissons pas suf-
lisamment la structure de cette région et son influence sur le
relief. D'autre part, il faut tirer l'attention sur ce fait qu'une sur-
face s'étendant de la ligne des sommets jusqu'au bord de la mon-
tagne ne peut pas avoir parcouru un stade de dénudation fluvia-
tile si parfait que le terrain ne descend presque plus en aval. Il ne
sera pas inadmissible qu'un bombement qui n'a affecté qu'une
partie de la chaîne ait changé les relations originelles des hau-
teurs de cette surface.

Au versant nord de la chaîne des Pyrénées nous n'avons pas pu
retrouver sur la carte de repères de ce niveau des fonds des cir-
([ues. La montagne y descend assez rapidement sans traces im-
portantes de dénudation ancienne. M. Blanchaku (1914-J915), lui
aussi, ne signale rien de pareil.

Au Sud de la ligne des sommets s'étend une surface dénudée,
pourtant ondulante, comprise entre 1.950 et 2.300 m. de hauteur.
A notre avis, il s'y mêle quatre stades d'érosion, indiqués par
l'arrêt du niveau de base à 1.950 m., 2.020-2.050 m., 2.150 m. et
2.300 m., séparés par des stades d'abaissement graduel relatif de
la base; ainsi les talus séparants ne sont que faiblement mar-
qués.

On retrouve ces niveaux dans les fonds et les lacs des cirques
glaciaires qui bordent la chaîne et débouchent sur la plaine d'éro-
sion. C'est pourquoi nous avons nommé ce niveau à titre collectif

le niveau, des fonds des cirques d'après le terme « Firnfeldniveau »
des Alpes orientales.

Ce niveau est très bien développé S. de la chaine principale en-
tre la vallée de l'Aude et de la Valira. Dans la chaîne de Puigmal
de Tossa de Alp et de la Sierra de Cadi nous avons retrouvé les
divers stades dans les éperons en gradins (Pic de Font Sèque),
dans des fonds de cirques (Cambras d'Azé), dans des cols (Col
Mitja et Coll de Pal) et dans des lignes de faîte (entre Tossa de
Alp et le Cadi).

L'érosion glaciaire s'est surimposée à un relief mûr et arrondi
ayant existé à l'époque de la formation du niveau des fonds des
cirques, dont nous déterminerons plus loin l'âge pontien. Le
paysage pontien a été montagneux avec des dômes et des croupes
jusqu'à 900 m. de hauteur, dominant une grande plaine ondu-
lante.

Le niveau des fonds des cirques se continue probablement vers
ie Sud jusqu'au bord de la montagne sans pente générale appré-
ciable dans aucune direction. Une pénéplainisation si avancée ne
peut pas avoir lieu dans la nature, de sorte que nous suggérons
l'idée d'un bombement en aval.

Le niveau des fonds des cirques n'est pas la plaine d'érosion
la plus ancienne ni la plus élevée. Dans les Pyrénées, mieux que
dans les autres hautes montagnes, se manifeste l'uniformité du
niveau des sommets et des crêtes, la « Gipfelflur » ainsi que
M. A. Penck (1919) l'a observée dans les Alpes. Que ces crêtes et
sommets situés à peu près au même niveau, seraient les derniers
restes d'une plaine d'érosion supérieure, soulevée, souvent bom-
bée et complètement déchiquetée, voilà ce qui devient de plus en
plus une opinion générale.

Nous reproduisons ici la liste, incomplète, il est vrai, des som-
mets les plus élevés des Pyrénées orientales, accentuant le phé-
nomène de l'uniformité très régulière des hauteurs.

Vers l'Est, la ligne des sommets se ])oursuit SE. de la Sègre
avec les mêmes hauteurs :

Les hauteurs de tous ces sommets sont donc comprises entre
2.750 m. et 2.915 m.; elles s'élèvent plus haut, O. de l'Andorre,
et descendent plus bas. E. du Canigou. Dans la région intermé-
diaire il se manifeste une uniformité indéniable.

Le niveau de la crête de la Sierra de Cadi (2.550-2.600 m.) n'est
pas un niveau structural, dû à la résistance des calcaires éocènes,
car. la même hauteur se continue dans la Tossa de Alp (2.537 m.)
composée de calcaires dévoniens. Le sommet de Pedra Força
(2.507 m.) est un peu plus bas. Il nous paraît donc plausible de
réunir le niveau des crêtes de la chaîne centrale avec celui du
Cadi, de la Tossa de Alp et de Pedra Força dans la même surface
d'érosion; probablement celle-ci a été bombée après et descend,
par conséquent, vers le Sud.

La troisième période pendant laquelle l'abaissement de la base
s'est arrêtée longtemps, est indiquée par les hauteurs minimum
des lignes de partage entre la Sègre et la Têt : le Col de la Percha
(1.577 m.) et entre la Têt et l'Aude : le Col de Casteillou
(1.712 m.).

Ces deux cols de capture font partie dc deux tronçons dc vallées
d'anciens cours d'eau bien régularisés, capturés après leur soulè-
vement. Quoique entamés par l'érosion jeune, ces anciens fonds
dc vallées ont été conservés comme grands plateaux, enfoncés au
milieu des montagnes, mais s'élevant brusquement au dessus du
cours des rivières acluelies. Le Col de Casteillou fait partie de la
plaine de la Quillane, dirigée N.-S., mesurant 3X1 km. et ne des-
cendant pas au dessous dc 1.700 m. Le col même est un peu sur-
haussé de moraines, de sorte que nous préférons placer le fond
de l'ancienne vallée à 1.710-1.700 m.

Le Col de la Percha (1.577 m.) est situé au milieu de la plaine
de ce nom, s'étendant de Eyne jusqu'à Planes en direction ENlî-
OSO. et occupant 8X3 km. de surface. En coupe transversale,
ce plateau n'est pas plan, même abstraction faite du relief formé
par l'érosion jeune. C'est qu'au dessus du niveau du col s'élèvent
en rebord deux paliers, montant graduellement de 1.620 à
1.660 m. (voir fig. 10). Ce sont les terrasses de l'ancienne rivière
de 1.577 m.

l'abaissement de la base d'érosion à 1.710-1.700 m., à 1.620 m. et
à 1.577 m. qui ont les mêmes rapports réciproques que les stades
du niveau au-dessus de 2.000 m. Les gradins séparants ne sont
pas partout nettement marqués et il est possible que la base ait
été fixée à des niveaux intermédiaires, par exemple à la hauteur
de 1.688 m., indiquée par la croupe aplatie de la chapelle de Bail-
loc N. de Puigcerdà (fig. 24).

En dehors des plateaux de la Quillane et de la Percha, les restes
de l'ancienne surface se continuent dans toute la vallée supérieure
de la Ségre.

N. de la Sègre entre Bolquère et Angoustrine il s'étend un grand
plateau, sur lequel sont bâtis les villages Bolquère, Odeillo, Via,

Egal et Targasonne, entourés de leurs champs (fig. 21). Une route
peu accidentée réunit ces villages. De loin, ce terrain paraît être
une seule surface, mais sur place on distingue un gradin sépa-
rant deux paliers, rinféricur dc 1.580-1.590 m., le supérieur de
1.610-1.620 m. de hauteur (pii monte graduellement vers la mon-
tagne jus(iu'â 1.650 m. où le versant devient plus rapide.

D'ici jus(iu'au delà de la Sègre les éperons ne montrent pas de
paliers sufïisammenl grands pour être marqués sur la carte, mais
sur le terrain on distingue dc petites ruptures de pente indiquant
les restes des niveaux de 1.580 et 1.620 m. Spécialement les ver-
sants au dessus de ces méplats sont très bien marqués ct coïnci-
dent avec la lisière du bois.

Le meilleur exemple de l'érosion à ce niveau est visible au grand
plateau compris entre la Riera de Alp et la frontière franco-espa-

gnole. C'est un plateau d'érosion, appartenant au stade de 1.700 m.
Pourtant la dénudation n'est pas parfaite. La rupture de pente
est à 1.680-1.700 m., les petits sommets aplatis montent à 1,765 m.
En outre, le relief a été accentué par l'érosion du stade de 1.620 m.
qui a formé çà et là des paliers nets sur les éperons S. de Urtg
et à la Molina et qui a creusé le plateau par des vallons peu pro-
fonds. Après le soulèvement, l'érosion jeune n'a pas encore réussi
à conquérir complètement ce plateau, de sorte que les vallées s'y
évoluent encore par rapport au niveau de base de 1.620 m.

Les surfaces d'érosion entre 1.580 et 1.710 m. sont développées
vers l'O. le long de la rivière à divers endroits qu'on est prié de
suivre sur la carte. Cependant la netteté de ces surfaces dans une
région à structure compliquée dépend en grande partie de la com-
position géologique du sous-sol. Le Carbonifère surtout favorise
le développement de magnifiques plateaux d'érosion. Voir, par
exemple, le terrain carbonifère N. de la Serra de la Mata Negra.
Çà et là des différences de hauteur découlent simplement de la
composition du sous-sol. Ainsi le plateau de Serrât Mosbé est dé-
nudé au Nord jusqu'au niveau des calcaires maestrichtiens à
1.600 m. Au Sud où les schistes gothlandiens occupent le terrain,
le plateau n'a que 1.570 m. de hauteur. S. de Arseguel et de Vila-
nova et dans les contreforts de la Sierra de Sadi la rupture de
pente est située à 1.500 m. et les points culminants de cette sur-
face n'atteignent que 1.600 m. Il est possible qu'il s'agisse ici d'un
prolongement des niveaux en question qui sont descendus en aval.

Dans l'introduction de ce chapitre, nous avons admis que des
soulèvements successifs de la montagne ou, ce qui revient au
même, des abaissements du niveau de base ont créé des formes
d'érosion fluviatile des grandes vallées et, plus en aval, des plaines
ondulantes dénudées. En ce sens, il faut supposer que la mon-
tagne s'est soulevée en masse pendant que la tranquillité tecto-
nique a régné au dedans du massif.

Pourquoi la Sègre a-t-elle formé dans le cœur de la montagne
et dans une direction exceptionnelle et secondaire, coupant la di-
rection de la chaîne en angle aigu, à 1.600 m., une grande vallée
bien régularisée, tandis que le cours supérieur originel de la Sègre,
la Valira, parcourt une vallée plus courte et à pente plus forte, où
des restes d'anciens fonds si larges et si bien régularisés font dé-

faut ? Egalement la vallée de la Quillane, dirigée N.-S., mais finis-
sant brusquement à la Percha, est incompréhensible avec la seule

Pour expliquer cette difficulté, on est bien obligé d'admettre des
enfoncements tectoniques au miUeu de la montagne qui y ont
préformé les vallées et influencé l'érosion. Heureusement, nous
avons reconnu d'une façon indéniable un tel effondrement du
lambeau mio-pliocène au dessus de Saillagouse et Llo, dont la
surface fait partie du plateau de la Percha. En généralisant ce fait,
on est bien fondé d'admettre que toute la plaine de la Percha,
aussi bien que celle de la Quillane se sont affaissées autant que
le tertiaire de Saillagouse.

Néanmoins, en dernier Ueu, la plaine de la Percha et de la Quil-
lane sont de véritables surfaces d'érosion qui se régularisent par
rapport à un niveau de base général et non pas des surfaces d'ef-
fondrement; en effet, des surfaces effondrées au-dessous ou au-
dessus du niveau de base général ne peuvent pas se maintenir.
A la longue, elles seront remblayées ou déblayées, donc adaptées
au relief général d'érosion fluviatile. Seulement les effondrements
tectoniques ont fixé les lieux et l'extension sur lesquels l'érosion
régressive d'un certain niveau a agi.

Il en découle que la formation de la plaine de la Percha et pro-
bablement celle de la Quillane a succédé à cet effondrement que
nous avons placé entre le Pontien et le Plaisancien (voir p. 115
de ce mém.).

Pour conclure, il nous reste à dire quelques mots concernant
l'influence de l'action glaciaire sur l'ancien relief de ce niveau.

Les glaciers diluviaux ont occupé la vallée de la Quillane. La
coulée glaciaire est venue de l'Ouest, en déposant des moraines
latérales et s'est tournée ensuite vers le Sud. N. de la Llagone, le
gradin séparant le niveau de 1.700 m. et la terrasse de 1.650-
1.620 m. a été accentué, moutonné et transformé en verrou par le
glacier. Par contre, la transition de la plaine du Col de Casteillou
au niveau de la vallée de l'Aude (1.530 m.) où l'influence du
glacier ne se fait pas sentir, s'est développée en pentes douces.

Nous avons retrouvé une surimposition pareille dans les mo-
raines latérales du glacier de l'Angoustrine. Les remparts de mo-
raine marginale, à sous-sol rocheux, montrent les mêmes gradins
et paliers que les éperons avoisinants, qui n'ont pas subi l'action
glaciaire. Seulement les differences y sont quelque peu accentuées.

Nous y avons reconnu des paliers à 1.630-1.640 m., 1.560 m. et
1.410 m. L'action glaciaire n'a donc pu efïacer l'ancien relief, ni
créer de formes propres. Elle se borne à modeler la surface pré-
existante.

La ligne de partage entre la Têt et l'Aude au col de Casteillou
(1.712 m.) et celle entre la Sègre et la Têt au Col de la Percha
(1.577 m.) sont deux cols de capture. Ils font partie de deux tron-
çons d'anciennes vallées bien régularisées de la plaine de la Quil-
lane (1.700 m.) dirigée N.-S. et de la grande plaine de la Percha,
dirigée ENE.-OSO. entre Llo et Planes (1.577-1.650 m.). Nous
y avons constaté trois stades d'arrêt du niveau de base à 1.577 m.,
1.620-1.650 m. et 1.700-1.710 m. formant des surfaces planes, sé-
parées par des gradins plus ou moins marqués. Outre ces plaines,
appartiennent à ces niveaux le plateau entre Bolquère et Targa-
sonne, le plateau entre la Riera de Alp et la frontière franco-espa-
gnole et des surfaces du terrain carbonifère entre Riu et la Mata
Negra, et d'autres paliers moins étendus. Vers l'O., la distinction
des divers niveaux devient plus précaire à cause de la composition
plus variable du sous-sol.

L'extension de ce niveau a été préformé par des effondrements
post-pontiens qui ont affecté probablement toute la plaine de la
Percha et celle de la Quillane. La formation dc ces niveaux a donc
succédé à cet efi'ondrement cpic nous ])laç()ns entre le Pontien
et le Plaisancien.

L'érosion glaciaire dans la plaine dc la Quillane et dans la vallée
dc l'Angoustrinc s'est adaptée au relief préexistant qu'elle a ac-
centué.

Nous devons être bref sur un couple dc niveaux d'érosion qui,
en France, sont à 1.470 m. et 1.420 m. dc hauteur. Ils ne se mani-
festent que dans des paliers des éperons, nulle part sur dc gran-
des surfaces; leur répartition est figurée sur la carte.

En Espagne, le niveau inférieur est assez représenté. Nous y
attribuons par exemple des croupes S. dc Martinet et de Bar, attei-
gnant la côte de 1.400 m.

grande plaine : le Capcir de la vallée supérieure de 1 Aude ou la
rivière montre une différence de 1.514 m. à 1.421 m. sur un par-
cours de 6 km. D'après la carte, elle traverse un gradin à Mate-
male En aval, le niveau supérieur efïlanque le cours de la riviere
en forme de terrasses, atteignant à Formiguères 1.481 m. et N. de

Ces hauteurs correspondent assez bien aux paliers reconnus en
Cerdagne. Pourtant l'Aude coule au versant nord de la chaîne et
se régularise par rapport à une base au Nord des Pyrénées. Une
parallélisation avec des bases d'érosion du versant sud est donc
précaire.

De la rive droite de la Sègre à la hauteur de Bellver le regard
se repose au Sud sur le bassin de Bellver, sur un terrain de gra-

Fig. 22. — l'anoraina du bassin de Bellver.

dins, séparant trois terrasses étagées (fig. 22). La terrasse supé-
rieure et principale s'élève à une altitude moyenne de 1.230 m.
sur l'extension totale du bassin sans abaissement en aval. Seuls
des mouvements tectoniques ont changé sa position uniforme. La
terrasse de Nas a subi, suivant la faille limite du bassin, un mou-
vement de bascule, qui a incliné la surface de 3° vers le Sud. Puis
vers l'Est entre Pedra et Urùs cette terrasse est fortement bombée
et disloquée de la manière que nous avons décrite sous le rapport
tectonique.

Cette terrasse est recouverte de conglomérats cimentés, gros-
siers, venant du bord du bassin d'effondrement et non pas du
bassin de réception en amont de la Sègre. En réalité, le plateau
de 1.230 m. n'est donc pas une terrasse de la Sègre, mais une for-
mation des deltas des ruisseaux latéraux. Par conséquent, la ter-
rasse n'est pas absolument horizontale; elle monte, par exemple,
jusqu'à 1.283 m. SO. de Bor.

En dehors du bassin de Bellver nous ne sommes pas si bien
informé sur l'extension de cette terrasse, les conglomérats cimen-
tés grossiers faisant défaut. Nous n'en connaissons qu'un petit
lambeau E. de Das à 1.240 m. En poursuivant la surface du Mio-
Pliocène, on voit se présenter entre AU et Greixa un versant très
doux entre 1.200 et 1.350 m. C'est une surface structurale inclinée
de 8° vers le Sud, parallèle à la direction des couches mio-;plio-
cènes. Probablement, la formation de cette surface date de la
même époque que celle de Bellver.

Sous toute réserve nous mentionnons sous ce rapport les pla-
teaux supérieurs du terrain tertiaire de Palau, Osseja, et Nahuja.
Leur altitude est plus élevée; à Palau 1.320 m., à Osseja 1.320-
1.340 m., à Nahuja 1.305 m. D'autre part, leur position est inter-
médiaire entre les paliers de 1.400 m. et la terrasse supérieure de
la Sègre, marquée a 1 b sur la feuille de Prades.

Vers l'O., cette terrasse se laisse poursuivre plus facilement
dans des méplats rocheux des deux côtés de la Sègre. Entre Mar-
tinet et Vilanova la rivière parcourt un défdé de plus en plus pro-
fond à mesure que le thalweg descend. La rupture de pente dans
les profils transversaux reste à peu près au même niveau et mar-
que des terrasses rocheuses efflanquant la rivière. La composition
du sous-sol inlluence en grande partie le développement de ces
terrasses. Le Gothlandien et le granite le favorisent; les calcaires
dévoniens cependant s'opposent et interrompent çà et là la conti-
nuité de ce niveau. Suivant le bord sud, les paliers sont bien visi-
bles à Bar et à Toloriu (1.200-1.300 m.) et à Villanova (1.200-
1.400 m.). Au Nord de la rivière où les paliers sont mieux mar-
qués par suite de la conformité plus grande du sous-sol, l'altitude
moyenne est plus grande, conformément à celle du plateau de
All-Greixa. O. de Bellver et de Talltendre, il se trouve un méplat
à 1.300 m.

Tandis que le thalweg s'est abaissé entre Bellver et Vilanova de
1.000 m. à 750 m., la terrasse a descendu à peine (voir A. Pencr,
1894). Nous avons déjà remarqué le même phénomène aux autres
niveaux, ceux de 1.600 et 1.700 m. par exemple, en les suivant
en aval.

Pour l'explication des terrasses, soit d'accumulation, soit d'éro-
sion, qui restent sur une grande distance au même niveau s'of-
trent les solutions suivantes :

1.nbsp;La terrasse serait une surface d'alluvion ou d'érosion au bord
d'un lac. C'est la solution de M. Mengel (1912) pour la Cerdagne.
« La terrasse de 1.200 m. indique la fm du comblement du lac dc
la Cerdagne ». Quant au bassin de Bellver, il n'y aurait pas d'ob-
jections importantes à faire. L'éboulis de la terrasse provient de
tous les côtés du bassin et n'est pas apporté par une seule rivière.
Cependant, en aval, le même niveau se continue dans les terrasses
rocheuses de Bar, Aristot et Vilanova. Il nous paraît inadmissible
qu'une érosion latérale si puissante et étendue ait eu lieu dans
un lac.

2.nbsp;On pourrait expliquer des terrasses restant au même niveau,
en supposant que l'érosion soit retenue si longtemps par un ver-
rou rocheux, qu'en même temps le cours en amont se serait com-
plètement régularisé. On pourrait considérer comme un semblable
verrou résistant le massif dévonien de Roc Beneidô, situé au début
du bassin de Seo. Ou bien, en expliquant le niveau plus bas de ce
bassin par des elfondrements posthumes, la terrasse pourrait
avoir été régularisée par rapport à un massif, situé plus loin en
aval des calcaires crétacés de Orgafia.

Cependant la supposition de laquelle nous sommes parti est
douteuse. Si un verrou régularisant est si résistant que la rivière
ne s'enfonce que très peu, il se forme immédiatement en aval dans
des assises plus douces une chute importante qui, par suite de
l'érosion, intensifiée à ce point, recule assez vite en amont et perce
le verrou. D'ailleurs, dans un massif purement calcaire, il ne se
forme point de chutes importantes, car à chaque abaissement da
niveau de base en aval l'eau s'infiltre dans la roche et reprend
l'érosion à un niveau souterrain.

3.nbsp;Les terrasses auraient fait partie d'un système de cours
d'eau complètement régularisé par rapport à une base éloignée.
Cette explication, plausible pour les niveaux étendus au dessus de

1.950 m., n'entre pas en question pour les surfaces d'érosion, em-
boîtées les unes dans les autres et entourées de hautes montagnes
à versants raides.

4. L'explication qui reste, c'est d'admettre dans la vallée de la
Sègre un bombement en aval, un tassement en amont. Le bombe-
ment situé dans une zone dure, par exemple dans le massif cal-
caireux de Organa, formerait un barrage résistant, dans lequel
l'entaille graduelle de la rivière serait neutralisée par le soulève-
ment de la montagne. Alors le cours supérieur se régulariserait
par rapport à un niveau de base constant, il se formerait des val-
lées et — après un soulèvement général de toute la chaîne — des
terrasses qui ne descendent que très peu en aval.

Nous avouons bien, qu'il faudra chercher en dehors de la région
étudiée par nous pour trouver la solution de ce problème. D'autre
part nous voulons émettre une hypothèse acceptable en compa-
rant les Pyrénées avec les Alpes orientales, la vallée de la Sègre
avec celle du Salzach. M. Seefeldneh (1926) a su prouver que le
massif du Hohe Tauern et les Alpes calcaires septentrionales for-
ment deux zones de bombement, deux plis à grande amplitude,
séparées par la « zone des schistes » (lui correspond à une zone
de tassement. Celle-ci est suivie de la vallée longitudinale du
Salzach : le Pinzgau. Dans le Pongau la rivière se recourbe vers
le Nord et perce les Alpes calcaires dans un défilé. Les terrasses
de cette région descendent en partie en amont, ce qui prouve
qu'un bombement a eu lieu.

La position de la Sègre est bien analogue. Le cours supérieur
suit une zone en grande partie schisteusé, située entre la chaîne
centrale (comme le Hohe Tauern) et la Sierra de Cadi et Pedra
Força (comme les Kalkalpen). En aval de la Seo la rivière perce
dans un défilé ce massif calcaire. Nous avons reconnu les carac-
tères d'enfoncement suivant toute la vallée longitudinale en amont
de Seo. D'autre part le défilé magnifique des gorges de Organa
évoque l'idée d'un soulèvement. Ce sera à nos successeurs d'y
chercher des terrasses descendant en amont ou restant horizon-
tales.

Suivant ce raisonnement le bassin de Seo, qui a subi des effon-
drements profonds, doit avoir été déblayé très rapidement, car la
terrasse principale ne s'y continue pas.

La terrasse principale est la dernière qui ne suive pas à une
hauteur constante au-dessus du thalweg les cours des rivières
actuelles, comme les terrasses quaternaires, qui correspondent à
des moraines diluviales. Elle a donc précédé le grand soulèvement
quaternaire. Conformément aux opinions de MM. Mengel (1912)
et Chevalier (1925) nous plaçons cette terrasse à la fm du Plio-
cène dans le ? Sicilien.

Des influences tectoniques ont certainement joué un rôle dans
la formation de tous les niveaux d'érosion et des terrasses d'ac-
cumulation situées au-dessous du niveau de la Percha. Le versant
rapide des sédiments tertiaires au-dessus de Saillagouse, qui
sépare le plateau de la Percha de la plaine de la Cerdagne située
plus bas, n'est pas seulement une forme d'érosion (hg. 23). C'est

un escarpement de faille, qui suit deux failles préexistantes,
dirigées N-S et ONO-ESE, que nous avons marquées sur la carte.
Les lèvres occidentales et méridionales ont été écartées et dé-
blayées de façon que les plans des failles sortent par érosion.

Pourtant il est bien probable qu'après l'effondrement post-pon-
tien qui a affecté tout le Mio-Pliocène conservé, le terrain néo-
gène, excepté le lambeau au-dessus de Saillagouse, a subi un ou
plusieurs affaissements renouvelés, qui ont abaissé le Mio-Plio-
cène jusqu'à sa position actuelle et qui ont influencé la topo-
graphie.

maintient dans le bassin de Bellver à 1.230 m. en moyenne, abs-
traction faite des bombements tectoniques entre Pedra et Urùs.
Nous rangeons sous ce même niveau la surface du Tertiaire, qui
coupe les lits inclinés dans la Cerdagne française entre Palau et
Nahuja (1.305-1340 m.) ; également la même surface entre AU et
Greixa (1.200-1.350 m.) qui pourtant est inclinée, parallèle à lu
stratification du PUocène. En aval O. de Bellver, la Sègre est
flanquée de terrasses rocheuses, invariablement à 1.200-1.300 m.
de hauteur, sur lesquelles sont bâtis les villages Bar, Toloriu et
Vilanova au Sud, Musa et Aristot au Nord.

Pour expliquer ces terrasses qui ne descendent pas en aval,
nous avons émis l'hypothèse d'un soulèvement continu de la
région de Organa qui aurait neutralisé à peu près l'entailleinent
de la rivière dans le massif calcaire. Ainsi se serait formé un bar-
rage persistant par rapport auquel le cours supérieur de la Sègre
aurait été régularisé complètement; ce barrage aurait provoqué
des terrasses ne descendant que très peu en aval.

La terrasse principale est la dernière terrasse indépendante des
rivières quaternaires et actuelles. Elle s'est développée avant le
grand soulèvement quaternaire et serait d'âge sicilien.

De même que le niveau de la Percha a été préformé par un
effondrement post-pontien, ainsi des effondrements plus récents
ont précédé probablement la formation des terrasses plus basses.
Ils ont abaissé le Tertiaire, excepté le lambeau entre Saillagouse
et Eyne, jusqu'à sa position actuelle entre 1.000 et 1.350 m. Le
gradin au-dessus de Saillagouse, délimitant le plateau de la Per-
cha vers O., est un escarpement de faille.

Avant d'examiner les formes du relief dues à l'érosion quater-
naire, il faut tirer les conclusions générales des chapitres précé-
dents en rapport avec l'origine des bassins tertiaires.

Les auteurs français qui ont traité l'origine des bassins de la
haute Sègre ont pensé à une genèse lacustre (Depéret et Rérolle,
1885; Mengel, 1910, 1912; Chevalier, 1925; Astre, 1927)|
M. Astre compare le bassin de Bellver à un fossé d'effondrement,'
affaissé dans l'époque pré-miocène, transformé en lac et comblé
ensuite par des alluvions latérales.

Il est étonnant qu'aucun de ces auteurs n'ait discuté les opi-
nions de M. Penck (1894) qui est d'un autre avis sur l'origine des
lignites et des argiles miocènes de la Cerdagne. C'est pourquoi
nous faisons suivre ici la traduction du passage en question
(p. 113) :

« Ils (Depéret et Rérolle) attribuent aux sédiments une ori-
gine lacustre. Selon cette opinion la couche charbonneuse aurait
été formée d'une accumulation de bois, transporté des régions
avoisinantes, ce qui se fait réellement dans les petits lacs de mon-
tagne. Cependant le bois entraîné dans les lacs est accompagné
d'une vase qui se précipite comme une croûte sur les troncs d'ar-
bres transportés; c'est ce qu'on peut observer dans presque tous
les grands et petits lacs alpins. Ces substances végétales se dépo-
sent dans les zones de la rive, dans les petits lacs également entre
les sédiments; nulle part cependant on n'a trouvé jusqu'ici sur le
fond d'un grand et vaste lac de montagne une telle accumulation
de substances végétales qu'elles formassent une couche charbon-
neuse. 11 résulte de tous les sondages récents des lacs alpins qu'on
n'a trouvé nulle part d'accumulation de bois. Si cependant la
formation ligniteuse de la Cerdagne était d'origine lacustre, il
faudrait qu'elle fût formée dans un grand lac dans des conditions
qui, aujourd'hui, ne se présentent pas.

« Les principaux lieux de dépôt des substances végétales sont
aujourd'hui les marais : les marais tourbières et les swamps
boisés comme ceux qui, surtout dans l'Amérique du Nord, suivent
le cours de bien des rivières. Une formation analogue des lits
charbonneux de la Cerdagne est indiquée par la présence de nom-
bre de feuilles bien conservées. Des feuilles fragiles, comme celles
décrites par Rérolle ne peuvent soutenir un long transport; étant
donné leur bonne conservation, il est bien plus probable qu'elles
furent déposées dans des mares, qui ne font jamais défaut dans
aucun marais, que d'être entraînées sur une distance de quelques
kilomètres dans un vaste lac. La présence des ossements d'ani-
maux terrestres dans les argiles accompagnant les lignites nous
suggère une conclusion pareille. Quoique sans doute des cadavres
soient entraînés de temps en temps dans les lacs, ce n'est qu'en
cas d'exception; par contre, les grands animaux se noient fré-
quemment dans un sol marécageux; aussi les terres marécageu-
ses contiennent-elles les gîtes les plus riches en animaux dilu-
\iaux. C'est pourquoi, au lieu de me représenter la Cerdagne pen-

dant la formation des charbons comme un lac, je préfère la con-
ception d'une vallée marécageuse avec une végétation riche et de
nombreux lits de méandres délaissés, telle à peu près que la vallée
actuelle de l'Enns au dessus du Gesàuse. »

Ces déductions me paraissent fort justes et sont corroborées
par mes observations. La structure fine et régulière du lignite ex-
clut que celui-ci serait formé par des restes de plantes, entraînés
par des torrents. En outre, il est impossible que le lignite soit
en même temps lacustre et autochtone; qu'il soit formé, par con-
séquent, par l'accumulation des plantes aquatiques d'un grand
lac.

Ce n'est que dans des eaux ne dépassant pas 6 m. de profon-
deur que la formation de tourbe peut avoir lieu; mais à une pro-
fondeur de 6 à 2 m. il ne se dépose que de la tourbe-sapropèle.
A deux mètres, les plantes aquatiques peuvent exister et former
des tourbes immergées et ce sont des plantes vasculaires dont les
tiges sont empreintes sur les lignites. Ensuite Rérolle a rencon-
tré dans les argiles supra-jacentes la fougère Osmunda et les Po-
tamogeton et Trapa indiquant de l'eau superficielle et stagnante.

Dans les plaines d'alluvion des grandes rivières à pente faible
la tourbe peut se former, si, par une forte accumulation alluviale
des rives, il se produit le long de la rivière des zones sans écou-
lement dans lesquelles de petits ruisseaux se déversent. C'est
ainsi que nous nous représentons la Cerdagne pendant le Pontien.
Par des débordements périodiques de la rivière s'est formée l'al-
ternance régulière des argiles avec la tourbe; par suite de l'abais-
sement graduel du fond de la vallée, la tourbe s'est submergée
et les dépôts argileux et sablonneux ont prédominé de plus en
plus.

Une vallée si mûre où ne se déposent que des lignites et des
argiles et sables de grain très fin ne peut exister dans un paysage
si montagneux comme les Pyrénées actuelles formant des hau-
teurs de 2.000 mètres au-dessus de la Sègre.

Le fleuve doit avoir coulé dans un paysage régularisé à pentes
douces où la rapidité du courant était faible, par conséquent une
pénéplaine plus ou moins achevée ou dans une vallée large de
moyenne montagne. Naturellement, ce paysage dénudé doit s'être
étendu à un niveau situé relativement bien au-dessus des vallées
actuelles. Plus tard, cette pénéplaine se sera élevée, tandis que
la vallée pontienne avec ses sédiments fins sé sera effondrée.

A mesure que le bassin baisse, les pentes des ruisseaux affluants
se font plus rapides et les sédiments comblants deviennent plus
orossiers Les abaissements correspondent aux lits de gravier
grossiers, les arrêts temporaires se manifestent par des lits plus
fins et argileux. Et puisque les sédiments grossiers augmen-
tent vers le haut de la série, l'effondrement a été un
mouvement rythmique et accéléré.

D'autre part, nous savons qu'en Roussillon ainsi que dans la
vallée du Rhône (Baulig, 1928, p. 481) la transgression, ou plutôt
l'ingression, de la mer plaisancienne s'est passée très rapidement.
En Roussillon, la mer a envahi à cette époque une zone d'effon-
drement ou de tassement, située dans le prolongement du bassm
de la Cerdagne. La sédimentation dans ce golfe débute par une
assise d'argiles sableuses avec une riche faune littorale indiquant
un régime tranquille de côte basse, très analogue à la côte
actuelle de Roussillon (Depéret, 1885). Çà et là seulement des
graviers et des conglomérats très grossiers s'enfoncent sous^ les
argiles littorales. Un cycle sédimentaire normal, fondé sur l'hy-
pothèse d'une transgression graduelle, exigerait la succession du
conglomérat de base, des graviers et des sables, des argiles et
puis de nouveau des dépôts plus grossiers.

Il nous paraît bien permis de réunir les deux mouvements, le
mouvement post-pontien en Cerdagne et le mouvement pré-plai-
sancien en Roussillon dans un seul, la direction, l'époque et le
caractère accéléré étant les mêmes.

La conception, proposée par nous sur l'origine des bassins de la
Cerdagne est la même que celle prononcée par M. Oestreich
(1899) sur l'évolution des bassins tertiaires dans les Alpes orien-
tales, qui se rangent le long de la vallée longitudinale de Mur et
Mûrz et de celle du Lavant. Ces bassins montrent maintes analo-
gies avec ceux dont nous nous occupons : à la base de la série
des dépôts remplissants se trouvent des lits puissants de charbon
et de schistes bitumineux d'âge miocène (Burdigalien) surmon-
tés de sédiments plus grossiers; le tout s'est enfoncé suivant des
failles.

L'auteur, le premier, en a tiré la conclusion que pendant le
Burdigalien les Alpes orientales étaient une moyenne montagne
et il a reconstruit les cours des anciennes rivières bien régula-
risées.

triche (1922-1924), a prouvé l'existence de ce système des failles.
Il accepte, lui aussi, que les ligniles se sont formés sur un niveau
relativement plus élevé que la position actuelle et qu'ils se sont
conservés seulement au fond des fossés miocènes; mais, selon cet
auteur, la formation du charbon et des schistes fins ne dépendrait
pas des cours des fleuves tertiaires; ces sédiments feraient partie
d'un recouvrement sédimentaire qui se serait étendu sur toute la
surface miocène, mais qui n'aurait été conservé qu'au fond des
fossés. Pendant le Burdigalien, il doit avoir existé une pénéplaine
couverte de bois, de lacs et de marais, dans lesquels la tourbe
et les assises lacustres se seraient formées.

Pour les Alpes orientales un recouvrement total d'une péné-
plaine est plus vraisemblable que pour les Pyrénées pendant la
formation des lignites. Dans les Alpes des « Graben » contenant
du Miocène carbonifère sont disséminés sur une grande surface,
sans être partout reliés aux cours des grandes rivières. Mais pour
les Pyrénées orientales, le Miocène se présente exclusivement dans
la vallée de la seule rivière importante. En outre, nous avons
amplement exposé pourquoi une origine lacustre du lignite nous
paraît peu probable. D'autre part, une accumulation de plus de
100 m. de sédiments à grain fin n'est possible sur une pénéplaine,
que si la zone d'accumulation baisse en même temps, c'est-à-dire
qu'elle corresponde à une dépression dans laquelle une rivière n
certainement coulé.

Pour conclure, il reste à reconnaître le niveau sur lequel la
rivière pontienne a coulé, pour savoir sur quelle distance verticale
le Miocène s'est effondré. Envisageons donc le Tertiaire au-dessus
de Saillagouse. Ce lambeau est affaissé suivant des failles : les
contacts observés au dessus de Llo ne laissent aucun doute. Après
la mise en place le Tertiaire a été coupé par un niveau d'érosion
atteignant à présent 1.580 m. de hauteur et faisant partie du pla-
teau du Col de la Percha (1.577 m.). Ce plateau s'étendant du Col
de Rigat jusqu'à Planes, forme une partie de la plaine d'un fleuve
mort bien régularisé qui ensuite a été entaillé par l'érosion récente
de la Sègre et de la Têt. La hauteur du col, c'est la hauteur de la
ligne de partage des eaux, démarque donc le niveau de base du
fleuve ancien, qui est flanqué par deux terrasses anciennes à
1.620 m. Les deux niveaux de base de 1.577 m. et de 1.620 m.
sont donc plus récents que l'effondrement du Tertiaire, a fortiori,
plus récente que les argiles ponliennes au fond de la série effon-

L'ancien niveau de base indiqué par la hauteur de 1.712 m. de
la vallée morte du Col de Casteillou et de la Quillane n'entre pas
en question. Ce niveau forme à peu près une unité avec celui du
Col de la Percha et à en juger de sa disposition générale, la plaine
de Quillane est une zone d'affaissement tertiaire, tout comme la
plaine de la Percha. Le seul niveau qui compte c'est celui, que
nous avons nommé le Firnfeldniveau, situé entre 1.950 et 2.300 m
Là nous nous avons rencontré les restes d'un paysage ayant tous
les caractères indispensables pour la formation des dépôts pon-
tiens : une grande plaine ondulante dominée de montagnes de
900 m. en pentes douces. D'ailleurs, la plaine descend très peu
en aval; la décharge des eaux doit y avoir été bien tranquille et
régulière.

En résumé, notre conception du développement des bas-
sins de la Haute Sègre est la suivante : les sédiments d'âge sar-
matien-pontien se sont formés à une époque où les Pyrénées
étaient une montagne dénudée. C'était alors une pénéplaine ina-
chevée ou une moyenne montagne comme les Alpes orientales
pendant le Rurdigalien où les sommets s'élevaient jusqu'à 900 m.
au dessus d'une plaine où coulaient de grandes rivières, bordées
de marais et de bois dans lesquels se colmataient de la tourbe et
des sédiments argileux (')• Ensuite la pénéplaine s'est surélevée
graduellement, tandis que les dépressions sont disloquées et
affaissées, formant des bassins qui se comblaient pendant leur
enfoncement.

L'histoire de ces bassins est un exemple de la thèse plutôt para-
doxale de M. Oestreich (1910) que la plupart des bassins sont
plus récents que leurs dépôts remplissants. Ces bassins se distin-
guent donc de la définition usuelle d'un bassin comme une dé-
pression, dans laquelle il se dépose des sédiments. Il est donc

(1) Dans un paysage mûr, mais dominé de montagnes et de croupes de
950 m. maximum (2.900 à 1.950 m.), de 600 m. minimum (2.900 à 2.,300 m.),
les forces d'érosion ont été néanmoins assez fortes. Bien que le matériel dé-
tritique doive avoir été fortement désintégré sous un climat humide et dans
un paysage boisé, on peut s'attendre à trouver quelque part une interruption
des lignites et les argiles grasses par des lits plus grossiers indiquant les lits
des anciennes rivières affluantes.

préférable d'employer le terme de M. Stille (1924) qui a uni les
idées de bassin et d'effondrement dans le mot « Beckengraben »
C'est une dépression épirogénique (géosynclinale), effondrée en-
suite suivant des failles, tandis que le remblaiement se continue.
Nos bassins, — ainsi que la vallée longitudinale de la chaîne co-
tière catalane (Schriel, 1929) — sont de véritables « Becken-
graben ».

La surface de la Cerdagne et du bassin de Bellver est couverte
d'éboulis de terrasses quaternaires, dont à divers endroits nous
avons fixé les hauteurs au moyen d'un baromètre.

Dans la Cerdagne française, la Sègre, à Caldegas, a 1.170 m. de
hauteur. S'élèvent au-dessus de la rivière :

La terrasse basse : 1.173 m. ou 3 m.
Première terrasse au chemin neutre et à Caldegas
(marquée aie sur la feuille de Prades) : 1.180 m.
ou 10 m.

Deuxième terrasse plus en aval au-dessus de Hix, à
L208 m. (marquée alb), située à 50-60 m. au des-
sus de la rivière.

A Puigcerdà, la terrasse fluvio-glaciaire est à 1.230 m. Elle do-
mine le Carol de 80 m., la Sègre de 100 m. Selon Panzer, des ter-
rasses inférieures s'élèvent à 27 m., 12 m. et 2 m. au-dessus du
Carol.

Suivant la coupe passant par la molina « la Serradora », près
de Bolvir, vers le Nord nous avons constaté les hauteurs sui-
vantes :

Cette terrasse, surhaussée de blocaux morainiques monte gra-
duellement à 1.150 m. à la route près de Torre Bemey. En se diri-
geant de là à Puigcerdà, la terrasse descend jusqu'au pont du

Carol de 3 m.; là elle ne s'élève que de 12 m. au-dessus du Carol.
Le système fluvial est donc très peu régularisé, beaucoup moins
que les systèmes des terrasses; par conséquent, les hauteurs rela-
tives au-dessus du thalweg n'ont qu'une valeur très restreinte.

A Ger, près du cimetière, il existe un plateau d'alluvions à
1.120 m.'ou 60 m.; pareillement, un méplat entre Ail et Isobol
(Casa Ravellat) à 1.090 m. ou à 45 à 50 m.

Entre Alp et Urùs, la plaine de la Cerdagne est couverte de
grands cônes de déjection, descendant régulièrement vers la ri-
vière et prenant fm en gradin à 1.070 et 1.060 m. consécutivement
à Sanavastre et à Prats, ce qui correspond à 25-30 m. au dessus
de la rivière.

Première terrasse, descendant vers la rivière (cône de
déjection ?) finissant par un rebord de 10 m. de hauteur.

Deuxième t er a s s e, en plusieurs endroits couverte de
cailloutis cimenté. Hauteur à Valltarga et Riu de S. Maria :
1.060 m. ou 40 m.

La trois iè me terrasse forme le palier au-dessus de
l'assise moyenne, les graviers et les sables blancs, du Néogène.
Néanmoins, ce n'est pas une surface structurale due à la diffé-
rence de résistance des graviers blancs et des limons rouges sur-
jacents; nous y avons trouvé en divers endroits des dépôts de
cailloux fluviatiles grossiers, qui couronnent par exemple en dis-
cordance le Monterrôs, S. de Bellver, et le point extrême du palier
de El Padrô. La terrasse ne descend pas sensiblement en aval.
Selon la carte détaillée, elle se présente :

Sous toute réserve, nous réunissons les terrasses quaternaires
suivant leurs hauteurs relatives comme suit :

La vallée en auge de l'Angoustrine est accompagnée à la hau-
teur du village de ce nom de deux éperons à gradins (Eckfluren)
qui, comme les éperons avoisinants, ont des pahers à L640, L570
et 1.420 m. de hauteur. Ces éperons sont couverts de moraines
à blocs frais polygénétiques qui se joignent près de Sareja à
1.320 m. de hauteur en formant une moraine frontale. De là
s'étend un çône de transition fluvio-glaciaire, qui couvre le Ter-
tiaire entre Sareja et Llivia et passe à la hauteur de cette petite
ville en une terrasse située à 10 m. au dessus de la Sègre. Les
formes glaciaires étant fraîches, les moraines et la terrasse adja-
cente appartiennent probablement à la dernière glaciation, c'est-
à-dire au Wiirmien.

Les dépôts glaciaires entre Latour de Carol et Puigcerdâ le
long du Carol, sont un peu plus compliqués. Ils ont été l'objet
d'une étude publiée récemment par M. Panzer (1932), qui a cru
y distinguer les traces de trois périodes glaciaires succédantes de
Mindel à Würm. Nous avons suivi sa description sur le terrain
même et nous donnons ici Ses conclusions et les nôtres.

Contre la lisière des montagnes, à la hauteur de La Tour deux
moraines-remparts débutent à chaque versant du Carol qui ont
fait partie de deux enceintes morainiques concentriques' De l'in-
térieure, le rempart du bord ouest est superbement développé
composé de grands blocs, pour la plupart granitiques, peu altérés'
et peu empâtés (flg. 24). Ces deux moraines latérales descendant
très rapidement, s'unissent dans une faible moraine frontale près
de la gare de La Tour et se continuent en des terrasses qui, selon
Panzer, s elevent de 27 m., 12 m. et 2 m. au-dessus de la rivière
Les formes fraîches des moraines indiquent le Wiirmien

Les remparts extérieurs ne descendent pas si vite. Celui du
versant est se continue en passant par Enveitg dans une longue
terrasse fluvio-glaciaire. Sur l'extrémité à 1.230 m. de hauteur est

construite la ville de Puigcerdà. La moraine-rempart d'en face
est la Sierra de Pardalis qui se range à L385 m. contre le versant
de la montagne et se continue en passant par l'Est par Guils dans
le Serrât dels Fils (L250 m.). Ces moraines de Guils et de Enveitg
ont l'air plus ancien et beaucoup moins frais que celles du Wûr-
mien. Elles se composent d'un matériel souvent granitique, assez
grossier, altéré et empâté dans une terre argileuse. A l'Est du Ser-
rât dels Fils s'étend, séparé par un vallon, le Puig de Saneja.
Il est formé au-dessous de Saneja par des schistes siluriens à sur-

face polie, mais, plus loin, il porte des matériaux morainiques
déposés au-dessus des dépôts tluviatiles. Ces deux moraines se
continuent par une terrasse, la Corona, composée en bas par des
alluvions tertiaires; sa surface cependant contient des dépôts
fluvio-glaciaires semés de blocs morainiques irréguliers et gros-
siers.

Les moraines latérales récentes avec les terrasses corres-
pondantes de 27, 12 et 2 m................= Würm.

Sierra de Pardalis et Serrât dels Fils sans terrasse com-
muniquante..................................... — ? Mindel.

Aussi l'auteur se croit-il justifié de classer les moraines ancien-
nes dans deux glaciations distinctes pour les motifs suivants :

Le vallon entre le Serrât dels Fils et Puig de Saneja serait un
sillon circum-inorainique, « Llmllliessungsriniie », séparant les deux
mio raines.

Les remparts de Enveitg et de Guils seraient comlposés exclusive-
ment de grands blocs granitiques très altérés, tandis que le matériel du
Puig de iSaneja serait plus fin et plus frais. La terrasse la Corona
est de 50 m. plus basse au dessus de la rivière que celle de Puigcerdà,
ce qui justifierait une différence d'âge.

A notre avis, cette séparation des moraines anciennes paraît
loin d'être fondée. Les moraines du Puig de Saneja ne for-
ment pas d'enceinte morainique à part, mais font partie d'une
grande enceinte en combinaison avec le Serrât dels Fils, le Sierra
de Pardalis et le rempart de Enveitg. Nous aussi, nous avons
trouvé dans le Serrât dels Fils cette accumulation de grands blo-
caux granitiques altérés, spécialement dans le lit du ruisseau sé-
parant les deux élévations; mais au début de la moraine au dessus
de Guils le matériel est à peine plus grossier que celui du Puig
de Saneja. Et puis, pourquoi serait-il exclu que dans le même
glacier le matériel soit assorti selon la grosseur ?

En face de Puigcerdà, dans un grand affleurement du Puig de
Saneja, des moraines sont superposées sur des alluvions
fluvio-glaciaires à stratification torrentielle; la surface de ces
alluvions s'y trouve exactement au même niveau que la terrasse
de Puigcerdà. Ils appartiennent donc à la même période glaciaire.

Rien ne contraint donc de distinguer deux glaciations dans les
moraines pré-wiirmiennes.

La parallélisation des terrasses offre plus de difficultés. Toutes
les terrasses de 50 m. au-dessus de la rivière sont situées au de-
dans des failles-limites du bassin tertiaire, exceptée la terrasse de
Puigcerdà qui se trouve probablement toute entière en dehors.
La ligne de rattachement même de la terrasse la Corona est si-
tuée dans le ])rolongement d'une faille passant E.-O. par Bolvir.
Aussi ne serait-il pas exclu qlie, pendant une période glaciaire,
les failles aient abaissé assez rapidement le niveau de base d'une
cinquantaine de mètres par suite d'un rejet posthume. Par con-
séquent, les terrasses préexistantes se seront affaissées de 50 m.
ou bien, ce qui est ])lus vraisemblable, le glacier aura déposé pen-
dant une phase de crue renouvelée (Vorstosz) ses dépôts fluvio-

glaciaires sur un niveau de 50 m. plus bas. Sans doute le glacier
a éprouvé des poussées en avant qui, tout en ne produisant pas
de formes glaciaires, ont couvert la Corona d'une déposition de

Nous sommes donc porté à classer la terrasse de Puigcerdà
( 100 m.) et toutes les terrasses de 50 m. dans l'avant-derniere
période glaciaire, c'est-à-dire dans le Rissien.

Dans un chapitre précédent, nous avons déduit que, dans les
Pyrénées, la série du Sarmatien jusqu'au Plaisancien correspond
à la transition d'un régime de tranquillité tectonique extrême a
un régime de surélévation et d'effondrements. Les argiles et les
lignites du Sarmatien-Pontien avec leur faune de vertébrés carac-
téristique sont des dépôts d'une pénéplaine ou d'un paysage par-
venu à la maturité; les sédiments sur-jacents correspondent à des
dépôts, en partie grossiers, du comblement de fossés d'effondre-
ment. Il est bien remarquable que les mêmes faciès et les mêmes
conditions orographiques se laissent poursuivre dans une grande
partie de l'Europe. Nous nous bornerons pourtant aux régions
limitrophes, l'Espagne et la France.

Dans les provinces de Teruel et de Zaragoza, la Meseta ibérique
est formée par de grands plateaux de 1.000-1.050 m. de hauteur
s'étendant entre Catalayud et Teruel sur une distance de plus de
100 km.

A plusieurs endroits, ces plateaux sont recouverts d'une cara-
pace horizontale de calcaires d'eau douce, dits de Paramos, qui
ont fourni à Concud, près de Teruel et à Nombrevilla, près de
Daroca (Hernanuez-Pacheco, 1927), des faunes de vertébrés pon-
tiens parmi lescjuels Hipparion gracile et Mastodon longîrostris.
Le niveau de 1.000-1.050 m. correspond donc à une surface d'éro-
sion dominée par des dômes isolés, qui la dépassent de quelques
centaines de mètres, et qui s'élevaient, selon Lotze (1929), comme
des îlots au-dessus des lacs pontiens. Après cette époque, la sédi-

mentation a cessé définitivement sur ce plateau, qui ensuite a été
soulevé jusqu'à son niveau actuel.

Dans la chaîne côtière catalane on a retrouvé la faune pon-
tienne à un niveau beaucoup plus bas, dans les zones d'effondre-
ment de Panades-Vallés et de Tarrasa-Sabadell. Les failles-limites
de ces effondrements, spécialement celles de Tarrasa et de Saba-
dell ont débuté au cours du Miocène, mais ont fonctionné jusque
dans le Pontien. (Schriel, 1929). Les graviers torrentiels, entre-
mêlés de limons rouges, qui renferment à Tarrasa les restes de
vertébrés pontiens, attestent des mouvements contemporains. Ce
faciès de cailloutis et de limons rappelle beaucoup l'assise supé-
rieure de la Cerdagne.

Dans le bassin d'Aquitaine, sur la bordure des contreforts pyré-
néens, le Pontien a été reconnu à Orignac, à Saint-Gaudens et à
d'autres localités avoisinantes. Au-dessus du poudingue de Palas-
sou reposent en discordance des argiles à lignites, ayant fourni
une riche faune de vertébrés. Directement au dessus viennent des
dépôts torrentiels de cailloux et de blocs grossiers, englobés dans
une argile jaune. Près de Lannemezan (feuille de Tarbes), ces dé-
pôts ont le caractère de cônes de déjections torrentielles, formés
au débouché des cours d'eau dont le volume devait être énorme.
Il est vrai que ces éboulis, au moins les dépôts superficiels, ap-
partiennent à une époque plus récente, au Pliocène supérieur;
pourtant la succession des couches ressemble beaucoup à celle
de la Cerdagne ou le regime tranquille des argiles et des lignites
est succédé par une phase de mouvements puissants qui ont
changé l'allure des sédiments.

Nous sommes assez bien informé sur le relief du Plateau Cen-
tral pendant le Pontien, grâce à des écoulements volcaniques con-
temporains. Dans le Velay, dans le Cantal et au Coiron (Ardèche),
des coulées basaltiques, datées par la présence des faunes pon-
liennes dans les alluvions sous-jacentes, recouvrent une topogra-
phie qui affleure sur leurs bords ravinés. Dans le Velay, le Pon-
tien affleure à des hauteurs de 1.120-1.000 m. en forme d'argiles
à lignites, d'argiles à Diatomées et des sables quartzeux fins, indi-
quant un alluvionnement tranquille par de petits cours d'eau.
Pourtant, la topographie n'était pas exactement une pénéplaine
(Baulig, 1928).

Pendant les écoulements anciens du Cantal un rajeunissement
du relief se fait déjà sentir. La surface descend de 960-840 m.;

les alluvions sont un peu plus grossières que dans le Velay et
le soubassement des coulées est sillonné de vallées bien mar-
quées, atteignant 100 m. de profondeur.

La même disposition se répète sous la grande coulée basaltique
du Coiron. Le soubassement présente une topographie variée avec
une grande vallée bien mûre et un relief local approchant fré-
quemment 100 m. M. Bacconnier (1924) est d'avis que la topogra-
phie pontienne était une pénéplaine, opinion contestée par
M. Baulig qui ne parle que d'un relief de maturité commençante.
Ce point controversé n'est pas d'un très -grand intérêt. Les au-
teurs s'accordent sur l'essentiel, que le Pontien correspond à un
stade de maturité plus ou moins avancé, précédant le rajeunis-
sement de la topographie pendant l'invasion de la mer plaisan-
cienne dans la vallée du Bhône.

Suivant Depéret et Bérolle (1885), les couches miocènes de
la Cerdagne ont leurs équivalents dans le bassin du Rhône.
« Ainsi les argiles à lignites et à Mammifères répondent aux argi-
les de Tarsanne, de la Tour-du-Pin, etc.; les limons rougeâtres
sans fossiles qui les surmontent sont l'équivalent des limons
rouges à Hipparion du Mont Lubéron, faciès qui se poursuit jus-
qu'en Grèce dans le célèbre ravin de Pikermi. »

C'est au Plaisancien que la mer a envahi la dépression rhoda-
nienne jusque dans les environs de Lyon. En général, les auteurs
admettent que la mer a occupé les vallées creusées par les rivières
après le Pontien et qu'elle a suivi un trajet identique à celui du
Bhône actuel. Mais un examen attentif de la base de ce golfe ma-
rin a convaincu M. Faucher (1927) que des mouvements du sol
ont préparé l'invasion marine par la formation de cuvettes effon-
drées et que la mer plaisancienne a envahi la dépression rhoda-
nienne en voie d'affaissement et fractionnée en bassins plus ou
moins indépendants. Cette opinion s'accorde avec l'observation de
M. Baulig que l'invasion marine s'est passée, comme en Roussil-
lon (voir p. 115), avec une rapidité exceptionnelle. Pourtant cet
auteur ne suit pas les conclusions de M. Faucher, considérant
l'oscillation pré-pliocène comme de nature encore purement eu-
statique.

En Espagne autant qu'en France, partout où nous avons suivi
le Pontien en faciès continental, nous avons reconnu le même
caractère de sédiments de pénéplaine et, dans les montagnes, nous
avons pu reconstruire à cette époque l'existence de la même situa-

tion orographique : un paysage mûr à dômes peu élevés. Après
le Pontien, cette vaste plaine montagneuse a été soulevée, mais à
divers degrés. De grandes cassures se sont formées ou bien des
failles préexistantes ont agi de nouveau. Les plateaux centraux et
les Pyrénées se sont surélevés naturellement le plus, mais même
les bassins de l'Ebre et d'Aquitaine, affaissés par rapport aux
montagnes avoisinantes, peuvent avoir subi également une légère
élévation. En tout cas, ils n'ont pas été abaissés au-dessous du
niveau de la mer, le Plaisancien marin y faisant défaut. Cepen-
dant à la même époque est née, par suite d'un effondrement ab-
solu, la Méditerranée occidentale (Haijg, 1920, p. 1739) qui, par
ses eaux, a également envahi les dépressions, probablement effon-
drées, de Roussillon et de la vallée du Rhône. A côté de ces effon-
drements de grande extension, il s'est formé des fossés, dus à de
grandes failles rectilignes et parallèles, entre autres les fossés de
la Haute Sègre et de la chaine côtière catalane. Dans ces fossés
et dans les grands effondrements, comme dans le bassin d'Aqui-
taine à Orignac et Saint-Gaudens les sédiments de pénéplaine ont
été conservés, recouverts après le rajeunissement du relief par
des dépôts détritiques en partie très grossiers.

Ces mouvements verticaux, contemporains aux derniers plisse-
ments en bordure de la Meseta ct dans les domaines subbétique
et bétique (Gignoux et Fallot, 1927) et dans le Mont Lubéron en
Provence, ont été accompagnés d'une violente effervescence vol-
canique. Ces surélévations et effondrements résulteraient d'une
des dernières « grandes distensions » comme se le représente
M. Argand.

L'abaissement du niveau de base par suite du soulèvement à la
transition du Miocène au Pliocène est, dans les Pyrénées au
moins, de 250 m. (de 1.950 à 1.700 m.).

Le soulèvement total des Pyrénées après le Pontien va jusqu'à
2.000 m. au-dessus de la mer. C'est bien différent des massifs
avoisinants; dans la Meseta le soulèvement va jusqu'à 1.050 m.,
au Plateau Central, à 1.120 m. dans le Velay, à 960 m. dans le
CantaL II est donc absolument impossible de réduire les abaisse-
ments de base simplement à des mouvements eustatiques, ainsi
que le veut M. Baulig.

Après avoir reconnu les relations du relief pendant le Pontien,
formant un point de repère assez certain, nous faisons suivre
quelques considérations sur l'histoire antérieure de la chaîne.

Le niveau des crêtes dans la zone axiale, tant que nous l'avons
suivi, forme une surface à peu près horizontale. Si l'on rapporte
à ce kiveau le Cadi, la Tossa de Alp et Pedra Força, il va en des-
cendant au delà de la Sègre, indiquant une inclinaison de 16 m.
par kilomètre. En prolongeant cette surface vers le Sud, on ne
touche pas encore les sommets méridionaux. Vraisemblablement,
cette inclinaison est la pente normale de l'ancienne surface de
dénudation ou bien elle est due à un bombement de l'axe de la
chaîne. La grande lacune de la sédimentation dans la chaîne en-
tre les poudingues bartoniens et le Sarmatien empêche de pré-
ciser l'âge de ce niveau des crêtes. Tout ce qu'on peut en dire, c'est
que d'une part il a succédé au plissement à la fm de l'Eocène, car
les poudingues bartoniens se sont ondulés partout, chevauchés
même dans la vallée de la Cinca (Dalloni, 1910). D'autre part,
la formation et le bombement éventuel de ce niveau a précédé la
phase de dénudation qui prend fm à la sédimentation du Sarma-
tien et du Pontien, car le niveau de 2.000 m. ne montre nullement
un tel bombement suivant l'axe principal, plutôt un soulèvement
en aval.

Pendant le Stampien, l'avant-pays des Pyrénées doit avoir subi
un plissement qui a élargi la chaîne plissée. Dans les Petites Pyré-
nées, cet âge du plissement est assez fixé (Feuille de Pamiers,
Astre, 1933); pour les repUs dans le bassin de l'Ebre à Olban-
Oliana, Cardona et Suria il paraît probable (Born, 1919). Après,
dès le début du Miocène, une transgression marine commence qui
se poursuit jusque dans le Helvétien et le (?) Tortonien, et qui
correspond donc à une phase d'érosion latérale sur les continents.
Il nous paraît permis de paralléliser provisoirement la formation
du niveau des crêtes avec la dénudation pré-stampienne pendant
laquelle le bassin de l'Ebre a été comblé. Puis le soulèvement,
peut-être le bombement de la pénéplaine aurait pris place pendant
le Stampien (? plissement savique, selon Stille, 1924). Pendant
le Miocène, aurait été rasé le niveau des fonds des cirques et
toute la grande surface d'érosion s'étendant de l'Espagne jusqu'en
France. Pendant le Sarmatien, çà et là, la sédimentation continen-
tale aurait été reprise, se continuant dans le Pontien. Durant cette
époque, les mouvements auraient débuté qui ont fractionné la
vaste pénéplaine.

En poursuivant l'histoire des Pyrénées après le Pontien, on
rencontre la première indication d'un mouvement de la chaîne

après le Plaisancien. En Roussillon, un soulèvement brusque et
important a chassé à cette époque la mer définitivement vers l'Est
(Depéret, 1885). Il a pour résultat que l'Astien lagunaire et con-
tinental recouvre en discordance le Plaisancien marin relevé de
10°. A ce mouvement, nous rapportons l'abaissement du niveau de
base jusqu'au-dessous du niveau de la Percha et l'effondrement
réitéré de la Cerdagne O. de Saillagouse. Pendant le reste du Plio-
cène, la chaîne à diverses reprises a été surélevée par saccades,
séparant les phases successives d'arrêt ou de surrection très lente
pendant lesquelles les méplats de 1.470 m. et de 1.420 m. et la
terrasse principale ont pu se former.

Pendant le Quaternaire, il s'est développé de vraies terrasses
d'accumulation, qui peuvent être mis en rapport avec les périodes
glaciaires, probablement le Rissien et le Wiirmien.

Selon notre conception, l'histoire tertiaire des Pyrénées orien-
tales s'est écoulée comme il est résumé dans le tableau ci-contre :

Formation des niveaux de 1.420 et 1.470 m.; sédi-
mentation lagunaire et continentale en Rous-
si lion.

Soulèvement de la chaîne; régression de la mer et
relèvement des couches plaisantiennes en
Roussillon; elîondrement posthume du fossé
de la Cerdagne et de Seo.
Formation des niveaux de la Quillane et de la
Percha.

Distension, fractionneinient et soulèvemient partiel
de la pénéplaine; surélévation des Pyrénées,
de la Meseta et du Plateau Central; affaisse-
ment de la Méditerranée occidentale et du
Roussillon; effondrement et comblemient des
fossés de la Sègre.
Pontien........ Dépôt des argiles et des

Sarmatien....... lignites à Hipparion. Dénudation jusqu'au ni-
veau des fonds des

Pachygyra princeps Reuss, 1854, p. 93, t. 888, f. 1-8.
Pachygyra princeps M. Edwahds, 1857, t. II, j). 212.
Pachygyra princeps Félix, 1903, p. 810.
Pachygyra princeps Oppenheim, 1930, p. 448.

Le polypier était empâté dans la roche et a été déterminé à
l'aide de surfaces polies. La forme générale et le relief sont donc
inconnus. 't-

Les séries cajicinales sont larges de 4-6 mm. La columelle est
très mince et continue. Les cloisons sont alternativement épais et
minces, les primaires formant un épaississement aplati au de-
vant de la columelle. On en compte 11-12 primaires et 11-12 se-
condaires dans une longueur d'un centimètre. Les ambulacres
sont subégaux, généralement de 12 mm. de largeur ct remplis d'un
tissu spongieux. Par places seulement, on voit les cloisons s'y con-
tinuer. En outre, les séries calicinales sont unies par de fortes
cloisons transversales concaves, situées à distances régulières de

5-7 mm. Cette disposition n'est mentionnée chez aucune Pachy-
gyra. C'est que, en général, on ne décrit que les caractères exté-
rieurs.

Notre forme correspond assez bien aux descriptions données par
Reuss et Félix de Pachygyra princeps, provenant de Brunstlock
et Nefgraben près de Gösau. Seulement Reuss mentionne les am-
bulacres mesurant 18-37 mm. de largeur, mais, dans ses figures,
ils sont plus minces. Quoiqu'aucun auteur ne décrive les cloisons
transversales dans les ambulacres, nous croyons notre espèce très
voisine ou identique à la forme de Gösau.

Horizon et localité : Maestrichtien de la Sierra de Cadi au Sud
de Serrât dels Curtals.

Dans les sections médianes de cette espèce, la forme des loget-
tes équatoriales est aberrante, spécialement au centre, de sorte
que la disposition en ogives a complètement changé. Les cloisons

des logettes se sont tellement épaissies que les lumina ont dimi-
nué, même complètement disparu. Seulement les orifices, relati-
vement larges, qui établissent les communications entre les loget-
tes de la couche équatoriale, restent ouverts et circonscrivent les

cloisons. Vers la périphérie, les dimensions des logettes augmen-
tent, tandis que les cloisons s'épaississent moins et la forme ogi-
vale réapparaît. Cette disposition, nulle part décrite, a été figurée
pour l'espèce Orbitocyclina minima par M. Vaughan (1929,
Pl. XX, 4). Dans les logettes latérales, coupées en direction trans-
versale, on reconnaît un épaississement semblable, les lumina des
loges s'agrandiàsant sensiblement vers la périphérie.

Il paraît que le protoplasme a occupé spécialement les loges
extérieures, mais que tout de même la communication avec les
logettes centrales a été gardée.

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Pl.. 1. — Carte géologique de la région entre la Sègre et la Sierra de Cadi.
Pl.. 2. — Coupes annéxes à la carte géologique.

Pl. 3. — Carte géoniorphologique de la vallée de la Haute Sègre et dc la
plaine de la Percha.

De Pyreneeën, beschouwd als verheffing van het aard-
oppervlak, zijn geen plooiingsgebergte, maar een opgeheven
denudatlevlakte.

De aanwezigheid van Lias in de ,.série sud-pyrénéennequot;,
in tegenstelling met het ontbreken van deze formatie in het
normale dekgebergte van de zuidflank van de aszone der
Pyreneeën, behoeft geen argument te zijn voor de opvatting
van de „série sud-pyrénéennequot; als een dekblad.

Voor de bepaling van de herkomst van de Nederlandsche
sedimenten door middel van de mineralogische samenstelling
verdient de kwantitatieve methode van EDELMAN de voor-
keur boven de meer kwalitatieve van VAN BAREN en
DRUIF.

DOLLO's reconstructie van den oorspronkelijken vorm
der tetrapoden-extremiteit is aannemelijk.

Ten onrechte plaatst TOUGAS het genus Barrettia
onder Orbignya. Zijn verwantschap met Vaccinites is grooter
dan met Orbignya.

De bepaling van het optisch karakter van optisch één-
en tweeassige kristallen door middel van compensatoren
wordt door JAEGER in zijn „Inleiding tot de studie der
kristalkundequot; ten deele onjuist afgebeeld en beschreven.
Zoo bevatten de figuren 465 en 466 storende fouten en
zijn de figuren 11a en 11b van Plaat III en de verklarende
tekst onjuist.

Scolithuszandsteen is te vergelijken met recente ,,zand-
koraalriffenquot; opgebouwd door Sabellaria alveolata L.

Een moderniseering van de staatkundige en sociale
structuur van Andorra heeft slechts zin, indien de drang
daartoe uit de bevolking zelf voortkomt. Ten onrechte meent
CHEVALIER, dat opheffing van de politieke zelfstandigheid
van Andorra en aansluiting bij Spanje in het belang van de
bevolking zou zijn.

Bij een geologische monographic van een landstreek be-
hoort als onderdeel een genetisch-geomophologische analyse.
Een landbeschrijving daarentegen behoeft, behalve de vormen
van het aardoppervlak, slechts de jongste geomorphologische
processen in haar beschouwing te betrekken, speciaal die,
welke plaats gevonden hebben sinds de vestiging van de
menschelijke groep.

Phocère sup. Terrasse tie 100 m. Terrasse de 10 m. Moraines remparts. Alluvions recentes horizont

Porphyrites quartzeuses.
a biotitk	a amphibole épigénisk a pyhoxène épigénisé
1 (1) Villech.	(8) Casa Garraba. (3) Villech.
(2) Villech.
(3) Villech.
(4) A moitié chemjn
entre Villech et
Estana.
(.''») 1.2.50 m. 0. lie
Bestanis.
(G) Barguja.
(7) S. (le Néfols.
Porphyrites sans quartz.
a hiotitk	a amphibole épigénisé a pyroxène épigénisé
(9) 750 m. SSO. de	(15) Serrât Mosbé, 500 (11) Entre Barguja et
Estana.	m. NO. de Es- Querforadat.
(10) Bestanis.	tana. (12) Entre Querf. et
,(11) Entre Barguja et	(16) Idem. C. Pubill.
Querforadat.	(17) Filon Tte de Pi.
(12) Entre Querfora-
dat et Casa Pu-
bill.
(13) Idem.
(14) S. de La Barcelo-
neta.
(15) Serrât Mosbé, 500
mètres NO. de
Estana.
p0rphyr(rr)es quartzeux silicifiés.
a biotite
(18) SE. de Casas del Ingle.
(19) Serrât dels Curtals.
	Tufs et brèches.
a biotite
(20) N. de Coll de Pan dis.
(21) Villech.
(22) S. de Boscal.
(23) Serrât dels Curtals.

	Sckistes		Argiles		Sables	o OoOqÔ oo oo nquot;
	siluriens.		f)liocènes.		[ilioc.	»quot;oOooS

1 Form.	Lii Fcsa	Hari- claiia	Frat d. Cadi	Trat d' Ksteiiedô	Serr. d. Curtals	Hoca Forad.	Coli de Pandis	C. Barguja	Coll. de Sé	Serr. Mosbé	pi;àd. Torres	Pedra	Mata Negra
1 1 i ^	20	20	110	—	—	-	—	—	3	—	—	—	—
l 2 (1.	70	110			—	—	—	40	10	45	—	—	—
c.	20 50	) 40		90	—	—	—	25	—	12	—	-	—
1).	20 50		? 140	1	55	35	—	25	40-50	45	35	25	—
a.	—	—	—	—	-	-	—	—	—	1	—	8	—
rll (1.' i	1	1 1	1 1	' (	1 i		—	100-120	100-120 1 [		100-0	1) résent	—
ff a.	± (iOO	f ! gt;±600 1	1 -f-1000	: ± 1000 '	^gt;130 i	1 gt;70				' 150
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