Stratigraphie, paléoécologie et foraminifères du paléogène des Alpes Maritimes et des Alpes de Haute-Provence (Sud-Est de la France)

Article original

Stratigraphie, paléoécologie et foraminifères du paléogène des AlpesMaritimes et des Alpes de Haute-Provence (Sud-Est de la France)

Stratigraphy, paleoecology and foraminifers of the Paleogenefrom the Alpes de Haute-Provence and the Alpes Maritimes

Károly Sztrákos a,*, Élodie du Fornel b,c

a Hall A3, 35, rue Savier, 92240 Malakoff, Franceb Division Géologie–Géochimie RB30, Institut Français du Pétrole, 1 et 4, avenue de Bois-Préau, 92852 Rueil-Malmaison, France

c Géosciences Rennes, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes, France

Résumé

Le Paléogène des Alpes Maritimes et de Haute-Provence représente une séquence sédimentaire complète commençant par la Formation àMicrocodium continentale et se poursuivant par les Couches à Cerithium, les Calcaires à Nummulites et les Marnes Bleues. Ces dernières sontsurmontées par la formation turbiditique des Grès d’Annot qui comblent le bassin. La sédimentation commence dans la zone à Nummulitesperforatus près de la base de la zone à Truncorotaloides rohri (P 14) et s’achève dans la zone à Cassigerinella chipolensis-Pseudohastigerinamicra (P 18) et NP 21 au sommet des Grès d’Annot. L’utilisation des marqueurs supplémentaires a permis un découpage plus fin à caractèrelocal (zones AMP 1 à 7). Les disparitions de Nummulites millecaput et de N. perforatus–N. ptukhiani, puis l’apparition de N. retiatusdéfinissent quatre zones à caractère également local (AMGF 1 à 4). La succession des associations de foraminifères benthiques a montrél’augmentation de l’épaisseur de la tranche d’eau à partir des milieux de la plateforme interne dans les Couches à Cerithium, l’installation dela plateforme carbonatée à grands foraminifères, puis son passage dans les étages de la plateforme externe et bathyaux dans les Marnes Bleueset dans les Grès d’Annot. La faible diversité de la faune des Grès d’Annot, avec la prédominance des espèces agglutinées indique un milieu maloxygéné riche en matière organique et turbiditique. L’utilisation d’une biozonation locale fine et de l’analyse séquentielle a montré que latransgression éocène s’est déroulée d’est en ouest en sept étapes (séquences SD 1 à 7). La sédimentation des Grès d’Annot est égalementdiachrone d’est en ouest. Elle débute dans les zones à Truncorotaloides rohri, P 14, AMP 1 à l’est et au Rupélien moyen (zone à Pararotaliaopima opima, P 20) à l’ouest (Barrême : Grès de Ville). La faune de petits foraminifères du Paléogène des Alpes Maritimes a été revue à partirde 400 échantillons. Elle est composée de 378 espèces. Deux nouveaux taxons sont proposés : Fissurina niceana n. sp. et Globocassidulinaalpina n. sp. Les espèces décrites par M. von Hantken (1884) des environs de l’Escarène et de Gorbio ont été revues.

© 2003 Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS. Tous droits réservés.

Abstract

Paleogene sedimentation in the Alpes Maritimes and Alpes de Haute Provence regions is composed of one complete sedimentary sequence.This sequence begins with the continental Formation from Microcodium and continues with the Cerithium layers, the Calcaires Nummuliti-ques and the Marnes Bleues, which are overlaid by the turbidites of the Grès d’Annot Formation. Sedimentation starts in the Nummulitesperforatus zone close to the base of ‘the Truncorotaloides rohri zone (P 14) and ends in the Cassigerinella chipolensis–Pseudohastigerina micrazone (P 18) and the NP21 zone in the upper part of the Grès d’Annot. More biomarkers were used in order to define a more detailed localbiozonation (biozones AMP 1 to AMP 7). Four local zones were also defined by the last occurrence of Nummulites millecaput andN. perforatus–N. ptukhiani and then by the first appearance of N. retiatus (AMGF 1–4). The evolution of benthic foraminiferal assemblagesshows an increase in bathymetry from the internal platform in the Cerithium layers to the calcareous platform with large foraminifers, then tothe external platform and the deep offshore environment of the Marnes Bleues and Grès d’Annot. Low faunal diversity in the Grès d’Annottogether with the predominance of agglutinated species indicates a poorly oxygenated, organic rich and turbidite environment. Seven steps (SD1 to SD 7) in the Eocene marine transgression are shown from East to West by detailed local biozonation and sequence analysis. Grès d’Annotsedimentation is also diachronous, beginning within the Truncorotaloides rohri zone (P 14, AMP 1) in the East and ending within the

* Auteur correspondant.

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Pararotalia opima opima zone (P 20, middle Rupelian) in the West (Barrême). Small foraminifer Paleogene fauna from the Alpes Maritimesand Alpes de Haute Provence was studied from 400 samples. It is composed of 378 species. Two new taxa are proposed: Fissurina niceana n.sp. and Globocassidulina alpina n. sp. The species from the Escarène and Gorbio neighborhood described by M. von Hantken (1884) werere-examined.

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Mots clés : Biostratigraphie ; Paléoécologie ; Paléobathymétrie ; Sédimentologie ; Foraminifera ; Bartonien ; Priabonien ; Rupélien ; Sud-Est de la France

Keywords: Biostratigraphy; Paleoecology; Paleobathymetry; Sedimentology; Foraminifers; Bartonian; Priabonian; Rupelian; South-east of France

1. Introduction

La connaissance des formations paléogènes des AlpesMaritimes et de Haute-Provence a atteint un niveau trèsélevé. Plusieurs équipes de sédimentologues travaillent ac-tuellement dans cette région, pour mieux comprendre la miseen place d’un système turbiditique, comme celui des Grèsd’Annot. En effet, avec l’épuisement des gisements pétro-liers classiques, les turbidites deviennent les objectifs priori-taires de la recherche pétrolière sous-marine. En revanche, laconnaissance biostratigraphique de ces formations a peu évo-lué depuis les années 1970.

La biostratigraphie a fait beaucoup de progrès dans lesdernières années et des échelles parallèles fondées sur diffé-rents groupes de fossiles sont de plus en plus précises. Dansle cadre du Paléogène, elles permettent de corréler des bio-zones à grands foraminifères de la zone infralittorale avecdes zones de foraminifères planctoniques et de nannoplanc-ton de la mer ouverte.

Notre but est de proposer un schéma de corrélation desbiozones adapté au Paléogène des Alpes Maritimes et deHaute-Provence, de montrer leur utilisation dans la strati-graphie séquentielle, dans les reconstitutions paléo-environmentales et de faire l’inventaire des foraminifèreséocènes et oligocènes, en grande partie inconnus, de cetterégion. Nous proposons également la révision des espèceséocènes que Hantken a décrit de l’arrière-pays niçois à la findu dix-neuvième siècle.

Pour cela, nous nous sommes appuyés sur les échantillonsprélevés par un de nous (E. F.) lors du lever d’un grandnombre de coupes dans les Grès d’Annot et dans la partiesommitale des Marnes Bleues sous-jacentes dans le cadre desa thèse de doctorat. Les coupes des localités classiques,comme le Col de l’Orme (Peira Cava), Fontaine de Jarrier(Contes) et Puget-Théniers ont également été échantillon-nées (Fig. 1). Les foraminifères de ces échantillons ont étédéterminés dans les lavages (K. SZ). Les nannofossiles cal-caires ont été étudiés par Madame Carla Müller.

2. Cadre géologique

La région étudiée se situe dans le sud-est de la France(Alpes Maritimes et Alpes de Haute-Provence) et dans lapartie occidentale de l’Italie (Vallée de la Stura). Cette zone

appartient au domaine externe de la chaîne alpine et estentourée de trois massifs cristallins externes, les Maures–Esterel au sud, l’Argentera–Mercantour à l’est et le Pelvouxau nord (Fig. 1).

Les séries étudiées dans ce travail appartiennent au Num-mulitique alpin et comprennent les trois termes classiquesdéfinis par Boussac en 1912 : les Calcaires nummulitiques,les Marnes Bleues et les Grès d’Annot. Elles se sont déposéessur un substratum Mésozoïque (Jurassique à Crétacé Supé-rieur) structuré pendant la phase compressive pyrénéo-provençale.

Les formations paléogènes des Alpes Maritimes et desAlpes de Haute-Provence sont très bien connues depuis lapremière synthèse de Boussac (1911a, 1912), puis par lesmémoires de Bodelle (1971) et Campredon (1977). La bi-bliographie des travaux antérieurs est bien résumée dans cespublications et nous ne souhaitons pas nous y attarder.

La sédimentation commence par des dépôts continen-taux : la « Formation à Microcodium » (Bodelle, 1971), quicomprend des sables bariolés, des calcaires lacustres à cha-rophytes et des niveaux siliceux, et son équivalent : lesPoudingues d’Argens, qui correspondent aux conglomératsinfra-nummulitiques d’origine fluviatile. Ces deux forma-tions n’ont pas fourni d’éléments pour leur datation, ellessont placées à l’Éocène inférieur, en équivalence avec lessables bariolés et des meulières de Vence et de Basse-Provence.

Le « Conglomérat à Microcodium » de Bodelle (1971,= « Formation à Microcodium » de Campredon, 1977) com-prend des couches conglomératiques, mais également descalcarénites, marnes versicolores, nodules et de petits bancsde calcaire. Ce « conglomérat » passe en continuité dans les« Couches à Cerithium diaboli », calcaires, grès et marnesqui s’enrichissent d’abord en gastéropodes pulmonés, puisen éléments laguno-marins : mollusques, foraminifères, etc.Leur dépôt commence au Bartonien inférieur à l’est, et dansla partie supérieure de cet étage à l’ouest.

Les « Couches à Cerithium diaboli » sont surmontées enconcordance par les Calcaires nummulitiques infralittoraux.

Les Calcaires nummulitiques peuvent être subdivisés entrois types (Ravenne et al., 1987) :

• calcaires bioclastiques de type wackestone à packstonecontenant des polypiers, des échinodermes et des alguesrouges, accompagnés d’un grand nombre de nummuli-tes (plateforme interne) ;

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• calcaires dits intermédiaires, marneux à polypiers isoléset riches en orthophragmines (plateforme externe) ;

• calcaires bruns, sombres de milieu plus confiné quimontrent une resédimentation par le biais de ravine-ments, de glissements, de mélanges de faunes et d’olis-tolithes, dépôts qui s’accumulent au pied des blocs.

L’âge des calcaires est Bartonien inférieur à l’est et Pria-bonien moyen–supérieur à l’ouest. La puissance de cetteformation varie entre 50 et 200 m.

Les formations carbonatées passent latéralement et verti-calement au terme intermédiaire du Nummulitique alpin : les« Marnes Bleues ».

La formation des Marnes Bleues scelle les calcaires ettémoigne d’un approfondissement du bassin. L’épaisseurmoyenne de cette formation est d’environ 200 m. Ravenneet al. (1987) y distinguent deux faciès : des marnes forte-ment calcaires (CO3Ca 60 à 70 %) riches en petits fora-minifères benthiques et des marnes brunes « inférieures »,plus argileuses, où l’on observe des indices de resédimenta-tion.

Le début de la sédimentation gréseuse, notamment l’arri-vée des Grès d’Annot (décrits par Gras, 1840) commence parun apport brutal de matériel détritique sous forme de dépôtsgravitaires (glissements, débris flows et turbidites) dans un

Fig. 1. Plan de position des coupes étudiées. Coupes : 1. Notre-Dame de la Fontaine, 2. Realdo, 3. Loreto, 4. Olivetta, 5. Trucco, 6. Mortola-Villatella, 7. CapMortola, 8. Menton, 9. Fontaine de Jarrier, 10. Col de Nice, 11. Notre-Dame-de-Bon-Cœur, 12. Col de l’Orme, 13. Quatre-Cantons, 14. Pierrefeu, 15. Route deCuebris, 16. Pont de Miolans, 17. La Rochette, 18. Puget-Théniers, 19. Scaffarels, 20. Braux Nord, 21. Col du Fa, 22. Baou Parou, 23. Vit-de-Castellane, 24.Barrême, Sauzeries.FB, Faille de Braux ; FTH, Faille des Trois-Hommes ; A, Massifs cristallins et paléozoïques ; B, Formations parautochtones éocènes et oligocènes ;C, Formations allochtones éocènes et oligocènes ; D, Failles chevauchantes ; E, Failles normales et décrochements.Fig. 1. Location map of the studied sections. Sections: 1. Notre-Dame de la Fontaine, 2. Realdo, 3. Loreto, 4. Olivetta, 5. Trucco, 6. Mortola-Villatella, 7. CapMortola, 8. Menton, 9. Fontaine de Jarrier, 10. Col de Nice, 11. Notre-Dame-de-Bon-Cœur, 12. Col de l’Orme, 13. Quatre-Cantons, 14. Pierrefeu, 15. Route deCuebris, 16. Pont de Miolans, 17. La Rochette, 18. Puget-Théniers, 19. Scaffarels, 20. Braux Nord, 21. Col du Fa, 22. Baou Parou, 23. Vit-de-Castellane,24. Barrême, Sauzeries.FB, Braux fault; FTH, Trois Hommes fault; A, Cristalline and Paleozoic massifs; B, Eocene and Oligocene par-autochthonous formations; C, Eocene andOligocene allochthonous formations; D, Thrust fault; E, Normal fault and strike slip fault.

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bassin profond, où l’épaisseur de la tranche d’eau atteint500 à 1000 m à l’est et 100 à 500 m à l’ouest. Le remplissageest progressif d’est en ouest : les dépôts ont un âge Bartoniensommital près de la frontière italienne, un âge Priaboniensupérieur–Rupélien inférieur entre Puget-Théniers et Allons(Campredon, 1977) et un âge Rupélien moyen dans le syn-clinal de Barrême (Callec, 2001 : Figs. 3 et 8). L’épaisseurdes grès peut atteindre plus de 1000 m. L’alimentation prin-cipale du bassin serait originaire du continent corso-sarde ausud (Ivaldi, 1974 ; Jean et al., 1985).

Les Grès d’Annot peuvent également être surmontés parune formation marneuse : les « Marnes brunes supérieures »ou directement, en discordance, par les précurseurs des nap-pes de Flysch à Helminthoïdes : les Schistes à blocs (Kerc-khove, 1964).

Les Marnes brunes supérieures sont composées d’argileset de silts bruns (Inglis et al., 1981). Leur apparition est liée àl’évolution de la série vers une moindre chenalisation et d’unaffinement du matériel détritique, à la suite du comblementprogressif du bassin. Néanmoins, des slumps sont présentsdans cette formation qui attestent d’un environnement dedépôt penté. Cette formation n’est visible que dans la partienord du bassin des Grès d’Annot (région des Trois-Évêchés).

Les Schistes à blocs sont décrits par Kerckhove (1964)comme une brèche sédimentaire à matrice pélitique à micro-bréchique, renfermant des blocs anguleux de calcaire et degrès. Leur avancée érode les « Marnes brunes supérieures » etles Grès d’Annot. Cette formation correspond aux couléesboueuses synchrones de l’avancée de nappes de charriagesous-aquatique. Elle surmonte les Grès d’Annot priaboniens(NP 19) à Peira-Cava et oligocènes (NP 21) au nord (Monta-gne de l’Avalanche) d’après nos datations. Les publicationsparues jusqu’à ce jour ne datent ni les « Marnes brunessupérieures », ni les Schistes à blocs, dépourvus de forami-nifères et de nannofossiles calcaires.

Dans le synclinal de Barrême, les Grès de Ville turbiditi-ques succèdent aux Marnes Bleues. Callec (2001) place cesgrès à la base de la zone P 20. Les Conglomérats de Clumancsus-jacents, de type molassique sont formés par trois niveauxconglomératiques qui s’intercalent dans une série marneuse(Graciansky et al., 1983). Le niveau supérieur appartient déjàà la zone P 21 et NP 24 du Rupélien d’après Callec (2001).Cette série marneuse est surmontée en discordance par lesformations continentales des Molasses rouges.

Les indices de tectonique synsédimentaire sont fréquentsdans la série nummulitique décrite ci-dessus et sont bienmarqués à partir du Priabonien inférieur (Moret, 1936 ;Pairis, 1971). Ils se manifestent par des glissements sous-marins (slumps, olisthostromes) et par les différencesd’épaisseurs liées aux failles : 300 m à la faille de Braux(Mougin-Grosso et Pairis, 1973), plus de 200 m à la faille desTrois Hommes (Faure-Muret et Fallot, 1971). Des faillessynsédimentaires des Marnes Bleues sont scellées par desGrès d’Annot dans le synclinal de Peira-Cava (Amy et al.,2000) et dans le synclinal d’Annot.

3. Description des coupes des Grès d’Annot étudiées

Les coupes levées se situent dans le sous-bassin sud desGrès d’Annot, composé d’une série de synclinaux autour duDôme de Barrot, où cette formation a été conservée (Fig. 1).Chaque synclinal a ses caractéristiques sédimentologiquespropres. Nous donnons les détails sur les quatre principaux :ceux de Saint-Antonin, d’Annot, de Grand Coyer et de Cha-lufy.

3.1. La coupe de Saint-Antonin : le cône alluvialnourricier (Fig. 2)

Dans le synclinal de Saint-Antonin, la transition Marnesbleues–Grès d’Annot est progressive. La partie basale de lacoupe (unité A : 0–215 m) est composée d’alternances debancs de sables fins à moyens et de niveaux d’argile que nousinterprétons comme des turbidites de basse densité de typeBouma (1962). Les bancs gréseux, centimétriques à décimé-triques, sont granoclassés, leurs bases sont planes. Les struc-tures sédimentaires, peu nombreuses, correspondent, dans lapartie supérieure du niveau sableux, à des lamines planesparallèles et des rides de courant, l’ensemble est bioturbé(terriers verticaux et horizontaux). Ils s’enchaînent suivantune évolution strato-granocroissante. Au-delà de ces alter-nances argilogréseuses on retrouve une sédimentation plusmarneuse, la transition entre ces deux formations n’est pasfacilement observable mais semble être progressive.

L’unité B (215–310 m) est constituée de bancs de sable(grès fin à gravier). De la base au sommet, elle comporte :

• des grès fins à grossiers à intercalations (centimétriquesà décimétriques) de niveaux plus fins pouvant allerjusqu’aux argiles. Les bases de bancs sont généralementplanes, seules quelques lamines planes parallèles exis-tent, l’ensemble est bioturbé ;

• des sables grossiers (bancs décimétriques à métriques,grès grossier à gravier), érosifs (présence de chenaux depetite taille) à laminations planes parallèles, mégaridesde courant, rides de courant et convolutes. Quelquesgalets d’argile peuvent être dispersés dans les bancs, ousoulignent le litage de mégarides ;

• des sables grossiers (bancs métriques à plurimétriques,grès très grossier à gravier) massifs amalgamés à nom-breuses surfaces d’érosion. Ils présentent souvent uncaractère graveleux à la base des bancs ou suivent lelitage des mégarides.

Ces bancs sont parfois intercalés avec des bancs de grès(centimétriques à décimétriques, grès moyen à grossier) àlaminations obliques, rides de courant drapées d’argile pou-vant être écrêtées et rides sigmoïdes. La présence de litageoblique de mégarides de courant sigmoïde avec courantsreverses, double drapage argileux et variation d’épaisseur dufaisceau délimitée par les doubles drapages argileux est ca-ractéristique d’une dynamique tidale (Visser, 1980), déjàsuggérée par Pickering et Hilton (1998) et Callec (2001).Cette unité est donc caractérisée par une bathymétrie super-ficielle.


Fig. 2. Transect de corrélation régionale dans le sous-bassin Saint-Antonin–Annot–Grand-Coyer–Chalufy. SIM, Surface d’inondation maximale.Fig. 2. Regional correlation panel of the Saint Antonin–Annot–Grand Coyer–Chalufy sub-basin. SIM, Maximum flooding surface.

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Un changement abrupt de lithologie est marqué à 330 mavec l’arrivée d’épais bancs de conglomérats et de sablesmassifs. La granulométrie des grès varie entre grès grossieret granules alors que celle des conglomérats varie entregraviers (pebbles) à blocs (boulders). Ces bancs sont d’épais-seur métrique à plurimétrique et ont une tendance granodé-croissante. Ces bancs sont souvent massifs sans structure, onpeut néanmoins observer des stratifications obliques danscertains d’entre eux. Les bases de bancs sont soit plates soitérosives.

On distingue deux types de conglomérats : ceux dont leséléments sont emballés dans une matrice (les plus fréquents)et ceux dont les éléments sont jointifs. Les clastes observésdans les conglomérats sont subarrondis à très arrondis. Ilssont majoritairement de nature métamorphique et éruptive :granite, rhyolite, apparition de galets d’andésite à la côte645 m ; on retrouve également des clastes gréseux et calcai-res (calcaires nummulitiques). Ces faciès grossiers caractéri-sent la suite de la série jusqu’à son toit. Néanmoins quelquesniveaux fins turbiditiques sont préservés, nous les utilisonspour délimiter les différentes unités : unité C (310–450 m) ;unité D (450–510 m) ; unité E (510–620 m) ; unité F (620–710 m) et unité G (720–875 m).

3.2. La coupe d’Annot : un bassin d’abord confiné puisun axe de transit pour les courants de turbidité chenalisés(Fig. 2)

La série gréseuse représente 800 m en épaisseur cumuléedans le synclinal d’Annot (Ravenne et al., 1987). La distri-bution des Grès ne permet pas une observation continue dansune seule coupe sédimentologique c’est pourquoi nous avonsconstruit une coupe composite. Celle-ci est assemblée àpartir des coupes de Saint-Benoit et Braux pour la base(unités A et B), puis de la coupe des Scaffarels (unités C, D etE), de la coupe du Baou-Parou (unité F) et de la coupe duFugeret (unité G). Les coupes du Baou-Parou et du Fugeretsont tirées de Laval et Albussaïdi, 1984.

La base de la coupe (unité A : 0–180 m) est une unitéconfinée qui est principalement développée dans la partie estdu synclinal d’Annot, au pied d’un bloc que délimite la faillede Braux (région du Col du Fa, de Saint-Benoit et de Braux).Cette unité est caractérisée par des alternances de bancscentimétriques de grès fins à moyens et de silts interprétéescomme des turbidites fines caractérisant un environnementdistal. Les faciès observés à Saint-Benoit sont beaucoup plusmassifs. La succession verticale de l’unité A est stratograno-croissante et traduit un ensemble progradant. Le dépôt del’unité A se fait sur une topographie préexistante, où laprincipale dépression est située à l’est de la faille de Braux.Les mesures de paléocourants indiquent une directionmoyenne sud-est–nord-ouest, toutefois elles présentent unedispersion assez large, pouvant être expliquée par la réflexiondes courants sur le plan de la faille de Braux (Kneller etMcCaffrey, 1999).

L’unité B (180–275 m) a une plus grande extension versl’ouest que l’unité A, même si les dépôts sont principalement

localisés sur le flanc est de la vallée du Coulomp, ils existentaussi, mais de façon plus réduite sur son flanc ouest. Cetteunité est caractérisée à sa base par des alternances siltomar-neuses et marnogréseuses stratogranocroissantes. En revan-che, sa partie supérieure est plus massive. Elle montre unegéométrie en onlap vers l’ouest, qui prouve le remplissaged’une topographie préexistante : le dépôt de l’unité B esttoujours confiné. Les figures de base de bancs sont commu-nes dans cette unité. Les mesures de paléocourants sont trèsdispersées et ont une direction moyenne sud-est–nord-ouest.

L’unité C (275–415 m) correspond au mégaglissement desGastres, caractérisé par un faciès chaotique dominé par desdépôts de galets inorganisés et de niveaux déformés. La basede cette unité est une surface d’érosion majeure qui scelle despetites failles synsédimentaires. L’épaisseur de l’unité C va-rie entre 20 et 100 m. Cette unité présente une extension plusdéveloppée vers le nord et vers l’ouest du synclinal qui estpeut être due à la migration des dépôts-centres vers l’ouest.Le mégaglissement semble dirigé vers le nord et est sûrementle résultat d’une déstabilisation majeure déclenchée par latectonique. La direction des paléocourants est nord–sud enmoyenne.

L’unité D (415–495 m) repose en conformité sur l’unité C,son épaisseur varie de 15 m à 70 m. Elle est composée dechenaux érosionnels ou de larges auges (scours) remplies pardes sables massifs amalgamés qui ont une granulométrie trèsgrossière à galets. Les bancs sont stratodécroissants.

L’unité E est caractérisée par deux types de faciès : dessables massifs et des niveaux hétérolithiques. Les sablesmassifs correspondent à des corps tabulaires à granulométriegrossière à galets interprétés comme le dépôt de turbiditeshaute densité.

Les niveaux fins sont composés d’alternances de bancscentimétriques de marnes et de sables dans lesquelles desséquences de Bouma et des bioturbations sont observables.Ces niveaux peuvent être interprétés comme des dépôts dedébordement de type levé, ou comme une forte baisse del’apport sédimentaire. Les mesures de paléocourants don-nent une direction vers le Nord–Nord-Ouest.

L’unité F est caractérisée par des barres sableuses massi-ves dans lesquelles la granulométrie varie de sables fins àgalets. Ces barres sont interprétées comme le dépôt de turbi-dites haute densité (Stanley et al., 1978 ; Laval et Albussaidi,1984 ; Kneller et Branney, 1995 ; Joseph et al., 2000). Cetteunité est la plus développée vers l’ouest (Baou-Parou) et versle nord (Le Fugeret) dans le synclinal néanmoins elle recou-vre les Marnes Bleues en onlap à l’ouest. Les mesures depaléocourants sont assez homogènes du Sud–Sud-Est auNord–Nord-Ouest (Callec, 2001 ; Laval et Albussaidi, 1984)

3.3. La coupe de Grand Coyer : une gouttière de transitentre les parties méridionales et septentrionales dusous-bassin (Fig. 2)

La coupe composite a été construite à partir de la coupeRocher du Carton (du Fornel et al., 2003) et de celle de Têtede Mouriès.


L’unité A est marneuse dans ce synclinal et les Grèsd’Annot débutent par l’unité B. Celle-ci, épaisse de 0–10 à80 m, consiste en un faciès hétérolithique riche en matièreorganique. La partie supérieure de cette unité est générale-ment composée d’un intervalle marneux plus ou moins dé-formé. Elle recouvre les Marnes Bleues en onlap vers le sudet semble avoir été basculée après son dépôt.

L’unité C (10–95 m) est massive et composée de conglo-mérats principalement à clastes jointifs. Dans la granulomé-trie des clastes, les galets dominent, mais des blocs ontégalement été identifiés. Ces conglomérats ont une extensionlimitée et semblent reposer en onlap vers le sud-ouest (GrandCoyer) comme à l’est (Pasqueires). Son épaisseur varie entre80 et 100 m.

L’unité D (95–205 m) correspond à un ensemble sableuxmassif d’environ 100 m, de granulométrie grossière à galet,interprété comme le dépôt de turbidites à haute densité. Lasurface basale de cette unité est une surface d’érosion ma-jeure (jusqu’à 100 m) ce qui implique des variations latéralesd’épaisseur dans cette unité.

L’unité E (205–260 m) montre une alternance d’ensem-bles sableux et de niveaux hétérolithiques qui varientd’épaisseur. Ces importantes variations d’épaisseur évoluentcomme un système de chenaux en compensation. Cette inter-prétation implique que le dépôt des unités antérieures a crééune topographie provoquant un déplacement du dépôt sui-vant.

L’unité F (260–335 m) comprend des niveaux hétérolithi-ques intercalés avec des bancs sableux métriques, qui corres-pondent probablement au dépôt de lobes.

Les unités C et D sont confinées alors que les unités E, F etG correspondent au débordement du système.

3.4. La coupe Chalufy : la partie distale du sous-bassin(Fig. 2)

Cette coupe est continue sur 400 m (Joseph et al., 2000).L’unité A est marneuse dans ce synclinal comme dans le casprécédent et les Grès d’Annot débutent par l’unité B.

L’unité B (0–145 m) correspond à des alternances debancs centimétriques sableux et d’interbancs silto-argileux.Des figures sédimentaires sont bien développées telles quedes laminations parallèles, des rides de courant, des rideschevauchantes et des convolutes. Ce faciès caractérise ledépôt de turbidites de basse densité et correspond à la partiedistale de lobes.

Une surface d’érosion majeure, profonde de 100 m, estidentifiée à la base de l’unité C (145–205 m), elle caractérisele premier système chenalisé érosif et présente une granulo-métrie très grossière à granules.

Les unités D (205–330 m), E (330–370 m) et F (370–390 m) correspondent à des unités sableuses massives et sontinterprétées comme le dépôt de turbidites de haute densité,séparées par des intervalles hétérolithiques d’épaisseur plu-rimétrique.

4. Biostratigraphie

Les études biostratigraphiques des formations paléogènesdes Alpes Maritimes et des Alpes de Haute-Provence ontdébuté au milieu du 19e siècle par les travaux d’Archiac etHaime (1853), puis de la Harpe (1879a, b) sur les nummuli-tes, dont plusieurs espèces ont été décrites de cette région.Hantken (1884) a publié la première monographie sur lespetits foraminifères du comté de Nice et également décrit denombreuses nouvelles espèces. Cette première période s’estachevée par les publications de Boussac (1911a, b, 1912).

À partir des années 1950 et jusqu’aux années 1970 du 20e

siècle, les études biostratigraphiques ont pris un nouvel essor.L’utilisation des biozones fondées sur les microorganismesplanctoniques (foraminifères et nannofossiles calcaires) apermis une datation plus précise en utilisant les échellesintégrées (Gubler et al., 1952 ; Espitalié et Sigal, 1961 ;Campredon, 1977 ; Campredon et al., 1966 ; Bodelle, 1971 ;Bodelle et al., 1966, 1968, 1971 ; Besson et al., 1970, 1972 ;Campredon et Toumarkine, 1972 ; Besson, 1973 ; Mougin-Grosso et Pairis, 1973 ; Mougin, 1978). La révision desgrands foraminifères a également été réalisée (Blondeau,1968 ; Blondeau et al., 1968). Plus récemment, Schaub(1981) a publié des données sur les nummulites de cetterégion.

Les études micropaléontologiques ont été reprises depuisles années 1990, à la suite de l’intérêt que les sédimentolo-gues portent sur la formation turbiditique des Grès d’Annot(Joseph et al., 2000 ; Callec, 2001 ; du Fornel et al., in press).Ainsi, de nouvelles coupes ont été décrites en détail et com-plètent nos connaissances sur la géologie de cette région.

4.1. Zones de grands foraminifères

Les premiers travaux synthétiques, où les grands forami-nifères ont été utilisés pour dater les formations des Alpes duSud, ont été réalisés par Boussac (1911a, b, 1912). Unenouvelle biozonation à l’aide de grands foraminifères a étéproposée par Blondeau et al. (1968) et utilisée par Bodelle en1971 et par Campredon en 1977 pour la corrélation entre lessynclinaux. Blondeau et al. (1968) ont distingué trois zones :

• la zone A est caractérisée par la présence de Nummulitesmillecaput, Discocyclina archiaci et Assilina exponens.N. perforatus, N. brongniarti, N. puschi, N. striatus etN. ptukhiani (cité comme N. praefabianii) sont deséléments communs de cette zone ;

• la zone B contient encore N. perforatus, N. striatus et N.ptukhiani. On note la disparition de N. brongniarti, N.puschi et Alveolina oblonga dans cette zone. Discocy-clina pratti et Asterocyclina taramelli apparaissent à sabase et D. archiaci disparaît à son sommet. À la limitedes zones B et C, on observe souvent une associationcomposée de N. striatus et N. aff. fabianii, sans N.perforatus et N. ptukhiani (Bodelle, 1971) ;

• la zone C est caractérisée par l’absence des grandesnummulites bartoniennes à piliers citées et par l’appari-


tion de Nummulites fabianii, N. bouillei, N. incrassatuset N. garnieri. N. striatus persiste dans la partie infé-rieure de l’intervalle. Les grands foraminifères sont ra-res dans les Grès d’Annot. Gubler et al. (1952) onttrouvé Operculinoides cf. nassauensis, espèce considé-rée oligocène à Annot même et Bodelle et al. (1966)mentionnent Nummulites striatus, N. fabianii etN. bouillei de différents affleurements de cette forma-tion autour de Saint-Antonin qu’ils placent au Priabo-nien.

Depuis la publication de ces travaux, la systématique denombreux groupes a été révisée et de nouveaux schémas debiozones et d’échelles intégrées ont vu le jour dans les ré-gions appartenant à la Téthys. Notons la monographie deSchaub (1981) sur les nummulites, celles de Less sur lesorthophragminés (1987, 1989, 1998), puis les schémas debiozones de Cavelier et Pomerol (1986), Serra-Kiel et al.(1998) et Hardenbol et al. (1998). La comparaison des pro-positions de ces publications et les résultats issus de l’étudedes coupes des Alpes Maritimes et de Haute-Provence met enévidence les faiblesses respectives des différents schémas.

Dans le domaine des grands foraminifères, les zones A etB de Blondeau et al. (1968) correspondent à la zone deN. brongniarti–perforatus–ptukhiani de Schaub (1981). Il aremarqué que N. striatus apparaît dans la partie supérieure decette zone et que Assilina exponens se cantonne à sa base,sans que l’extension stratigraphique de ces espèces se recou-vre. Serra-Kiel et al. (1998) ont identifié leur zone à grandsforaminifères SBZ 17, 18 et 19 avec les zones A, B, C desAlpes Maritimes. Ces auteurs limitent l’extension de N. per-foratus et N. brongniarti à la zone SBZ 17 et font apparaîtreN. striatus dans la zone SBZ 18, en contradiction avec lesobservations faites dans les coupes-types qu’ils proposent decette région : La Mortola pour la première et La Penne etScaffarels pour la seconde (Sztrákos, 2000). La zone SBZ20 peut être identifiée à Scaffarels, grâce à la présence ponc-tuelle de N. retiatus (Blondeau, 1968) dans un banc decalcaire gréseux, au milieu des Marnes Bleues. Cet horizonse place à la base de la zone à Turborotalia cerroazulensis s.l., indiqué par la présence des genres Cribrohantkenina etGlobigerinatheka, mais sans G. semiinvoluta.

Blondeau et al. (1968) ont placé l’apparition de Discocy-clina pratti et Asterocyclina taramelli à la base de la zone Bet la disparition de D. archiaci à son sommet. La comparai-son de ces extensions stratigraphiques et celles proposées parLess (1987, 1998), issues de la révision des orthophragminéslaisse supposer que ces déterminations sont en partie erro-nées : Less propose un âge Yprésien–Lutétien basal pour legroupe de D. archiaci et Yprésien inférieur–moyen pour A.taramelli. Cela signifie que les orthophragminés des AlpesMaritimes doivent être révisés avant que l’on puisse lesutiliser pour la biostratigraphie.

Pour conclure les observations sur la biostratigraphie desgrands foraminifères, nous proposons de revenir au schémaproposé par Boussac (1911a, 1912) avec des modificationsmineures, même si nous pourrions utiliser le découpage

proposé par Blondeau et al. (1968). Les zones locales suivan-tes sont désignées par les abréviations AMGF (Alpes Mariti-mes Grands Foraminifères) et un numéro d’ordre (Fig. 3).

Nous définissons la zone AMGF 1 par la présence deNummulites millecaput et Assilina spira (= Lutétien supé-rieur de Boussac, zone A de Blondeau et al., pro parte). Enl’absence d’autres éléments biostratigraphiques (absence deforaminifères planctoniques et d’études sur les nannofossi-les), il est difficile de situer la partie inférieure de cette zonedans les échelles biostratigraphiques parallèles. Les corréla-tions avec d’autres régions de la Téthys ont montré l’hétéro-chronisme de la disparition de N. millecaput (dans les zonesP 14, NP 17 en Aquitaine et P 16, NP 18 ? en Arménie ;Sztrákos et Castelltort, 2001) et on peut supposer que l’appa-rition de N. stiatus se décale également dans le temps. Ainsi,en Aquitaine, cette espèce apparaît au sommet du Calcaire deBrassempouy inférieur, correspondant à la partie supérieurede la zone à Truncorotaloides rohri (P 14) et à la zone NP 17(Sztrákos et al., 1998). En revanche, en Hongrie, sa premièreprésence est proche de la zone à Orbulinoides beckmanni(P 13) et se situe aux alentours de la limite des zones NP16/NP 17, sous la discordance qui a été reconnue entre leszones à O. beckmanni et T. rohri (Sztrákos, 1987 : Tableau 1).Compte tenu de ces éléments, le début de la transgressiondoit se placer entre ces deux extrêmes dans les Alpes Mariti-mes, probablement dans les zones à T. rohri et NP 17. Desprécisions pourront être obtenues grâce à l’étude du nanno-plancton des marnes marines qui s’intercalent dans la forma-tion à Microcodium dans les coupes de Bevera et Trucco(Campredon, 1977 : p. 26–30).

La zone AMGF 2 est un intervalle entre les disparitionsde N. millecaput–Assilina spira et de N. perforatus–N. ptukhiani. N. brongniarti, N. puschi et Alveolina elon-gata s’éteignent au sein de l’unité. Cette zone correspond à lafaune auversienne de Boussac.

On observe plusieurs associations de nummulites à la basedu Priabonien (zone AMGF 3). La première est caractériséepar la présence de N. aff. fabianii et est également présente àla base du stratotype du Priabonien (Barbin, 1988). Ladeuxième est dominée par N. striatus, sans nummulites bar-toniennes ou priaboniennes. Nous avons observé Pellatispiramadaraszi, dans ce niveau, dans une coupe des Quatre Can-tons (WLAC). Les apparitions de N. fabianii et N. garnieripeuvent s’effectuer au-dessus de ces associations, commedans les coupes de ce synclinal (Campredon, 1977), à Pier-refeu, route de Cuebris, Collongues et Saint-Antonin–LaRochette (Bodelle, 1971), ou immédiatement après la dispa-rition des nummulites bartoniennes à piliers, notammentdans les sections de Saint-Antonin–La Penne (Bodelle,1971), Puget-Théniers (Campredon, 1977), Scaffarels (Bo-delle et al., 1971) et Col du Fa (Mougin-Grosso et Pairis,1973 : Figs. 6 et 7). N. striatus disparaît dans la zone AMGF3, dans un niveau qui correspond à la base de la zone àTurborotalia cerroazulensis s. l.

La zone AMGF 4 est définie par la présence de N. retiatuset est équivalente de la zone SBZ 20 de Serra-Kiel et al.


(1998). Ces deux dernières zones constituent la faune pria-bonienne de Boussac.

Les grands foraminifères sont très rares dans l’Oligocène.Nous n’avons trouvé que Nummulites cf. vascus dans unéchantillon (coupe de Saint-Antonin, éch. GAB 1).

4.2. Zones de foraminifères planctoniques

La biozonation de foraminifères planctoniques utiliséepar Campredon (1977) a été établie par Toumarkine. Dans lesMarnes Bleues, Toumarkine a déterminé les zones à Globi-

Fig. 3. Événements biostratigraphiques et comparaison des biozones utilisées dans les Alpes Maritimes.Abréviations : A. Monte Cagnero, Ancona (Parisi et al., 1988) ; B. Berggren et al., 1995 ; CB. Cordillères Bétiques (Molina et al., 1988) ; AM. Alpes Maritimes(Campredon, 1977 ; Mougin-Grosso, 1973 et ce travail). * Coupe de Scaffarels ; ** Coupes d’Olivetta, Sospel et Peira-Cava (Campredon, 1977).Fig. 3. Biostratigraphic events and biozone correlations used in theAlpes Maritimes.Abbreviations: A. Monte Cagnero,Ancona (Parisi et al., 1988); B. Berggrenet al., 1995; CB. Betic Cordillera; (Molina et al., 1988); AM. Alpes Maritimes (Campredon, 1977; Mougin-Grosso, 1973 and this work). * Scaffarels section;** Olivetta, Sospel et Peira-Cava sections (Campredon, 1977).


gerinatheka kugleri, Globorotalia lehneri, Orbulinoidesbeckmanni, Truncorotaloides rohri, Globigerinathekasemiinvoluta et Globorotalia cerroazulensis. Elles sont équi-valentes des zones P 11-P 17 de Berggren et al. (1995).

Les corrélations biostratigraphiques (Cavelier et Pomerol,1986 : Hardenbol et al., 1998) mettent en évidence l’incom-patibilité entre les datations obtenues dans le Bartonien àpartir des nummulites et des foraminifères planctoniques.Ainsi, la présence de la zone à Nummulites perforatus à labase de la série éocène exclut l’existence de la zone à Globi-gerinatheka kugleri et de la partie inférieure de la zone àGloborotalia lehneri. Si l’on tient compte également desnannofossiles calcaires, il devient évident que les marnes àforaminifères planctoniques ne peuvent être plus anciennesque la partie supérieure de la zone à Orbulinoides beck-manni. En effet, la limite des zones NP 16/17 se situe danscette zone et la zone de nannoplancton la plus anciennereconnue est celle de NP 17 dans cette région (Besson et al.,1972). Toutefois, la coupe étudiée par ces auteurs ne contientpas les marnes les plus anciennes qui se limitent à la partieorientale de la région étudiée. Les espèces planctoniquesdécrites de ces marnes indiquent la zone à Truncorotaloidesrohri, les formes représentatives des zones sous-jacentesétant absentes.

Le Priabonien est jalonné d’événements biostratigraphi-ques qui permettent un découpage plus fin que les schémasde zonation existants. Une échelle locale est donc proposéequi offre la possibilité de caler dans le temps les séquences dedépôt de troisième ordre. Ces zones sont indiquées par lesigle AMP (Alpes Maritimes Plancton) et par le numérod’ordre, en commençant par le bas (Fig. 3). Cette figurepermet également de les situer dans les échelles standard deToumarkine et Luterbacher (1985) et Berggren et al. (1995).Les conditions locales qui influencent la présence des espè-ces indicatrices peuvent rendre la reconnaissance de ceszones délicate.

Une revue bibliographique montre les écarts entre lesapparitions et disparitions de quelques marqueurspriaboniens-rupéliens dans les coupes de Monte Cagnero(Italie, Parisi et al., 1988), du nord des Appennins (Mancin etPirini, 2001), dans les Cordillères bétiques (Molina et al.,1988) et dans les mers tropicales (Berggren et al., 1995 ;Fig. 3). Leur comparaison incite à une certaine prudencequant à leur valeur stratigraphique dans les Alpes Maritimes,où les foraminifères planctoniques sont souvent rares et malconservés. Les hachures de la Fig. 3 indiquent les intervallesdont la définition est incertaine :

• AMP 1 : intervalle entre l’apparition des foraminifèresplanctoniques au-dessus des calcaires à Nummulitesmillecaput-N. perforatus et la disparition des globorota-lidés épineux (Morozovella spinulosa, Truncorotaloidesrohri, T. topilensis, Acarinina spinuloinflata ; = P 14partim) ;

• AMP 2 : intervalle entre la disparition des formes men-tionnées et l’apparition de Globigerinatheka semiinvo-luta. Cette unité correspond à la zone à Dentoglobige-

rina eocaena décrite de la région pyrénéenne, reconnueégalement dans les Cordillères bétiques et en Egypte(pour une revue détaillée voir Sztrákos et Castelltort,2001). Elle se situe au sommet du Bartonien, en équiva-lence avec la partie sommitale de la zone P 14. Notonstoutefois, que cette zone est absente dans les coupesd’Olivetta, Sospel et Peira-Cava et G. semiinvoluta ap-paraît immédiatement au-dessus de la disparition desgloborotalidés épineux, comme à Monte Cagnero (Pa-risi et al., 1988). G. semiinvoluta a été signalé récem-ment en association avec des globorotalidés épineux duBartonien par Mancin et Pirini (2001) du nord des Ap-pennines. Ceci jette un doute sur la valeur stratigraphi-que des apparitions et disparitions des marqueurs autourde la limite des zones P 14–P 15 et Truncorotaloidesrohri–Globogerinatheka semiinvoluta. Ces disparitionsont un caractère aléatoire et il est peu probable qu’ellessoient influencées par les variations de température,puisque tous les cas s’observent dans la région nord-méditerranéenne ayant appartenu au même domaine pa-léoclimatique ;

• AMP 3 : intervalle entre les apparitions de G. semiinvo-luta et Turborotalia cerroazulensis cocoaensis (= baseP 15, Priabonien inférieur). Notons que les G. semiinvo-luta sont rares et de petite taille (Toumarkine, 1983) ;

• AMP 4 : Intervalle entre l’apparition de Turborotaliacerroazulensis cocoaensis et la disparition de G. semiin-voluta (= P 15 sommital, Priabonien moyen). L’appari-tion de T. cerroazulensis cf. cunialensis (forme inter-médiaire) précède de peu la disparition deGlobigerinatheka semiinvoluta dans les coupes des Al-pes Maritimes. Jusqu’à maintenant, nous n’avons pasobservé de formes typiques de T. cerroazulensis cunia-lensis et les illustrations données par les auteurs ayanttravaillé dans le secteur (Toumarkine in Campredon(1977) ; Callec, 2001) sont peu convaincantes et mon-trent également des formes de transition, selon la défini-tion originelle de Toumarkine et Bolli (1970). Par ce fait,les Alpes Maritimes montrent des affinités avec le Bas-sin d’Aquitaine, où l’on n’observe que les mêmes for-mes intermédiaires (Sztrákos, 2000). Cribrohantkeninainflata apparaît dans cet intervalle. T. cerroazulensispomeroli disparaît près du sommet de cette unité ;

• AMP 5 : intervalle entre les disparitions de Globigeri-natheka semiinvoluta et du groupe de Turborotalia cer-roazulensis (approximativement P 16, Priabonien supé-rieur). Les travaux de Mougin-Grosso et Pairis (1973)montrent que les autres représentants du genre Globige-rinatheka (G. index index, G. index tropicalis, G.luterbacheri) disparaissent un peu plus haut que la li-mite inférieure de cette unité. Ceci est égalementconfirmé par nos travaux dans la coupe de Puget-Théniers. Cribrohantkenina lazzarii a été observée pourla première fois dans cet intervalle, mais sa grande rareténe permet de fixer avec précision ni son apparition, ni sa


disparition (coupe de Saint-Antonin, éch. CUMI 5, 7,CUM 1, 5, 7) ;

• AMP 6 : intervalle entre la disparition du groupe de T.cerroazulensis d’une part et des hankénines et cribro-hantkénines d’autre part (= P 17, Priabonien sommital).La définition de cette unité est théorique dans les AlpesMaritimes, ces derniers genres étant très rares dans larégion. Seul Bodelle et al. (1971) mentionnent ce typed’association dans la coupe de Scaffarels, où les hantké-nines dépassent de peu la disparition du groupe de T.cerroazulensis. Cette association n’est représentée paraucun des échantillons que nous avons étudiés. En re-vanche, il a été bien identifié en Italie (Parisi et al., 1988 ;Mancin et Pirini, 2001), dans les Cordillères bétiques(Molina et al., 1988) et par Berggren et al. (1995) ;

• AMP 7 : intervalle entre la disparition des hantkénineset celle du genre Pseudohastigerina (P. micra et P.barbadoensis-naguewichiensis, = P 18, Rupélien infé-rieur). Cette zone est caractérisée par la présence desespèces qui apparaissent déjà à l’Éocène : Subbotinaeocaena, S. cryptomphala, S. tripartita, S. angiporoi-des, S. linaperta, S. utilisindex et rares Paragloborota-lia opima nana, Turborotalia increbescens, « Globige-rina » ampliapertura. Les espèces qui semblentapparaître dans la zone sont de petite taille : Tenuitellaliverovskae, Pseudohastigerina naguewichiensis. Larare présence de Globigerina tapuriensis a été signaléedans les coupes de Saint-Antonin, Fontagne et LaCombe (éch. STA 1, FONT 21, COMB 1). Dans cettedernière, elle coexiste avec Pseudohastigerina micra. Ilfaut noter que l’apparition de G. tapuriensis est unévénement hétérochrone : elle se situe dans l’Éocènedans certaines coupes italiennes (Priabona, Barbin,1988 ; Monte Cagnero, Parisi et al., 1988), mais dans laP18 oligocène d’autres coupes italiennes (nord des Ap-pennines, Mancin et Pirini, 2001) et d’après Berggren etal. (1995). Cette association et celles de l’Éocène mon-trent des affinités avec la microfaune d’Italie septentrio-nale à climat tempéré chaud. La fréquence ponctuelledes globigérinidés de petite taille à la base du Rupélien(Tenuitella liverovskae, Globigerina offıcinalis, Late-rostomella) marque une période brève de refroidisse-ment et d’ouverture probable de liaisons vers la Paraté-thys centrale, où cette faune est prédominante (coupe deSaint-Antonin, éch. CUM 12, 13). La microfaune deséchantillons étudiés ne permet pas d’affirmer la pré-sence des niveaux plus récents que les zones P18 et NP21 à l’est du synclinal de Barrême.

Callec (2001) a signalé deux associations de foraminifèresplanctoniques du Rupélien dans les coupes du synclinal deBarrême. La première occupe les Marnes Bleues jusqu’à dixmètres au-dessous des Grès de Ville, avec Globigerina tapu-riensis et G. ampliapertura (zones P 18 et P 19), puis appa-raissent Globigerina ciperoensis et Paragloborotalia opimaopima de la zone P 20 (zone à Paragloborotalia opimaopima). Bodelle (1971) a placé ces niveaux dans le Rupélien

inférieur, datation incompatible avec la présence de G. cipe-roensis qu’il mentionne (Cavelier, 1979). Les formationsmarines de Barrême s’arrêtent dans la zone P 21. Globige-rina angulisuturalis, son marqueur, apparaît sous le 3e ni-veau de conglomérat. Le nannoplancton du même niveauindique une zone NP 24 basale, avec la présence de Spheno-lithus ciperoensis et Helicopontosphaera compacta (Bo-delle, 1971).

4.3. Les petits foraminifères benthiques

Quelques espèces de petits foraminifères benthiques peu-vent aider à dater les formations paléogènes des Alpes Mari-times. Ainsi, l’apparition de Reussella tortusa s’effectue à labase du Priabonien. Bulimina sculptilis se limite à l’Oligo-cène inférieur. Cette espèce apparaît à la limite Éocène–Oligocène. Elle ne dépasse pas la limite NP 21/NP 22 enHongrie (Sztràkos, 1982) et disparaît dans la zone NP 22 enBavière (Cicha et al., 1998). Les apparitions de Spirorutiliscarinatus, Karreriella siphonella, Bolivina beyrichi, Uvige-rina hantkeni, Angulogerina tenuistriata, Hanzawaiaboueana, Valvulineria palmarealensis indiquent égalementl’entrée dans le Rupélien.

4.4. Les nannofossiles calcaires

La première étude des nannofossiles calcaires a été réali-sée par Bodelle et al. (1971), dans la coupe des Scaffarels. Ilsont démontré la présence de la zone à Discoaster tani nodiferdans les 20 m basaux des marnes, puis celle de la zone àIsmolithus recurvus, indiquée par l’apparition de l’espècenominale (60 m). Discoaster barbadiensis disparaît à la basedu banc à Nummulites retiatus, dans la zone à Turborotaliacerroazulensis s. l., bien plus bas que la limite Éocène–Oligocène (Cavelier, 1979). Les 55 m des marnes sommitauxdevront donc appartenir à la zone à Ericsonia subdisticha.

Besson et al. (1972) ont étudié d’une manière très dé-taillée le nannoplancton de la coupe du Ruch, au nord dusynclinal d’Annot. Les premiers mètres de marnes sont dé-pourvus de Chiasmolithus oamaruensis. On peut donc ratta-cher cet intervalle à la zone NP 17 de Martini (1971). Il fautsignaler que cette apparition s’effectue ici dans le Priabo-nien, pour des raisons probablement faciologiques. Cet évé-nement se situe dans le Bartonien dans de nombreuses ré-gions de la Téthys (Sztràkos, 2000 ; Sztràkos et Castelltort,2001). Les apparitions successives d’Ismolithus recurvus etSphenolithus pseudoradians définissent les zones NP 19 etNP 20. Discoaster barbadiensis disparaît à la base des grès.Besson et al. (1972) ont mentionné D. saipanensis de la zonedes alternances des grès et marnes, jusqu’à l’avant-dernierbanc de marne. Compte tenu de l’abondance d’Ericsoniasubdisticha dans ce niveau, ces auteurs concluent que ceDiscoaster y est remanié. Les données bibliographiques indi-quent que l’acmé d’E. subdisticha se situe à la base de lazone CP 16b d’Okada et Bukry (1980), proche de la limiteÉocène–Oligocène (Perch-Nielsen, 1985 ; Parisi et al.,1988).


Les nouvelles datations montrent que la limite MarnesBleues–Grès d’Annot se trouve dans les zones NP 18 dans lesecteur des Quatre-Cantons, NP 19 dans celui de Sangui-nière, dans la zone NP 20 dans les secteurs de Saint-Antonin,d’Annot, de Chalufy et des Trois-Évêchés et dans la zoneNP21 dans le secteur Grand Coyer.

5. Paléoécologie des foraminifères

L’enchaînement des associations de foraminifères recons-titue les variations de la salinité et de l’épaisseur de la tranched’eau et à partir de là, l’évolution de l’espace disponible pourla sédimentation (accommodation), entre les milieuxestuariens-lagunaires et abyssaux. Il faut souligner que cesorganismes permettent d’estimer des paléoprofondeurs dansles domaines profonds, sous le niveau de l’action des vaguesde tempêtes, où la sédimentologie manque de repères. C’estdonc un outil indispensable pour l’analyse séquentielle.

Une première estimation a été faite par Mougin (1978), àpartir du rapport des foraminifères planctoniques et benthi-ques. Elle a estimé les paléoprofondeurs à 100 m à la base desmarnes et 900 m au sommet.

En utilisant les associations de foraminifères benthiques,on peut obtenir des estimations plus fines, d’autant plus quel’évolution du rapport planctonique–benthique en fonctionde la profondeur est loin d’être linéaire (Murray, 1991 ;Ujetz, 1996). Les formations marines paléogènes des AlpesMaritimes et de Haute-Provence représentent les milieux quis’étendent des environnements lagunaires à salinité réduite àl’étage bathyal jusqu’à 1000 m de profondeur environ.

Les milieux lagunaires sont représentés par les « Couchesà Cerithium diaboli ». Leur microfaune est riche en Valvu-lammina sp., Miliolidae, Spirolina sp., Bolivina sp. et Discor-bidae (coupe de Trucco, Campredon, 1977). Les associationsde la plate-forme carbonatée sont réparties selon le schémad’Arni (Decrouez et Lanterno, 1979). Sur la plate-formeinterne (« arrière-barrière », 0 à 30 m), Alveolina, Orbitoliteset d’autres miliolinés dominent. Dans les Alpes Maritimes,ce milieu occupe une place réduite, à la base des séquencesdes formations carbonatées du Bartonien et du Priabonien.Avec l’augmentation de l’épaisseur de la tranche d’eau, lesnummulites deviennent prédominantes et apparaissent Aste-rigerina et Rotalia de grande taille (30 à 80 m). Elles sontassociées à Nonion commune, Lobatula carinata, Neoepo-nides schreibersii, etc. Entre 80 et 130 m, les grands forami-nifères plats, comme Assilina, Operculina, Orthophragmi-nae sont fréquents et le nombre d’espèces des petitsbenthiques augmente. Les Operculina, Discocyclina et Aste-rocyclina sont fréquentes dans la partie supérieure des calcai-res et dans la zone de transition vers les formations marneu-ses. La présence de grands foraminifères à morphologieproche est signalée jusqu’aux profondeurs de 100–130 mdans l’Actuel (Murray, 1991 ; Hottinger et al., 1993). L’appa-rition de Globocassidulina et Uvigerina au sein des carbona-tes indique que la profondeur de la tranche d’eau a atteint

30 à 70 m, d’après des observations faites dans l’Actuel(Blanc-Vernet et al., 1984 ; Frerichs, 1970 ; Haake, 1977 ;Golik et Phleger, 1977 ; Mathieu, 1971 ; Phleger et Parker,1951 ; Waller, 1960). Ces uvigérines sont peu ornées et ontune forme plutôt cylindrique (Uvigerina eocaena nuda, U.cocoaensis topilensis). Heterolepa megomphala est fré-quente dans ces milieux.

Les associations de petits foraminifères benthiques de-viennent très variées à partir de 100–130 m de profondeur.L’apparition des genres Ammodiscus, Bigenerina, Martinot-tiella, Karreriella montre que la profondeur a dépassé 100 m(Murray, 1973). La présence de Cribroparella (proched’Osangularia), Reticulophragmium (anciennement Cy-clammina), Pleurostomella indique que la limite supérieurede l’étage épibathyal (200 m) a été franchie (Biswas, 1976 ;Sztrákos, 1979 ; Mathelin et Sztrákos, 1993). Ces genrescaractérisent les Marnes Bleues éocènes et la partie infé-rieure des Grès d’Annot. Uvigerina eocaena à forme coni-que, fortement costulée, U. acutocostata, Buliminatruncana-sculptilis et les variétés striées de Praeglobobuli-mina pyrula sont typiques de ces associations.

Nuttallides truempyi indique la partie supérieure del’étage mézobathyal, au-dessous de 500 m de profondeur(Morkhoven et al., 1986). Il est souvent associé à Buliminatrinitatensis, Cribroparella pteromphalia, Oridorsalis um-bonatus, Pleurostomella, Nodosarella. Bulimina bellardii(= B. semicostata) a été signalée des profondeurs voisines ousupérieures à 1000 m par Morkhoven et al. (1986). Elle a étéidentifiée dans la coupe de Pra Roustand (éch. PRA 2). Demême, ces auteurs considèrent que Heterolepa grimsdaleiapparaît à partir de la même profondeur. Elle est rare danscertaines coupes (Tête de Mouriès, Tête du Ruch, Peira-Cava). La faune à Nuttallides truempyi se limite aux MarnesBleues, nous l’avons surtout observé dans le faciès des mar-nes brunes inférieures. Elle est fréquemment rencontrée dansla partie orientale des Alpes Maritimes (dans le synclinal deContes et plus à l’est). Les foraminifères abyssaux sontabsents de cette région.

On observe au sommet de l’Éocène (Saint-Antonin, éch.CUMI 1 à 3) et dans quelques niveaux de l’Oligocène (cou-pes de La Combe, Tête du Ruch, La Mole, Tête de Méric ;éch. COMB 1, RUCH 1, SMOL 1, TM 2) une associationcomposée surtout de foraminifères planctoniques. Cette dis-position indique une mer ouverte avec des eaux propres, bienoxygénées près de la surface et pauvres en oxygène et/outurbiditiques au fond.

Les Grès d’Annot proprement dits montrent des associa-tions variées, avec des changements rapides. La premièrecontient une faune relativement riche, de 20 à 60 espèces deforaminifères benthiques. Elle est caractéristique de l’étageépibathyal, comme l’indique la présence locale de Reticu-lophragmium acuticostatum, R. amplectens, Repmaninacharoides, Ammodiscus sp., Bulimina sculptilis et Cribropa-rella pteromphalia. Cette faune se trouve dans les argilesclaires, de couleur gris beige, parfois feuilletée, peu sableuseet est présente dans la partie sud de la région étudiée, dans les


anticlinaux d’Annot et Saint-Antonin. Elles apparaissentpendant les périodes de rétrogradation, quand les sédimentsgrossiers restent bloqués loin du site considéré.

Ujetz (1996) a mis en évidence la présence de fondsmarins mal oxygénés dans le Paléogène de la Haute-Savoie.De tels milieux existent également dans notre secteur, mar-qués par les associations, où dominent les foraminifèresagglutinés et des genres Bolivina, Bulimina, Praeglobobuli-mina, Uvigerina, Chilostomella à tests souvent pyritisés.

Une partie des Grès d’Annot, plus particulièrement dansle secteur nord est caractérisée par une faune pauvre, où desforaminifères agglutinés prédominent, sans formes plancto-niques. D’après Kaminski et al. (1988), l’abondance de cegroupe est liée aux sédiments détritiques épais, riches enmatières organiques et pauvres en carbonates, qui s’accumu-lent dans les bassins à subsidence rapide. Cette observationconvient parfaitement aux conditions de dépôt des Grèsd’Annot. Dans ce cas, on voit un milieu turbiditique avecbeaucoup de matières en suspension près de la surface, em-pêchant le développement du plancton et avec une sédimen-tation rapide au fond dans les bassins isolés, où la rareté del’oxygène crée un environnement défavorable aux foramini-fères benthiques et plus particulièrement aux formes hyali-nes. Ce faciès correspond au « Flysch noir » des auteurs, quiest très souvent azoïque par ailleurs. Ces associations à ag-glutinés peuvent également habiter les milieux estuariens(Pujos, 1983) ou les marécages à palétuviers (Bishwas,1976), mais les figures sédimentaires et les rares foraminifè-res hyalins qui les accompagnent dans nos échantillons ca-ractérisent l’étage épibathyal et excluent de tels milieux dansles Alpes Maritimes. Les associations à foraminifères agglu-tinés sont groupées autour de trois types qui se succèdent enfonction de la dégradation des conditions de vie.

Dans la première association dominent les Haplophrag-moides. Le nombre d’espèces varie entre 1 et 10, où Bathy-siphon sp., Vulvulina haeringensis, Bulimina sculptilis, Pla-nulina costata, Falsoplanulina ammophila, Cibicidoidesungerianus, Chilostomella sp., Heterolepa megomphala,Oridorsalis umbonatus et Gyroidinoides girardana sont oc-casionnellement présents. Elle a été observée dans les coupesde Sanguinière, Tête de Mouriès, La Combe, Tête du Ruch,Col du Fa, Chalufy, Gros Vallon de Saint-Benoit, GrandCoyer, Saint-Antonin.

La deuxième dérive de la précédente, mais l’espèce domi-nante est Eggerella sp. 2 de petite taille, taxon probablementnouveau. Les espèces auxiliaires ont été citées ci-dessus,auxquelles s’ajoutent Cassidulina alabamensis, Preaglobo-bulimina pyrula et Charltonina budensis. Le nombre d’espè-ces varie entre deux et dix. Cette association est restreinte ausynclinal de Saint-Antonin.

La troisième association est la plus appauvrie en individuset en espèces, avec un à cinq taxons par échantillon. Lesformes « dominantes » sont des Bathysiphonidae indétermi-nables, composés des fragments pouvant appartenir aux gen-res Silicobathysiphon, Psammosiphonella, Rhabdamminaou Rhizammina. Les espèces périodiquement présentes sont

surtout agglutinées : Haplophragmoides latidorsatus, Vulvu-lina haeringensis, Ammosphaeroidina sp., Trochamminaquadriloba, Karreriella chilostoma, Dorothia fallax, D.traubi. Les formes hyalines sont très rares : Cibicidoidesungerianus, Chilostomella sp., Gyroidinoides girardana.Neugeborina ewaldi est commune. On observe souvent de lapyrite qui remplit des terriers d’un diamètre de quelquesdixièmes de millimètre (Chondrites isp. ?). Cette faune a étéobservée dans les coupes de Peira-Cava, Sanguinière, Trois-Evêchés, Montagne de l’Avalanche, Col de l’Estrop, Saint-Antonin, La Mole et Saint-Benoit.

Certains niveaux gréseux sont dépourvus de foraminifè-res. Ceci est la conséquence du fait que la faune benthiquen’a pu se développer dans un milieu fortement perturbé, où letaux de sédimentation est très élevé. Ces biotopes se repeu-plent progressivement, quand la vitesse de sédimentationdevient plus lente.

Nous n’avons pas encore rencontré des assemblages ca-ractéristiques des milieux infralittoraux dans les Grès d’An-not. Les formes déplacées provenant de ces biotopes sontrares (Spirillina sp., Lobatula lobatula, L. carinata, Asteri-gerina rotula, Neorotalia armata, Nummulites sp.).

5.1. La stratigraphie séquentielle des formationspaléogènes des Alpes Maritimes et de Provence(Figs. 4–8)

Les travaux de Boussac (1911a, 1912), ainsi que les mo-nographies de Bodelle (1971) et Campredon (1977) ont mon-tré la transgression progressive du Bartonien et du Priabo-nien dans les Alpes Maritimes et de Haute-Provence. Bodelle(1971) a établi les étapes de la transgression bartonienne, ense basant sur la répartition des différents faciès des forma-tions carbonatées. Une biozonation plus fine que nous propo-sons ici et l’application des principes de la stratigraphieséquentielle permet d’affiner ces schémas et de les étendresur l’ensemble de la zone d’étude, en mettant en évidence lespassages latéraux entre les carbonates infralittoraux et mar-nes pélagiques d’une part et entre ces dernières et les Grèsd’Annot d’autre part. Les séquences sont aisément recon-naissables dans les milieux infralittoraux, mais les traces deprogradation–rétrogradation s’effacent dans les marnes épi-bathyales et dans les Grès d’Annot dans le secteur oriental,où la sédimentation rythmique et l’arrivée massive des élé-ments grossiers masquent des événements d’ordre supérieur.

Les coupes levées par Campredon (1977) près de la fron-tière italienne montrent deux séquences de dépôt dans lazone AMGF 1 à Nummulites millecaput. Pendant cette pé-riode, le pôle le plus marin se situe près de Realdo (Figs. 4 et6). Les premiers dépôts éocènes sont des conglomérats, sur-montés par 25 m de calcaires de teinte noire à nummulites etlithothamniées brisées, indiquant une plate-forme interne. Ilssont surmontés par une alternance de schistes et de calcairesriches en orthophragmines de la plate-forme externe. Cethorizon achève la première séquence (SD 1). Elle passelatéralement aux conglomérats versicolores à ciment argi-


leux à Trucco qui sont surmontés par des marnes sableusesgrises bleues. La séquence se termine ici par un banc argilo-sableux, épais de quelques centimètres contenant des num-mulites et Tympanotonos. La deuxième séquence (SD 2)commence par une masse de calcaire sur une épaisseur de60 à 70 m à Realdo, avec la même association que lescalcaires sous-jacents. La séquence se termine par des calcs-chistes parfois sableux et conglomératique gris bleu à noir.Sa faune est composée de nummulites et discocyclines de laplate-forme externe. La coupe de Trucco montre des facièsplus proximaux : un horizon riche en charophytes et mollus-ques lagunaires remaniés occupe la base (niveau 3a, Campre-don, 1977 : Fig. 6). La sédimentation se poursuit par 12 à14 m de calcaires noirs et marnes à mollusques laguno-marins. Des horizons siliceux et bitumineux apparaissentdans la partie supérieure de la coupe. La séquence se terminepar une couche argileuse épaisse de quelques centimètres quin’enferme que de rares mollusques de petite taille.

La succession des deux séquences s’observe également àOlivetta (Fig. 7), avec des faciès continentaux. Seule ladeuxième séquence a été observée dans les coupes de Cap

Mortola, Gorbio (Menton) et à la Notre-Dame de Bon Cœur(Peira Cava ; Campredon, 1977). Elle y est représentée pardes calcaires bioclastiques à Nummulites millecaput ou àassilines. La séquence est continentale dans les coupes deMortola-Villatella et au Col de Nice près de Contes.

Les deux premières séquences ont été également obser-vées dans la partie septentrionale de la région étudiée, maisles données bibliographiques ne permettent pas de les distin-guer (Fig. 4). Elles sont présentes dans les conglomérats debase à Châteauvieux et à Chamotte, sous la barre de calcaireà N. brongniarti, dans la série du Pelat (Anonyme, 1968) ;dans la nappe de l’Embrunais-Ubaye, à la base de la sérieéocène (Rousset et al., 1983) ; dans les Grès de Séolanes etdes Conglomérats polygéniques de la feuille de Barcelonette(Kerckhove, 1974) ; dans la zone subbriançonnaise ; dans lesbassins de la Brigue et de Tende, ainsi qu’au revers nord del’Argentera (Campredon, 1977).

Campredon (op. cit.) a noté que N. perforatus, N. bron-gniarti et N. striatus étaient déjà présents dans la premièreséquence de dépôt du Bartonien à Forquin. Cette formationest surmontée par des calcaires nummulitiques de la

Fig. 4. Transgression du Bartonien et du Priabonien dans les Alpes Maritimes et de Haute-Provence.A. Massifs cristallins et paléozoïques ; B. Formations parautochtones éocènes et oligocènes ; C. Formations allochtones éocènes et oligocènes. SD1 à SD7.Séquences de dépôt successives.Fig. 4. Bartonian to Priabonian marine transgression in the Alpes Maritimes and Alpes de Haute-Provence.A. Cristalline and Paleozoic massifs; B. Eocene and Oligocene par-autochthonous formations; C. Eocene and Oligocene allochthonous formations. SD1 toSD7. Successive depositionnal sequences.


deuxième séquence qui contiennent Assilina exponens etN. millecaput à Loreto (Blondeau et al., 1968). Ainsi, lerattachement de la formation à Microcodium à la zoneAMGF 1 ne fait pas de doute dans ce secteur.

À Trucco, la troisième séquence de dépôt (SD 3) com-mence par 7–8 m de conglomérats et se poursuit par unebarre de calcaire bioclastique argilo-gréseux puissante de40 m. Cet ensemble appartient déjà à la zone AMGF 2,compte tenu de l’absence de Nummulites millecaput et desassilines. Le passage est progressif vers les marnes sus-jacentes. Elles deviennent riches en foraminifères planctoni-ques, montrant la poursuite de la transgression. C’est par lescalcaires de cette séquence que commence la sédimentationau Col de l’Orme (Peira Cava, Fig. 7) et à la Fontaine deJarrier (Contes). À Pierrefeu, la corrélation laisse supposerqu’elle est représentée par les conglomérats et calcaires

continentaux à charophytes et gastéropodes pulmonés (Bo-delle, 1971).

La quatrième séquence (SD 4) repose sur une surfaceravinée, soulignée par une accumulation de nummulites dansla coupe d’Olivetta (Fig. 7). Elle se poursuit par une barrecalcaire épaisse, puis par des marnes pélagiques. Ces calcai-res passent latéralement dans une alternance marne-calcairedans le synclinal de Peira Cava et à Mortola. La séquencecommence par des calcaires bioclastiques et se poursuit pardes alternances calcaire-marne, au-dessus des formations àMicrocodium à Pierrefeu. Elle est entièrement continentaleaux Quatre-Cantons. Les Grès d’Annot apparaissent danscette séquence à Cap Mortola (Fig. 5).

Les vallées incisées se remplissent par des dépôts conti-nentaux dans le secteur de Saint-Antonin au début de la

Fig. 5. Date d’apparition des Grès d’Annot dans les Alpes Maritimes et de Provence. Cette carte est fondée sur les datations de foraminifères planctoniqueset de nannofossiles calcaires issues des publications de Campredon, 1977 (Contes, Sospel, Menton, Olivetta, Bevera and Mortola) ; Callec, 2001 (Barrême)et de nos travaux. 1, datation. 2, absence de datation.Fig. 5. Synthetic map showing apparitions of Grès d’Annot Formation in Alpes Maritimes and Alpes de Haute-Provence. This map is based on planktonicforaminifers and calcareous nannofossils from Campredon, 1977 (Contes, Sospel, Menton, Olivetta, Bevera and Mortola areas); Callec, 2001 (Barrême area)and our samplings.1, dating. 2, no dating.


cinquième séquence (SD 5), puis des calcaires bioclastiquesles recouvrent et envahissent également les régions émergéesdes synclinaux des Quatre-Cantons, Puget-Théniers – Entre-vaux (Blondeau et Campredon, 1965a, b), Saint-Antonin etAnnot. La séquence se place au sommet du Bartonien,comme l’indique la présence de Nummulites perforatus. Lesmarnes sableuses à N. striatus et N. variolarius deVilleneuve-Loubet et de Biot (Blondeau et al., 1969) appar-tiennent probablement à cette séquence. L’absence de N. per-foratus peut s’expliquer par le faciès argileux, défavorable àcette espèce. Les Grès d’Annot atteignent Mortola-Villatellaet Trucco (Figs. 5 et 6).

Pendant la séquence SD 6 (Priabonien inférieur, zoneAMGF 3), la mer atteint le synclinal de Blieux (coupe de Vitde Castellane, Bodelle, 1971), recouvre les parties encoreémergées du synclinal d’Annot (Braux Nord, Mougin-Grosso et Pairis, 1973). Sa partie basale est carbonatée, puiselle devient marneuse, pélagique. Des niveaux gréseux etcarbonatés apparaissent au sommet de la séquence dans lesynclinal de Saint-Antonin et à Scaffarels. On observe la

progradation des Grès d’Annot dans cette séquence : ilsapparaissent à sa base à Olivetta et un peu plus haut dans lesecteur de Peira-Cava (Fig. 7).

Au cours de la septième séquence (SD 7), les marnesréapparaissent au-dessus des horizons gréso-carbonatés deSaint-Antonin et des Scaffarels et la sédimentation marinecommence dans le synclinal de Barrême (Bodelle, 1971).Elle termine la sédimentation marneuse dans les anticlinauxau sud-est de la région étudiée et les séquences sus-jacentess’inscrivent dans le contexte turbiditique des Grès d’Annot.Cette séquence commence dans la zone AMGF 4 à Nummu-lites retiatus et dans la zone à Turborotalia cerroazulensis s.l. (AMP 5), et occupe également la partie basale du Rupélien(AMP 7). Cette séquence correspond à l’unité A des Grèsd’Annot (Fig. 2).

Sept séquences de dépôt (unités A à G ou SD 7 à SD 13)ont été définies dans les Grès d’Annot et corrélées sur l’en-semble du bassin d’Annot. La caractérisation de ces séquen-ces repose sur leurs granulométries, leurs structures sédi-mentaires et leurs architectures de dépôt. La corrélationrégionale (Fig. 2) montre :

• une variation importante de l’épaisseur de l’unité A, quipeut être interprétée comme l’influence d’une paléoto-pographie développée dans un contexte de tectoniquesynsédimentaire avant le dépôt des Grès d’Annot ;

• la présence d’un point haut entre les régions d’Annot etde Grand Coyer, qui confinerait le dépôt des unités A etB dans la partie sud du sous-bassin (Laval et Albussaïdi,1984 ; Apps, 1987 ; Hilton, 1995 ; Sinclair, 1994, 2000 ;du Fornel et al., in press) ; néanmoins ces auteurs sont endésaccord sur l’époque de débordement de ce pointhaut ;

• une discontinuité majeure a été identifiée à la base del’unité C. Celle-ci marque un changement brutal dans lagranulométrie (apparition des conglomérats), et est as-sociée à des mouvements synsédimentaires tels que lemégaglissement des Gastres dans le synclinal d’Annot,le basculement de l’unité B dans la région de GrandCoyer et les surfaces d’érosion majeures dans les ré-gions de Grand Coyer et de Chalufy. L’unité C marque lecomblement des gouttières morphologiques. Les unitéssupérieures (D à G), d’épaisseur relativement constante,représentent la sédimentation sur tout le bassin et corres-pondent à un remplissage homogène de celui-ci à la finde sa structuration.

La sédimentation de ces sept séquences de dépôt dansl’ensemble du bassin d’Annot est contemporaine du dépôtdes Marnes Bleues plus à l’ouest, dans la région de Barrême.

La cause de la transgression nummulitique est encore sujetde discussion. Siddans (1979) et Templier (1979) ont écritque les grès s’étaient déposés dans un contexte globalementcompressif, avis partagé plus tard par Apps (1987), Lawson(1987) et Vially (1994). Les études de Pairis et al. (1986),Ravenne et al. (1987), puis Hamiti (1994) mettent en évi-dence des failles normales Nord-Est–Sud-Ouest ayant jouépendant la sédimentation éocène, dans un contexte extensif.

Fig. 6. Séquences de dépôt du Bartonien entre Realdo et Trucco (d’aprèsCampredon, 1977, modifié).Fig. 6. Bartonian depositional sequences between Realdo and Trucco (afterCampredon, 1977, modified).


Pour Ravenne et al. (1987), cette phase d’extension débuteau Priabonien et est liée à une phase de distension qui seprolonge à l’Oligocène ayant des directions Est–Ouest etNord-Est–Sud-Ouest. Emre et Truc (1978) la font commen-cer au « Lutétien » (actuellement Bartonien), davantage enaccord avec les observations. Ford et al. (1999) pensent quele bassin des Grès d’Annot à l’Éocène moyen et supérieurcorrespond à un bassin flexural qui migre vers le nord-ouestet qui se ferme au sud-ouest par le soulèvement du massif desMaures-Esterel. À partir de l’Oligocène inférieur, la subsi-dence n’est plus détectable, la nappe de l’Embrunais-Ubayese met en place et provoque un raccourcissement orientésud-ouest.

Notre étude confirme l’influence d’une tectonique com-pressive, qui se manifeste lors du dépôt des Grès d’Annot etencore plus lors de la mise en place des Schistes à blocs, maisaussi la présence de structures extensives locales. Pour mieuxcomprendre ces deux phénomènes, il serait nécessaire dereprendre l’étude des failles synsédimentaires (orientation,période d’activité, âge d’une inversion éventuelle) dans cha-que secteur afin de pouvoir modéliser l’évolution descontraintes dans le temps et dans l’espace.

6. Systématique

Les petits foraminifères ont été étudiés à partir de400 échantillons environ. Une centaine était azoïque, corres-pondant au faciès « flysch noir ».

L’état de conservation des petits foraminifères des AlpesMaritimes est médiocre en général, à cause de la diagénèse etla compaction des sédiments, liées en grande partie à latectonique compressive qui a largement affecté cette partiedes Alpes. Ils sont mieux conservés dans la partie sud de larégion étudiée, de Puget-Théniers à Menton, et fortementrecristallisés plus au nord. Malgré cela, nous avons pu déter-miner 378 espèces. La grande majorité d’entre elles est bienconnue de la Téthys occidentale et nous ne donnons pas dedescription et d’illustration. Elles ont été largement figuréesdans les publications de Mathelin et Sztrákos (1993) et deSztrákos (2000) qui illustrent parfaitement notre conceptionde ces espèces. Nous avons plutôt figuré les taxons qui n’ontpas été encore signalés de l’Éocène des Alpes Maritimes etdes formes caractéristiques de l’Oligocène, dont la faune n’apas encore été étudiée. Nous avons souvent privilégié lesdessins à la chambre claire aux photos au microscope élec-tronique à balayage qui a davantage permis de faire ressortirles traits caractéristiques, malgré leur mauvais état de conser-vation.

Le Calvez (in Campredon, 1977) a utilisé en grande partieles espèces décrites de l’Amérique Centrale et des États-Unis. Les taxons européens décrits au 19e siècle sont main-tenant bien connus et de nombreuses synonymies ontété mises en évidence entre les faunes des deux continents.Nous privilégions ici la terminologie européenne plus an-cienne, tout en donnant leurs équivalents américains les plusconnus.

Fig. 7. Séquences de dépôt bartoniennes et priaboniennes entre la région d’Annot et Trucco (d’après Campredon, 1977, modifié).Fig. 7. Bartonian to Priabonian depositional sequences between Annot and Trucco (after Campredon, 1977, modified).


Les taxons déterminés se répartissent parmi les différentssous-ordres comme suit :

Textulariina – 58Spirillinina – 2Miliolina – 8Lagenina – 104Robertinina – 5Globigerinina – 44Rotaliina – 157.Les sous-ordres Spirillinina et Robertinina sont toujours

pauvres en espèces. Le sous-ordre Miliolina est sous-représenté à cause de la faible extension des faciès de laplate-forme interne et de la compaction des calcaires qui nepermet pas de les dégager d’une manière correcte. Le nombreélevé des espèces des autres sous-ordres est en relation avec

la prédominance des milieux circalittoraux à épibathyaux,favorables à ces groupes.

L’extension stratigraphique des espèces déterminées estdonnée dans le Tableau 1, en terme de biozones de foramini-fères planctoniques. Le nombre d’espèces par biozones deforaminifères planctoniques fluctue, en grande partie à causede la quantité d’échantillons argileux disponibles, ceux-ciétant les plus riches, comme l’indique le tableau ci-dessous.

Biozones Foraminifèresbenthiques

Foraminifèresplanctoniques

AMP 1-2 124 18AMP 3 228 15AMP 4 154 19AMP 5-6 198 26AMP 7 213 21

Fig. 8. Lithostratigraphie, biostratigraphie, séquences de dépôt et événements tectoniques dans le Paléogène des Alpes Maritimes et de Provence.1. Continental (Formation à Microcodium) ; 2. Plate-forme interne (Couches à Cerithium diaboli) ; 3. Plate-forme carbonatée (Calcaires à Nummulites) ;4. Plate-forme externe (Marnes Bleues) ; 5. Talus continental et bassin bathyal (Marnes Bleues) ; 6. Turbidites (Grès d’Annot) ; 7. Dépôts de front dechevauchement ; 8. Dépôts molassiques, marins.Fig. 8. Lithostratigraphy, biostratigraphy, depositional sequences and tectonic events of the Paleogene system in the Alpes de Haute-Provence and the Alpesmaritimes.1. Continental (Microcodium Formation); 2. Internal platform (Cerithium diaboli strata); 3. Calcareous platform (Nummulitic limestones); 4. External platform(Blue Marls); 5. Continental slope and deep offshore (Blue Marls); 6. Turbidites (Grès d’Annot); 7. Thrust front deposits; 8. Marine molassic deposits.


Tableau 1Répartition des foraminifères dans le Paléogène des Alpes Maritimes et de Haute-ProvenceDistribution of Paleogene foraminifers in the Alpes Maritimes and in the Alpes de Haute-Provence






La variation du nombre d’espèces planctoniques est da-vantage liée à l’évolution de la faune : la disparition desgloborotalidés épineux à la limite des zones AMP 1-2 etAMP 3 n’est pas compensée par l’apparition des formesnouvelles, ce qui explique la diminution dans la zone AMP 3.Le nombre élevé d’espèces dans la zone AMP 5-6 s’expliquepar la survie des représentants du genre Globigerinatheka àla base et par l’apparition des espèces oligocènes au sommet.

La partie systématique se compose de deux parties : lapremière concerne la description de quelques espèces nou-velles, dont les types ont été déposés dans la collection duMuséum national d’Histoire naturelle (Paléontologie) de Pa-ris et la deuxième donne la révision des espèces décrites parMaximilien von Hantken de l’Escarène et de Gorbio en 1884.

Fissurina niceana n. sp.Pl. 2, Figs. 6, 7 et Pl. 3, Fig. 13Holotype : Pl. 2, Fig. 7. no d’inventaire : F62095.Paratypes : Pl. 2, Fig. 6, Pl. 3, Fig. 13. no d’inventaire :

F62096.Paratypes non figurés : no d’inventaire : F62097.Localité type : Coupe de Saint-Antonin, éch. 2.

x = 6°58’19″ ; y = 43°53’14″ (Rupélien inférieur, zones P 18,AMP 7).

Origine du nom : de la ville de Nice.Description : la partie inférieure du test est arrondie en vue

latérale et il s’amincit progressivement vers le haut. Il estovale en coupe transversale. Il est entouré par une carène dansle plan équatorial, aiguë dans la partie inférieure et arrondie enhaut. La surface est divisée en deux parties par un demi-cercle : au-dessous, on observe 11–17 côtes incurvées, subpa-rallèles ou obliques à la périphérie, excepté la côte centraledans l’axe du test qui est droite et se prolonge en forme d’uneépine courte qui se place à l’intersection de celle-ci avec lacarène latérale. La surface est lisse au-dessus de ce demi-cercle. L’ouverture est une fente droite au sommet du test,dans le plan équatorial. La perforation est très fine.

L’état de conservation ne permet pas d’observer le tubeinterne. Une coupe réalisée sur un exemplaire montre que lanouvelle espèce est uniloculaire.

Rapports et différences : Fissurina basistriata Klasz, LeCalvez et Rerat, 1969 (Miocène inférieur, Gabon) et Lagena

clowesiana Earland, 1934 (Actuel, Antarctique) ont uneforme générale et une ornementation costulée voisine decelles de la nouvelle espèce. Toutefois, les côtes sont répar-ties différemment chez ces taxons, montant jusqu’à l’ouver-ture, tandis que chez F. niceana n. sp., elles se limitent à lapartie inférieure du test. Lagena semicostata Sidebottom,1912 (Actuel, Sud-Ouest de l’Océan Pacifique) est l’espècela plus proche, mais elle possède une partie supérieure plusanguleuse, dessinant deux épaules en vue latérale. La nou-velle espèce a une forme plus arrondie.

Mensurations : Holotype (taille maximale) : lon-gueur = 0,80 mm ; largeur = 0,73 mm ; épaisseur = 0,60 mm.

Répartition géographique et stratigraphique : la nou-velle espèce n’a pas été encore signalée en dehors des AlpesMaritimes. Elle a été observée dans les coupes de Puget-Théniers (éch. PT 4), Braux (éch. Onlap Braux 2) du Priabo-nien supérieur (zones P 16, AMP 5) et de Saint-Antonin (éch.STA 1, SA 2) du Rupélien inférieur (zones P 18, AMP 7).

Fissurina n. sp.Pl. 3, Fig. 5

Cette Fissurina qui représente probablement une espècenouvelle est globuleuse et légèrement comprimée latérale-ment. Le test s’amincit vers le haut, où se situe l’ouverture enforme de fente droite. La partie basale du test est ornée parquatre épines courtes, alignées dans le plan équatorial. Surcertains individus, les épines sont plus nombreuses et serépartissent d’une manière désordonnée à la base du test. Lereste de la surface est lisse.

Elle a été observée au Priabonien supérieur (zones P 16,AMP 5) de Puget-Théniers (éch. PT 2, 4), et au Rupélieninférieur (zones P 18, AMP 7) de Saint-Antonin (éch. SA 1,6, CUM 11, 13).

Globocassidulina alpina n. sp.Pl. 2, Fig. 8 et Pl. 4, Fig. 3Holotype : Pl. 4, Fig. 3. no d’inventaire : F62098.Paratype : Pl. 2, Fig. 8. no d’inventaire : F62099.Paratypes non figurés : nos d’inventaire : F62100 et

F62101.


Localité type : Fontagne, éch. FONT 13. x = 6°51’29″ ;y = 43°54’13″ (Rupélien inférieur, zones P 18, AMP 7).

Origine du nom : de la chaîne des Alpes.Description : l’espèce est globuleuse, peu comprimée

latéralement. La périphérie est lobée. Le test est composé dequatre paires de loges enflées dans le dernier tour involute,qui croissent régulièrement. Les sutures intercamérales sontincisées, arquées entre les deux ou trois premières loges etdeviennent ondulées après. L’ouverture est une fente au fondd’un creux de la face aperturale, mal visible à cause de lamauvaise conservation. La surface est couverte par de petitespustules. La perforation est très fine.

Rapports et différences : Cassidulina algida Cushman,1944 (Actuel, Maine) possède cinq paires de loges, son testest plus globuleux, les sutures plus fortement incisées et sonornementation est plus fine. Cassidulina subglobosa Bradyvar. tuberculata Heron-Allen et Earland, 1922 (Actuel, An-tarctique) est également plus globuleuse avec des suturesincisées et sa surface est plus rugueuse. Globocassidulinahispida Sztrákos, 2000 (Lutétien supérieur au Priabonieninférieur, Aquitaine) est plus enflée avec une ornementationformée de fines épines. Aucune des espèces citées ne possèdedes sutures ondulées.

Mensurations : Holotype : diamètre = 0,21 mm, épais-seur = 0,17 mm. Taille maximale : diamètre = 0,23 mm ;épaisseur = 0,20 mm.

Répartition géographique et stratigraphique : la nou-velle espèce n’est connue que des Alpes Maritimes. Nousl’avons observé dans les coupes de Puget-Théniers (éch. PT3, 4) et de Saint-Antonin (éch. CUM 0, 7) appartenant au

Priabonien supérieur (zones P 16, AMP 5) et de celle deFontagne du Rupélien inférieur (zones P 18, AMP 7)(Fig. 9 et 10).

6.1. Révision des foraminifères décrits par Maximilien vonHantken des Alpes Maritimes

Pendant le voyage que Hantken a réalisé en Italie, il aséjourné à Turin, où Bellardi lui a offert quelques échan-tillons provenant des environs des villages de Scarena (ac-tuellement l’Escarène, au nord de Nice) et de Gorbio (au

Fig. 9. 1. Pseudohastigerina naguewichiensis (MYATLYUK). Fontagne, FONT 17. × 250. 2. Globigerina ampliapertura BOLLI. Fontagne, FONT 19. × 125.3. Globigerina angulioffıcinalis BLOW. Fontagne, FONT 19. × 250. 4. Globigerina offıcinalis SUBBOTINA. Fontagne, FONT 19. × 250. 5. Globigerinaoffıcinalis SUBBOTINA. Saint-Antonin, CUMI 12. × 140. 6. Globigerinatheka luterbacheri BOLLI. Puget-Théniers, PT 7. × 57.

Fig. 10. 1. Heterolepa grimsdalei (NUTTALL). Saint-Antonin, CUMI 1. ×26. 2. Gyroidinoides ? plummerae (CUSHMAN et BERMUDEZ). Saint-Antonin, SA 2. × 36.



nord-ouest de Menton), sans d’autres précisions sur les loca-lités. Il en a décrit quatorze nouvelles espèces : Haplostichescarenaensis, Lagena scarenaensis, Pleurostomella tenuis,P. incrassata, P. bellardii, Marginulina propinqua, M. sca-renaensis, Bulimina bellardii, B. minuta, Globigerina ap-planata, Globigerina globosa, Truncatulina scarenaensis,Rotalia bosniaskii, Pulvinulina meneghini. Ce travail deHantken était peu connu et les illustrations n’ont pas atteint laqualité de celles de ses publications précédentes. Par consé-quent, ces espèces ont été peu citées. Fornasini (1901) lesnote en partie dans une revue bibliographique et Cushman(1927a, b) reproduit les illustrations de trois Pleurostomella,sans commentaires. Par erreur, il a situé ces localités enHongrie. D’autres espèces sont tombées dans l’oubli et ontété décrites plus tard comme espèces nouvelles en Europe etaux États-Unis.

Les foraminifères benthiques identifiés par Hantken setrouvent actuellement à la chaire de paléontologie de l’Uni-versité Lóránd Eötvös de Budapest, mais nous n’avons puobtenir des renseignements concernant l’état de cette collec-tion. Une grande partie des espèces peut être identifiée dansnotre matériel à partir du texte et des illustrations de Hantken.Les deux foraminifères planctoniques, Globigerina appla-nata et G. globosa ont été révisés à partir des échantillonsd’origine (Sztrákos, 1973). Cette étude a montré que lesexemplaires de la première correspondaient à Turborotaliacerroazulensis pomeroli Toumarkine et Bolli et à une formede transition entre cette dernière et T. cerroazulensis cerroa-zulensis (Cole). Les quelques spécimens de Globigerina glo-

bosa étaient des individus jeunes de Globigerinatheka indextropicalis Blow et Banner. Comme les noms donnés parHantken n’ont jamais été utilisés dans la littérature, Stain-forth et al. (1982) ont proposé leur abandon, afin de préserverla stabilité de la nomenclature.

Cylindroclavulina scarenaensis (Hantken)Pl. 3, Fig. 7

1884. Haplostiche scarenaensis n. sp. — Hantken, p. 22,143, pl. 2, Fig. 5.

1954. Pseudoclavulina euganea n. sp. — Proto-Decima etFerrasin, p. 247, pl. 11, Fig. 2.

1956. Cylindroclavulina colomi n. sp. — Hagn, p. 123,pl. 10, Figs. 6, 7, pl. 18, Figs. 8, 9.

1975. Cylindroclavulina colomi Hagn — Braga et al.,p. 103, pl. 4, Fig. 6.

1985. Cylindroclavulina colomi Hagn — Grünig, p. 258,pl. 4, Fig. 5.

1993. Cylindroclavulina colomi Hagn — Mathelin etSztrákos, pl. 4, Fig. 2.

Il existe deux espèces de Cylindroclavulina dans le Paléo-gène des Alpes Maritimes : la première possède une formearrondie s’élargissant vers le haut, tandis que la seconde estcylindrique. La première correspond à C. rudislosta (Pl. 1,Fig. 20) et l’autre est la seule forme dans la faune qui répondà la description que Hantken a donné de Haplostiche scare-naensis. Certains individus ont une partie initiale enroulée,plus enflée que la partie unisériée du test. La deuxièmevariété possède des côtés parallèles. Ces deux formes sontidentiques aux types de Pseudoclavulina euganea et de Cy-

Planche 1. Fig. 1. Psammosiphonella cylindrica (Glaessner). Braux, BR 27. × 36.Fig. 2. Reophax elongatus Grzybowski. Saint-Antonin, CIMSA 2. × 36.Fig. 3. Reophax sp. Saint-Antonin, CUMI 7. × 52.Fig. 4. Ammosphaeroidina sp. Fontagne, FONT 4. × 52.Fig. 5. Recurvoides cf. nucleolus (Grzybowski). La Combe, COMB 2. × 36.Fig. 6. Vulvulina flabelliformis (Gümbel). Fontagne, FONT 4. × 36.Fig. 7. Eggerella sp. 3. Braux, BR 19. × 36.Fig. 8. Eggerella sp. 1. Saint-Antonin, SA 5. × 26.Figs. 9–11. Karreriella chilostoma (Reuss). × 36.Fig. 9. Puget-Théniers, PT 11.Fig. 10. Saint-Antonin, CUM 13.Fig. 11. idem, CUM 12.Fig. 12. Karreriella halkyardi Cushman. Saint-Benoit, GRVAI 6. × 36.Fig. 13. Karreriella hantkeniana Cushman. Saint-Antonin, CUMI 5. × 36.Fig. 14. Karreriella cf. disjuncta (Cushman et Jarvis). Berre-les-Alpes, Berre 2. × 36.Fig. 15. Martinottiella cf. cocoaensis (Cushman). Les Gastres, GAST 1. × 36.Fig. 16. Martinottiella sp. Saint-Antonin, CUMI 5. × 36.Figs. 17, 18. Textularia cf. adalta Cushman. Blachières, BLA 1. × 52.Fig. 19. Textularia lontensis Lalicker. Saint-Antonin, CUM 11. × 36.Fig. 20. Cylindroclavulina rudislosta (Hantken). Fontaine-de-Jarrier, FJ 2. × 36.Fig. 21. Chrysalogonium ? sp. Fontaine-de-Jarrier, FJ 10. × 36.Fig. 22. Parafrondicularia cf. hedbergi (Cushman). Saint-Antonin, SA 1. × 71.Fig. 23. Lenticulina gutticostata (Gümbel). Puget-Théniers, PT 4. × 26.Fig. 24. Lenticulina westermanni (Pijpers). Berre-les-Alpes, Berre 1. × 26.Fig. 25. Saracenaria ? sp. 2. Saint-Antonin, CUM 13. × 36.Fig. 26. Vaginulinopsis cf. nuttalli (Todd et Kniker). Saint-Antonin, CUMI 5. × 6.Fig. 27. Vaginulinopsis sp. Saint-Antonin, CUM 6. × 36.Fig. 28. Spirolingulina inflata (Sztrakos). Saint-Antonin, CUM 12. × 36.Fig. 29. Pyrulina sp. Saint-Antonin, CUM 13. × 52.



lindroclavulina colomi qui montrent la même variabilité. Parconséquent, nous les considérons synonymes de l’espèce deHantken.

L’espèce a été observée en Hongrie (zones à Orbulinoidesbeckmanni-Globigerinatheka semiinvoluta, Sztrákos (1987)et en Italie (Priabonien inférieur). Elle provient du Bartonienet du Priabonien inférieur des Alpes Maritimes.

Hemirobulina scarenaensis (Hantken)1884. Marginulina scarenaensis n. sp. — Hantken, p. 26,

147, pl. 3, Fig. 4.? 1956. Marginulina scarenaensis Hantken — Hagn,

p. 132, pl. 11, Fig. 12.Hantken n’a disposé que d’un individu de cette espèce.

Nous n’avons pas observé d’exemplaires qui correspondent àl’illustration de Hantken dans nos échantillons. L’exemplairefiguré par Hagn (1956) pourrait être un Marginulina hant-keni BANDY atypique.

Marginulina propinqua HantkenPl. 3, Fig. 9

1884. Marginulina propinqua n. sp. — Hantken, p. 26,146, pl. 2, Fig. 4.

1927. Vaginulina costifera n. sp. — Cole, p. 20, pl. 2,Fig. 15.

1956. Marginulina propinqua Hantken — Hagn, p. 133,pl. 11, Figs. 15, 16.

1975. Marginulina propinqua Hantken — Braga et al.,p. 93, pl. 1, Fig. 34.

1982. Marginulina propinqua Hantken — Sztrakos,pl. 11, Figs. 14, 15.

1985. Marginulina propinqua Hantken — Grünig, p. 262,pl. 5, Figs. 22, 23.

1993. Marginulina propinqua Hantken — Mathelin etSztrákos, pl. 26, Fig. 17.

Hantken a décrit cette espèce à partir d’un individu. Ladécouverte de cette forme dans de nombreuses localités enEurope et en Amérique a permis d’étudier ses variationsmorphologiques et de compléter sa description. Les premiè-res loges sont globuleuses et la périphérie est arrondie chezles formes macrosphériques. Le test et les côtes sont droits.La partie initiale est comprimée chez les individus micros-phériques. Celle-ci est entourée d’une carène, à l’exceptionde la dernière loge. Le nombre des côtes varie entre 12 et 16.Leur nombre est parfois stable, mais peut également aug-menter au cours de l’ontogénèse : les côtes se divisent endeux ou de nouvelles s’intercalent entre les anciennes.

M. propinqua apparaît dans l’Yprésien supérieur en Aqui-taine (Sztrákos, 2000) et s’observe jusqu’au Kiscellien infé-rieur en Hongrie (Sztrákos, 1982). Elle est restreinte auPriabonien dans les Alpes Maritimes.

Buchnerina scarenaensis (Hantken)Pl. 3, Fig. 11

1884. Lagena scarenaensis n. sp. — Hantken, p. 24, 144,pl. 1, Fig. 9.

1912. Fissurina castraensis (Schwager) var. pentecinctan. var. — A. Silvestri, p. 164, text–Figs. 34, 35 (p. 165).

1946. Lagena scarenaensis Hantken var. depressula n.var. — Selli, p. 52, pl. 1, Fig. 10.

non 1985. Lagena scarenaensis Hantken — Grünig,p. 261, pl. 5, Figs. 1, 2.

Planche 2. Fig. 1. Buchnerina crebra scissa (MATTHES). Fontagne, FONT 1. × 71.Fig. 2. Buchnerina sp. Saint-Benoit, GRVAI 6. × 71.Fig. 3. Lagnea sp. Saint-Benoit, GRVAI 1. × 50.Fig. 4. Fissurina cf. siciliensis LOEBLICH et TAPPAN. Saint-Antonin, CUM 10. × 71.Fig. 5. Fissurina n. sp. Saint-Antonin, SA 6. × 52.Figs. 6, 7. Fissurina niceana n. sp. Saint-Antonin, SA 2. × 36.Fig. 6. paratype.Fig. 7. holotype.Fig. 8. Globocassidulina alpina n. sp. Paratype. Puget-Théniers, PT 4. × 71.Fig. 9. Angulogerina pulchella CUSHMAN et EDWARDS. Puget-Théniers, PT 4. × 71.Figs. 10, 11. Fursenkoina hungarica (HANTKEN).Fig. 10. Fontaine-de-Jarrier, FJ 3.Fig. 11. idem, FJ 10. × 52.Fig. 12. Ellipsopolymorphina attenuata (PLUMMER). Berre-les-Alpes, Berre 2. × 23.Fig. 13. Nodosarella aquitanica (SACAL et DEBOURLE). Saint-Benoit, SB 1. × 36.Fig. 14. Nodosarella constricta CUSHMAN et BERMUDEZ. Berre-les-Alpes, Berre 3. × 36.Fig. 15. Nodosarella tuberosa (GÜMBEL). Berre-les-Alpes, Berre 2. × 36.Fig. 16. Pleurostomella nuttalli CUSHMAN et SIEGFUS. Saint-Antonin, SA 2. × 36.Figs. 17, 18. Stilostomella ? cf. fistuca (SCHWAGER). Puget-Théniers, PT 2. × 36.Fig. 19. Stilostomella cf. rugosa GUPPY. Les Gastres, GAST 3. × 36.Fig. 20. Nodogenerina ornatior (SMITH). Saint-Antonin, CUM 7. × 50.Fig. 21. Neoeponides nathani (HAGN). Saint-Antonin, CUM 13. × 36.Fig. 22. Valvulineria palmarealensis (NUTTALL). Saint-Antonin, CUM 13. × 36.Fig. 23. Cibicidoides cf. similis (HANTKEN). Fontagne, FONT 13. × 50.Fig. 24. Cibicidoides morkhoveni HAUSER. Puget-Théniers, PT 2. × 36.Fig. 25. Quadrimorphinella incauta VETROVA. Saint-Antonin, SA 6. × 36.Fig. 26. Oridorsalis ? sp. Saint-Antonin, CUM 13. × 36.



2000. Buchnerina castraensis (Schwager, 1866) —Sztrákos, pl. 10, Fig. 8.

Fissurina castraensis (Schwager) var. pentecincta, dé-crite du Lutétien des environs de Turin, est tout à fait identi-que à l’espèce de Hantken.

La variété depressula de Selli provenant de l’Éocène de larégion de Bologne diffère de la forme de Hantken par lapartie centrale du test qui n’est pas bombée, mais plane. Cecaractère s’inscrit dans les variations de l’espèce que nousavons également observée dans les Alpes Maritimes. Buch-nerina scarenaensis diffère de Lagena castraensis Schwageret de L. tricincta Gümbel par le nombre des bourreletsconcentriques autour de la périphérie, cinq à la première ettrois aux deux autres. Dans de nombreux cas, des anneauxplus fins complémentaires apparaissent aussi bien chezB. scarenaensis (Pl. 3, Fig. 11) que chez B. tricincta, commenous l’avons vu sur les topotypes de cette dernière. Celalaisse penser que les deux espèces pourront représenter lesvariations extrêmes de la même population.

B. scarenaensis est connue dès la base du Lutétien etjusqu’au Bartonien dans le bassin d’Aquitaine (Sztrákos,2000) et se limite au Priabonien dans les Alpes Maritimes.

Praeglobobulimina pyrula (d’Orbigny)Pl. 4, Fig. 4

1846. Bulimina pyrula d’Orbigny — p. 184, pl. 11,Figs. 9, 10.

1846. Bulimina pupoides d’Orbigny — p. 185, pl. 11,Figs. 11, 12.

1846. Bulimina ovata d’Orbigny — p. 185, pl. 11,Figs. 13, 14.

1884. Bulimina minuta n. sp. — Hantken, p. 28, 148, pl. 1,Fig. 6.

1901. Bulimina minuta Hantken — Fornasini,p. 184.

1985. Bulimina pyrula (d’Orbigny) — Papp et Schmid,p. 69–72, pl. 62, Figs. 2–4, 5–7, 8–10.

Les études de Papp et Schmid (1985) ont montré la grandevariabilité de cette espèce, comprenant des formes trapues etallongées, avec toutes les variations entre ces extrêmes. Lenom valable est pyrula, par priorité de page. Bulimina minutas’inscrit dans ces variations et nous la considérons pour cetteraison comme synonyme de l’espèce décrite par d’Orbigny.Hantken a également insisté sur la ressemblance de cesespèces. Les individus provenant des dépôts bathyaux sontfinement striés, tandis que ceux des milieux moins profondssont lisses. Ces variations s’observent également dans lematériel du Bassin de Vienne.

P. pyrula est commune dans le Paléogène des Alpes Mari-times. Elle est connue de l’Yprésien à l’Actuel.

Bulimina bellardii HantkenPl. 4, Fig. 1

1884. Bulimina bellardii n. sp. — Hantken, p. 27, 148,pl. 2, Fig. 2.

1901. Bulimina bellardii Hantken — Fornasini, p. 169.1930. Bulimina semicostata n. sp. — Nuttall, p. 285,

pl. 23, Figs. 15, 16.1986. Bulimina semicostata Nuttall — Morkhoven et al.,

p. 279, text–Figs. 15, 16, pl. 93, Figs. 1–5.Hantken a noté que cette espèce possède de nombreuses et

fines côtes sur toute la longueur du test, qui est très étiré versle bas. Sa section est triangulaire, largement arrondie à lapériphérie. La perforation est grossière. Elle est fréquented’après Hantken et nous l’avons également identifiée dansnos échantillons. Sa morphologie correspond à celle deB. semicostata, qui est largement citée des formations ba-thyales d’Amérique et d’Europe.

Planche 3. Fig. 1. Haplophragmoides latidorsatus (Bornemann). La Combe, COMB 5. × 50.Fig. 2. Reticulophragmium amplectens (Grzybowski). Blachières, BLA 0. × 50.Fig. 3. Eggerella sp. 2. Saint-Antonin, STA 8. × 57.Fig. 4. Karreriella siphonella (Reuss). Fontagne, FONT 18. × 45.Fig. 5. Spirorutilis carinatus (d’Orbigny). Saint-Antonin, FONT 19. × 50.Fig. 6. Tritaxia kruhelensis Wojcik. Saint-Benoit, GRVAI 6. × 45.Fig. 7. Cylindroclavulina scarenaensis (Hantken). Puget-Théniers, PT 10. × 45.Fig. 8. Tritaxilina pupa (Gümbel). Saint-Antonin, SA 5. × 25.Fig. 9. Marginulina propinqua Hantken. Puget-Théniers, PT 7. × 45.Fig. 10. Lagena biarritzensis Hagn. Fontagne, FONT 23. × 62.Fig. 11. Buchnerina scarenaensis (Hantken). Puget-Théniers, PT 2. × 57.Fig. 12. Buchnerina cf. fistulosa (Matthes). Pra Roustand, PRA 2. × 57.Fig. 13. Fissurina niceana n. sp. Paratype. Saint-Antonin, SA 2. × 57. 13a : vue latérale, 13b : vue oblique avec l’ouverture.Fig. 14. Parafissurina ventricosa (A. Silvestri). Saint-Antonin, CUM 7. × 85.Fig. 15. Spirolingulina inflata (Sztrákos). Saint-Antonin, CUM 12. × 45.Fig. 16. Bolivina beyrichi Reuss. Fontagne, FONT 23. × 150.Fig. 17. Bolivina prion Lindenberg. Fontagne, FONT 19. × 85.Fig. 18. Bolivina vaceki Schubert. Fontagne, FONT 19. × 75.Fig. 19. Loxostomoides millepunctata (Tutkowski). Saint-Antonin, CUM 7. × 57.Fig. 20. Rectuvigerina ? sp. Saint-Antonin, CUM 7. 20a : × 85 ; 20b : partie initiale, × 200.Fig. 21. Bulimina sculptilis Cushman. Fontagne, FONT 19. × 100.



Son extension stratigraphique comprend l’intervalleYpré-sien inférieur–Oligocène inférieur d’après Morkhoven et al.(1986).

Pleurostomella bellardii HantkenPl. 4, Fig. 16

1884. Pleurostomella bellardii n. sp. — Hantken, p. 25,146, pl. 2, Fig. 1.

1901. Pleurostomella bellardii Hantken — Fornasini,p. 169.

1927a. Pleurostomella bellardii Hantken — Cushman,p. 131.

1927b. Pleurostomella bellardii Hantken — Cushman,p. 156, pl. 28, Fig. 1.

1954. Pleurostomella bellardii Hantken — Beckmann,p. 373, pl. 22, Figs. 4, 5.

2000. Pleurostomella bellardii Hantken — Sztrákos, pl. 5,Figs. 12, 13.

La partie initiale de Pleurostomella bellardii est étroite,avec des loges qui croissent très lentement. Les deux et troisdernières loges sont plus enflées. Cette espèce est proche deP. incrassata qui est plus enflée sur toute sa longueur. Nouspensons qu’elle pourrait représenter la forme microsphériquede cette dernière. La rareté des deux taxons ne permet pas derésoudre cette question.

Cette espèce a été signalée du Lutétien en Aquitaine(Sztrákos, 2000) et du Bartonien et du Priabonien inférieurdes Alpes Maritimes.

Pleurostomella incrassata HantkenPl. 4, Fig. 15

1884. Pleurostomella incrassata n. sp. — Hantken, p. 25,146, pl. 1, Figs. 4, 7.

1901. Pleurostomella incrassata Hantken — Fornasini,p. 180.

1927a. Pleurostomella incrassata Hantken — Cushman,p. 131.

1927b. Pleurostomella incrassata Hantken — Cushman,p. 156, pl. 28, Figs. 2, 3.

1946. Pleurostomella incrassata Hantken — Selli, p. 64.1956. Pleurostomella incrassata Hantken — Hagn,

p. 156, pl. 14, Figs. 2, 5.1957. Pleurostomella incrassata Hantken — Sacal et

Debourle, p. 18, pl. 5, Fig. 3.1975. Pleurostomella incrassata Hantken — Braga et al.,

p. 96, pl. 3, Fig. 5.1982. Pleurostomella incrassata Hantken — Sztrákos,

pl. 21, Fig. 2.2000. Pleurostomella incrassata Hantken — Sztrákos,

pl. 5, Figs. 14, 15.

La partie initiale du test est conique à cause de la crois-sance rapide des premières loges. La partie terminale est pluscylindrique et la taille des trois dernières loges est presqueidentique. L’état de conservation de nos exemplaires ne per-met pas d’étudier l’ouverture. Cette espèce est bien connuedu Paléogène de la Téthys occidentale. Elle apparaît à la basede l’Yprésien (Sztrákos, 2000) et persiste jusqu’au Kiscel-lien supérieur (Cicha et al., 1998).

Pleurostomella alternans Schwager

1866. Pleurostomella alternans n. sp. — Schwager,p. 238, pl. 6, Figs. 79, 80.

1884. Pleurostomella tenuis n. sp. — Hantken, p. 25, 145,pl. 1, Fig. 5.

1901. Pleurostomella tenuis Hantken — Fornasini,p. 203.

1957. Pleurostomella alternans Schwager — Sacal etDebourle, p. 18, pl. 4, Figs. 14, 15.

1957. Pleurostomella tenuis Hantken — Sacal et De-bourle, p. 19, pl. 4, Fig. 19.

Planche 4. Fig. 1. Bulimina bellardii Hantken. Pra Roustand , PRA 2. × 45.Fig. 2. Cassidulina alabamensis Bandy. Fontagne, FONT 21. × 100.Fig. 3. Globocassidulina alpina n. sp. Holotype. Fontagne, FONT 13. × 200. 3a : vue latérale ; 3b : vue oblique.Fig. 4. Praeglobobulimina pyrula (d’Orbigny). GAB 1. × 100.Fig. 5. Uvigerina biserialis Cushman et Edwards. Puget-Théniers, PT 19. × 57.Fig. 6. Uvigerina cocoaensis Cushman. Puget-Théniers, PT 19. × 57.Fig. 7. Uvigerina moravia Boersma. Fontagne, FONT 19. × 75.Fig. 8. Uvigerina hantkeni Cushman et Edwards. Saint-Antonin, SA 14. × 100.Fig. 9. Uvigerina eocaena Gümbel. Puget-Théniers, PT 2. × 75.Fig. 10. Uvigerina rippensis Cole. Fontagne, FONT 2. × 75.Fig. 11. Uvigerina acutocostata Hagn. Saint-Antonin, CUM 9. × 45.Fig. 12. Uvigerina chirana Cushman et Stone. Saint-Antonin, STA 1. × 100.Fig. 13. Angulogerina tenuistriata (Reuss). Fontagne, FONT 23. × 114.Fig. 14. Uvigerinella sp. Fontagne, FONT23. × 114.Fig. 15. Pleurostomella incrassata Hantken. Berre-les-Alpes, Berre 3. × 45.Fig. 16. Pleurostomella cf. bellardii Hantken. Berre-les-Alpes, Berre 3. × 45.Fig. 17. Siphonodosaria kressenbergensis (Gümbel). Fontagne, FONT 17. × 45.Fig. 18. Cibicidoides ungerianus (d’Orbigny). Fontagne, FONT 13. × 100.Fig. 19. Nuttallides truempyi (Nuttall). Berre-les-Alpes, Berre 3. × 57.Fig. 20. Falsoplanulina ammophila (Gümbel). Berre-les-Alpes, Berre 2. × 45.Fig. 21. Svratkina perlata (Andreae). Fontagne, FONT 19. × 170.



Pleurostomella alternans est commune dans le Paléogènedes Alpes Maritimes. C’est le seul taxon qui ressemble àP. tenuis, dont l’illustration nous paraît très mauvaise. Nousla considérons synonyme de l’espèce de Schwager, jusqu’à larévision des individus identifiés par Hantken.

Cette espèce est très répandue entre l’Yprésien et l’Actuel.

Falsoplanulina ammophila (Gümbel)Pl. 4, Fig. 20

1870. Rotalia ammophila n. sp. — Gümbel, p. 652, pl. 2,Fig. 90.

1884. Truncatulina scarenaensis n. sp. — Hantken, p. 30,151, pl. 2, Fig. 6.

1924. Truncatulina scarenaensis Hantken — Martinotti,p. 350, pl. 7, Figs. 62–64.

1930. Cibicides cushmani n. sp. — Nuttall, p. 291, pl. 25,Figs. 3, 5, 6.

1956. Cibicides ammophilus (Gümbel) — Hagn, p. 179,pl. 17, Fig. 7.

1979. Falsoplanulina ammophila (Gümbel) — Bermu-dez, p. 115, pl. 1, Fig. 1.

1986. Hanzawaia ammophila (Gümbel) — Morkhovenet al., p. 168, pl. 56, Figs. 1–3.

Hantken a noté la ressemblance de T. scarenaensis etAnomalina rotula d’Orbigny (nom actuel Riminopsis rotula ;Revets, 1996). Martinotti (1924) a figuré un Falsoplanulinaammophila sous le nom de scarenaensis. Hagn (1956) etMorkhoven et al. (1986) ont considéré que l’espèce de Han-tken est synonyme de Rotalia ammophila Gümbel. Riminop-sis rotula et Falsoplanulina ammophila sont communes dansl’Éocène des Alpes Maritimes. La première y est de petitetaille et la deuxième est bien développée, surtout dans lesmilieux bathyaux. Les mensurations et les illustrations ambi-guës de Hantken laissent penser qu’elle est synonyme del’espèce de Gümbel.

Morkhoven et al. (1986) la mentionnent de l’Yprésieninférieur au Miocène.

Cribroparella pteromphalia (Gümbel)Pl. 5, Fig. 11870. Rotalia pteromphalia n. sp. — Gümbel, p. 651,

pl. 2, Fig. 88.1884. Rotalia bosniaskii n. sp. — Hantken, p. 31, 152,

pl. 3, Fig. 1.1927. Pulvinulinella culter (Parker et Jones) var. mexi-

cana n. var. — Cole, p. 31, pl. 1, Figs. 15, 16.1954. Osangularia (Cribroparella) mexicana (COLE) —

Beckmann, p. 384, pl. 24, Fig. 1.1956. Osangularia pteromphalia (Gümbel) — Hagn,

p. 164, pl. 15, Fig. 4.1998. Cribroparella pteromphalia (Gümbel) — Cicha

et al., p. 91, pl. 69, Figs. 4–7.Hagn (1956) a supposé que Rotalia bosniaskii soit

synonyme de R. pteromphalia Gümbel. L’étude de noséchantillons mène à la même conclusion : cette espèce,parfois de grande taille et fortement carénée est la seule quiressemble à la figure de Hantken. Le nom R. bosniaskii doitdonc être abandonné au profit de R. pteromphalia qui a lapriorité.

C. pteromphalia apparaît à l’Yprésien moyen en Aqui-taine (Sztrákos, 2000) et s’observe jusqu’au Kiscellien supé-rieur en Europe centrale (Cicha et al., 1998).

Pulvinulina meneghini Hantken1884. Pulvinulina meneghini n. sp. — Hantken, p. 31,

151, pl. 3, Fig. 2.Hantken a remarqué que cette espèce à huit loges est ornée

par des bourrelets granuleux qui couvrent les sutures spiraleset intercamérales. Ce caractère s’observe chez les foramini-fères planctoniques du Crétacé supérieur (Marginotruncana,Globotruncanita). Lors de notre étude, nous n’avons jamaisrencontré des exemplaires correspondant à cette description.Nous supposons donc que les individus trouvés par Hantkensoient des remaniements du Crétacé, souvent signalés duPaléogène des Alpes Maritimes. L’étude du matériel originalest indispensable pour la révision de cette espèce.

Planche 5. Fig. 1. Cribroparella pteromphalia (Gümbel). Fontagne, FONT 21. × 100.Fig. 2. Oridorsalis umbonatus (Reuss). Fontagne, FONT 23. × 75.Fig. 3. Gavelinella acuta (Plummer). Fontagne, FONT 4. × 75.Fig. 4. Heterolepa megomphala (Gümbel). Fontagne, FONT 19. × 75.Fig. 5. Laterostomella gracillima (Andreae). Saint-Antonin, CUM 7. × 170.Fig. 6. Turborotalia cerroazulensis cf. cunialensis (Toumarkine et Bolli). Puget-Théniers, PT 4. × 85.Fig. 7. Tenuitella liverovskae (Bykova). Saint-Antonin, CUM 12. × 140.Fig. 8. Catapsydrax dissimilis (Cushman et Bermudez). Fontagne, FONT 17. × 150.Fig. 9. Catapsydrax martini scandretti (Blow et Banner). Fontagne, FONT 19. × 200.Fig. 10. Globorotaloides suteri Bolli. Fontagne, FONT 1. × 100.Fig. 11. Subbotina eocaena (Gümbel). Fontagne, FONT 1. × 100.Fig. 12. Subbotina cryptomphala (Glaessner). Fontagne, FONT 6. × 125.Fig. 13. Subbotina cf. praeturritilina (Blow et Banner). Saint-Antonin, CUMI 8. × 75.Fig. 14. Subbotina linaperta utilisindex (Jenkins). Fontagne, FONT 1. × 125.Fig. 15. Subbotina tripartita (Koch). Fontagne, FONT 13. × 125.Fig. 16. Subbotina tapuriensis (Blow et Banner). Saint-Antonin, STA 1. × 125.Fig. 17. Pseudohastigerina micra (Cole). Fontagne, FONT 21. × 170.Fig. 18. Pseudohastigerina barbadoensis Blow. Saint-Antonin, CUM 7. × 170.Fig. 19. Cribrohantkenina inflata (Howe). Les Gastres, GAST 3. × 75.Fig. 20. Cribrohantkenina lazzarii (Pericoli). Saint-Antonin, CUMI 5. × 57.


7. Conclusions

La succession lithostratigraphique complète du Paléogènedes Alpes Maritimes comprend la Formation à Microcodiumcontinentale à la base, les Couches à Cerithium lagunaires,les Calcaires à Nummulites infralittoraux, les Marnes Bleuescircalittorales à bathyales, surmontées par les Grès d’Annotturbiditiques. La sédimentation s’achève par les Schistes àblocs, dépôts d’un front de chevauchement.

Les formations des Alpes Maritimes ont été placées dansles échelles biostratigraphiques standard en se basant surl’étude de 400 échantillons (de la base de la zone à Trunco-rotaloides rohri à la zone à Cassigerinella chipolensis-Pseudohastigerina micra ; P 14 à P 18 et zones NP 17-NP21). L’utilisation des marqueurs supplémentaires de forami-nifères a permis un découpage plus fin à caractère local(zones AMGF 1 à 4 pour les nummulites et AMP 1 à 7 pourles foraminifères planctoniques ; Fig. 3). La comparaison del’extension stratigraphique des nummulites et des foramini-fères planctoniques avec d’autres régions de la Téthys occi-dentale a mis en évidence des incertitudes pour définir desbiozones de Serra-Kiel et al. (1998) pour les grands forami-nifères (apparition précoce de Nummulites striatus) et deToumarkine et Luterbacher (1985) et Berggren et al. (1995)pour les foraminifères planctoniques (disparition aléatoiredes globorotalidés épineux du Bartonien et possibilité d’uneapparition précoce de Globigerinatheka semiinvoluta).

La succession des associations de foraminifères benthi-ques a montré l’augmentation de l’épaisseur de la tranched’eau à partir des milieux de la plate-forme interne dans lesCouches à Cerithium, l’installation de la plate-forme carbo-natée à grands foraminifères, puis son passage dans l’envi-ronnement de la plate-forme externe et de l’étage circalittoraldans la zone de transition entre les calcaires et les MarnesBleues (Fig. 8). L’étage bathyal caractérise aussi bien lesMarnes Bleues que les Grès d’Annot. La présence de Nuttal-lides truempyi dans les Marnes Bleues délimite des régionsoù les profondeurs étaient supérieures à 500 m. La faune peudiversifiée des Grès d’Annot, avec la prédominance des espè-ces agglutinées, indique des milieux mal oxygénés riches enmatière organique et turbiditique.

L’utilisation d’une biozonation locale fine et l’analyseséquentielle a permis de démontrer la progression de latransgression d’est en ouest. La sédimentation a débuté auBartonien inférieur (près de la limite des zones à Orbulinoi-des beckmanni–Truncorotaloides rohri, P 13/P 14, baseAMP 1) dans la partie orientale desAlpes Maritimes et la mern’a atteint la région de Barrême à l’ouest qu’au Priaboniensupérieur (zones à Turborotalia cerroazulensis s. l., P 16,AMP 5). Cette transgression s’est déroulée, d’est en ouest, ensept séquences dans un contexte géodynamique globalementcompressif, qui montre localement des structures extensives(Figs. 4 et 8). L’apparition des Grès d’Annot est égalementdiachrone. Elle se situe dans les zones à Truncorotaloidesrohri, P 14, AMP 1 à l’est (région frontalière italienne) et auRupélien moyen (zone à Pararotalia opima opima, P 20) à

Barrême (Figs. 5 et 8). Dans le secteur que nous avons étudiéen détail, à l’ouest des Quatre-Cantons, les unités A à G desGrès d’Annot représentent sept séquences (SD 7 à 13), lapremière appartenant au Priabonien sommital et les autres auRupélien inférieur.

La faune de petits foraminifères du Paléogène des AlpesMaritimes est composée de 378 espèces. Leur répartitionstratigraphique est donnée dans le Tableau 1 et une grandepartie a été figurée sur les planches hors-texte. Deux nou-veaux taxons sont proposés : Fissurina niceana n. sp. etGlobocassidulina alpina n. sp. Les espèces décrites parMaximilien von Hantken (1884) des environs de l’Escarèneet de Gorbio ont été revues et leur position systématique a étéprécisée.

Remerciements

Nous remercions vivement Madame Carla Müller pour ladétermination des nannoplanctons calcaires sur l’ensemblede notre échantillonnage ainsi que Messieurs Philippe Joseph(Institut Français du Pétrole) et François Guillocheau (Uni-versité de Rennes-1) pour leurs conseils et les nombreusesdiscussions. Nous remercions également Madame Marie-Thérèse Vénec-Peyré pour la consultation des échantillonsprovenant des Alpes Maritimes et déposés au Muséum natio-nal d’Histoire naturelle (Paris).

Les acquisitions de terrain ont été effectuées dans le cadred’une thèse de doctorat (E. F.) cofinancée par l’Institut Fran-çais du Pétrole et la compagnie TOTALFINAELF, que nousremercions pour leur soutien.

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