HARVARD UNIVERSITY LIBRARY OF THE Muséum of Comparative Zoology TOME 104 MUS. COMP. ZOO LL '&I&ARY Série B - N° 15 a rWÇ UNIVERSITE DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d’utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 PHÉNOMÈNES DE DÉPÔTS PHYSICO-CHIMIQUES DANS LE SUD-OUEST AQUITAIN (Hypothèse cryogénique) PREMIÈRE PARTIE En phase carbonatée : les veines de calcaire friable dites "ïrufe pulvérulent" dans les "Molasses” du Bassin Aquitain au Nord de la Garonne ETUDE PRELIMINAIRE M. BOYÉ M.-P. MOULINE Cl. VIGUIER Institut de Géographie Laboratoire de Géologie Dynamique Centre d' Hydrogéologie Faculté des Lettres de Bordeaux Faculté des Sciences de Bordeaux Faculté des Sciences de Talence Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX Il TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 15 ACTES DE LA SOCIETE LINNÊENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 1er JUILLET 1967 Phénomènes de dépôts physico-chimiques dans le Sud-Ouest Aquitain (Hypothèse cryogénique) PREMIÈRE PARTIE ' En phase carbonatée : les veines de calcaire friable dites "Trufe pulvérulent" dans les "Molasses" du Bassin Aquitain au Nord de la Garonne ÉTUDE PRÉLIMINAIRE par M. BOYÉ'* 1 2 3», M.-P. MOULINE (2), Cl. VIGUIER <5> Cette communication est le fruit du travail de toute une équipe de recherche réalisé en moins de neuf mois. Outre les signataires, deux étudiants de géographie ont participé à la prospection du terrain à l’occasion d’enquêtes pour des mémoires de diplô- mes d’études supérieures : J. Faux (canton de Lau- zun, Lot-et-Garonne), S. Morin (canton de Castillon- la-Bataille, Gironde). M. Ringeade, paléontologiste au Laboratoire de géologie dynamique, a bien voulu nous montrer les gisements de calcaire friable qu’il a repérés au cours de ses propres recherches. Les analyses sédimentologiques ont été exécutées en grande partie au Laboratoire de géographie et à celui de géologie dynamique par MUe N. Gourdon, collaboratrice technique. Les moyens de ces deux laboratoires ont été combinés à l’initiative de l’un de nous, avec l’appui, l’encouragement et les conseils de M. le professeur Gottis, directeur du Laboratoire de géologie dynamique. Les analyses par diffraction de rayons X sont dues à l’aimable collaboration de Mme Le Coustumeh du Centre de géomorphologie du C.N.R.S. de Caen qui les a exécutées gracieusement, avec l’accord de M. le professeur Journaux, son directeur. M. le professeur Enjalbert, directeur de l’Insti- tut de géographie, nous a plusieurs fois accompa- gnés sur le terrain, nous livrant de son expérience de la géomorphologie du Bassin Aquitain. La 2e partie de cette étude sera publiée ultérieurement et concerne des faits analogues en phase silicieuse. (1) Institut de géoraphie, Faculté des lettres, Bordeaux. (2) Laboratoire de géologie dynamique, Faculté des sciences, Bordeaux. (3) Centre d’hydrogéologie, Faculté des sciences, Talence. — 4 Si le mérite d'avoir décelé l’importance du trufe dans la paléogéographie de l’Aquitaine revient à l’un de nous, en 1963, à l’occasion de ses recherches de thèse dans le Vaurais et le Castrais (Tarn), c’est M. P. Birot, professeur de géographie à la Faculté des lettres de Paris qui a le premier suggéré, en visi- tant les gisements de cette région qu’il connaît bien, une explication paléo-climatique du phénomène. Enfin, c’est aux intuitions et aux enseignements de M. A. Cailleux, professeur de géologie à la Faculté des sciences de Paris et spécialiste des actions péri-glaciaires au Quaternaire que nous devons de nous être orientés vers une explication par effet du gel du sol. Nous devons aussi remercier M1"' A. Ehrlich qui nous a permis de comparer un certain nombre des résultats contenus dans son Etude sédimentologique des formations oligocènes du Bas-Quercy, aux nôtres. A tous ceux qui nous ont ainsi aidés, nous exprimons une respectueuse et chaleureuse gratitude. Il B I DEFINITION Justification étymologique. Le mot Trufe (m. s.) désigne d’une manière géné- rale en pays gascon les tufs calcaires (Dictionnaire des sols, Cailleux et Plaisance, 1958). C’est une évidente altération de l’onomatopée prélatine tofus après qu’elle eut été transmise à la langue rurale du Sud-Ouest Aquitain. De toutes les variantes régio- nales du mot tuf en Europe occidentale, il ressort que seule la Langue d’Oc semble y avoir introduit la lettre « r ». On la retrouverait dans les mots tram ou tramas qui, dans le Sud-Ouest désigne une couche imperméable dure soit ferrugineuse, soit calcaire. Dans les pavs de molasses, au N de la Garonne, il existe essentiellement deux types de matériaux répondant à l’indication étymologique, c’est-à-dire, qui rendent un son étouffé sous le choc. D’une part, se présentent, au sein de la sédimen- tation molassique et à ses divers étages du Bartonien et du Stampien, des bancs irréguliers en épaisseur et discontinus en extension, d’un grès calcaire, facile à travailler mais assez cohérent pour être utilisé comme pierre de construction. Employé surtout pour les bâtiments d’exploitation encore de nos jours, il est entré aussi dans des édifices plus nobles, maisons seigneuriales du xme ou du xive siècle, par exemple au lieu-dit « Le Rat » (commune de Montignac-de- Lauzun, Lot-et-Garonne). C’est un grès arkosique de la « famille des molasses », souvent avec des strati- fications entrecroisées de lentilles fluviatiles typi- ques, induré par un ciment calcaire où la calcite est pratiquement la seule forme de cristallisation des carbonates. Cette roche est très poreuse, ce qui assure le drainage, et facile à tailler, si bien que l’homme y a creusé des aménagements troglody- tiques : ainsi, le chai de la ferme du « Rat » ou les cluzeaux très connus du Tarn, tels ceux de la ville fortifiée de Lautrec. Dans cette dernière région, cette roche est connue sous le nom de « pierre douce » tandis que dans le pays du Dropt moyen, les gens nomment ce grès, tantôt Trufe, tantôt Tuf. Cepen- dant, c’est le second terme qui est le plus fréquem- ment employé, du moins de nos jours. Les patois des pays gascons plus méridionaux emploient le mot T uhou. D’autre part, dans les mêmes pays, se présen- tent, à peu de profondeur, sous le sol, des veines de calcaire friable. Sur les coupes, on voit que les racines de vignes vont rechercher ces veines pour s’y étaler, tandis que les racines de pins, par exemple, les transpercent. Certains cultivateurs du Pays de Lauzun s’en servent (lorsqu’ils peuvent en trouver) pour amender leurs sols de boulbène, légers et sableux, spécialement lorsqu’ils ont à pratiquer des semis délicats, ainsi pour le tabac (Ph. 1 et 2, pl. 1 - Raffet, commune d’Agnac). Ils désignent alors exclusivement par le Trufe, ce type de calcaire, alors que le T uf consolidé est considéré comme gênant pour les labours. Aussi, proposons-nous de réserver le terme de Trufe pulvérulent à ce type original de dépôt calcaire friable, par référence à son état physique à sec et afin d’éviter toute confusion. D cd 3 §-“-° O ,C0 ^ OJ JZ «1 c û, " s 2 .2^6® cd ^ O a.® a, *0) •- O rj ï3 r ^ 4 — i ~C 'C CO V) SJ ,CC g ** b£" r S E a1*' a- , lT P ; -a x < 1—3 ouest, : veines régulières en épaisseur. I : Chemin de la ferme le Massée ; long versant en pente douce souligné par des veines de trufp irrégulières et anastomosées. II. - DISPOSITIF GENERAL I. — Subordination à une topographie. Dans les pays de molasses du Bassin d’Aquitaine, au Nord de la Garonne, on peut observer des veines claires sur les fronts de carrière (pl. 1, ph. 3 : La Forêt, commune d’Agnac) ou sur les talus des chemins (pl. 1, ph. 4 : ferme le Massée, commu- ne de Allemans-du-Dropt). Il s’agit d’un cal- caire blanc ou grisâtre, parfois rosé, très léger, très poreux en même temps, très riche en eau, au point d'avoir été pris parfois pour une marne. Ces veines, en général anastomosées, courent en gros parallèlement à la topographie actuelle, parfois à une topographie fossilisée par coulée de solifluxion ; ainsi au lieu-dit « Belair » à la Sauvetat-du-Dropt (rive droite). Le réseau des veines principales, d’une épaisseur fréquente de 6 à 10 cm, parfois plus, 15 à 20 cm, comporte des veines secondaires de l’ordre centimétrique et de l’ordre millimétrique. Les veines se présentent habituellement en séries répétées jusqu’à une profondeur de 2 m, rarement plus, sous la topographie de référence. Çà et là, les labours remontent en surface ces calcaires ; ils donnent, dans les champs, des traînées blanchâtres qu’il faudrait se garder d’interpréter comme l’indice d’une strate calcaire sub-affleurante. La plupart des coupes montrent que des veines majeures épousent les convexités de la topographie (pl. 2, ph. 5 et 6, Belsoleil, Tarn) ou plus rarement convergent pour donner des amas plus épais et compliqués, avec des effets de plissotements, voire de contorsion, ainsi à Soumailles (commune de Pardai- Ihan, Lot-et-Garonne). De telles convergences se font toujours vers un point haut de la topographie de détail. En contrepartie, l’un des caractères frappants des veines de calcaire est leur indépendance par rapport aux structures sédimentaires de la molasse. Pour plus de 100 affleurements connus, dont 35 étudiés depuis le Saint-Emilionnais en Gironde jusqu’au Castrais, dans le Tarn, en passant par l’Entre-Deux-Mers et l’Agenais, l’observation indique que les veines ne sont jamais interstratifiées dans les molasses, quels que soient leurs âges. Certes, il arrive que les veines secondaires, surtout celles de l’ordre millimétrique qui partent d’une veine principale, suivent les indi- cations mineures de la structure, par exemple, lorsque dans une stratification entrecroisée (ex. La Forêt, Agnac), une séquence vient en biseau sur celle qui est parcourue par la veine principale. Mais, on constate aussi, souvent, que ces veines recoupent des dispositifs synsédimentaires de la molasse, par exemple des effets de ravine- ments avec chenaux soulignés par des lits argilo- marneux. Ces lits sont parfois blanchâtres eux- mêmes ; alors, le risque de confusion est grand si par cas, leur épaisseur est voisine de celle des veines de trufe. Cependant, ces lits sont d’autres fois bleuâtres ou verdâtres et le plus souvent, franche- ment jaunes. Une attaque sommaire à l’acide chlorhydrique montre qu’il s'agit bien d’une argile trois à quatre fois moins riche en carbonates que le matériau des veines. Plusieurs de ces lits révèlent leur caractère détritique, car aussi bien, ils peuvent ne se distin- guer de la molasse encaissante que par une gra- nulométrie plus grossière, signe d’une augmentation de la compétence des fluides transporteurs. Mais alors au milieu des sables, par exemple, à Moutic (commune de Saint- Jean-de-Blaignac, Gironde), les argiles jaunes sont représentées par des galets mous. aplatis, jalonnant bien, même lorsqu’ils sont isolés, la forme du chenal. Il est par ailleurs remarquable que les gisements de faune de Mammifères tertiaires étudiés par M. Ringeade, soient souvent liés à des accidents de ce genre dans la sédimentation molassique. Ainsi distingue-t-on aisément entre de tels lits alluviaux et les veines de trufe pulvérulent. II. — Relation avec les textures et cas anormaux. Un autre cas singulièrement démonstratif est donné par le talus d’un chemin descendant avec une pente sensible vers la ferme « Le Page » (commune de Saint-Germain, Tarn, fig. 1). Il s’agit d’un affleu- rement de l’assise inférieure du Poudingue de Puy- laurens (Bartonien) où les lits de galets sont mêlés de lentilles de molasse dite « Molasse de Blan » donnant un matériel hétérogène. Sur la coupe, on remarque deux grands paquets et quelques petits, d’une argile finement sableuse brun-jaune, emballés dans le poudingue. Ce sont (vraisemblablement) des morceaux de berge éboulés dans un chenal. Des veines de trufe pulvérulent courent, en gros parallèlement à la topographie, sous un sol actuel de 30 à 40 cm d’épaisseur (qui semble fossiliser une surface d’érosion). Plus en aval, sur le chemin, ce sol passe à une coulée de solifluxion où sont inclus des galets en provenance des « Poudingues de Puy- laurens ». Ces galets « relèvent du nez » par rapport à la pente. On notera sur le croquis, l’allure arquée de certaines veines ; mais surtout, on constate qu’à l’amont des paquets d’argile, les veines principales ont de 10 à 12 cm d’épaisseur. En pénétrant dans Fig. n° 1. — Ferme du Page (commune de Saint-Germain, Tarn) Vue de morceaux de berge (B) emportés par flottaison dans un poudingue à ciment molassique (A). On voit les veines de tru/e pulvérulent (2) décimétriques dans le conglomérat venir buter contre le bloc de molasse argileuse ; elles se divisent alors en de nombreuses veinules millimétriques pour traverser ce faciès, puis, à la sortie, se regroupent en veines décimétriques. (1) Sol actuel. m PLANCHE II Photographies 5 et 6 A Belsoleil, commune de Puylaurens (Tarn), on peut observer nettement la disposition du trufe pulvérulent, par rapport à celle de la topographie. De plus, sur la photographie 6, on observe une coulée de solifluxion ancienne recoupant les veines de Trufe montrant ainsi que la genèse de ce trufe est antérieure à la mise en place de la coulée. Les matériaux de cette coulée sont particulièrement intéressants ; ils ont pour origine les poudingues de Puylaurens qui, topographiquement, les dominent. Lorsque l'on sait que ces poudingues sont à ciment calcaire et riches en éléments calcaires et que l’on constate que les coulées qui en sont issues ne contiennent plus que les éléments siliceux, on est obligé d’admettre l’ancienneté de telles coulées. 1 — 9 — le matériau argileux, les dimensions des veines tombent dans l’ordre millimétrique et elles se mul- tiplient, donnant l’image d’une sorte de diffusion relative à la variation brusque des paramètres granu- lométriques. En effet, à la sortie aval du paquet d’argile, les veines millimétriques paraissent se rassembler pour constituer une veine principale de même épaisseur que celle à l’amont du paquet et dans son prolongement. L’explication n’apparaît pas encore clairement ; peut-être s’agit-il de faits liés à des phénomènes de porosité différentielle, sur lesquels une étude plus systématique est encore en cours. Mais d’ores et déjà, on peut observer à vue, en certains gisements, par exemple à Massels (Lot-et-Garonne) des formes de diffraction des veines de calcaire, lorsqu’un milieu d’une certaine porosité jouxte un milieu de porosité manifestement différente. En ce cas, il existe des veines verticales ou très obliques par rapport à la topographie de référence (fig. 2). De telles veines, sans changer notablement d’épaisseur, vont toujours d’une veine à une autre qui lui est parallèle. Elles ne remontent jamais jusqu’à la surface du sol. Ainsi, les distingue-t-on des racines d’arbres gainées de calcite, qui pourraient être une source de confusion lorsque la racine a disparu et que les eaux d’infiltra- tion ont remanié les carbonates de la gaine. De telles veines subverticales sont d’ailleurs plutôt rares. Enfin, chaque fois que des veines de calcaire friable ont été relevées dans des positions aberrantes, ou bien se trouvaient tronquées par la topographie actuelle, il s’agissait de figures appartenant à des blocs de molasse de plusieurs mètres cubes, voire de quelques dizaines de mètres cubes, déplacés parce que inclus dans des coulées de solifluxion de vastes dimensions affectant tout un versant. Un exemple spectaculaire se trouve à Rouyre (commune de Penne- d’Agenais, Lot-et-Garonne) où l’on peut voir de part et d’autre d’une vaste loupe de molasse argileuse des blocs de ce genre. Dans le paysage, il y a plusieurs de ces loupes, avec à l’amont, des niches de décollement formant aujourd’hui des têtes de vallons en amphithéâtre. 2 • '■'•iî*. • Fig. 2. — Massels (Lot-et-Garonne. Cette figure montre la diffraction du trufe pulvérulent aux passages de bancs de porosités différentes. 1. Limite des couches. 2. Veines de truje pulvérulent. — 10 — ill. — Convergence de formes entre veines de « calcaire pulvérulent » et veines de glace dans les sols gelés. La disposition normale des veines de calcaire sur le terrain, à peu de profondeur sous une topographie, et les figures que ces veines dessinent dans la molasse, en particulier les faits de convergence vers les points hauts ou les convexités de la topographie, évoquent étrangement ce que l’un de nous a vu dans le.1 pays arctiques ou la haute montagne (Bote, 1950 et 1952). Par analogie avec les formes de lentilles et de veines de glace dans les sols gelés, l’idée ne pou- vait manquer de s’insinuer qu’il y avait interven- tion d’un effet de gel du sol dans la formation du calcaire. Si l'on désire des témoignages moins subjectifs, on se reportera à l'ouvrage de cryopédologie de A. Cailleux et C. Taylor (1954) et au traité de glaciologie de L. Lliboutry (t. II, chap. xxii, 1964). En tous cas, la ségrégation de la glace en pseudo- strates dans le sol est un fait connu, sinon parfaite- ment expliqué. Plusieurs chercheurs en ont obtenu expérimentalement et ont montré les déformations qui en résultaient pour les différentes couches de matériaux meubles humides soumis à des alternances de gel et de dégel. Pour comparaison, nous reprodui- sons une figure extraite d’une publication de A. Pissa r T (1966) à propos de ses recherches sur la genèse des sols polygonaux (fig. 3). Les bandes alternativement noires et blanches, correspondent à des couches de limon alternativement colorées ou non aux fins de repérage. On voit, au cœur du dispo- sitif surtout, un bombement général et des défor- mations de détail. Pour l'instant, nous ne proposons cette comparaison que pour l’analogie des formes de bandes obtenues avec celles des veines de trufe. Retenons seulement que pour obtenir ce résultat, l’expérience comportait que le gel pénétrât à la fois par le haut et par les parois du récipient qui conte- nait les limons. Les analyses physiques et chimiques qui suivent fournissent une argumentation assez nouvelle à cet égard. 24 cm Fig. 3. D’après A. Pissaht (1966) : Structure interne des couches de limon après des alternances de gel et de dégel. Avant l’expérience, la surface du sol était horizontale et les couches de différentes couleurs, d’épaisseur constante. III. - ETUDE ANALYTIQUE DE DIVERS ECHANTILLONS E. — Composition minéralogique Les veines de Irufe pulvérulent sont constituées d'un matériel carbonaté blanchâtre représentant entre 45 °/o et 61 °/o du poids de l’échantillon brut. Il s’y ajoute une fraction sableuse de 9,5 à 18 % de composition minéralogique apparentée aux molasses encaissantes, ainsi qu’une proportion faible, entre 2 °/o et 10 %, de particules fines inférieures à 40 microns. Le complément en poids correspond à une forte teneur en eau (perte en eau à 110° : de 20 % à 37 %) qui explique le caractère fréquemment thixo- tropique de ce matériau lorsqu’on le malaxe. Il évo- que alors le mondmilch. Deux échantillons font exception : Rauzan (8,5 %), Raflet (9,24 %), mais ils ont été prélevés dans des conditions anormales de forte insolation. L’eau étant éliminée, les carbonates représentent donc de 67 % à 85 °/o du poids sec. Une analyse diffractométrique aux Rayons X (') réalisée sur un échantillon de matériau séché (ferme le Page, commune de St-Germain, Tarn) révèle effectivement la présence de calcite bien cristallisée (fig. 4 a), d’un peu de quartz et d’une argile. Ces deux derniers n’apparaissent nettement que sur le diffractogramme du même échantillon décalcifié (fig. 4 h). Fig. 4. Elude aux RX du trufe de la ferme Le Page (Anode Cu, lecture en 0“ ) — Analyse A : échantillon non décalcifié ; on voit les raies de la calcite et du quartz. — Analyse B : insolubles du même échantillon ; on voit les raies du quartz et de la montmorillonite. 20 5» 58 21 26 25 » 23 22 21 30 19 10 17 16 15 « 13 12 11 10 » 8 7 6 5 4 3 2 (1) Nous remercions vivement Mlle Yvette Bouillaud et son équipe du Laboratoire de minéralogie de M. le professeur Gay qui a bien voulu se charger de ce travail. TABLEAU I TRUFE ET MOLASSES ENCAISSANTES . Compositions comparées (Valeurs en % du poids total) COMMUNES (lieux dits) FRONSAD AIS-BORDELAIS PERIGORD-AGENAIS CASTRAIS Saint-Hippolyte Le Moutic (commune de Saint-Jean-de-Blaignac ) Parsac 1 Parsac 2 j Rauzan Raffet (commune d'Agnac) Miramont (sortie ) Dourdenne La Forêt 1 (commune d'Agnac) i La Forêt 2 (commune d’Agnac) Le Massée, terrier fossile (commune d’Allemans-du-Dropt ) Le Massée (commune d’Allemans-du-Dropt ) Belsoleil 1 (Puylaurens. Tarn) Belsoleil 2 (Puylaurens, Tarn) Le Page (Saint-Germain, Tarn) Montplaisir (Puylaurens, Tarn) Fraction sable . . . 77,7 90,24 90,3 77,4 92,45 75,53 83,26 82,80 49,7 58,6 Fraction fine .... 19,9 2.63 3,5 14,7 6,85 11,73 9,17 8,10 11,2 8,4 i Perte en eau . . 2,4 7,7 1,47 12,2 12,33 3,80 8,97 3,41 O s Carbonates et solubles 39 29,59 30 PH 8,4 8,8 8,56 8,6 7,95 9,70 8,1 8.25 8,37 Fraction sable . . . 9,36 16,4 14,5 14,8 16,4 12,6 14,3 13,52 13,5 12,87 14,97 18,18 Fraction fine .... 2,04 2,65 3,9 4,3 4,5 5,1 3,70 5,08 5,0 4,47 9,25 5,56 > Perte en eau . . 27,2 20,2 27,7 21,7 8,5 9,24 i 37,1 25,3 27,7 31,24 18,46 28,16 3 G O, 0 0) Carbonates et 3 solubles 49,96 60,7 53,9 59,8 70,6 73,1 44,9 56,2 53,8 51,42 57,32 48,1 H PH 8,8 8,65 8,7 8,6 8,29 8,70 8,35 8,39 8,85 8,6 8,55 8,30 Carbonates en °7o du poids sec . . 68,66 76,05 74,6 75,84 77 81 85 75,2 74 74.78 70,27 66,85 TABLEAU II DIFFRACTOGRAMMES Origine des échan- raies et intensités Espèces 1 liions Naturel Glycolé Chauffé 520° 1 heure Traitement particulier de cristaux Mg Cl; + glycol 14,7 AF 16,6 AF 9,6 f 16,6 M Montmorillonite Trufe de la « Mo- lasse de l’Age- nais » (La Forêt) 3,83 AF 3,83 Calcite 3,02 FFF 3,02 14,7 m 16,3 m 9,8 f 16,6 AF Montmorillonite Trufe de la « Mo- lasse de Puylau- rens » (Belsoleil) 3,83 AF 3,02 FFF 3,83 Calcite 3,02 14,7 AF 16,3 AF 9,8 f 16,4 AF Montmorillonite Trufe de la « Mo- 4,26 f lasse de Blan » 3,83 M 3,83 (Le Page) 3,32 f 3,32 Calcite 3,02 TF 3,02 Quartz (traces) 14,7 M 16,6 M 9,9 f 16,3 M Montmorillonite Trufe de la « Mo- 3,83 M lasse du Fronsa- dais » (Saint-Hyp- polite ) 3,83 3,02 Calcite 3,32 m 3,02 FFF Quartz Vers 14 massif Argile mal cristallisée Type montmorillonite Trufe de la « Mo- 16,3 m 16,6 M lasse du Fronsa- 3,83 AF 3,83 dais » (Le Mou- tic) 3,32 f 3,32 Calcite 3,02 FFF 3,02 Quartz (traces) 15,2 m large 16,6 m 9,9 16,6 large Montmorillonite Trufe de la « Mo- 3,83 AF lasse du Fronsa- 3,83 dais (base) » (Par- sac) 3,32 f 3,32 Calcite 3,02 TF 3,02 Quartz (traces) 14 Un tel résultat a été vérifié par six autres diffrac- tométries réalisées au Centre de géomorphologie di C.N.R.S. de Caen sur 10 g de chaque échantillon dispersé simplement par agitation ; seule, la frac- tion inférieure à 2 microns ayant été analysée (appa- reil C.G.R. Thêta 60 avec tube de Cu et monochro- mateur). L’argile, dans tous les cas, est une montmorillo- nite parfois mal cristallisée (tableau II). Le tableau II montre donc une remarquable identité de composition minéralogique des échantil- lons représentatifs des principales molasses du Bartonien au Stampien, depuis le Castrais jusqu’à l’Entre-Deux-Mers, soit sur une distance de 230 km à vol d’oiseau. Il en va de même de la composition chimique comme on peut le lire sur le tableau III. TABLEAU lil. — ANALYSES CHIMIQUES. *2 O U fcc ►-! « O h Z c. a æ i -J % % % % Matière organique ... 0.7 Calcaire total 69.5 76 67,5 56.6 pH (eau ) 8.7 8,65 8.75 8,80 Pour mille d’échantillon sec Azote total 0,24 0,32 0.17 0,17 Carbone 4 4,2 3,6 2,6 Potassium 0,010 0.020 0,005 0,010 Sodium 0,058 0,023 0,016 0,017 Calcium 5,217 4,982 4,747 4,371 Magnésium 0,063 0.063 0,025 0,066 Acide phosphorique . . 0.023 0.025 0.029 0.015 Il en découle que la formation du truje est un phénomène régional indépendant de la stratigraphie et par conséquent lié, selon toute vraisemblance, à une certaine ambiance climatique. II. — Granulométrie. L’observation sur le terrain des veines de trufe nous a déjà permis de constater des anomalies de deux types ( cf. p. 8 et 9) : — Amincissement latéral par passage dans un milieu de granulométrie manifestement différente. C’est le cas à la ferme Le Page déjà citée, où le trufe pulvérulent passe du « Poudingue de Puylau- rens » dans un morceau de berge arraché à une molasse plus argileuse et plus fine, en accusant une perte d’épaisseur visible (fig. 1). — Apparition du phénomène de « réfraction » dans le sens vertical quand une veine de plus fort pendage que la stratigraphie rencontre une passée de granulométrie différente. Exemple de Massels déjà cité (fig. 2). Par suite, il nous a paru intéressant de rappro- cher les épaisseurs des veines de calcaire de la granu- lométrie du sédiment encaissant (fig. 5). Les quatre études que nous résumons dans le tableau IV synthétisent les résultats trouvés pour une dizaine d’analyses. Les échantillons étudiés restent dans la catégorie des sables fins à moyens. Encore que le nombre restreint d’analyses incline à la plus grande prudence, il semble que l’on puisse dégager de ces documents deux indications qui doi- vent être considérées surtout comme des hypothèses de travail en attendant les résultats d'une étude sys- tématique en cours. Tout d’abord, il semblerait, sans beaucoup de net- teté, il convient de le dire, que l’épaisseur des veines croisse en général avec la dimension de la médiane : par exemple pour une valeur de la médiane granulo- métrique, à Moutic, double de celle de Miramont, l’épaisseur minimale relevée à Moutic correspond au maximum trouvé à Miramont où n’existent pas de veines de l'ordre décimétrique. Mais il faut remar- quer que la teneur en argile à Moutic n'atteint que le quart de la teneur mesurée à Miramont (cf. tableau IV). Ensuite et avec peut-être plus de netteté, cette épaisseur des veines serait liée au degré de classe- ment. Ainsi, pour des domaines de dimensions de la médiane assez proches : La Forêt 2 (0,176 mm), Miramont (0,180 mm) et Le Moutic (0.351 mm), La Forêt 1 (0.310 mm), les veines les plus régulières TABLEAU IV GRANULOMÉTRIE DES MOLASSES ET EPAISSEUR DES VEINES DE TRUFE La Forêt 2 Miramont Le Mou tic ... (_a forêt ] 6 ois i i zfi J Fig. 5. Courbes granuloraétriques de divers échantillons provenant de la région entre Dropt et Dordogne — 16 — en épaisseur correspondent aux plus faibles valeurs de l’indice d’hétérométrie. Dans les deux premiers exemples, les teneurs en argile sont très voisines. Par exemple, à La Forêt 2 (méd. 0,176 mm - He : 0,22) les veines non seulement sont plus régulières en épaisseur qu'à La Forêt 1 (méd. 0,310 mm - He : 0,53) mais aussi se présentent en un rythme plus régulier de veines parallèles entre elles, alors que les teneurs en argile sont très proches ici encore. lit. — Etude morphoscopique des grains de quartz L’étude morphoscopique de la fraction sableuse de treize échantillons pris sans choix particulier, sauf à illustrer ce qui se produit dans trois des prin- cipaux secteurs géographiques prospectés (tableau V) met en évidence les différences sensibles entre les caractères des quartz contenus dans le trufe et ceux des molasses encaissantes. A l’occasion, les principaux minéraux autres que quartz et feldspaths (très abondants) ont été notés après détermination optique, tout au moins pour des dimensions supérieures à 200 microns. Aux diamètres inférieurs, ils sont beaucoup plus abondants mais n’ont pas été étudiés. D’une manière générale, ces minéraux sont de dimensions inférieures à 500-600 microns sauf, en certains cas, les plaquettes de mus- covite et ils sont souvent cassés ou éclatés. Les biotites, le plus souvent altérées (mordorisées) et déchiquetées, apparaissent même parfois pulvérisées, notamment à Parsac 1 où le calcaire a été pris dans une coulée de solifluxion. En ce qui concerne les quartz, on peut dire qu’ils sont tous et à toutes les dimensions, anguleux-bril- lants, c’est-à-dire « non usés » de la nomenclature de A. Cailleux. Les pourcentages donnés sont, par suite, la synthèse pour chaque échantillon de trois analyses aux diamètres 0,2-0, 3 mm, 0,5-0, 6 et 1 mm. En fait, les comptages de formes et d’états de sur- face combinés n’ont rien donné de classique sauf pour trois échantillons de molasse (Moutic, La Forêt 1 et 2). Cependant aux dimensions supérieures à 0,5 mm, on voit, dans cinq échantillons, des grains avec des surfaces partiellement picotées et pour deux d'entre eux, des restes de surfaces qui ont été émous- sées-luisantes (symbole L), mais tous ces grains ont été recassés. Si bien que nous avons été conduits à distinguer quelques types de cassures, souvent superposées sur le grain, mais d'une telle originalité qu'elles méri- taient examen parce qu'alors apparaît ^ne distinc- tion nette entre molasse et trufe pulvérulent. Dans les molasses, c’est la cassure conchoïdale qui domine ; un même grain en montre plusieurs et fré- quemment le grain apparaît réduit à un nucleüs qui aurait été abattu sur toutes ses faces, comme les silex des industries lithiques à une toute autre échelle. Ces nuclei montrent en outre des fentes plus ou moins radiales, ce qui nous a rappelé les travaux de J. Dylik et T. Klatka (1952) sur l’action du gel sur les grains de quartz. Certains échantillons (Parsac 1 et 2, par exemple) qui ont été soumis à solifluxion présentent des grains à surfaces craquelées, qui évo- quent les gélivures des roches très sensibles au gel. Par contre, les débris de concassage et les éclats en lames sont rares. Nous ne connaissons dans des allu vions de la région qu’un cas analogue : c’est au Barp, en Gironde, sous le sable des Landes, un gra- vier argilo-sableux déformé par des fentes en coin. Le tableau V indique que les cassures conchoï- dales sont moins fréquentes dans les grains de quartz inclus dans le calcaire des veines. Par contre, les éclats en lames, étonnamment fines pour que la confusion possible avec du mica blanc ait dû être levée par détermination en lumière polarisée, sont très fréquents. Enfin, les débris de concassage (dia- mètres inférieurs à 200 microns) sont extrêmement abondants dans 60 °/o des cas et ceci est vrai même lorsque tel échantillon de trufe pulvérulent corres- pond à une molasse encaissante de médiane granu- lométrique de l’ordre de 200 à 250 microns. D’ail- leurs, quelle que soit la médiane granulométrique de la molasse, la médiane apparente du trufe corres- pondant (non mesurée car la fraction sable dans le calcaire n'atteint jamais 20 °/o en poids) est toujours plus petite. Ces débris sont eux-mêmes extrêmement aigus avec souvent des pointes qui n’auraient pas résisté au moindre transport. Certains apparaissent déchiquetés. TABLEAU V - MORPHOSCOPIES DES GRAINS DE QUARTZ (toutes dimensions) o Z LU O •LU en W H H Z < & O- -a en W en H H w —j en w i— 1 O CO S a 2 ° n u Z ta 4 a O ^ SS oa (I IfJOi Bl) acu^Y a $ CQ S inotnejijy[ (laflnH) aBU^Y + 8î .VI ô fa £ ^ .2 j£s + < û • rs> O J* m 2 Z 3®s-iej 8* o £ 3 < C O £ 3 bfi a ca -Q 3 CD U 3 £ J2 Q 3 C sassvio n S33QHI - 17 — En d’autres termes, les grains de quartz des veines de trufe pulvérulent portent la marque d’un fractionnement d’une extraordinaire intensité qui, à notre sens, ne peut pas s’expliquer par simple effet de choc, ni même par effet d’éclatement thermo- clastique. Il s’agit bien d’effets qui ont affecté chaque grain comme s'il avait été pris isolément. Le gel, au sein d’une solution assez dense pour porter des grains et qui prend en glace, pourrait vraisemblablement donner un tel résultat (Brïan, 1946; Dylick et Klatka, 1952). Ajoutons un détail curieux et peut-être signifi- catif . Dans quatre cas, on a observé des prismes hexagonaux bi-pyramidés de quartz qui appellent une néo-formation : — La Forêt 1, Trufe de la « Molasse de l’Age- nais » ; — Le Massée, Trufe de la « Molasse du Fron- sadais » ; — Belsoleil, Trufe de la « Molasse de Puylau- rens » (Stampien) ; — Le Page, Trufe dans le « Poudingue de Puy- laurens » (Bartonien). Quand on sait que les pH du trufe pulvé- rulent mesurés de nos jours, se tiennent entre 8,29 et 8,85, on peut penser que les caractères de pH basique au moment où les solutions de carbonates circulaient encore à l’état liquide, étaient favorables à une certaine dissolution de la silice, qui aurait recristallisé ultérieurement. Le même phénomène a pu se produire au sein des molasses ; le cas de La Forêt 2 le prouverait, mais il est le seul. En tous cas, l’échantillon du trufe de Belsoleil a livré non seulement un prisme isolé (L. = 260 microns) mais encore un buisson de prismes (le plus long = 100 microns) parfaitement conservé malgré sa fragilité, comme s’il avait résisté au fractionne- ment général des autres quartz. Se serait-il donc formé après le gel envisagé ? Quant à la cristallisa tion de la calcite qui forme l’essentiel du calcaire, à quel moment peut-on la situer ? T IV. - INTERPRÉTATION CRYOGÉNIQUE En résumé, le truje pulvérulent se présente sous forme de veines essentiellement formées de cal- cite, bien cristallisée, d'épaisseur pouvant aller du millimètre à quelques décimètres. Il n’est jamais interstratifié mais semble suivre une topographie à peine plus accusée que l’actuelle. La première explication possible qui vient à l’esprit est un enrichissement de type pédologique. Deux constatations tendraient à s’y opposer : D’une part, le phénomène se répète plusieurs fois sur une même verticale et sur une faible hauteur ; d'autre part, on ne voit ni zone de lessivage au-dessus des veines étudiées, ni concentrations illuviales en hydroxydes métalliques, sauf en un cas douteux à Ségalas (Lot-et-Garonne) où le calcaire friable très irrégulier, est associé à des passées ferrugineuses, elles-mêmes désordonnées. S’il en existe, c’est ailleurs, dans d’autres contextes sédimentologiques que celui de la molasse, par exemple dans les alluvions ancien- nes du Dropt à Agnac ; encore, n’est-il pas certain qu’il s’agisse de concentrations illuviales, puis- qu'elles sont liées à une surface affectée de fentes en coin, ce qui désigne à nouveau, une intervention d’un gel sévère. Par contre, les molasses présentent par endroits, mais très en dessous de la zone à trufe, des bandes ferruginisées du type « colour- banding » des auteurs anglo-saxons. A La Forêt 1, à Moutic, il arrive que ces bandes interfèrent avec les veines de trufe, mais elles soulignent chaque fois des chenaux de ravinement intramolassique, ce qui paraît bien être le signe d’un rôle joué par les modalités de circulation de l’eau dans le sol. Le phénomène observé dérive donc plus vrai- semblablement d’actions physico-chimiques de préci- pitation à partir de solutions carbonatées. Deux caractères climatiques peuvent entraîner le même résultat : la chaleur et le gel. Toutefois, s’il s’était agi d’un climat chaud, il aurait engendré des remontées verticales, au moins en bordure du trufe pulvérulent et des encroû- tements calcaires. Nous n’avons absolument rien trouvé de semblable. Par contre, si l’on envisage un effet de gel, une foule d'arguments surgit aussitôt dont certains ont été déjà présentés au cours des paragraphes précé- dents : — Très grande extension géographique qui caractérise en général les climats froids, phénomène observé également par Berthouille (1963) dans le Quaternaire de l’Artois ; — Si l’on compare la disposition des veines du trufe pulvérulent aux veines de glace des sols gelés actuels, on ne peut qu’être frappé par leur simili- tude ; — La profondeur atteinte par les veines demeure compatible avec ce que l’on sait de la pénétration des derniers froids quaternaires dans le Sud-Ouest Aquitain par l’observation de fentes en coin et des vestiges de cryoturbation (Cailleux 1954, Boyb 1958). Or, récemment (1964, 1 et 2) à la suite de travaux faits en Hongrie (P. Krivan, 1958) et des siens propres dans l’Antarctique (1962), A. Cailleux décrivait dans des sables homogènes du Bassin Parisien, des concentrations d’hydroxydes de fer en veines, en zébrures, souvent parallèles à la surface du sol, mais aisément distinctes des hori- zons illuviaux plus proches de la surface, plus épais et plus continus. Dans la même optique, il signalait dans les alluvions graveleuses quaternaires le cas du calcin, enrichissements de certains niveaux en carbonates de calcium jusqu'à former un véritable conglomérat par endroits. C’est un fait connu de longue date par les carriers. Cependant, Cailleux fait remarquer qu’une fois sur deux, le calcin se présente sous forme d’un amas très friable de fines aiguilles de calcite, signalées aussi en Hongrie et dans les mondmilch. Pour expliquer ces formes insolites de dépôts, Cailleux envisageait la « genèse pos- sible de dépôts chimiques par congélation ». Cette hypothèse nous paraissant la plus légitime, dans quelle mesure le trufe pulvérulent peut-il alors s’accorder avec ce que nous savons actuellement des solidifications par congélation de solutions chargées en CO> Ca ? La précipitation du COj Ca par congélation est facilement réalisable et a fait l’objet, récemment, de quelques études : Eck et Pissard (1965) constatent, après la trans- formation en glace de 5,5 litres sur 8 litres d’eau de teneur en COs Ca de 299 mg/1 au départ de l’expé- rience, outre la présence de glace et d’un précipité de COi Ca, d’une solution résiduelle sursaturée en carbonates dans laquelle se forme au bout de quel- ques heures un nouveau précipité de calcite. A la fin d’une autre expérience où toute l’eau a gelé, ils obtiennent un précipité formé exclusive- ment de calcite, déterminé par diffractométrie aux rayons X. Ce résultat ne manque pas d’évoquer le trufe pulvérulent. Les eaux de fonte de glace, par contre, sont for- tement appauvries en gaz carbonique. Ceci a été vérifié in situ par Eck (1966) sur les eaux de fonte du glacier de la Marmolada. Aux causes avancées par H. Schoeller (1950 et 1951) pour expliquer le phénomène de diminution de la teneur en CO: des eaux de source avec l’altitude, il convient d’ajouter un facteur nouveau pour l’eau de fonte : l’expulsion préliminaire du CO2 de la glace concentré en bulles au moment du gel. Enfin, Adolphe (1966) a réalisé des expériences de précipitation de CCh Ca encore plus proches des conditions naturelles. Il obtient des aiguilles de calcite, après un jour de gel et la période de dégel sous une éprouvette de craie imbibée d’eau distillée. Pour une période plus longue de gel (1 à 2 semai- nes) et en partant d’un calcaire grossier imbibé au maximum d'eau distillée, il observe après 2 à 3 semai- nes de dégel, la formation de petits amas blancs de CO? Ca qui semblent passer ensuite à des aiguilles. Nous retrouvons des cristallisations semblables dans le trufe pulvérulent. A ces résultats d’ordre chimique, il convient d'ajouter l’action de la cryo-osmose (cf. L. Llibou- try, Traité, 1966, tome II). La cryo-osmose définit la migration de l’eau dans le sol vers les cristaux de glace en voie de croissance. Depuis longtemps on sait qu'un sol en gelant aspire l’eau à partir des terrains avoisinants et aug- mente ainsi de volume. L’idée que ce soit le cristal de glace en voie de croissance qui attire l’eau liquide a été émise par Taber en 1929 avant d’être reprise par Bouyoucos. Le phénomène concerne l’eau pelliculaire et l’eau absorbée, c’est-à-dire l'eau qui obéit au potentiel osmo-capillaire : le sol, en gelant (il est isotherme à ce moment-là) se dessèche. Il s’établit alors, venant des parties plus humides, un flux liquide correspon- dant à un gradient d’humidité. Cass et Miller ont proposé une autre hypo- thèse en 1959 : le film capillaire renferme des sels dissous ; en gelant, il s'amenuise et la concentration en sels s’accroît. Un apport d’eau à partir des régions où elle est moins concentrée se fait alors par osmose classique. La cryo-osmose permet, d’un point de vue physi- que, de concevoir le dépôt de trufe pulvérulent. Les strates de glace s’accroissent en attirant les eaux à proximité et soulèvent le terrain surincombant. Elles forment ainsi des passées où le milieu encaissant est chassé au profit de la glace et d’éventuelles veines de calcite. En effet, le gel transformant tout d'abord l'eau en glace, le volume des solutions dans les pores dimi- nue et ces dernières se concentrent. La calcite peut précipiter si la concentration atteint la zone de préci- pitation immédiate (Roques, 1964). Ce phénomène de congélation fractionnée a déjà été évoqué par Cailleux (1964). La calcite peut aussi précipiter conjointement avec la glace (réalisation expérimentale évoquée plus haut) ce qui expliquerait sa ségrégation au sein de la molasse, sous forme de veine analogues mor- phologiquement à celles de la glace. Enfin, il est possible que toute la calcite ne se forme pas au moment du gel mais qu’une partie précipite à partir des eaux résiduelles très chargées, au moment du dégel. On comprendrait alors pour- quoi la totalité des espaces créés par le gel du sol est occupée par de la calcite. De toute façon, une fois formée, la calcite ne se redissoudra pas, l’eau de fonte de la glace étant très pauvre en COa. Tout ce que nous savons actuelle- ment du calcaire friable en veines, présenté au cours des précédents paragraphes, s’accorde pour paralléli- ser étroitement ce dépôt avec un effet de gel du sol. La vérification formelle de l’hypothèse cryo-génique ne peut donc être donnée que par expérimentation en laboratoire, non plus seulement sur éprouvette mais de préférence sur maquette, c’est-à-dire en res- pectant autant que possible, l’échelle donnée par le terrain. rjrm V. - INFLUENCE DES FROIDS DU QUATERNAIRE SUR LA MORPHOLOGIE DU TRUFE Pour toutes les raisons, d'ordre uniquement des- criptif, qui précèdent, on peut déjà conclure que les veines de trufe pulvérulent ne sont pas contem- poraines du dépôt de la molasse. En effet, les struc- tures sédimentaires propres à cette roche se mon- trent souvent recoupées par des érosions successives, tandis que le dispositif du trufe est étroitement lié, en position normale, à une topographie encore actuelle et vraisemblablement quaternaire. L’existence plusieurs fois signalée de coulées de solifluxion (!), tantôt fossilisant la surface à laquelle le trufe pulvérulent est lié, tantôt dérangeant le dis- positif le plus fréquent, ne suffit pas à donner la preuve que ce calcaire se serait mis en place sous climat froid. Des glissements de terrain peuvent aussi bien se produire sous d’autres climats. Cependant, trois groupes d’observations y condui- sent progressivement : — Au lieu-dit « Le Rat » (cité page 3), J. Faux a montré que le chai de la ferme, très ancien lui- même, a en partie pour infrastructure la carrière de tuf consolidé qui a vraisemblablement fourni le matériau de construction à tous les autres bâti- ments. La carrière a été ouverte dans un versant où le tuf affleurait. Vers le haut de l’affleurement, sur une soixantaine de centimètres, le banc de tuf gri- sâtre à jaunâtre, est affecté, sur plusieurs mètres de longueur de figures de craquelures abondamment anastomosées, parallèles au sommet du banc et blan- ches. Le grès apparaît disloqué comme par effet de gélivation. Quant au matériau qui remplit les cra- quelures, c’est du trufe pulvérulent, avec toutes les caractéristiques qu’on lui connaît ailleurs. — S. Morin (1967) a signalé un cas exceptionnel (fig. 6), à Parsac, près de Saint-Emilion (Gironde) sur un versant dominant la vallée de la Barbanne et couronné par une corniche de « Calcaire à Astéries », d’environ 2 m de haut. En dessous de la corniche, sur le haut versant en pente relativement forte, une ancienne carrière montre des veines de trufe pulvé- rulent assez désordonnées, dont la blancheur rosée contraste avec le vert olive de la « Molasse du Fron- sadais ». A 50 m plus à l’W, vers un élargissement de la vallée, le versant est irrégulier, en pente moins forte et jonché de blocs de calcaire détachés de la cor- niche et qui y ont glissé. L’un d’eux a tracé un sillon encore visible. Ce bloc « relève du nez » et laboure quelque peu devant lui une molasse beaucoup plus jaune et moins riche en particules fines que celle de la carrière. Le bloc s’est arrêté sur une sorte de bour- relet sinueux de 60 à 80 cm de haut et de 15 à 20 mètres de long. Une sablière ouverte sur la gauche du bloc montre une veine de trufe pulvérulent qui paraît en épouser la forme, du haut vers le bas, cependant la veine ne passe pas sous le bloc; au contraire, une fouille complémentaire nous a permis de voir qu’elle se repliait en profondeur parallèle- ment à la surface du sol, comme elle l’est déjà dans le haut de la coupe, où elle présente un fort pendage vers l'aval du versant. Par contre en profondeur, le pendage est nul, à moins qu’il ne soit vertical, ce que nous n’avons pas réussi à déterminer. Dans l’un comme dans l’autre cas, il apparaît que la sablière a été ouverte au front d’une loupe de solifluxion et qu’elle a recoupé une même veine de trufe pulvéru- lent que le déplacement en masse, de type plastique, avait repliée sur elle-même. La présence tout à côté (1) Voir commentaire de la photo 6, PL II. - 24 — Calcaires à astéries Fig. 6. Croquis sommaire montrant la disposition du Truje pulvérulent dans la pente d’un versant dominant la vallée de la Barbanne, à Parsac. d'un bloc de l'ordre du mètre cube avec sillage et d'une loupe de solifluxion de ce genre, assure que l’évolution de ce versant, à l'échelle locale, est bien le fait d'actions liées à un gel du sol, sous ambiance humide. Toutefois, rien ne dit que la veine de trufe pulvérulent n’était pas formée antérieurement à la période froide où elle a subi une déformation. — Un autre cas, il est vrai, assez particulier, apporte un élément nouveau d’information. J. Faux a relevé, dans une carrière à Roumagne (Lot-et- Garonne) ouverte sur une terrasse d’alluvions ancien- nes de la Dourdenne, rive gauche, le profil suivant : © Au sommet : sur 80 cm à plus de un mètre d’épaisseur, en certains points, un sable fluviatile fin, assez compact, sans stratification visible et décal- cifié car ne réagissant que peu à l’acide chlorhy- drique. • Au-dessous : sur un peu plus d’un mètre, visi- ble sur la coupe, une alluvion sableuse calcaire à stratifications entrecroisées, plus riche en graviers calcaires et en gravillons ferrugineux dans certaines séquences. Ces sables proviennent de l’érosion des « Molasses du Fronsadais et de l’Agenais » qui affleu- rent largement dans le bassin versant de la Dour- denne. Graviers calcaires et gravillons ferrugineux proviennent d’affleurements relevés à l’amont et notés sur la carte géologique (Feuille de Villeréal, 1/80 000e). Il s’agit du «Calcaire de Castillon » d’une part et d’un niveau d’argiles à nodules calcaires et silex noirs où nous avons trouvé effectivement vers le sommet de certains affleurements un sol fossile ferruginisé, par exemple au lieu-dit « Ferme de Tessier », (commune de Miramont). La limite entre les deux couches est marquée par des festons de cryoturbation, particulièrement nets là où il y a des graviers qui sont bien redres- sés et plus ou moins imprégnés d’hydroxydes de fer. Dans les séquences plus sableuses, se trouvent des — 25 — veines discontinues de trufe pulvérulent, très char- gées en sable. L.es plus hautes d'entre elles dans le profil sont déformées et participent aux dessins des festons. C’est là une indication analogue à celle donnée par la sablière de Parsac. Cependant, si l’on tient compte de ce que les alluvions de la base du profil sont datées par des restes d’Elephas meridionalis (cf. carte géologique, notice), il apparait que du trufe pulvérulent a pu se former à cette époque froide. M. Enjalbert nous a confirmés dans cette datation pour avoir vu extraire de cette carrière, sous ses yeux, une dent caractéristique. Nous sommes donc déjà assurés par là que des deux dernières manifestations de froids actifs du point de vue géomorphologique, c’est au cours de la plus ancienne que les alluvions à Elephas meri- dionalis se sont mises en place, avec au total, une composition pétrographique dérivée de celle des molasses de la région. Or, on constate que des veines de trufe pulvérulent, il est vrai, de moins belle venue, s’y sont formées et y ont été cryoturbées au dernier épisode froid. Dans les alluvions, le trufe pulvérulent se serait donc formé à l’époque de l’avant-dernier froid du Quaternaire. » CONCLUSION Dans sa note à la Société géologique de France (1964), Cailleux écrivait : « On sait l’importance et l’originalité des dépôts chimiques actuels dans l’Antarctique. Pour le Quaternaire de France comme pour celui de Hongrie et plus encore pour la Sibé- rie, les dépôts par congélation semblent bien possi- bles. S’il se confirmait qu’il en est bien ainsi, les dépôts par évaporation, plus classiques, ne seraient pas les seuls existants. Et dans le système morpho- climatique périglaciaire où les actions mécaniques du froid, du gel et du vent ont déjà expliqué tant de traits des paysages actuels et des dépôts quaternaires, nous pourrions désormais, à l’exemple de nos confrè- res soviétiques faire la part d’actions chimiques assez importantes, frappantes et originales ». Pour autant que se vérifie pleinement notre hypo- thèse, la genèse du trufe pulvérulent nous paraît être apparentée à de tels phénomènes et ceux-ci nous semblent bien eux aussi être « assez importants, frap- pants et originaux ». « Frappants » en effet, puisque toutes les coupes qu’offrent les versants des monts de Puylaurens dans le Tarn sont une spectaculaire démonstration, non seulement des formes de veines décrites mais plus encore de leur liaison étroite avec une topographie qu’elles soulignent. Tous les autres affleurements le confirment, y compris ceux où des actions de remaniement liées aux froids du Qua- ternaire, par exemple la solifluxion, dérangent ces dépôts. Les analogies de forme avec les lentilles et veines de glace des sols gelés sont l’argument majeur. D’autre part, le trufe pulvérulent apparaît bien comme un dépôt « original » de la famille des préci- pitations carbonatées par effet de gel, voisines des mondmilch et des calcins du point de vue cristal- lographique, avec son cortège propre de manifes- tations de l'activité du gel ; pseudo-stratification, fissuration des grains de quartz, etc. Enfin, il est « important » que le trufe pulvéru- lent soit lithologiquement lié aux molasses, sédiment particulièrement favorable, semble-t-il, au dévelop- pement des phénomènes de cryo-osmose et à la conser- vation de leurs traces d'une part, à la concentration en CCh Ca, d’autre part. Il en résulte une extension à l’échelle régionale. Mais l’indépendance des veines de trufe pulvérulent par rapport aux âges et aux structures diverses de la sédimentation molassique appelle l’intervention d’une ambiance climatique couvrant la totalité du territoire intéressé. Tout porte à admettre qu’un tel climat était effectivement froid, sévère et vraisemblablement assez sec. En effet, les remaniements ultérieurs par solifluxion ou cryotur- bation indiqueraient que la formation du trufe pul- vérulent est antérieure à une phase froide plus humide. De la sorte, les topographies de référence, même lorsqu’elles sont encore actuelles, apparaissent comme déjà réalisées au Quaternaire. Si l’on se rappelle la datation de la terrasse ancienne de Roumagne (vallée de la Dourdenne) par Elephas meridionalis, l’époque de la formation du trufe pulvérulent se trouve pour le moins reportée au Würm et antérieurement au Tardiglaciaire. Il est remarquable que ces topogra- phies aient peu évolué depuis lors. Il n’est pas même certain qu’elles aient été élaborées pour l’essentiel aux périodes glaciaires (Enjalbert, 1960). Les seules manifestations du gel dans le modelé des ver- sants sont en effet représentées par des couloirs de solifluxion d’importance plus ou moins locale. Les pays de molasses semblent donc avoir bien résisté aux actions géomorphologiques de la géliva- tion. Le trufe pulvérulent apparaît alors comme la preuve d’une sorte de résistance passive des molasses à l’égard du gel du sol; mais son existance et ses caractéristiques en font un traceur paléocli- matique, soulignant une topographie soumise à un climat très froid. BIBLIOGRAPHIE 1. Adolphe (J.-P.), 1966. — Etude de quelques cristallisations provoquées par gel expéri- mental. Cahiers géologiques n° 79-80, p. 911-917, 8 fig., 2 clichés. 2. Berthouille (H.), 1963. — Landenien et Qua- ternaire de l’Artois. Thèse de doctorat de l'Université, Paris. 3. Bote (M.), 1950. — Glaciaire et périglaciaire de l’Ata-Sund Nord-Oriental, Groenland. Actualités scientifiques et industrielles n° 1111. Herman édit., 175 p., 26 fig., 37 photos. 4. 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Zirkel (F.), 1893. — Lehrbuch der Pétrogra- phie, 844 p. ABSTRACT Veins of a friable calcareous stuff, so-called T rufe pulvérulent, hâve been observed on outcrops of molassic sand-stones in Aquitaine Basin, North of Garonne River, from « Castres » area down to the « Fronsadais » one. As a characteristic feature, they tend to stretch parallel to an ancient locally fossilized topography. Mineralogical and sedimentological datas bring to suggest a likely cryogénie formation, related to the cold climates of the Pleistocene. The authors propose to regard the existence of T rufe pulvérulent as a new geomorphological test and they point out the conspicuous long standing of molassic landscapes through the Pleistocene ice-ages, at least during the late ones. ZUSAMMENFASSUNG Die sogenannten zerreibaren Kalk-schichten « Trufe Pulvérulent » konnen in den Sandsteinen des aquitanischen Beckens nordlich von der Garonne von Castres bis zur Fronsac-Gegend beobachtet werden. Die Tatsache, da sie einer fossilen Topo- graphie parallel sind, ist ihnen eigen. Die mineralo- gischen sowie die sedimentologischen Studien dieser Stoffe beweisen, da ihre Bildung an cryogenische Bedingungen, verbunden ist, die der Kalte der Quartarformation so eigen sind. Die Autore schlagen es vor, das Dasein des Trufe Pulvérulent als ein mener geomorphologischer Mass-Stab anfzufassen betonen die Stabilitat der Formen der Sandsteinlands- chaften seit dem Ende der Eiszeit. RESUMEN Se puede observar venas de roca calcârea friable llamada « Trufe Pulvérulent » en las molasas de la Cuenca Aquitania al Norte de! Garona desde el « Castrais » hasta el « Fronsadais ». Tienen la particularidad de ser paralelas con una topografia fosilifera. Los estudios mineralôgicos y sedimentolôgicos de aqvxellos materiales prueban que su formaciôn esta en relaciôn con criogenicas condiciones, particulares a los grandes frios del cuaternario. Los autores proponen considerar la existencia del « T rufe Pulvérulent » comme un nuevo criterio geomorfolôgico y subrayan la estabilidad de las formas de los paisajes molasicos desde el fin de los periodos glaciares. ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 31 JANVIER 1968 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (F R A NC El Dépôt légal l«r trimestre 1968 MUS. COMP. ZOOU. LIBRARY JUL 28 1970 HARVARD UNIVERSITE OLOT Colluvions Eboulis Alluvions actuelles et récentes F terrasses anciennes. Fc calcaires lacustres. Grès et marnes ocres. 6* 5 s Lutetien supérieur • Macinos Inférieurs -, J c*- U O a. 655-7 Lutétlen supérieur Eocène supérieur; f Marnes et grès rouges. Conglomérats. Lutétfeo moyen ; 6*5 m Marnes et argiles bleues. es Marnes et calcaires es t Barre de calcaire zoogéne. e 4 Marnes grès et calcaires. [ e3-t I Cuisien-Lutétien inférieur P-* Calcaires à mllioles. e 3-4 Marnes et grès jaunes ou r e 3.C Intercalations de calcaires à mllioles ou alvéolines ■ Herdien ». 6 2 Marnes à passées calcaires. e 2 9 Intercalations calcaires. e -2. c Calcaire a alveolines. « Garumnlen ». Marnes et grès rouges. Cambro-Sllurien. Quartzltes, calcaires sllicifiés. schistes. Coulées basaltiques. H+ + V+ +++ \ ^eonia'Neg/a- PI a de _ e^ntequera ïel îteÏÏfjtJit_ r/urNjTÎ- Argelaguet/ Besalu * PotqBeP^' inelfa iP ü ■ + + ■ + i 1 Contours géologiques, et bancs durs dessinés d'après photo aérienne. 2. Faille observée. 3. Faille supposée. 4 Chevauchement. Volcan. Pendage normal Pendage inverse Couches horizontales. Couches verticales Axe de pli avec valeur du plongement Axe horizontal !â^ Axe de pli mineur avec valeur du plongement Axe de pli mineur horizontal (Valeur des plonqements en degrés ) Echelle : 1/50 0D0- Equidistance des courbes : 100 m. CARTE STRUCTURALE INTERPRETATIVE L è g e nde j j Coulées basaltiques quaternaires | " | Conglomérats pliocènes et terasses anciennes 1 | Eocène mm Granit et Paleozoique * 7 / Accident à composante homontale importante et sens du mouve ment Axe anticlinal Axe synclinal Axe horizontal Plonge m e nt axial de 5 à 1S ° » » de /S à 30 ° Su p eneur a PJa al vertical S Sens du déversement proportionne! à la longueur de la Flèche Limite Sud de laschistosite S, Schistosités liées aux aux accidents transverses ^ Schistosité S i repl/ssée Ta Zones de broyage / Position des coupes z ONE VOLCANIQUE D O LOT \im iÏze \ \ _j i \2zzr k Série B - N° 17 1967 MUS. COMP. ZOOL. LIBRARYi HAAVfcà t A uNi^fsi-nr SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 Juin 1828 CARACTÈRES GÉOLOGIQUES PRINCIPAUX DE LA REGION DOLOT- BESALU (Province de Gerone - Espagne) F. KROMM » ! Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. . 3 Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX ■ TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 17 ACTES DE LA SOCIETE LINNÊENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 1er JUILLET 1967 Caractères géologiques principaux de la région d'OIot-Besalu (Province de Gérone - Espagne) par F. KROMM Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. La zone étudiée ici se trouve sur le versant S des Pyrénées orientales, à une distance de quelques kilomètres, au maximum, de la frontière franco- espagnole. Elle correspond à la carte topographique espagnole au 1/50 000e, n° 257 (Olot), dont l’extré- mité orientale n’est qu’à une quinzaine de kilomètres de la Méditerranée. Elle est constituée par la haute vallée du Rio Muga et par celle du Rio Fluvia, le long de laquelle se trouvent les principales agglomérations (Olot, Besalu). Sur la carte géologique au 1/1 500 000e cette zone apparaît comme la terminaison orientale du vaste bassin tertiaire de Catalogne, coincée entre la zone axiale pyrénéenne au N, et la chaîne catalane au S et à l’E. Elle est constituée essentiel- lement par une puissante série éocène reposant directement sur un socle granitique ou paléozoïque. Celui-ci n’affleure qu’en boutonnière et à la faveur d’accidents tectoniques. Enfin, dans la vallée du Fluvia, d’importants systèmes de terrasses et des coulées basaltiques viennent masquer les formations éocènes. Les travaux concernant cette région sont rela- tivement peu nombreux. Après les notes publiées par des précurseurs comme Vidal (1898), Mengel (1910) et Roussel, Dalloni (1930) a décrit plusieurs coupes dans la série éocène, de même que Ashauer qui, de plus, a dégagé les grandes lignes de la tectonique (1931). Plus récemment (1961), Hottin- ger a étudié les niveaux à Alvéolines des coupes du Terradas et du Rio Llerca. Les dépôts plio-quater- naires ont fait l’objet de publications de J.-L. Sole- Sabarris. Enfin, ce sont certainement les coulées basaltiques quaternaires de la région d’Olot qui ont été les plus étudiées tant du point de vue pétro- graphique que de celui de leur âge et de leurs relations avec les autres dépôts quaternaires [Sole- Sabarris (1958), Guardia) (1964)]. Finalement, en 1963, la seule esquisse géologique de la région était la carte au 1/320 000e dressée par Ashauer en 1931. C’est surtout afin de pouvoir établir une stratigraphie détaillée de l’éocène que j’ai entrepris en 1963 le lever au 1/50 000e de la feuille d’Olot. La présente note est une explication sommaire de cette carte. STRATIGRAPHIE I. — LE SOCLE PALEOZOÏQUE Il n’affleure qu’en boutonnière et à la faveur d’accidents tectoniques dans la vallée du Rio Llerca au NE d'Albana (région de Musols et au N de Terradas). Dans les pointements situés au N de Musols et de Terradas, le Paléozoïque est constitué unique- ment par des schistes gris ou verdâtres, satinés, d’aspect très semblable aux schistes siluriens de la région de Barcelone et de la Cordillière prélittorale catalane. Ashauer y signale, à la Salud, une faune probablement silurienne ( Cyatophyllum sp.). Une beaucoup plus grande variété de faciès est visible dans la vallée du Rio Llerca. Dans cette vallée, 2 km au N de Sadernas, un grand accident E-W, passant peu au S de Bassagoda et de Talaixa, permet d’observer le Paléozoïque. Au S de cette faille, en descendant la vallée, on traverse successivement, des micaschistes et des schistes chloriteux verdâtres, puis des bancs de calcaires cristallins silicifiés et de calschistes. Dans cette série qui représenterait le Cambro-Silurien, existent d’autre part des minéralisations (Barytine), surtout au contact de la faille citée plus haut. Des calcaires analogues à ceux du Rio Llerca sont visibles dans le pointement de terrains paléozoïques situé à l'ouest d’Albana. Deux km au N des affleurements de la vallée du Llerca, le Paléozoïque affleure de nouveau sur les granités et les microgranites calco-alcalins de Saint- Anyol. Il s’agit ici de micaschistes à andalousite, en général très altérés, et visibles surtout dans le sentier de Saint-Anyol à Bassagoda. Enfin, notons qu’à l'W, du Rio Llerca, le « Garumnien » repose directement sur les deux affleurements de granité situés respectivement au N et à l’W d’Oix, traduisant ainsi l’importance de l’érosion prééocène dans ce secteur. II. — LA SERIE EOCENE Elle comporte deux cycles sédimentaires ; le plus ancien comprend la transgression dite des « calcaires à Alvéolines » ou encore « transgression ilerdienne » encadrée par les dépôts régressifs ou continentaux du « Garumnien » et du Cuisien. Le cycle le plus récent correspond à une transgression lutétienne développée entre les formations subcontinentales du Cuisien d’une part, et du Lutétien supérieur et de l’éocène supérieur, d’autre part. 1. — Le faciès Garumnien : Sur tous les affleurements granitiques ou paléo- zoïques dont il vient d’être question, la série éocène débute par une formation d’argiles rouges et de grès de 100 à 150 m d’épaisseur. Dans les régions limitrophes (région de Campro- don, Ripoll), on sait que la base de la série rouge comprise entre le paléozoïque et l’Eocène marin est d’âge permotriasique, alors que son sommet est finicrétacé ou éocène inférieur ; la limite entre Permotrias et « Garumnien » est toujours très diffi- cile à établir. Sur l’emplacement de la feuille d’Olot, il semble que l’on puisse attribuer au crétacé supérieur et à l’éocène inférieur les formations rouges de base dans leur totalité. En effet, dans plusieurs coupes (La Salud près Terradas, Riera de Oix), j’ai ren- — 6 — contré, à la base de la formation, de petites inter- calations calcaires qui contiennent d’abondants microcodiums. Il s’agit là d’un microfaciès typique des formations continentales du Crétacé tout à fait supérieur et de l’éocène inférieur Quoique les microcodiums aient été signalés dans des séries per- miennes (Maslov, 1967), l’ensemble des micro- faciès permet d’attribuer au « Garumnien » l’en- semble des couches rouges surmontant le Paléo- zoïque. Il semble donc que, dans la région qui nous intéresse, il y ait eu érosion très active des séries paléozoïques et permotriasiques jusqu’à la fin du crétacé. Le dépôt des couches rouges « garumnien- nes » marque la reprise d’une subsidence qui s’est poursuivie jusqu’à la fin de l’éocène. 2. — La transgression des « Calcaires à Alvéo- lines » ou transgression « ilerdienne » : Cette transgression est générale sur tout le domaine étudié ici. Elle s’est traduite par le dépôt d’une puissante formation calcaire (200 à 300 m de puissance). A la limite N de la feuille d’Olot, ces calcaires passent à des faciès argileux (marnes à Assilines et Operculines). Ces formations marines ont longtemps été considérées comme L présiennes [Dalloni (1930), Ashauer (1931), Sole-Sabarris 1958)]. Après avoir étudié les alvéolines des coupes de Terradas et clu Rio Llerca, en 1961, Hottinger a rattaché les calcaires à Alvéolines à l’étage Ilerdien, c’est-à- dire qu’il les considère comme antécuisiens. Les rares globorotalidés que j’ai rencontrés dans les formations équivalentes de la région de Ripoll (CL pseudo-menardi Bolli, Gl. pusilla Bolli) confir- ment l’âge antécuisien de cette transgression. Quoi- que l’« Ilerdien » en tant qu’étage de l’éocène infé- rieur soit très discutable, je conserverai ce terme, commode pour désigner dans la stratigraphie locale, les calcaires à Alvéolines et leurs équivalents. a) Les calcaires à Alvéolines : Ils affleurent largement au N du Rio Muga et dans les sierras comprises entre la vallée du Fluvia et la frontière franco-espagnole. Ils forment là des plis d'orientation moyenne E-W que les cours d’eau recoupent perpendiculairement (Rio de Oix, Rio de Baget, Rio Llerca, Rio Burro), fournissant ainsi de bonnes coupes. L’étude des affleurements montre que dans « les calcaires à Alvéolines » alternent en général quatre faciès bien distincts : — calcaire à Milioles ; — faciès récifal à Polypiers ; — faciès à Alvéolines ; — faciès à Assilines et Nummulites. — Les calcaires à Milioles marquent souvent le début et la fin de la transgression. — Le faciès récifal à Polypiers n’existe qu'à la base de la série ; les Polypiers sont accompagnés de Miliolidés, d’Alvéolines et d’Algues (Haliméda. Ovu- lites, etc.). — Le faciès à Alvéolines. Il s'agit de calcaire à ciment microcristallin pétri d’Alvéolines. (A la base A. lepidula Schwager, A. ellypsoidalis Schwa- ger, A. Moussoulensis Hottinger. Au sommet : A. aragonensis Hottinger, A. decipiens Schwager, A. subpyrenaica Letmerie, A. laxa Hottinger, etc.). Ces Alvéolines sont accompagnées par des Miliolidés, des Rotalidés (dont Cuvillierina Eocenica ) des Oper- torbitolites Douvillei, quelques Arénacées. des Num- mulites du groupe Globulus, des Bryozoaires, des algues très abondantes : Ovulites, Terquemella , Dja- nia, Haliméda, Thyrsoporella. rares Corallinacées. Ce faciès de boue calcaire à Algues et Foraminifères benthiques principalement à test porcelané évoque une sédimentation sur une plate-forme éloignée des zones d’apports de terrigènes, sous quelques mètres d’eau au maximum. — Un faciès à Nummulites et Assilines alterne av ec le faciès à Alv éolines. Il s’agit de calcaire micro- cristallin argileux à abondants débris de foramini- fères : Nummulites des groupes Globulus et Atacicus, Assilines (A. Leymeriei ), rares Discocvclines (dont D. Seunesi), rares Lagenidés et globi gérinidés. Ces deux faciès à Alvéolines d'une part et à à Nummulites d'autre part constituent l’essentiel de la formation où ils se montrent disposés en alter- nances successives, sur une même verticale, dans la région d'Olot. A l'W de cette zone (au sud de — 7 — Camprodon et à l’E de Ripoll) se manifeste un passage des calcaires à Alvéolines à des marnes schisteuses et à des calcaires à Globorotalia par l’in- termédiaire de calcarenites à Assilines et Nummu- lites. Il semble donc que ce dernier faciès est plus profond que le faciès à Alvéolines, et marque au N d’Olot et de Besalu, les périodes de tendances négatives les plus marquées du fond marin. b) L’a Ilerdien » à faciès argileux : les « marnes à Assilines » et les marnes de San Anyol et Alfau. Comme il a été dit plus haut, les faciès calcaires à Alvéolines ou à Nummulites passent latéralement à des faciès argileux, à la limite N de la feuille d’Olot. — Au N de San Anyol de Bassagoda, et de San Lorenzo de la Muga, les faciès argileux envahissent progressivement la série. Il s’agit de marnes bleues- noires à faune généralement très pauvre. Les lavages d’échantillons prélevés au N de San Aynol et dans le chemin de San Lorenzo à Alfau n’ont livré qu'une microfaune pyritisée indéterminable. Il semble que ce faciès traduise des conditions de milieu confiné, de fond de golfe. — Les faciès argileux que l’on rencontre dans le quart NW de la feuille d’Olot et en particulier dans la zone de Coma Negra, correspondent au faciès dit des « marnes à Assilines » sur le versant français des Pyrénées orientales. Il est constitué par des marnes gréseuses à intercalations de Lumachelles à Assilines (A. leymeriei). En conclusion, la sédimentation, calcaire et bio- clastique et entrecoupée de lacunes dans l’extrémité orientale de la feuille d'Olot, devient vers l’W plus continue, puis franchement argileuse dans le quart NW. 3. L’épisode régressif du Cuisien et de la base du Lutétien : Entre les calcaires « Ilerdiens » et les calcaires du Lutétien inférieur s’intercalent des marnes azoï- ques, surmontées par un épisode gréseux et qui doivent représenter le Cuisien. Cette formation argilo-gréseuse que j’ai appelée « marnes intermé- diaires » est assez variable par sa puissance et l’im- portance des niveaux gréseux et des intercalations calcaires. Son épaisseur est de quelques dizaines de mètres à l’E d’Albana et dans la région de Terradas. Elle croît ensuite régulièrement vers l’W et atteint 150 m environ à l’W du Rio Llerca. Les intercala- tions calcaires n’existent que dans la moitié W de la feuille et elles sont caractérisées par de très rapides variations de faciès. Il s’agit de calcaires à Milioles, de calcaires à Dasycladacées ( Belsuncia , Thyrsoporella) et rares algues rouges au sud de San Miguel de Pera, et parfois de calcaire à Alvéolines (dont A. Frumentiformis Schwager) (rio de Oix, San Miguel de Pera). Ces faciès bioclastiques sont intriqués dans des calcaires à pâte fine et argileuse où se rencontrent seulement des Ostracodes et des milioles. Le niveau gréseux, dont la granulométrie décroît faiblement d’E en W, augmente légèrement d’épais- seur d’E en W jusqu’à la région d’Oix. Mais il est très réduit dans la coupe du Rio de Oix et dans celle de Montmayor. Il faut noter également dans ce niveau gréseux une évolution dans la nature et la répartition des figures sédimentaires. A l’E, dans la région de Terradas et d’Albana, les seules figures observées sont des stratifications obliques et entre- croisées. Plus à l’W, dans la vallée du Rio Llerca, ces stratifications obliques deviennent très rares et les ripples marks symétriques sont abondants. Fina- lement, cette intercalation gréseuse semble traduire une régression générale, surtout sensible dans la partie orientale de la région étudiée. Tout ici porte à croire que cette arrivée détritique est en prove- nance de la zone axiale pyrénéenne et marque un premier mouvement pyrénéen. 4. La transgression lutétienne : a) Les calcaires à silex : A l’épisode gréseux qui vient d’être mentionné fait suite le cycle lutétien. Cette transgression lutétienne débute toujours par le dépôt d'un calcaire à pâte fine, brune ou noire et à silex noir. Ce niveau calcaire constitue un excellent repère cartographique ; les silex noirs sont généralement localisés à la base de la barre et peuvent être consi- — * — dérés comme des détritiques attardés, les derniers apports siliceux après les grès du Cuisien. En plaque mince, plusieurs microfaciès sont distinguables et alternent dans la formation : — Calcaire microcristallin à oogones de chara- cées et ostracodes ; — Calcaire pétri de Milioles et parfois de débris de lamellibranches ; — Calcaire à Milioles, Buliminidés, rares lagé- nidés, algues ( Ovulites ), rares ostracodes. b) L’évolution de la transgression lutétienne après le dépôt des calcaires à silex de base : Les grands accidents NNW-SSE qui sont portés sur la carte au 1/50 000e et qui sont en partie responsables du modelé actuel de la région d'Qlot, ont, semble-t-il, joué dès le Lutétien inférieur. Il en a résvdté une sédimentation différente sur chacun des panneaux délimités par ces accidents. Ainsi la série marine lutétienne argilo-gréseuse et même conglomératique à l’E de la faille d’Albana, est surtout calcaire entre la faille d’Albana et les acci- dents de la région du Rio Llerca. Elle devient à peu près entièrement argileuse à l'W du Rio Llerca. On peut cependant distinguer une évolution sédimentaire générale, commune à tous les dépôts lutétiens ; c’est ainsi que la sédimentation lutétienne apparaît toujours comme l’alternance d’un certain nombre de termes qui constitueraient « la série vir- tuelle locale » et qui sont, par ordre, semble-t-il, de bathymétrie croissante : a) marnes et grès (ou conglomérats) à ripple marks symétriques ; b) calcaire à silex ; c) calcaire à Milioles ; d) calcaire à Alvéolines (A. frumentiformis, A. tenuis, Alvéolines du groupe levantina, etc.) ; e) calcaire à Nummulites et Assilina spira ; /) marnes bleues (« marnes de Baiïolas ») ou marno-calcaire rognonneux. Ces faciès se succèdent dans l’ordre donné ci- dessus, avec parfois lacune d’un ou plusieurs termes. On peut admettre un ordre de bathymétrie croissante du terme a au terme /, car les grès à ripple marks symétriques sont incontestablement des dépôts de plage, alors que, à l'autre bout de la série, les marno- calcaires rognonneux ont un caractère pélagique net. Les répétitions de cette série de faciès sont parti- culièrement bien visibles dans la coupe du Rio Burro. Dans cette même région sont également faci- lement observables des passages latéraux des faciès à Alvéolines ou faciès à Miliolidés, des faciès à Assi- lines aux marnes bleues, etc. Ainsi, l’évolution verti- cale des faciès qui a été décrite plus haut, existe également sur une même horizontale. D'une façon générale, les faciès a a e dominent à l’est du Rio Llerca, alors qu’à l’W de ce rio, les marnes et marno- calcaires bleus (faciès /) envahissent la majeure partie de la série. En définitive, les faciès évoluent dans le sens de a vers /, d’E en W. Quant aux faciès bioclastiques, périrécifaux (d et e), ils se déplacent d’W en E, de la base vers la partie médiane de la série, marquant bien l’avancée progressive vers l’E de la transgression lutétienne. 5. Les niveaux régressifs du Lutétien supérieur : Ils sont extrêmement variés et ont déjà fait l'objet d'une publication (J). A l’E de la faille d’Albana, ce sont des argiles rouges et des poudingues qui reposent directement sur des couches à Assilina spira. A l’W de cette faille et au N du Rio Fluvia, la série lutétienne se termine par des marnes bleues à laminites et intercalations de gypse, sur- montées par des grès à stratifications obliques. Au S du Rio Fluvia, les faciès de macinos à Nummulites Brongnakti, A. elongata d'Orbigny, A. fusiformis Sowerby surmontent les marnes bleues de Bariolas. C’est le faciès de bordure de la cordillière prélittorale catalane. Enfin, dans la partie W de la feuille, à I'^> du Rio Lerca, la série marine lutétiene se termine par les assises de grès à ripples marks et loads-casts, dont certaines présentent un granuloclassement vertical. (1 ) F. Khomm : Le flysch de Vallfogona et son contexte paléo géographique (Province de Gerone, Espagne). Act. Soc. Linn. Bordeaux, t. CIV, série B, n" 3, 11 p., 4 pl., 7 pl.-photos. 6. Les molasses de l’Eocène supérieur : Au S du Rio Fluvia, au cœur d'une vaste struc- ture synclinale, les poudingues grès et argiles rouges de l’Eocène supérieur atteignent plusieurs centaines de mètres. Ils affleurent également peu au nord d'Olot dans la terminaison d’un autre synclinal développé plus à l’ouest entre Olot et Ripoll. Les conditions de dépôt, la provenance des éléments dé- tritiques ont déjà été étudiés dans une autre note l1). Rappelons que tous les éléments des conglomérats semblent issus des anciens massifs crétacés de la chaîne catalane et du massif de l’Ampurdan. Les directions des chenaux et l’étude morphométrique des galets confirment l’origine orientale de tout ce matériel détritique. III. — Les dépôts plio-quaternaires Dans l'extrémité sud-orientale de la feuille d’Olot (région de Dosquers, Serina, Esponella), la série éocène est masquée par des conglomérats de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, passant parfois latéra- lement à des travertins et à des limons jaunâtres. Dans ces formations, ont été trouvées Rhynoceros megarrhinus à Maia de Montcal et Zigolophodom gorsini à Mata près de Bariolas et on leur attribue un âge pliocène. D’autre part, les systèmes de terrasses du Rio Fluvia, en aval de Castellfulit, ont été étudiés par Sole-Sabarris (1958) : les terrasses de 2-3 d'Espo- nella seraient d’âge Wurmien, alors que la terrasse de 40 m de San Jaime de Llerca représenterait le Riss et celle de 60-65 à Besalu le Mindel. D’autres terrasses se développent le long du Fluvia en amont de Castellfulit et le long de l’affluent du Fluvia (Riera de Vyania). Elles résulteraient de comble- ments en amont des coulées de laves basaltiques et ne seraient pas homologues des terrasses visibles en aval de Castellfulit de la Roca (Guardia, 1964). IV. — Les coulées basaltiques Dans la plaine d’Olot et la haute vallée du Rio Fluvia, jusqu’à San Jaime de Llerca, des coulées basaltiques sont intercalées dans les terrasses quater- naires. Elles proviennent de la région d’Olot et de Batet et sont constituées par des basaltes à Olivine et des basaltes néphéliniques. D’après P. Guardia, ces coulées sont antérieures aux terrasses du Wurm (à Elephas primigenius ). D’autre part, des terrasses du Riss contiennent déjà des galets de basalte de même que les conglomérats pliocènes de Crespia (Sole-Sabarris, 1957). Les éruptions volcaniques se seraient donc produites du Pliocène au Wurm non compris. (1) F. Kromm : L’âge et les conditions de sédimentation des couches rouges de l’Eoc'ene terminal entre l’Ampurdan et le Rio Ter (Province de Gerone, Espagne). ,4et Soc. Linn. Bordeaux , t. CIII, série B, n° 9, 16 p., 2 tabl., 13 pl. TECTONIQUE Les affleurements rares et peu étendus du Paléo- zoïque sur la feuille d’Olot ne permettent pas, par leur seule étude, d’avoir une idée de la tecto- nique hercynienne dans ce secteur. Ce sont donc essentiellement les plis et les cassures de la couver- ture tertiaire qui seront rapidement décrits ici. Les déformations les plus tardives (quaternaires) feront l’objet d’autres publications. La courte description de la série éocène, qui a été faite dans les pages précédentes, a montré la permanence de faciès très littoraux ou continentaux à l’est, de faciès plus franchement marins à l'ouest. Il en résulte qu’à l’« Ilerdien », les dépôts sont surtout calcaires dans la moitié E de la feuille d’Olot, ainsi que dans la partie SW, alors que dans le quart NW et à l’extrémité N prédominent des faciès argileux. Au Lutétien, c’est toute la région située à l’est du Rio Llerca qui a été envahie par la sédimen- tation argileuse. Cette évolution générale des faciès est accompagnée d'une légère augmentation d’épais- seur d’E vers l’W et du S vers le N. Ces variations de puissance et de faciès déter- minent en grande partie le style des plis de la couverture éocène. Alors qu’à l’est du Rio Llerca, la série éocène moulée sur le substratum granitique et paléozoïque est surtout affectée par une tectonique cassante (voir pl. 3, coupes 1 à 4), dans la zone d’Oix, Talaixa, Baget, dans les parties N et NW de la feuille, les déformations de style beaucoup plus souple sont accompagnées de décollement des assises calcaires sur les formations argileuses (voir pl. 3, coupes 7 et 8). Sur l’ensemble de la région étudiée, les directions des axes de plissement de la série éocène oscillent entre N 70° E et N 110° E. Ces plis sont couchés ou fortement déversés au sud, dans la partie N et NW de la feuille et passent progressivement vers le sud à des plis dissymétriques, puis symétriques à grand rayon de courbure à la limite des feuilles d’Olot et de Banolas. A ces plis sont associées des cassures longitudinales E-W et des fronts de chevauchements peu inclinés. Enfin, un réseau d’accidents de direction moyen- ne N 160° E a rejoué tardivement, venant recouper les plis et failles de direction moyenne E-W. I. — LES ACCIDENTS N 140 à N 160° E Ils forment un réseau très dense et les plus importants d’entre eux, après avoir influé sur la sédimentation lutétienne, sont en partie responsables de la morphologie du versant sud des Pyrénées. Les deux principaux sur la feuille d’Olot sont : — la faille de San Miguel de Pera, au nord d’Olot ; — La faille d’Albana dans la partie occidentale de la feuille. Ces deux failles délimitent, en gros, trois panneaux. Leur rejet vertical maximum atteint près de 1 000 m, puisqu’elles mettent en contact anormal, granité ou Paléozoïque d’une part et marnes luté- tiennes d’autre part. Par ailleurs, les décalages sur la carte, des axes des plis et des pointements granitiques suggèrent que ces accidents ont également une composante horizontale appréciable. A l’W et au NW d’Albana les calcaires du Lutétien inférieur sont décalés d’un km par la faille d’Albana. De même, les intercalations argileuses de l’Ilerdien, à l’est de la faille, sont ramenées vers le sud de plus d’un km. — 12 — La valeur du décrochement est beaucoup plus difficile à estimer dans le cas de la faille de San Miguel de Pera. Le dessin des plis semble montrer que ce sont les terrains situés à l’est de la faille qui ont été décalés vers le sud. Les autres accidents transverses ont un rejet ver- tical qui n’excède pas 200 m. Toutefois, quand ils sont groupés en faisceaux, leurs rejets additionnés peuvent devenir importants : c’est le cas des acci- dents qui, à l’est du Rio Llerca, affectent l’extrémité occidentale de l’anticlinorium de la Madré del Monte. II. — Les PLIS ET LES ACCIDENTS E-W Les failles d’Albana et de San Miguel de Pera délimitent trois panneaux qui sont, d'ouest en est : — le panneau d’Olot ; — le panneau de Bassagoda - Coma Negra ; — le panneau d’Albana. Les plis et les cassures affectant la couverture éocène vont être décrits successivement sur chacun des panneaux et du N au S. 1. — Le panneau d’Olot : Du N vers le S se succèdent : — les replis des calcaires cuisiens et lutétiens à l’W de San Miguel de Pera ; — l’anticlinal granitique de Montmayor ; — le monoclinal de Montmayor, le synclinal de Capsecb et l’anticlinal de Canadell ; — l’anticlinal du Fluvia, chevauchant les molas- ses de l’Eocène supérieur au nord de la plaine d’Olot ; — la plaine d’Olot recouverte par les laves qua- ternaires. a) Les replis des calcaires cuisiens et lutétiens à VW de San Miguel de Pera : Ce sont des replis presque couchés, donnant un style isoclinal à cette région. Leurs axes s’infléchis- sent de la direction N 80° E à N 40° E, à proximité de la faille de San Miguel de Pera. Le style souple, serré et isoclinal de ces déformations suggère un décollement de la couverture éocène au niveau des argiles et grès cuisiens. b) L’anticlinal granitique du Montmayor : Cet affleurement de granité affecté de nombreu- ses fractures parallèles à la faille de San Miguel de Pera, est limité au nord par une ligne de contact anormal au contour très sinueux ; c’est le calcaire « ilerdien », très broyé qui repose sur le granité. Ce plan de contact anormal pourrait être attribué au jeu d’une faille normale dans le socle granitique. Mais si l’on se souvient que toute la série éocène de cette région est déversée et souvent glissée vers le sud, et que ce contact anormal très incliné se trouve sur le flanc nord d'une structure anticlinale, on peut interpréter un tel contact faillé comme la surface de rabottage basal de la série éocène. Le flanc sud de la structure anticlinale de Mont- mayor contraste fortement avec le flanc nord qui vient d’être décrit. L’Eocène repose en contact normal sur le granité et est seulement affecté de repli de collapse de faible amplitude. Dans ce mono- clinal est représentée toute la série éocène du Garumnien au Lutétien supérieur. c) Le synclinal de Capsech et Vanticlinal de Canadell : Au sud du monoclinal de Montmayor réappa- raissent des plis dissymétriques, à flanc sud sub- vertical, et d’orientation générale N 80° E. Les plus importants sont le synclinal de Capsech et l’anticlinal de Canadell. d) L'extrémité orientale de l'anticlinal du Flu- via : Au sud de l'anticlinal de Canadell, les maeinos du Lutétien supérieur dessinent un pli anticlinal de direction E-W, déversé au sud et chevauchant les molasses de l’Eocène supérieur. Vers l’est, au sud de Castellfulit, c’est-à-dire dans le prolongement de la faille de San Miguel de Pera, le plan axial de cet anticlinal se redresse et la structure anticlinale que j’appellerai anticlinal du Fluvia, devient presque symétrique. En définitive, le déversement de l'anti- clinal du Fluvia au SW de la faille de San Miguel — 13 — de Pera semble lié au jeu de cette faille. Il corres- pond à une torsion de l’anticlinal dans le prolon- gement du compartiment déplacé vers le sud. e) La plaine d’Olot : Au sud de l’anticlinal du Fluvia, les laves basaltiques recouvrent presque entièrement les molasses de l’Eocène supérieur, masquant toutes les structures et en particulier la terminaison N d’un grand accident N 150° E ; la faille d’Amer-Olot, bien visible sur les feuilles de Manlleu et de Banolas. 2. — Le panneau Bassagoda - Coma Negra. C’est le panneau médian, encadré par les failles d’Albana et San Miguel de Pera. On y observe, du nord au sud, les unités tectoniques suivantes : — les synclinaux de Coma Negra et del Ferré, l’anticlinal de Baget ; — les pointements granitiques de San Anyol et de Musols, les anticlinaux du Pla de Antequera, de Talaixa, de Musols ; — les replis du Cuisien-Lutétien inférieur au sud de Musols et Bassagoda-Talaixa ; — les pointements granitiques de Mestreca-Oix, Bassagoda, Albana ; — les plis de collapse du Cuisien-Lutétien au sud de la Sierre Mestreca ; — le plateau de Llorona et l'anticlinorium de la Madré del Monte. — le synclinorium du Fluvia ; — les plis au sud du Fluvia. a) Les synclinaux de Coma Negra et del Ferré, l'anticlinal de Baget : Sur la bordure N de la feuille d'Olot, la série garumnienne et ilerdienne est affectée de plis très déversés au sud, voire même couchés, dûs au décollement de la base de la série éocène. Dans le secteur de Baget à Coma Negra, ces plis de direction N 80° à N 90° E sont affectés d’une schistosité de même direction que les axes des plis mais toujours pentés vers le nord. Dans la partie orientale du panneau, les axes des plis s’infléchissent vers le NE. Cet infléchisse- ment est en rapport avec le jeu de la faille d'Albana, dont la lèvre W a été déplacée vers le N. b) Les pointements granitiques de San Anyol et de Musols, les anticlinaux du Pla de Antequera, de Talaixa et de Musols : Dans la moitié est du panneau de Bassagoda - Coma Negra, le calcaire à Alvéolines qui forme l’armature de l’antichnal de San Anyol et du synclinal del Ferré repose en contact anormal sur le granit qui affleure en deux boutonnières, à San Anyol et au nord de Musols. Sur le bord sud de ces pointements, la série paléozoïque et garumnienne est en position normale sur le Paléozoïque, comme dans le cas de la structure de Montmayor, précédemment décrite. Quoique l’analogie entre la zone de Montmayor d’une part, et celle de Musols et San Anyol d’autre part soit frappante, il faut noter que dans ces deux derniers cas, le contact faillé ilerdien-granit est subvertical, en tous cas beaucoup plus incliné qu’à Montmayor. L’influence de failles normales du socle semble ici prépondérante. Toutefois, l’hypothèse d'un rabottage basal de la série éocène n’est également pas à écarter complètement : en effet, à l’extrémité W du granit de Musols, la disparition par laminage des schistes paléozoïques et du Garumnien se fait pro- gressivement du flanc S au flanc N, et semble liée à la présence de repli de collapse des calcaires iler- diens rabottant le socle granitique. A l’W, dans le prolongement des massifs grani- tiques qui viennent d’être décrits, les calcaires à Alvéolines ilerdiens forment des plis dissymétriques, dont les flancs sud sont souvent verticaux et dont les axes ont une direction moyenne N 80° E. c) Les replis des marnes et grès du Cuisien - Luté- tien inférieur au sud des pointements granitiques de Musols et San Anyol : Au sud des masses calcaires ilerdiennes de Bassagoda, Musols, et du Pla de Antequera, les marnes et grès cuisiens ainsi que les calcaires en petits bancs du Lutétien inférieur décrivent une structure synclinale dont l’axe est décroché par plusieurs accidents transverses. Cette structure est compliquée par des plis de collapse des calcaires — 14 — lutétiens inférieurs. Ces plis sont particulièrement visibles dans le chemin d’Albana à Llorona. Il y a donc dans ce secteur encore, décollement de la série éocène au niveau des marnes du Cuisien. Le flanc sud de ce synclinal est redressé à la verticale le long d’une faille normale subverticale, la faille de l’Ermita Riu, de direction générale E-W et qui coupe en deux le panneau de Bassagoda - Coma Negra. Le rejet vertical de cette faille est de l’ordre de 500 m et l’analyse des structures mineures semble indiquer qu’elle n’a joué que dans le sens vertical. d) Les affleurements granitiques et paléozoïques de Mestreca, du Puente de Valenti, de Bassagoda et d’Albana : An nord de la sierra Mestreca, dans la vallée du Rio Llerca (N de Puente Valenti), au sud de Bassagoda, à l’est d’Albana, le granité et le Paléo- zoïque affleurent en boutonnières dans des struc- tures identiques à celles de Montmayor, de San Anvol et de Musols. La faille de l’Ermita Riu, précédemment décrite, limite au nord les affleurements du socle grani- tique ou paléozoïques. Au sud, les couches rouges garumniennes reposent en contact normal sur le Paléozoïque. e) Les plis de la série Cuisien-Lutétien au sud du granité de Mestreca : Entre la Riera de Oix et le Fluvia, deux niveaux de décollements principaux provoquent d’importants phénomènes de collapse dans la couverture éocène. Alors que les calcaires à Alvéolines arment des structures moulées sur le socle paléozoïque (anticlinal du Puente Valenti, anticlinal de Sadernas), les calcaires du Lutétien inférieur et du Cuisien, décol- lés au niveau des argiles cuisiennes, forment des plis assez serrés, bien visibles, notamment dans les environs de Romagueras et de la Sierra del Cucu. Un deuxième niveau de décollement se situe à la base de la série argileuse du Lutétien moyen. Il provoque en certains points (Santa Barbara) le chevauchement du calcaire lutétien inférieur sur les marnes bleues du Lutétien moyen. Il est surtout responsable du phénomène de collapse générale de ces marnes bleues au sud d’Oix. Ce glissement s’accompagne d’une schistosité à pendage N parfois replissée, et est postérieur à un premier modelage des plis)1). Entre cette zone de collapse et la vallée du Rio Llerca, à l’est, la série devenant plus calcaire est moins facilement glissée vers le sud et les couches sont alors plissées en anticlinaux et synclinaux dis- symétriques, à flanc S vertical ou légèrement déversé et d'orientation générale E-W. A l’Est du Rio Llerca, ces structures sont inter- rompues par un faisceau d’accidents transverses de direction moyenne N 160° E. f) Les plis de la série Cuisien-Lutétien calcaire au sud de Musols : plateau de Llorona et anticlino- rium de la Madré del Monte : Alors que dans la moitié W du panneau de Bassagoda - Coma Negra, la nature essentiellement argileuse de la couverture provoquait d’importants phénomènes de collapse, dans la partie E (au SE de Bassagoda), la série éocène surtout calcaire est beau- coup plus solidaire du substratum. C’est notamment le cas de la zone située au sud de Musols, le plateau de Llorona. La tectonique cassante du socle y est très apparente : de nombreux accidents de direction N 160° E ou N 30° E y recoupent des cassures E-W et des plis à grands rayon de courbure de la série lutétienne. Cette série lutétienne n’est d'ailleurs absolument pas affectée par la schistosité que l'on observe plus à l’est dans les mêmes niveaux. Au sud de cette plate-forme de Llorona, les barres calcaires lutétiennes arment des plis déversés au sud, qui constituent l’anticlinorium de la « Madré del Monte » et dont la direction moyenne est comprise entre N 100° E et N 120° E. Du N vers le S se succèdent : — l’anticlinal des points côtés 1092 et 1055 ; — le synclinal de Nuestra Senora del Monte ; — l’anticlinal de Nuestra Senora del Monte ; — le synclinal de la Calma et de Malval ; — les anticlinaux de Monteya et de Castellet. (1) M. GOTTIS - F. KROMM : Influence des variations de faciès de l'Eocène de la région d’Oix (prov. de Gérone Espagne) sur le style tectonique. C.R.S.G.F. à l'impression. — 15 — Toutes ces structures, recoupées par des accidents transverses peu importants, sont à axe subhorizontal, sont fortement déversés au sud et sont affectés d'une schistosité à pendage N de même direction que les axes. Enfin, sur les flancs Sud des anticlinaux, les plus méridionaux (anticlinaux de Monteya et de Castellet) à pendages inverses N, la disharmonie de plissement entre les calcaires et les marnes à gypse provoque un chevauchement de la masse calcaire du Lutétien inférieur et moyen sur les marnes gypseuses. La flèche de chevauchement est au maximum de quelques centaines de mètres. A l’ouest, un faisceau d’accidents transverses déjà signalés interrompt ces structures et les sépare des plis de la vallée du Llerca. g) Le synclinorium du Fluvia : La vallée du Rio Fluvia, en partie recouverte par des dépôts quaternaires et récents (alluvions, éboulis, coulées basaltiques) correspond à une vaste structure synclinale au cœur de laquelle ont été conservées les marnes bleues du Lutétien moyen et les « Macinos » du « Lutétien supérieur ». De nom- breux replis, toujours déversés au sud, affectent les marnes bleues à gypse alors que le matériel gréseux du Lutétien supérieur a subi des déformations beau- coup moins intenses, à grands rayons de courbure (synclinal de Beuda, synclinal de Cos). Les affleure- ments éocènes étant dans cette zone très limités en superficie, et dispersés, il est difficile de connaître la géométrie des plis, surtout dans les formations argileuses, et le tracé des axes portés sur la carte est très hypothétique. h) Les plis au sud du Fluvia : Sur la rive droite du Rio Fluvia, les marnes bleues et les macinos du Lutétien supérieur dessinent des plis recoupés perpendiculairement par les affluents du Fluvia. Le plus septentrional de ces plis est un anticlinal E-W, visible au sud de Montagut, l’anticlinal du Fluvia : son flanc S se lamine et se déverse vers l’W pour venir chevaucher les couches rouges de l’Eocène supérieur au sud de Castellfulit de la Roca. Plus au sud, les plis qui affectent la masse des conglomérats du massif de San Julian annonce déjà le style tectonique de la Cordillère prélittorale cata- lane. Les plus importants sont, du N vers le Sud : — l’anticlinal de San Ferréol, de direction E-W, à peu près symétrique et dont les pendages ne dépas- sent pas 60° ; — l’anticlinal de Can Palome, structure dis- symétrique dont le flanc S est parfois subvertical ; — le synclinal de San Julian ; des replis à flancs sud subvertical affectent le flanc N, les pendages ne dépassent pas 30°. Tous ces plis sont masqués à l’W par les laves basaltiques de la région d’Olot, à l’est par les impor- tantes formations conglomératiques plio-quaternaires de la plaine de l’Ampurdan. 3. — Le plateau d’Âlbana. A l’est de la faille d’Albana se succèdent du nord au sud, dans le quart NE de la feuille d'Olot : — le synclinal d’Alfau ; — l’anticlinal de San Lorenzo ; — le synclinal de Cistella. a) Le synclinal d’Alfau : Cette structure dissymétrique, à flanc nord déversé, est chevauché au nord par la klippe du Monte Grillera. Son axe de direction moyenne N 80° E s’infléchit vers le SE, à proximité de la faille d’Albana et est recoupé par de nombreuses failles transverses à l’W de San Lorenzo de la Muga. b) L’anticlinal de San Lorenzo de la Muga . Ce pli, d’axe absolument parallèle à celui du synclinal d’Alfau, est fortement dissymétrique ou légèrement déversé au sud. Des replis, bien marqués par les bancs de calcaires ilerdiens, viennent compli- quer la structure du flanc nord. c) Le synclinal de Cistella : Au sud de l’anticlinal de Cistella, une très vaste structure synclinale est en grande partie recouverte sur son flanc sud par le plio-quaternaire de la plaine Jf. de l’Ampurdan. Les molasses de l’Eocène moyen et supérieur y affleurent largement sur le flanc nord, avec des pendages décroissant régulièrement vers le cœur de la structure et sans complications tecto- niques importantes. L’axe de ce synclinal E-W prend une direction presque parallèle à la faille d'Albana à proximité de celle-ci. III. — CONCLUSIONS : VARIATIONS DU STYLE TECTONIQUE ET AGE DES DEFORMATIONS 1° Le style des déformations de la couverture éocène évolue de façon sensible de l’est vers l’ouest de la faille d’Olot. Dans la moitié E, les plis moulent les déformations du socle paléozoïque et granitique et notamment les failles E-W de ce socle. Dans cette zone, les décollements de la couverture sont locaux, de faible amplitude et n’affectent généralement que certains niveaux argileux du Cuisien. Cepen- dant, on a vu que l’hypothèse d’un rabottage basal de la série ilerdienne pouvait être envisagé sur le flanc N de certaines structures anticlinales. Dans la moitié W de la faille d’Olot, la nature argileuse de la série éocène confère aux plis un style beaucoup plus souple et les phénomènes de collapse se généralisent à plusieurs niveaux de la série : Garumnien (au N de Montmayor, Cuisien- Lutétien argileux). Une schistosité de fracture accompagne des déformations. 2° Les accidents de direction N 160° E ou 30° E qui recoupent les plis et cassures E-W et leur sont donc postérieures, ont parfois une composante hori- zontale non négligeable, soulignée par la déformation des axes des plis, le décalage des faciès d’une même formation de part et d'autre de l’accident, la pré- sence de plis à axes très inclinés. Ainsi, le rejet horizontal de la faille d’Albana est de plus d’1 km. 3° La description des structures d’échelles kilo- métriques et celles des déformations mineures, join- tes aux observations stratigraphiques et sédimentolo- giques, permet de déterminer l’âge relatif des défor- mations. — Dès le Lutétien, les grands accidents de direction N 160° E ont découpé ce secteur pyrénéen en panneaux dont l'individualité se traduit par une sédimentation particulière sur chacun d’eux. — Lors de la surrection, très graduelle, de la zone axiale, à partir du sommet du Lutétien, dans un premier modelage, les plis de la couverture éocène ont moulé les déformations du socle. — Par la suite, d’importants phénomènes de collapse ont affecté la série éocène à divers niveaux (marnes du Cuisien, marnes du Lutétien moyen) dans la partie orientale de la faille d’Olot. — La morphologie actuelle de cette région est surtout due au rejet des grands accidents trans- verses qui recoupent les structures E-W. Des déver- sements et des chevauchements tels que celui de l’anticlinal du Fluvia dans la région d’Olot semblent être la conséquence du déplacement latéral de cer- tains panneaux au cours de cette phase de fractu- ration. BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE Ashauer (Hans), 1931. — « La terminacion oriental de los pirineos ». Cons. Nac. lnv. cient. Centro Lucas Mallada : Publicaciones ale- manas en Espanol. Traduction de San Miguel de la Camara, Madrid, 1943, p. 203-232. Ashauer (Hans) et Teichmuller (Rolf), 1936. — « Origen y desarollo de las cordilleras variscas y alpidiscas de Cataluna. » Cons. Nac. lnv. Cien. Centro Lucas Mallada. Publicaciones extranjeras sobre geologia de Espana, t. III, Madrid, 1943. Canada-Guererro (F.), 1964. — « Sintesis geolo- gica sobre el Paleozoïco y Prepaleozoïco del Extremo oriental de los Pirineos en la zona Rosas-Gerona. » Not. y Com. Inst. Geol. y Min. Espana, n° 75, 3e trimestre, p. 119- 155. 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K93MP. zooll ubrary Série B - N° 18 TOME 104 aCMPEÇ Harvard fiNB^Eiakm SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d’utilité publique par Ordonnance Royale du 15 Juin 1828 NOUVELLES DÉCOUVERTES PALÉONTOLOCIQUES DANS LES FACIES CONTINENTAUX DITS DE "LA MOLASSE DE L’ACENAIS” Michel RINGEADE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX / TOME 104 1967 SÉRIE B - No 18 ACTES DE LA SOCIETE LINNÊENNE DE BORDEAUX SÉANCE DU 5 JUILLET 1967 Nouvelles découvertes paléontologiques dans les faciès continentaux dits de "la Molasse de i'Agenais" par Michel RINGEADE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Dans les formations continentales du Sud-Ouest de la France nous avons déjà signalé la présence de petits Mammifères et de Charophytes dans les faciès dits « Marnes à Unio du Bazadais » de l’Oligocène supérieur [4] et dans ceux de « la Molasse du Fronsadais » de l’Oligocène inférieur [5]. Le lavage systématique des « Molasses de l’Age- nais » de l’Oligocène moyen nous a permis de découvrir 4 nouveaux points fossilifères, notamment en petits Mammifères et en Charophytes : — Massels, commune du Lot-et-Garonne ; — Lacam, lieu-dit de la commune de Massels en Lot-et-Garonne ; — La Capelle, lieu-dit de la commune d’Aura- dou, en Lot-et-Garonne ; — Saint-Just, commune du Lot-et-Garonne. HISTORIQUE Le premier point situé tout près du bourg de Massels fut découvert dans une carrière ouverte depuis peu au cours d’une sortie organisée avec MM. Mario Parka et Dominique Verrin, étudiants en géologie. Dans les trois autres points, Lacam, La Capelle (Comberatière) et Saint-Just, depuis 1888, de nombreux auteurs p) ont signalé avoir recueilli des restes de Mammifères fossiles mais sans mentionner de Rongeurs ni de Charophytes. (1) Pour la bibliographie, voir Mlu Marguerite Richard [2], — 4 — FAUNE L’étude de la faune de ces gisements de la Molasse de l’Agenais est actuellement reprise par M. Mario Parra et par nous-même. Elle fera l’objet de publications ultérieures. Nous mentionnerons simplement dans un tableau récapitulatif ci-dessous les principaux groupes de Rongeurs rencontrés au stade de la prospection ainsi que les Cliarophytes. Rongeurs : Massels Sainf-Just la Capelle Lacatn Théridomyidés + + Gliridés -1- Sciuridés + + Cricétidés Cricetodon I + + + Cricetodon II + + Cricetodon III + Mélissiodontidés + Zapodidés + Eoinyidés + + + + Rhizospalacidés + Biochronologie : La présence d’un Cricetodon au stade évolutif voisin de collatum Schaub., permet de classer ces faunes de la Molasse de l’Agenais soit dans la partie supérieure de la zone de Coderet (sous-zone de Kiittigen), soit dans la zone biochronologique de Paulhiac [6]. L’existence de plusieurs lignées de Rongeurs (Théridomyidés, Rhizospalacidés, etc.) connues dans la zone de Coderet permettent d’attribuer ces faunes à la sous-zone de Kiittigen. Remarques : Dans le tableau ci-dessus trois espèces de Cricétidés sont signalées, une présente des affinités avec V Eucricetodon collatum Schaub, une autre peut-être avec Y Eucricetodon gerandianum Gervais. La troisième correspond à une nouvelle espèce, présente elle aussi dans le gisement de Coderet. A l'occasion d’un travail précédent sur les Cricé- tidés de Gans et d’Aillas [3], nous avions émis l’hypothèse qu’au lieu d une lignée guide Eucrice- todon, il existait peut-être deux lignées évoluant parallèlement, l’une passant par le stade collatum et l’autre par le stade gerandianum. L’étude des Cricétidés des gisements de la Molasse de l’Agenais semble devoir renforcer cette hypothèse. Nous attendons cependant d’avoir davantage de matériel pour l’affirmer et le prouver. Charophytes : Les oogones de Charophytes rencontrés appar- tiennent à deux espèces : T ectochara meriani L. et N. Grambast ; Rhabdochara langeri (Ettings) Madler. La première se rencontre du Ludien au Pliocène. La deuxième, en principe, de l'Oligocène supé- rieur (Chattien) au Miocène inférieur (Aquitanien). Il est à remarquer que nous avions signalé la présence de ces deux mêmes espèces dans les Marnes à Unio de Gans et d’Aillas [3]. POSITION STRATIGRAPHIQUE Ces horizons molassiques fossilifères sont tous situés à quelques mètres en dessous du Calcaire blanc de l’Agenais, Oligocène supérieur (Chattien de certains auteurs). La Molasse de l’Agenais passe pour être l’équi- valent latéral d’une partie du Calcaire à Astéries, Oligocène moyen [ 1 ] . Ces niveaux supérieurs de la Molasse de l’Agenais fossilifères correspondraient donc à la partie termi- nale de l’Oligocène moyen. — 5 — CONCLUSION Plusieurs problèmes se posent à nous : — D’ordre stratigraphique : le sommet des faciès dits de « la Molasse de l’A gênais » doit-il être considéré comme un passage latéral de la partie terminale du « Calcaire à Astéries » ou comme la base du « Calcaire blanc de l’Agenais » ? L’étude comparative des faunes de la « Molasse de l’Agenais » et de celles du « Calcaire Blanc » ou de ses équivalents (faunes de Coderet, Aillas, Gans et Paulhiac) doit nous permettre de trancher la question. — D’ordre paléontologique : les variations évo- lutives des Cricétidés de la lignée Eucricetodon peuvent-elles s’expliquer plus facilement par l’exis- tence de deux lignées évoluant parallèlement ou par des variations continues dans le temps ? Ces problèmes une fois résolus, il nous sera certainement plus facile d’établir des corrélations entre toutes ces formations continentales et ainsi de préciser la position stratigraphique de la plupart d’entre elles. i BIBLIOGRAPHIE 1. Blayac (J.), 1906. — Feuille de La Réole. C.R. des Coll, du Bull. Serv. Carte Géol. de France, vol. XVI, p. 92-94. 2. Richard (M.), 1946. — Contribution à l’étude du Bassin Aquitain. Les gisements de Mammifères tertiaires. Mérn. de la Soc. Géol. de France, n° 52, p. 149 et 157. 3. Ringeade (M.), 1966. — Etude sur les sites classiques de passage oligo-miocènes en Aquitaine. Analyse comparative de faunes de Rongeurs en Aquitaine et en Languedoc. Thèse de 3e cycle, Bordeaux. 4. Ringeade (M.), 1967. — De quelques niveaux continentaux oligo-miocènes d’Aquitaine. Intérêt des faunes de Rongeurs recueillies. Actes de la Soc. Linn. de Bordeaux (1967), t. CIV, série B. n° 6. 5. Ringeade (M.), 1967. — Etude en Aquitaine de niveaux continentaux à la limite Eocène- Oligocène. Découverte de Rongeurs Théri- domorphes. Actes de la Soc. Linn. de Bor- deaux (1967), t. CIV, série B. n° 7. 6. Thaler (L.), 1965. — Une échelle de zones biochronologiques pour les Mammifères du Tertiaire d’Europe. C.R. somm. Soc. Géol. de France (1965), fasc. IV, p. 118. ACHEVÉ D'IMPRIMER 2 5 SEPTEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (FRANCE) Dépôt léga!_3' trimestre 1967 MUS. COMP. ZOOL. TOME 104 Série B - N° 19 Hr - 3 JUL 28 1970 A S UNIVERSITE DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 Juin 1828 ÉTUDE DE CERTAINS PHÉNOMÈNES ÉOLIENS FOSSILES DU BLAYAIS ET DE SES ENVIRONS M.-P. MOULINE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX F r i i. TOME 104 1967 SÉRIE B - N° 19 ACTES DE LA SOCIETE LINNÊENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 1er JUILLET 1967 Etude de certains phénomènes éoliens fossiles du Blayais et de ses environs par M.-P. MOULINE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. I La terminaison périanticlinale SE de l’accident de Jonzac est recouverte d’un manteau de plusieurs épandages alluviaux d’argiles, sables et graviers qui se sont successivement mis en place de l’Eocène au Pliocène. Du point de vue géomorphologique, la surface enveloppe des crêtes réparties de part et d’autre de cet accident suggère que cette zone a cor- respondu à une certaine époque à un mont dont l’axe correspond aujourd’hui à la vallée en combe de la Seugne. Le flanc SW de ce mont : des Grands- Bonards, commune de Saint-Génis-de-Saintonge jus- qu’aux environs de Saint-Savin-de-Blaye, de Sain- Ciers-sur-Gironde jusqu’à Bédenac, puis sur une zone isolée des environs de La Clotte, présente la parti- cularité d’être parsemé de nombreux affleurements de quartz à facettes. Plusieurs problèmes sont posés par l’existence de tels galets et on peut se demander si leur origine est liée au remaniement d’une for- mation antérieure ou s’ils sont la marque de phéno- mènes d’érosion pénécontemporaine du dépôt du matériel ou enfin si ce phénomène se trouve dans le contexte bien connu riche des phénomènes péri- glaciaires tels les recouvrements en manteau de sables nivéoéoliens typiques dans les Landes, des cryoturbations dans le Bordelais, des galets et fragments dressés dans l’Entre-Deux-Mers, des veines de « trufe pulvérulent » dans les mollasses du Fron- sadais ? II D’assez nombreuses coupes sont connues dans les zones jonchées de tels galets. Les plus belles sont observables au « Terrier des Caillons » dans les envi- rons de Reignac, dans les gravières de la « Chapelle de Notre-Dame-du-Vilain-Nom » au N de Saujon, sur les bords de routes près de Bédenac. Elles sont assez semblables et présentent en général les mêmes phénomènes. Elles montrent : 1° Du point de vue pétrographique, une accumulation de sables, de graviers où sont mêlés des galets de quartz ou de quartzite ; — 4 2° Divers traits sédimentologiques permettant de considérer ces accumulations comme étant des for- mations fluviatiles : formations d’aspect uniforme sur plusieurs mètres de profondeur et dont les unités sont séparées seulement par des zones de passages diffus ou de simples surfaces de contact à peine soulignées ; 3° Le fait d’être rubéfié dans toute l’épaisseur visible de la formation à l’exception d'une frange plus ou moins réduite cantonnée à la partie sornmi- tale de la coupe. C’est cette partie, d’ailleurs, qui contient exclu- sivement les galets à facettes, qui malheureusement ne sont souvent pas en place par les effets des actions anthropogènes. Ils présentent l’intérêt d’être de même nature pétrographique que les galets des couches sous-jacentes et d’être noyés dans des sables et graviers partiellement éolisés eux aussi pétro- graphiquement semblables à ceux sous-jacents. De natures pétrographiques diverses : quartz, quartzite, microconglomérat à éléments et ciments siliceux, ils présentent des faces à peu près planes se recoupant suivant des arêtes légèrement sigmoï- des. Une étude à la loupe binoculaire et en lumière rasante montre la présence d’un léger guillochage sur chacune de ces surfaces. A ces galets en sont associés d’autres dont l’hétérogénéité pétrographique se traduit par un burinage si marqué des parties les moins dures qu’ils en présentent un aspect caracté- ristique. L’action éolienne, en tant que moteur d’une telle érosion est certaine et l’on doit remarquer le caractère exceptionnel de cette réussite géomorpho- logique qui demande la concomittance de divers phénomènes. De tels galets sont aussi présents dans les environs de La Clotte où ils peuvent être observés, compris entre les sables rubéfiés tertiaires et un sol subactuel. Ils sont partout ailleurs en surface. III Le fait que ces galets, véritables Drei Kanters, soient absents de l’ensemble de la masse de la formation placée au-dessous de la partie sommitale des coupes exclut dès les premiers examens qu’on leur porte, l’hypothèse du remaniement de ce matériel préexistant à leur dépôt là où les observe aujourd’hui. La fraîcheur des arêtes et du guillo- chage des galets confirme un tel point de vue. L’étroite relation qui lie la répartition de ces Drei Kanter : a) A la surface topographique à l’échelle de l’affleurement quel que soit l’âge de celui-ci ; b) A celle des cimes en particulier ; c) A leur versant SW à l’échelle du paysage, élimine l’hypothèse d'un façonnement pénécontem- porain du dépôt du matériel qui a supporté de telles actions. Il faut noter d’ailleurs que cette prédomi- nance de se trouver sur des sommets devient de plus en plus fréquente vers l’E. Reste l’hypothèse quaternariste et l’assujettis- sement de la répartition des sites à Drei Kanter et d'une partie de la surface enveloppe des crêtes réparties de part et d'autre de l’axe anticlinal de Jonzac — éléments d’un paysage quaternaire induit une telle vue des choses. De plus si l'on admet que les terrains supportant la forêt de la Lande sont constitués de matériaux pliocènes, que les autres affleurements reposent sur des substratums d’âges différents étalés dans l’Eocène, cette dernière hypo- thèse est confirmée. A l’échelle de la région, le trait le plus marquant reste la disparité de répartition de tels galets de part et d’autre de l’anticlinal de Jonzac. Et ceci, quoique les deux versants présentent les mêmes conditions pétrographiques pour que cette réussite géomorphologique se manifeste : même matériel sableux transportable au vent, mêmes éléments iner- tes capables d’être impressionnés puis de conserver la marque d’une action éolienne, même absence de matériel argileux dans les sables encaissants. De même qu’il semble que les Drei Kanter, dans la zone haute de La Clotte, ne se rencontrent qu’au SW de cet accident. Une deuxième série de conclusions alors s’impose. D’abord, il a existé avant la forma- tion du sol forestier des environs de La Clotte, une période où les versants SW de ces topographies étaient totalement dépourvus de végétation et soumis à des vents dominants violents venant du SW. Dans wr à ■ PLANCHE II Di v ors Drei Kanter, provenant (lu Terrier aux Cailloux (1-3), de La Chapelle-de-Notre-Dame-du Vilain-Nom 12-'! 1 de*- environs de Bédenac (5-6-7 ). A — 5 — le Blayais actuel, il n’est pas rare de subir des vents dont la vitesse est parfois supérieure à 120 km .h. La permanence d’un tel régime de perturbation est à noter et si un paysage dénudé est conforme à l’image que l’on se fait de ceux qui devraient exister pendant les périodes de quaternaire froid, il reste néanmoins à préciser les limites de tels phéno- mènes dans le temps. 1° L’absence de toute patine sur de nombreux Drei Kanter ou bien leur faible blondissement (quoique aucune étude comparative des couleurs des sédiments et des paléosols du Blayais et des influences paléoclimatiques quaternaires n'ait été systématiquement faite) milite en faveur du caractère relativement récent de ces retouches éoliennes d’une étonnante fraîcheur ; 2° Le fait que les zones à Drei Kanter surtout dans la région de Saint-Ciers, Reignac, Saujon soient cernées de sol podzolique décapité à chaque cime couverte des Drei Kanter, induit à penser que les phénomènes d’éolisation sont récents. D’autres remarques sont à ajouter. A moins d’admettre que la région synclinale de Bois-Breteau - Boscarament n’avait pas l’assiette que nous lui connaissons aujourd’hui, on est obligé d’admettre en considérant les altitudes des divers affleurements que durant la période active d’éolisation, un relief existait à la place de la dépression de la Seugne. Les confins du Bordelais septentrionaux limités par des marais ou des forêts présentent un caractère régulier. Ils constituent une marche séparant les pays d’oïl et ceux d’oc et dont la traversée de ces marches était redoutée des hommes jusqu'au début du siècle passé et soulignent, avant toute étude géo- morphologique le caractère particulier de ces pays qui vont de la Saintonge méridionale à la Double périgourdine qui, déserts, dès la fin du quaternaire vont garder jusqu’à nos jours l’empreinte de ce premier destin. F BIBLIOGRAPHIE 1. Alimen (H.), 1954. — Colorimétrie de sédiments quaternaires et Paléoclimats. 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L'auteur propose un certain nombre de critères à utiliser si l’on veut préciser l'âge exact de cette phase d’éolisation. RESUMEN Se puede observar sobre el lado S.O. de la terminacion peri-anticlinal del incidente de Jonzac, de los « Drei Kanter ». La abscencia de usura y de patin, la relaciôn del sitio donde se encuentran y de los suelos podzolicos de la région se obliga a admitir que su formacion es muy reciente El autor propone varios criterios que pueden utilizarse si se quiere precisar la edad exacta de esta fase de eolisation. ABSTRACT True « Drei Kanter », wiz wind-faceted quartz pebbles, can be observed ail around the south-western periclinal ending of the Jonzac anticline. They lack of weathering or patina, and most of their outcrops are related to an overburden of podzolic soils in the area. So that they hâve to be assumed as recently shaped. The author suggests some criteria to deal with in order to dry getting the exact âge of corresponding wind erosive period. lmp. DUCROS — Bordeaux. Dépôt légal 1or tr. 1968 TOME 104 ~?>r Sc*7â MUS. COMÊ’WOL- library AL@ T°E S un^Bsi^A Série B - N° 20 SOCIETE LINNÉENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 SUR DE NOUVEAUX POINTS FOSSILIFÈRES EN RONGEURS ET CHAROPHYTES dans les faciès continentaux dits du "Calcaire de castillon” et de la "Molasse du Fronsadais” Michel RINGEADE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. i Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX sK TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 20 ACTES DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 5 JUILLET 1967 Sur de nouveaux points fossilifères en Rongeurs et Charophytes dans les faciès continentaux dits du "Calcaire de Castillon " et de la "Molasse du Fronsadais" par Michel RINGEADE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Dans une publication précédente [4], nous avons fait état de découvertes de Rongeurs et de Charo- phvtes dans la Molasse du Fronsadais à Soumailles, lieu-dit de la commune de Pardaillan, en Lot-et- Garonne. Poursuivant nos recherches sur les faciès conti- nentaux de POligocène inférieur nous avons mis au jour trois autres niveaux fossilifères : — Deux dans des horizons marneux de la base du Calcaire de Castillon : 1. Saint- Aubin d’Eymet en Dordogne ; 2. Sain t-André-et- Appelles en Gironde (Baby II) ; — Un dans « la molasse du Fronsadais » : Saint- André-et- Appelles en Gironde (Baby I). Deux de ees points, Baby I et Baby II, sont en superposition dans une même coupe visible dans une falaise entaillée par la Dordogne sur sa rive gauche. La description de cette coupe sera reprise par M. Michel Ver r in et nous-même lors d’une publi- cation ultérieure. HISTORIQUE La carte géologique de Villereal [1] signale des découvertes de Vertébrés dans les environs de Saint- Aubin d’Eymet. Des molaires et incisives de Crice- todon sp. y ont même été signalées. A Baby, MUe Marguerite Richard [2] donne la description géologique de la coupe de la falaise relevée par M. Maurin ainsi que la liste de ses découvertes ; malheureusement les collections de celui-ei ont été dispersées après sa mort. POSITION SIRATIGRAPHIQUE Nous résumons dans le tableau ci-dessous la position stratigraphique de ees sites fossilifères : Périodes Formations régionales Sites fossilifères Calcaire de Castillon Oligocène inf. Molasse du Saint- Aubin, Baby II Fronsadais Soumailles Baby I Eocène sup. 2 Il est possible d’observer au-dessus des horizons calcaires lacustres dits de Castillon, à Baby, des marnes à huîtres et par place du Calcaire à Astéries, enfoui la plupart du temps sous une couverture de graviers. Marnes à huîtres et Calcaire à Astéries sont reconnus comme appartenant à l'Oligocène moyen (Stampien). FAUNE Une étude de cette faune est en cours. Nous nous bornerons à citer ici les principaux sous-ordres de Rongeurs ainsi que les Charophvtes. c/5 ■'Ç — ? • 0 s -O CO co Théridomorphes + + + + Glirimorphes + Cricétomorphes (+)? Protogomorphes + Biochronologie : Les gisements de Saint-Aubin, Baby II et Sou- mailles sont postérieurs à la grande coupure oligo- cène [5] ; une molaire d 'Entelodon a été découverte par M. Mario Parra lors de fouilles organisées à Soumailles dans le niveau où sont récoltés les Rongeurs. Mlle Marguerite Richard [2] relate d’ailleurs que de nombreuses dents isolées d 'Ente- lodon avaient été recueillies autrefois dans ce gise- ment. Baby I est-il antérieur à la grande coupure oligocène ? Appartient-il à l'Eocène terminal ou à l'Oligocène inférieur ? Nous espérons pouvoir tran- cher ce dilemme lorsque les échantillons récoltés seront plus abondants. Charophytes : Les oogones de Charophytes n’ont été jusqu’ici trouvées qu’à Baby II et Saint-Aubin d’Eymet. Elles appartiennent à deux espèces signalées par nous- inême déjà à Soumailles [4] : 1. Tectochara meriani L. et N. Grambast ; 2. Harrisichara tuberculala (Lyell) Grambast. La répartition de la première espèce va du Ludien au Pliocène supérieur ; celle de la seconde, du Gypse de Montmartre au Calcaire de Brie. Les renseignements chronologiques donnés par Harrisichara tuberculala sont donc comparables à ceux fournis par les Rongeurs. CONCLUSION De nombreux points fossilifères en Vertébrés ont été signalés par les anciens auteurs dans cette région où de nouveaux sites renfermant de petits Mammi- fères et des Charophytes ont été et seront encore découverts. Le matériel récolté présente l’intérêt d’être dans des horizons continus et souvent même recouverts par des niveaux marins d’âge connu. Pour toutes ces raisons, cette région semble très favorable à l’étude de « la grande coupure Oligo- cène ». BIBLIOGRAPHIE 1. Carte géologique (1920), n° 193, Villereal. 2. Richard (M.), 1946. — Contribution à l’étude du Bassin Aquitain. Les gisements de Mammifères tertiaires. Mémoire de la Soc. Géol. de France, 1946, n° 52, p. 73 et 74. 3. Richard (M.), 1946. — Contribution à l'étude du Bassin Aquitain. Les gisements de Mammifères tertiaires. Mém. de la Soc. Géol. de France, 1946, n° 52, p. 104 et 105. 4. Riîvgeade (M.), 1967. — Etude en Aquitaine de niveaux continentaux à la limite Eocène- Oligocène. Découverte de Rongeurs Théri- domorphes. Actes de la Soc. Linn. de Bordeaux (1967), t. CIV, série B, n° 7. 5. Stehlin (H.G.), 1909. — Remarque sur les faunules de Mammifères des couches Eocè- nes et Oligocènes du Bassin de Paris. Bull. Soc. Géol. de France (1909), (4), t. IX, p. 502 à 512. ACHEVÉ D'IMPRIMER 2 5 SEPTEMBRE 196 7 SUR LES PRBSSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (FRANCE) Dépôt légal 3' trimestre 1967 Série B - N° 22 TOME 104 1967 MUS. COMP. ZOOL UBRARY HARVARD D.-ÉPBÎSRWTY SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 NOTE PRÉLIMINAIRE SUR DES FERRUGINISATIONS EN BANDES DANS CERTAINES FORMATIONS A SABLES HOMOGENES DU BLAYAIS ET DE SES ENVIRONS M.-Ph. MOULINE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux 71. Rue du Loup BORDEAUX TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 22 ACTES DE LA SOCIETE Lll\l NE EN l\!E DE BORDEAUX SÉANCE DU 8 OCTOBRE 1967 Note préliminaire sur des ferruginisations en bandes dans certaines formations à sables homogènes du Blayais et de ses environs par Michel-Philippe MOULINE Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. André Cailleux, dans des articles publiés en 1964, au congrès de l’LN.Q.U.A., d'une part, à la Société géologique, d’autre part, émit un certain nombre d’hypothèses quant à la genèse possible de dépôts chimiques par congélation. Parmi ceux-ci, il signale l’existence d’un dépôt qui, en particulier, se manifeste sous forme d’imprégnation d’hydroxydes de fer dans les sables de la région parisienne ; les exemples précis donnés sont issus des carrières de Bondoufle (Seine-et-Oise). « Dans les sables homogènes de la carrière de Bondoufle, des imprégnations d’hydroxydes de fer de couleur rouille suivant des bandes ou zébrures épaisses de 0,5 à 3 cm, plus ou moins horizontales ou parallèles à la surface du sol, souvent guidées par les strates, mais sautant parfois d’un strate à l’autre... » De tels phénomènes sont connus en Aquitaine et en particulier dans le Blayais et les pays voi- sins où ils sont fréquents. Trois sites offrent d’ex- cellentes conditions d’étude de ces phénomènes : l’un, dans les remblaiements sableux du fond de la vallée du Barbefer, près du village de Teuillac, l’au- tre dans les sables rubéfiés d’âge pliocène (d’après la carte de Libourne au 1/80 000e, édition de 1942) qui couronnent les hauteurs de Saint-Urbain ; enfin, le troisième, dans les environs de Cercoux, dans des formations considérées comme appartenant au Sidérolithique. Comme à Bondoufle, les impré- gnations d’oxyde de fer se répartissent en bandes épaisses de 0,1 à 3 cm. Leur répartition, générale- ment, obéit à un double rythme. Les bandes de 0,1 à 0,5 mm d’épaisseur sont espacées de 1 à 2 cm ; celles de 2 à 3 cm se répètent tous les 10 à 12 cm. Les intervalles compris entre les imprégnations sont de sable non consolidé ou peu consolidé et faible- ment coloré, tandis que les zones imprégnées sont relativement indurées. A première vue, il semblerait que la répartition des strates imprégnés soit liée aux caractères de la stratification des sables et une première hypothèse considérant ces dépôts ferrugineux comme étant syn- génétiques du dépôt des éléments détritiques serait à retenir si l’on n’observait pas les deux phéno- mènes suivants : — D’une part, les bandes ferruginisées sont par- fois indépendantes de la stratification (anastomose des réseaux, niveaux sautant d’une strate à l’autre). 2 — D’autre part, il existe des perturbations qui n’introduisent pas de discontinuité dans le tracé hori- zontal de chaque bande et qui se répercutent homo- thétiquement sur parfois plus de 30 cm. Elles pourraient être interprétées comme étant des traces de racines pivotantes ou de terriers comblés avant la mise en place des oxydes de fer. Par ailleurs, remarquons que les affleurements de la vallée du Barbefer sont d’âge quaternaire et qu’ils sont à une altitude de 20-25 m, que ceux de Saint-Urbain, à l’altitude 50-55 m, sont pliocènes, enfin que ceux de Cercoux appartiennent à des carrières creusées dans des formations considérées comme sidérolithiques à l’altitude de 60 m environ. Le phénomène est donc indépendant de l’âge des formations, de la position topographique, enfin de l’existence des nappes phréatiques environnantes. Ces faits inclinent à la recherche d'une hypo- thèse explicative excluant un processus sédimentaire et mettant en cause des phénomènes de ségrégation des hydroxydes d’ordre climatique. Celle de la cryos- mose avec l’apparition de strates de glace de ségré- gation dans ce sédiment particulièrement poreux, liée au fait que les ions ferriques ont une tendance à migrer plus facilement dans des solutions froides nous paraît bien être la plus fertile et fera l’objet d’une étude ultérieure où l’âge probable des dif- férentes phases de mise en place de ces formations sera précisé. C’est vers une explication de ce genre que s’orientent les conclusions des études faites par A. Cailleux dans le Bassin parisien. Nous y som- mes d’autant plus enclins que nous avons eu par ailleurs (Boye (M.), Mouline (M.-P.), Viguier (Cl.), 1967) l’occasion de conclure fermement de la sorte à propos de phénomènes du même ordre en phase carbonatée. PLANCHE I \ ue de détail de la même coupe ( montrant les perturbations pouvant être interprétées comme étant des traces de racines préexistantes ou de terriers comblés avant la mise en place des oxydes de fer ) - PLANCHE II BIBLIOGRAPHIE 1. Bote (M.), Mouline (M.-P.), Viguier (G.), 1967. — Phénomènes de dépôts physico- chimiques dans le Sud-Ouest aquitain (hypothèse cryogénique). En phase car- bonatée : les veines de calcaire friable dit « Trufe pulvérulent » dans les « molasses » du Bassin Aquitain au Nord de la Ga- ronne. Actes de la Société Linnéenne de Bordeaux, t. CIV, série B. n° 15. 2. Cailleux (A.), 1964. — Genèse possible de dé- pôts chimiques par congélation. C.R. S.G.F., fasc. 1, p. 11-12. 3. Cailleux (A.), 1965. — Quaternary secondary chemical déposition in France. Congrès de PI.N.Q.U.A. The geological society of America. Spécial paper 84, p. 125-139. 4. Cailleux (A.) et Taylor (G.), 1954. — Cryo- pédologie. Act. scientifiques et industriel- les, n° 1203, Hermann édit., 218 p., 115 fig. 5. Krivan, 1958. — Trundrenet scheinungen mit Eislinsen in Ungarn Fôldt Kôzl, t. 88, p. 201-209, 8 fig. 6. Lliboutry, 1965. — Traité de glaciologie. Mas- son édit., 1 016 p. ACHEVÉ D IMPRIMER LE 31 OCTOBRE 1968 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (FR ANCEI Dépôt légal 4* trimestre 1968 TOME 104 Tk- MUS. 7ZOOL. library AÏ* s HARVARD ür]ËKÊR^C SOCIÉTÉ IINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN -1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 Série B - N° 23 SUR L’EXISTENCE D'UN ÉPISODE RÉGRESSIF AU SEIN DU MUSCHELKALK INFÉRIEUR SUR LA BORDURE OCCIDENTALE DU MASSIF CATALAN M. GOTTIS et F. KROMM Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX m TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 23 ACTES DE LA SOCIETE U N NE EN NE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 OCTOBRE 1967 Sur l'existence d'un épisode régressif au sein du Muschelkalk inférieur sur la bordure occidentale du Massif Catalan par M. GOTTIS et F. KROMM Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. L’enveloppe sédimentaire occidentale du Massif du Montseny est constituée de deux grands ensembles stratigraphiques superposés : à la base se situent de très beaux affleurements de terrains triasiques transgressifs sur les matériaux paléo- zoïques. Au sommet se développe le complexe ter- tiaire discordant. La série triasique a fait l’objet de travaux classiques de l’école de Barcelone dirigée par le Père Almera et le Professeur Sole Sabaris. N. Llopis Llado et plus récemment C. Virgili ont consacré à ces assises une attention particulière et donné une description détaillée de la succession des divers termes. C. Virgili signale (thèse, p. 315) l’importante variation de faciès manifestée par l’en- semble du Trias dans le secteur développé entre Ayguafreda au Sud, et Brull au Nord. Quatre assises d’après cet auteur participent de façon quasi constante à la constitution du Muschelkalk inférieur et s’étagent de bas en haut de la façon suivante : a) Dolomies en plaquettes, épaisseur 12 m, repo- sant sur les argiles bigarrées du Trias inférieur. Ces dolomies ont fourni divers Paraceratites et des Lamellibranches (N. Llopis Llado, 1942). b) Calcaires vermiculés dits à fucoïdes, épaisseur 7-8 m. c) Dolomies argileuses, épaisseur 2 m. d) Dolomies avec à la base des accidents siliceux sur 7 m d’épaisseur. Une récente randonnée dans cette région nous a permis d’observer entre les niveaux 6 et c de la coupe précédente la manifestation de phénomènes karstiques affectant les calcaires vermiculés et ayant précédé le dépôt des dolomies à silex. Ces faits sont particulièrement visibles le long de la falaise bordant au Nord la route de Vich à Barcelone entre Centellas et Ayguafreda (voir pi. 1). La coupe relevée en ce point montre de bas en haut : 4 — a) Calcaire en plaquettes comportant : 1. 2 m visibles de calcaire lité en bancs de 0,25 m, les deux dernières couches se mon- trant constituées de fines laminae ; 2. 2 m de calcaires en plaquettes fortement plissotés. b) Calcaires vermiculés en gros bancs métriques totalisant une épaisseur de 6 à 7 m. 7c) Surface karstique ravinant le calcaire ver- miculé préalablement diaclasé (pl. II, fig. 1 et 2). Des poches localement profondes de 0,50 m à 2 m ou 3 m, sont sculptées dans ce calcaire et emplies d’une roche argilo-ferrugineuse, avec ou sans inter- ruption de croûte ferrugineuse au contact du cal- caire. La couleur du remplissage montre une nette évolution des matériaux. Ceux-ci sont rouge vif à la base, ocre à beige au sommet des poches et sur toute la surface érodée qu’ils « beurrent » pour ainsi dire. c) 1. Couches et conglomérats dolomiques : 6,50 m ; 2. Dolomie marneuse beige en petits bancs : 2 à 3 m. d ) Dolomie à silex. La discontinuité sédimentaire notée en k et c est observable vers le Nord avec plus ou moins de précision dans tout le massif calcaire situé entre le Rio Congost et Can-Rovira. Vers le Sud, au contraire, eRe fait place rapidement à une appa- rente continuité entre les dolomies marneuses (c) et leur substratum calcaire vermiculé (6). L’analyse au diffractomètre (1) de la phase argileuse et des poudres des matériaux de remplis- sage karstiques montre une incontestable évolution de la composition minéralogique de ces matériaux et suggère le métachronisme relatif de ces compo- sitions. A l’W-NW de Can Serra, vers Centellas, l’illite détritique « baillante » se montre le constituant dominant de la phase argileuse du remplissage tandis que, au sommet des poches, au contact des brèches dolomitiques transgressives apparaît un pourcentage appréciable, 20 à 25 %, de montmorillonite. A N et au NE de Can Serra, l’essentiel de la phase argileuse est constituée de kaolinite (60 à 75 %) mêlée de chlorite, 5 à 20 °/o. Cette évolution de composition de la phase argileuse aux abords immédiats du massif catalan s’accompagne d’une augmentation sensible de l’apport quartzeux. Il n’est pas interdit de penser que cette brutale et éphémère manifestation de tendance positive du bord W du Montseny ne soit liée au jeu précoce de la faille de Ayguafreda, la karstification du calcaire vermiculé n’apparaissant qu’aux abords immédiats de cet accident et sur le compartiment relevé de sa lèvre nord. (1) M. Latouche, ingénieur à l’Institut de Géologie du Bassin d’Aquitaine a bien voulu exécuter les analyses dont les résultats sont brièvement exposés ci-dessus. PLANCHE*! PLANCHE II DISPOSITIONS OBSERVABLES DANS LES CARRIERES LE LONG DE LA ROUTE D’AYGUAFREDA A ELS HOSTALETS Figure 1 Discordance de ravinement K entre les formations B et C. Figure 2 Calcaires vermicides diaclases (B) puis karstifiés (K) et finalement recouverts par C. BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE Almera (J.), 1905. — Description geologica de la Camarca titulada : « Plana de Vich ». Mem. R. Soc. Esp. Hist. Nat., t. III, n° 6, p. 423-467. Llopis Llado (N.), 1947). — Contribucion al conocimiento de la morfoestructura de los Catalanides. Cons. Sup. Inv. Cient. « Lucas Mallada », Barcelone. Sole Sabaris (L.) et Llopis Llado (N.), 1939. — Terminacion septentrional de la Cordillera Costera Catalana. Ass. para Est. Médit, occid., t. XI, n° 1. Virgili (C.), 1958. — El Triasico de las Catala- nides. Thèse Barcelone. Virgili (C.), 1962. — Le Trias du Nord-Est de l’Espagne. Mém. Soc. géol. France. Livre jubilaire à la mémoire du Professeur Paul Fallot, t. I, p. 301-311. ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 11 MARS 1968 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (FRANCE! Dépôt légal 1" trimestre 1968 TOME 104 1967 SÉRIE B - N° 24 ACTES DE LA SOCIETE U N NE EN NE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 OCTOBRE 1967 A propos des Cancellophycus par M. GOTTIS Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux Dans un article récent l’auteur proposait sur la foi d’observations personnelles de revenir quant à l’interprétation des Cancellophycus, à l’opinion de Nathorst (1886). Ces figures étant considérées non comme des traces d’activité animale ou des empreintes animales ou végétales, mais comme résultant de phénomènes mécaniques liés au tassement des sédiments. Si les échantillons étudiés provenaient de la région où ces traces furent pour la première fois identifiées par E. Dumas en 1948. Le dessin observé, fidèle à celui de la figure originale, différait de traces en hélices également désignées sous le vocable de Cancellophycus la forme de ces dernières struc- tures constituait justement un argument en faveur de l’interprétation de terriers laminaires hélicoïdaux — Legrand (1948). Lessertisseur (1955) — Ce même terme risquait donc de recouvrir deux sortes de phénomènes. L'excursion Cs du 7e Congrès sédimentologique international conduite par le Dr. Chisholm dans le Fifeshire a donné l’occasion aux participants d’observer une série carbonifère de type paralique composée en majorité de termes continentaux de faciès inolassiques entrecoupés d’horizons marins et affleurant le long du rivage près de Saint-Monance. A quelque 60 centimètres au-dessus d’un sol fores- tier matérialisé par des troncs d’arbres en places (pi. I, fig- 1), s’individualise un banc de calcaire bioclastique marin à ciment micritique (Miel kinniny limestone) contenant, dispersés au sein de la pâte qui le constitue, des débris organiques divers et relativement grossiers de Lamellibranches, Echino- dermes, Brachiopodes. La surface supérieure de ce banc est tapissée de Cancellophycus en hélice conique apparemment terminée à l’apex par un rachis tronqué (pl. I, fig- 2). Une assise argilo- détritique recouvre le banc calcaire. Des sections minces effectuées orthogonalement à la surface de stratification selon les génératrices de l'un des cônes, ont montré que la roche était composée de laminae caractérisées par l’alternance de textures arénitique et micritique, et, que ces lits très fins sont le siège d’un intense microplissement comparable à celui des Cancellophycus du Languedoc mais nettement mieux individualisé (pl. II. fig. 1 et 4). Il semble que dans ce cas la dissymétrie des plis soit nettement orientée vers le rachis au sommet du cône. On pourrait donc penser que ce type de Cancellophycus correspond à la trace d’un pseudodiapyrisme précoce et d’échelle très petite au sein d’un sédiment encore mobilisable. Ce serait, en quelque sorte, la racine de certains micro-volcans de boue observables sur nos plages ou débauches de filons élastiques faiblement individualisés au niveau du rachis. La figure 4, pl. II montre très nettement que, au cœur du microplissement, est toutefois intervenue une première induration accompagnée de distensions et de fissures consécutives emplies d’exsudations de calcite, ces filons ont été ultérieurement déformés. En raison de cette induration précoce et de la haute viscosité subséquentes du sédiment, l'expulsion de l’eau interstitielle de la vase calcaire n’a vraisem- blablement pas atteint une vélocité suffisante pour entraîner haut dans la cheminée ouverte dans la vase argileuse, les particules calcaires, si bien que cette dernière n’a été fossilisée qu’à sa base. » PLANCHE I Cônes de cancellophycus d ) Le cône, photographie fig. 2 c ) Surface supérieure du banc calcaire orné de cancellophycus b ) Banc de calcaire marin a ) Sol forestier d'où émergent des troncs d'arbres Fig. 1 Fig. 2 Vue orthogonale au plan de stratification d'un cancellophycus conique PLANCHE II Fig. 1 Crêtes de la surface d'un cancellophycus et leur relation avec le microplissement des laminae inclinaison des laminae surface de discontinuité charnière anticlinale charnière synclinale Fig. 2 Calcaire bioclastique microplissé, puis fissuré et ultérieurement déformé 1 BIBLIOGRAPHIE Dumas (E.), 1846. — Réunion extraordinaire de la Société géologique de France à Alais. B. S. G. F. (2) t. III, notice p. 613. Gottis (M.), 1967. — Sur l’origine mécanique des Cancellophycus et sur diverses struc- tures voisines de la schistosité en rapport avec le tassement des sédiments. Actes de la Soc. Lin. de Bordeaux, t. 104, série B. n° 8, 9 p., 6 pl. Legrand (R.), 1948. — Observations à propos des Spirophyton du Tournaisis. Bull. Soc. Belge Géol., Paléont., H y dro géologie (Bruxelles), t. LVII, p. 397-406. Lessertisseur (J.), 1955. — Traces fossiles d'activité animale et leur signification. Mem. Soc. Géol. France, N.S., t. XXXIV, fasc. 4, Mem. n° 74, p. 1-150, pl. I-IX. Nathorst (A.G.), 1886. — Nouvelles observations sur les traces d’animaux et autres phéno- mènes d’origine purement mécanique décrits comme Algues fossiles Kongl. Svensk Vetenskaps Acad Hand. vol. XXI, n° 14. Stockholm. ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 25 NOVEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (F R A NC E I Dépôt légal 4e trimestre 1967 TOME 104 1967 SÉRIE B - No 25 ACTES DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 OCTOBRE 1967 Topographies souterraines de l'Aquitaine occidentale par L. PRATVIEL Laboratoire d'Hydrogéologie Faculté des Sciences de Bordeaux Cette note a pour objet la mise au point des cartes publiées précédemment dans l’« Essai de loca- lisation des formations oligocènes dans la partie occidentale du bassin d’Aquitaine » (1965), et dans « l’Oligocène de la partie occidentale du Bassin d’Aquitaine» (1967). Sur les cartes de la base du Tertiaire (pl. I et II) et de la base et du toit de l’Oligocène (pl. III et IV), l’amélioration du tracé des isohypses est sensible dans les régions de l’Entre-deux-Mers et de la rive droite de la Dordogne. Dans le Bordelais, nous avons pu, grâce à 215 forages atteignant l’Eocène ou même le Crétacé, tracer : — Les isohypses du toit de l’Eocène moyen (pl. \\ — Les isopaques du calcaire lutétien (pl. VI). — Les isopaques de l’Eocène supérieur (pl. VII). — Les isopaques du Sannoisien (pl. VIII). Enfin sur les pl. IX et X, nous avons matérialisé les axes des zones hautes et des zones basses ainsi que les failles ou flexures possibles. Dans la partie Nord de l’Aquitaine ces axes sont orientés suivant : — Une direction W-NW - E-SE ; — Une direction W-SW - E-NE. Soit d’une manière générale en conformité avec les directions armoricaines. Par contre, dans la zone Sud, les axes accusent une direction W-E plus accentuée, en conformité avec celle des plissements pyrénéens dont la proximité semble avoir été déterminante. n PLANCHE I. — Carte des isoh Réduction à partir du 1/100.000' Echelle : 1/500.000'. Equidistance : 50 m. '5 0, ~ 2 9 _ 800- ■ Éki <* O» o» PLANCHE V. — Carte des isohypses du toit de l’Eocène moyen. — Réduction à partir du 1/100.000' — Echelle : 1/320.000'. — Equidistance : 25 m. * * ià PLANCHE VI. — Carte des isopaques du calcaire lutétien. — Réduction à partir du 1/100.000“ — Echelle : 1/320.000“. — Equidistance : 10 m. 1 LÉ PLANCHE VII. — Carte des isopaques de l'Eocène supérieur. — Réduction à partir du 1/100.000' — Echelle : 1/320.000'. — Equidistance : 10 m. A4* PLANCHE VIII. — Carte des isopaques du Sannoisien — Réduction à partir du 1/100.000'. — Echelle : 1/320.000'. — Equidistance : 10 m. ■■ Bl) ■ ■ BIBLIOGRAPHIE Pratviel (L.), 1965. — Essai de localisation des formations oligocènes dans la partie occi- dentale du bassin d’Aquitaine. Bulletin du B.R.G.M., 4, p. 169-171, 4 pl., 1965. Pratviel (L.), 1967. — L’Oligocène de la partie occidentale du bassin d’Aquitaine. Cartes faciologiques et structurales. Notice expli- cative. Bulletin du B.R.G.M 2, p. 90-99, 8 pl., 1967. ACHEVE D'IMPRIMER LE 20 DÉCEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAU X (F R A N C El Dépôt lé^al 4e trimestre 1967 MUS. COM P. ZOOL TOME 104 LlBRÆf$y7 Série B - N« 26 ’v f JUl 28 1970 AiXbvaX e s université DE LA SOCIÉTÉ IINNÉÉNNÉ DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 SUR LA PRÉSENCE DE SÉLACIENS DANS LES EAUX DOUCES DU LAC EOCÊNE SUPÉRIEUR DE CARCASSONNE Maurice GOTTIS Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71. Rue du Loup BORDEAUX ■ TOME 104 1967 SÉRIE B - No 26 ACTES DE LA SOCIETE LiNNÊENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 7 OCTOBRE 1967 Sur la présence de sélaciens dans les eaux douces du lac éoeène supérieur de Carcassonne par M. GOTTIS Laboratoire de Géologie dynamique Faculté des Sciences de Bordeaux Les séries argilo-détritiques d’âges éoeène moyen et supérieur des molasses d’eau douce d’Assignan et d'Aigne qui constituent le remplissage de la cuvette orientale du bassin de Carcassonne ont livré d’assez nombreux restes de Vertébrés. Certains gisements aujourd’hui classiques ont permis à G. Deperet d’établir une stratigraphie fondée sur la succession d’espèces de Lophiondontidés. Entre les sites fossilifères de Cesseras et de La Liviniere sur le territoire de la commune de Siran, au Nord de cette agglomération, se situe la ferme de Cremade basse. Cette bâtisse est construite sur la rive droite d’un thalweg creusé au sein d’argiles rutilantes et de grès à concrétions de Cyanophycées. Sur le versant opposé du ravin et environ 150u en aval, un horizon lenticulaire de nodules calcaires se manifeste sur quelques mètres carrés au sein d’un niveau d’argiles rutilantes. A ces nodules interprétés comme Coprolithes par Craigne (1964, p. 15) se trouvent mêlés un grand nombre d'ossements de Lophiodon, caractérisés par de menus débris de mâchoires comportant des dents. L’examen des cassures affectant ces débris permet de mettre en évidence des surfaces relati- vement planes paraissant correspondre non à un phénomène d’écrasement ou de broyage ou encore à un émiettement de l’os, mais à une action d’incision pratiquée à des intervalles allant de 3 à 10 cm tant sur les diaphyses d’os longs que sur les condyles, poulies ou trochlées articulaires. Au sein de la roche qui les encaisse, ces fragments d’os se montrent enveloppés d un cocon calcaréo-marneux grisâtre faiblement phosphaté (2,9 % de P> O ) analogue à celui qui enveloppe les Coprolithes. Ces faits conduisent à penser que la lentille ossifère de la Cremade correspond à un charnier aménagé par un carnassier aquatique se nourissant de cadavres d’animaux de taille déjà respectable. Ce carnassier vivait en eau douce ainsi qu’en témoigne le caractère des sédiments. Ses mâchoires n’étaient pas munies de dents broyeuses, son tube digestif devait, en outre, être capable de laisser passer des corps durs de 10 cm de longueur et de Quelques analyses diffractométnques aux rayons X sur poudres de roche ont été aimablement exécutées par M. Latouche, Ingénieur à I Institut de Géologie du Bassin d’Aquitaine. — 4 — 3 à 5 cm de largueur, à moins que les os n’aient été rejetés après une séparation sommaire d’avec leur enveloppe charnue. L’étude des Coprolithes dépourvus d’ossements se montre par ailleurs intéressante quant à l’identi- fication recherchée du carnassier. Diverses coupes effectuées montrent au sein du cocon de substance grise un volumineux nucléus lobé représentant les 4/5 de l'épaisseur de l’objet ; de teinte ocre ou rosée, ce noyau se montre très riche en phosphore (13,5 °/o de P2O5). La desquamation de la couche grise du cocon laisse apparaître la forme extérieure de la masse ocre et rosée ; celle-ci se présente sous l'aspect d’un cordon spiralé de 1 à 2 cm de rayon. Chaque spirale comporte trois à quatre tours et constitue une pelote allongée, plus ou moins ovoïde, de 2 à 4 cm de large et de 5 à 10 cm de long (pi. I, fig. II). Seule la valvule spirale des squales est, semble-t-il, capable tle modeler île la sorte un Loi fécal. Le carnassier auteur de ce dépôt serait donc un squale et vraisemblablement un requin. De tels Coprolithes spiralés ont été décrits dans diverses publications et notamment celles de Woodward (1917), C. A. Mathey (1939). Les faits évoqués par Woodward intéressent des dépôts marins, tandis que ceux décrits par Mathey sont localisés à des assises d’argile rouge mais ne sont liés à aucun débris d'ossement et sont vraisem- blablement le fait d’un Ceratodus (pl. I, fig. I). Le caractère singulier des Coprolithes observés à Siran est qu'ils sont inclus dans un dépôt d’eau douce sédimenté par un delta sous-lacustre et proviennent bien d'un carnassier muni d’une valvule spirale. En fait il existe de nos jours diverses variétés de squales adaptées au milieu dulcaquicole. Ce sont des raies dans 1 Amazone, le Rio de la Plata, diverses rivières de Floride, le Sénégal et plusieurs cours d eau des Indes et de 1 Australie. Ce sont aussi des requins du genre Carcharinus qui fréquentent des lacs d eau douce dans les îles Philippines ou de grands fleuves : La Gambie, le Zambèze, le Gange. Ce sont également des poissons scies ( Pristis perroti ) pouvant atteindre six mètres de long, signalés dans diverses rivières et notamment dans la Sarawak à Bornéo (Hardman) ou le lac de Bay, près de Manille. Cet habitat peu connu des squales se limiterait à l'heure actuelle aux régions intertropicales 0 à 30° de latitude, selon Engelardt. Par contre, les auteurs de l’antiquité grecque (Pausanias) ont signalé la présence de requins non seulement dans l’Indus, l’Euphrate, le Nil, mais dans l’Aous en Epire et dans le Rhin et le Danube. L’habitude pour les Elasmobranches de fré- quenter les eaux douces se serait, d’après E.K. Marshall, IL W. Smith et C. G. Smith (in Budker), manifestée dès l'origine au Silurien. Le gisement de Cremade basse correspond-il à un épisode passager, noyade d’un troupeau de Lophiodons au cours d’une crue et festin servi à une meute de requins sur le lieu d'échouage des cadavres ? S'agit-il au contraire du repaire habituel d'un ou plusieurs carnassiers ayant épandu, sur ce court espace, reliefs de repas et déjections ? Peut-être des recherches paléontologiques ulté- rieures permettront-elles de retrouver des dents de ces Sélaciens et de préciser leur identité. PLANCHE I Coprolites des couches de Maleri attribuées par Mathey au genre Ceratodus (R. Geol. Survey of India, vol. LXXIV, p. 5345, pl. 33, fig. 1 et 7 ). Coprolites de Siran rappelant celui de la fig. 7 de Mathey (en a. vue interne du cocon moulant le coprolite b). felA.li BIBLIOGRAPHIE Budker (P.), 1947. — La vie des Requins. His- toire Naturelle (7). Coll. J. Rostand, Galli- mard. 277 p., 40 fig., 22 pl. Chaigne (M.), 1964. — Contribution à l’étude stratigraphique et sédimentologique du secteur Aigne-Tourouzelle. Bassin tertiaire de Carcassonne (Aude). Thèse 3e Cycle, Bordeaux, 11 p., 43 pl. Buckland (W.), 1829. — On the discovery of Coprolites or fossil faeces in the Lias at Lyme Regis and in other formations. Trans. Geol. Soc., 2nd. Ser. 3, p. 223-240. Deperet (Ch.), 1910. — Etudes sur la famille des Lophiodontidés. Bull. Soc. géol. France (4), t. X, p. 558-577, pl. VIL Mathey (C.A.), 1939. — On some coprolites from the Maleri beds of India. Records of the Geological survey of India , vol. LXXIV, p. 532-534, 1 pl. Pausaimias. — Description de la Grèce. VI Mes- senie, chap. xxxiv. Woodward (A.S.). — The so called coprolites of Ichthyosaurians and Labyrinthodonts. Geol. Mag. 1917. p. 540-542. ACHEVÉ D IMPRIMER 25 NOVEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAU X (FRANCE) Dépôt légal 4' trimestre 1967 Série B - N° 27 SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d’utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 EXTENSION DES FACIES LACUSTRES DE L'OLIGOCENE TERMINAL DANS LA PARTIE OCCIDENTALE DE L’ENTRE-DEUX-MERS (GIRONDE) H. ASTIÉ - M. BOURGEOIS - L. PRATVIEL Hôtel des Sociétés Savantes TOME 104 COM P. ZOOLÎ. M 9 6 7RY -Ml 28 1970 A S UNIVERSITV DE LA 71, Rue du Loup BORDEAUX TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 27 ACTES DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 4 NOVEMBRE 1967 Extension des faciès lacustres de l'Oligocène terminal dans la partie occidentale de l'Entre-Deux-Mers (Gironde) par H. ASTIÉ - M. BOURGEOIS - L. PRATVIEL E. Fallot, lors de la présentation d’une carte géologique des environs de Bordeaux, a décrit en 1896 un calcaire blanc d’aspect lacustre au sommet du « Calcaire à Astéries » (Stampien) dans l’Entre- deux-Mers, notamment à La Veyries et à Cazevert près de Rauzan, à Bellebat, à Cursan au nord de La Sauve, ainsi que sur les communes de Saint- Genès-de-Lombaud, Montprinblanc, Gabarnac et Omet. Ce calcaire avait déjà été signalé par O. Linder (1868) et A. Benoist (1888). A Tresses, La Tresne, Fargues-Saint-Hilaire, Pompignac et Bouliac, ce même calcaire apparaît en lambeaux (fig. 1). A Omet, il est directement superposé au calcaire marin sous-jacent, alors qu’il en est séparé à Mourens, Castelvieil et Loupiac, par un niveau d’argile. E. Fallot voyait dans ces niveaux les témoins d’une sédimentation lacustre de l’Aquitanien infé- rieur faisant suite à la régression de la mer stam- pienne. J. Labrie, en 1904, a recensé les affleurements de ce calcaire dans l’ensemble de l’Entre-deux-Mers et limité son extension septentrionale par une ligne passant à Ponchapt (Dordogne), le nord de Rauzan et se dirigeant vers Cursan. En 1955, l’un de nous (L. P.) a retrouvé ce calcaire en affleurement sur le territoire de la commune de Saint-Germain-du-Puch, repoussant la limite définie par J. Labrie vers le nord. Nous avons essayé de suivre ce niveau dans la partie occidentale de l’Entre-deux-Mers et d’en réper- torier les affleurements à l’intérieur d’un quadrilatère Camblanes - Saint-Germain-du-Puch - Bellebat - Lan- goiran U). Ce calcaire est visible en de nombreux points (fig. 2). (1) Coordonnées Lambert des affleurements inventoriés (fig. 2). 1 (x = 388,4 y 285,6 ) 4 (x = 388,65 y 281,6 ) 7 (x 383,2 y — 280,26) 10 (x = 392,15 y = 277,4 ) 13 (x = 387.15 y = 277,0 ) 16 (x = 383,0 y = 276,6 ) 19 (x = 383,8 y 276,2 ) 22 (x = 392,9 y = 275,6 ) 25 (x = 394,65 y = 275,0 ) 28 (x = 3850 y = 274,48) 2 (x 388,3 y = 284,85) 5 (x = 381,96 y = 281,3 ) 8 (x = 390,35 y = 279,9 ) 11 (x 388,2 y 277,15 ) 14 (x = 392,2 y = 276,85) 17 (x = 3858 y = 276,6 ) 20 (X = 384,44 y = 275,88 ) 23 (x rr 396,25 y = 275,25) 26 (x = 395,60 y = 275,0 ) 29 (X = 394,8 y = 274,4 ) 3 (x 33 388,70 y = 281,60) 6 (x = 381,54 y 33 280,3 ) 9 (x =3 384,7 y = 278,36) 12 (x — 384,5 y = 277,06) 15 (x 33 377,54 y 33 276,65 ) 18 (x = 380,25 y 33 276,60) 21 (x 33 386,2 y 3= 275,66) 24 (x = 385,58 y 33 275,20 ) 27 (x = 393,65 y = 274,75) 30 (x 394,0 y 33 274,25) 31 (X 383,76 y = 273,92) — 2 — Il s’agit d’un calcaire azoïque, microcristallin à cryptocristallin, souvent silicifié à texture flocon- neuse renfermant des microfissures en réseau et de petites vacuoles dans lesquelles la calcite présente une cristallisation microgrenue radiaire. Bien représenté à l’est d’une ligne Madirac- Sadirac, où il peut atteindre 2 mètres de puissance, cet horizon calcaire s’amincit à l’ouest, n’atteignant plus que quelques dizaines de centimètres d’épaisseur dans la région de Lignan et se trouvant à l’état de nodules remaniés à la base des Argiles à Graviers (Pliocène) sur les coteaux en rive droite de la Garonne. Il semble donc que cet horizon de calcaire lacus- tre présente une continuité plus grande que celle qui était jusqu’alors indiquée. Ce banc constitue un bon niveau repère du sommet de l’Oligocène, le revêtement « pliocène » (Argiles à Graviers de l’Entre-deux-Mers) donnant souvent naissance à des éboulis de pentes masquant les assises terminales du Calcaire à Astéries. D’une manière générale, ce calcaire lacustre n’a pas été séparé du calcaire marin sous-jacent dans les levés géologiques, en particulier sur les cartes au 1/80.000' de La Réole et de Libourne. Nous tenons à remercier Mmes C. Gigot-Pinard et Y. Le Calvez, du Laboratoire de micropaléon. tologie du B.R.G.M., pour les diagnoses relatives aux échantillons que nous leur avons soumis. Fig. 1. Plan de situation des noms propres cités dans le texte. h Fig. 2 — Calcaires lacustres de l’Oligocène situation des terminal dans l’Entre-deux-Mers occidental : affleurements ■ ^ RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES Benoist (A.), 1888. — Esquisse géologique des terrains tertiaires du Sud-Ouest de la Fran- ce. Extrait du Journal d’histoire naturelle de Bordeaux et du Sud-Ouest, p. 1 à 71. Fallot (E.), 1894. — Contribution à l’étude de l’étage Tongrien dans le département de la Gironde. Mém. Soc. phys. et nat. de Bordeaux (4), t. V, p. 146-192. Fallût (E.), 1896. — Notice relative à une carte géologique des environs de Bordeaux (5), t. I, p. 187-232. Labrie (J.), 1904. — Les dépôts aquitaniens et les limites de la mer aquitanienne en Entre- deux-Mers. Actes Soc. Linn. Bordeaux, t. LIX, p. 33-45 Linder (O.), 1868. — Description sommaire de la coupe des terrains de la rive droite de la Garonne entre Langoiran et La Réole. P.V. Soc. linn. Bordeaux, t. XXVI, p. 622 à 623. Pratviel (L.), 1955. — Sur un nouvel affleurement de calcaire blanc de l’Agenais dans le N de l’Entre-deux-Mers. C.R. somm. S.G.F., n° 5-6, séance du 21 mars 1955, p. 101. ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 20 DÉCEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAUX (FRANCE) Dépôt légal 4« trimestre 1967 TOME 104 ZOOL UBRARY A Harvard D VHlmStTY, SOCIÉTÉ LINNÉEHNE DE BORDEAUX FONDEE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d'utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 Série B - N° 28 INFLUENCE DE LA TOPOGRAPHIE SOUTERRAINE SUR LES COURS INFERIEURS DE LA DORDOGNE ET DE LA GARONNE (Note préliminaire) L. PRATVIEL et C. VIGUIER Laboratoire d' Hydrogéologie de la Faculté des Sciences de Bordeaux. Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 28 ACTES DE LA SOCIETE LIN NE EN NE DE BORDEAUX SEANCE DU 4 NOVEMBRE 1967 Influence de la topographie souterraine sur les cours inférieurs de la Dordogne et de la Garonne (Note préliminaire) par L. PRATVIEL et C. VIGUIER Laboratoire d’Hydrogéologie de la Faculté des Sciences de Bordeaux. Le nombre, relativement élevé, de forages implantés dans « l’Entre-Deux-Mers » et la région comprise entre la basse vallée de l’Isle et la Dor- dogne, a permis d’y obtenir une certaine précision dans le tracé des isohypses des différentes formations de l’Ere tertiaire. C’est ainsi que des travaux récents (Pratviel 1965, 1967 a et b) ont pu mettre en évidence la similitude des topographies souterraines des différents étages, de l’Eocène inférieur au Mio- cène. Un autre point nous paraît intéressant à souligner. Reportés sur les isohypses de ces étages, les cours des principales rivières épousent les contours des topographies profondes, comme le montre, en par- ticulier, la carte des isohypses du toit de l’Eocène moyen sableux (formation dite des « sables infé- rieurs ») (cf. fig. 1). Le choix de cette formation s’appuie sur le fait qu’elle n’affleure pas dans la région étudiée, et que de plus, un grand nombre de forages a permis un tracé détaillé des isohypses. Les cours d’eau principaux : basse Garonne, basse Dordogne, Isle, présentent des formes de trois ordres de grandeur : — • Les vallées entaillées dans le substratum céno- zoïque, de 6 à 10 km de largeur pour des tracés rectilignes de 15 à 30 km, séparés par des coudes peu prononcés. — Les méandres de la Garonne et de la Dor- dogne de longueur d’onde de 2 à 3 km. — Les méandres de l’Isle de longueur d’onde inférieure au km. En ce qui concerne le premier de ces ordres de grandeur, le tracé des vallées apparaît comme imposé par la distribution des principales zones hautes de la topographie souterraine (cf. fig. 2). Remarquons en effet que les vallées n’empruntent pas les zones les plus basses. Quant aux méandres de la Garonne et de la Dordogne, ils semblent beaucoup plus liés, dans le détail, aux éléments de cette topographie puisque leurs contours suivent de très près les isohypses (cf. fig. 3). — 2 — Enfin, si le tracé de l’Isle suit assez bien, lui aussi les isohypses, les méandres n’y paraissent plus aussi étroitement liés. Mais ceci ne découlerait-il pas du manque de détail de la topographie souterraine à l’échelle hectométrique ? Nous voyons donc que la forme des vallées de la Garonne et de la Dordogne, en bordure de l’« Entre-Deux-Mers », ainsi que la basse vallée de l’Isle sont remarquablement liées aux topographies souterraines qui peuvent se retrouver à des profon- deurs importantes. D’autre part, nous ne pouvons pas pour l’instant, faute de données, appliquer les conditions hydro- dynamiques à l’origine des méandres, basées essen- tiellement sur le jeu des pentes et des débits efficaces (Léopold et Wolman 1960, Hacic 1965), aux cours inférieurs de la Garonne et de la Dordogne. Mais même si elles restent déterminantes dans le cas présenté ci-dessus, la forme des méandres, par contre, ne suit, semble-t-il, aucune des lois hydro- dynamiques proposées pour l’expliquer (Léopold et Wolman 1960. Hacic 1965). Les méandres épousent les détails d’une topographie souterraine qui se retrouve pour l’essentiel jusqu’à l’Eocène inférieur. En conclusion, les figures proposées au cours de cette rapide étude montrent un contrôle par le sub- stratum, c’est-à-dire, en dernière analyse géologique, de la forme des cours des rivières et en particulier de leurs méandres. bg >U .1. « "ÿVl v » i-r” ' v-«-« VW^ \ * I \ v \ 40 Km NT^sr $*•* S Fig. 2. — Axes des zones hautes de la topographie du sommet de l'Eocène moyen sableux : de cote supérieure à — 100. ^ ^ de cote inférieure à 100. Limites des couches géologiques dans lesquelles les rivières ont creusé leurs vallées. Les À indentations indiquent la direction des ruptures de pente. Limite de la haute terrasse, -a' limite de la terrasse moyenne d'après la carte géologique : Bordeaux au 320 000e. b : Bordeaux. Li : Libourne. Co : Coutras. Br : Branne. ali BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE Hack (J.T.), 1965. — Postglacial drainage évolution and stream geometry in the Ontonagon area, Michigan. Geological Survey Projes- sional Paper, 504-B, p. B1-B40. Léopold (L.B.) et Wolman (M.G.), 1960. — River meanders. Geol. Soc. America Bull., vol. 71, p. 769-794. Morin (S.), 1967. — Le Castillonnais. D.E.S. Insti- tut de géographie, Bordeaux. Pratviel (L.), 1965. — Essai de localisation des formations oligocènes dans la partie occi- dentale du Bassin d’Aquitaine. Bull, du B.R.G.M., n° 4, p. 169-171, 4 pi. Pratviel (L.), 1967 a. — L’Oligocène de la partie occidentale du Bassin d’Aquitaine. Cartes faciologiques et structurales. Notice expli- cative. Bull, du B.R.G.M., n° 2, p. 91-99, 8 pl. Pratviel (L.), 1967 b. — Topographies souterraines du Bassin d’Aquitaine. Soc. Linnéenne de Bordeaux, séance du 7 octobre 1967. ACHEVÉ D'IMPRIMER LE 20 DÉCEMBRE 1967 SUR LES PRESSES DE L'IMPRIMERIE GUY DUCROS 44, RUE DE MADRID BORDEAU X (FRANCE) Dépôt légal 4e trimestre 1967 TOME 104 Mus- zool. library JÜL 28 1970 A rF E Ç ^ ÜWIVfilîSl'fi ^ DE LA Série B - N° 29 SOCIETE LINNÉENNE DE BORDEAUX FONDÉE LE 25 JUIN 1818 et reconnue comme établissement d’utilité publique par Ordonnance Royale du 15 juin 1828 UN MICROBIOS DU TRÉMADOCIEN DANS UN SONDAGE D'HASSI-MESSAOUD A. COMBAZ Laboratoire central Compagnie française des pétroles Hôtel des Sociétés Savantes 71, Rue du Loup BORDEAUX REMERCIEMENTS Je remercie la C.F.P.(A ) d’avoir bien voulu autoriser la publication de ce travail et notamment M. Escale qui m’a proposé celte étude. J'exprime également ma reconnaissance à MM. les Professeurs Cuvillier, Deflandre, Eisenack et Potonie, ainsi qu’à MM. les Docteurs Burollet et Downie pour leurs conseils et leurs critiques. J’associe enfin à ces remerciements les camarades de travail des autres sociétés pétrolières, comme de la nôtre, pour leur « participation occulte », convaincu que nos échanges d’informations, à chacune de nos rencontres, constituent un fond commun de connaissance d’où naissent nos idées « nouvelles », comme nos taxons nouveaux. TOME 104 1967 SÉRIE B - N» 29 ACTES DE LA SOCIETE LINNEENNE DE BORDEAUX SEANCE DU 2 DECEMBRE 1967 Un microbios du trémadocien dans un sondage d'Hassi-Messaoud par A. COMBAZ Laboratoire central de la C.F.P. ( Bordeaux ) RÉSUMÉ L’âge Cambrien du réservoir d’Hassi-Messaoud n’est devenu évident qu’à partir du 3e sondage. Toutefois aucun fossile du Paléozoïque n’a jusqu’ici été signalé dans les limites du champ. Le sondage Oni 11 dans le quadrant NE a traversé en carottage un niveau d'argile silteuse noire qui a fourni un très riche microbios d’âge Trémadocien inférieur. De nombreuses Spores végétales primitives issues d'une végétation terrestre témoignent d’influences continentales rapprochées. Mais l’élément principal est de nature planctonique : ce sont des populations de Diacrodiens (décrits par Timofeev [1959] dans les couches à Obolus et Dictyonema des régions balti- ques), d'Herkomorphitae (décrites par Deunff [1961] dans cette même région saharienne), de Leiosphaeridaceae, d’ Acanthomorphitae et d’autres groupes d’Acritarches. Les Chitinozoaires sont également présents, ce sont les plus anciens connus à ce jour. Enfin, à côté de débris végétaux variés et de vestiges incertæ sedis, on constate la présence de Graptolites (sicules, fragments de rhabdosomes mono- sériés). Dans l’ensemble, ces microfossiles sont assez bien conservés et témoignent d’actions géothermiques assez modérées. Il est décrit plusieurs genres et espèces nouveaux de Spores et Acritarches. INTRODUCTION Avec les premiers sondages Mdl (SN REPAL) puis Oml (C.F.P.A.) qui révélèrent au monde, en 1956-1957, la promesse du grand champ pétrolier saharien, l’âge du réservoir fut un sujet de contro- verse parmi les géologues pétroliers — voire univer- sitaires — d’Algérie. Les uns tenaient pour un âge triasique, les autres pour le Camhro-ordovicien (1). Md2 apporta de très solides arguments à ces der- niers, et bientôt leur position se confondit avec l’opinion générale, au fur et à mesure des données accumulées par les quelque 170 sondages effectués depuis, et des très nombreuses études géologiques dont « Messaoud » fut l’objet. C’est en fait dès l’automne 1957 l’étude pétrographique de J. Thou- venin sur Oml, qui permit la zonation du réservoir et son attribution au « Cambro-Ordovicien » par comparaison avec les séries de surface connues plus au Sud. Toutefois aucun fossile n’a encore été (1) le me trouvais alors directement mêlé à ce débat comme géologue-résident à Hassi-Messaoud, et partisan convaincu d'un âge Cambro-Ordovicien. découvert sur le champ même, et à l’échelle régio- nale, la somme des données paléontologiques demeure bien réduite. Dix ans après la découverte, je me propose, après avoir fait mention des quelques trouvailles de fossiles dans la région d’TIassi-Messaoud, d’ap- porter une contribution à ce dossier. Il s’agit d’un microbios particulièrement riche observé dans les carottes n° 4 et 5 du sondage Oni 11 situé dans le quadrant NE du champ (Fig. 1). Ce sondage, foré en 1966, avait une implantation suffisamment périphérique pour que l’on s’attende à traverser là une formation paléozoïque moins éro- dée qu’au milieu du champ. Conformément à cette attente, la « zone isométrique » est représentée et comporte dans le haut une séquence argilo-silteuse qui a immédiatement retenu l’attention des géolo- gues et dont nous avons effectué l’étude palynolo- gique (carottes 4 et 5). La carotte 1 intéresse le Trias argilo-gréseux et s’est révélée stérile. Ué CADRE GÉOLOGIQUE Nous savons aujourd'hui qu'au point de vue structural, Hassi-Messaoud se présente comme un dôme anticlinal de grande dimension avec un cœur gréseux érodé d’âge Cambrien présumé, qui consti- tue le réservoir. Les études pétrographiques ont permis d’y distinguer du haut en bas trois zones : R 1, R 2, R 3, cette dernière reposant sur le socle granitique ou l’infra-Cambrien (Fig. 2). A partir du centre, où R 1 est entièrement érodé, se succè- dent les auréoles de R 1, des « grès de Miribel » (ou « zone isométrique »), des « argiles d’El Gassi », des « grès d’El Atchane », enfin des « grès de Larro- que ». Cette dernière formation s’étale largement vers le SE et le N. En s’éloignant toujours plus d’Hassi-Messaoud, la série se complète avec les ter- mes de l’Ordovicien supérieur, du Silurien, etc. (Fig. 5). La discordance de ravinement qui entame ette série cambro-ordovicienne correspond à l’orogénèse calédonienne (phase taconique). Toutes ces forma- tions présentes à Hassi-Messaoud ont été définies dans la région, et leur âge plus ou moins bien établi par corrélation à partir de données paléontologiques sporadiques. Les « quartzites d’Hamra » ou « quartzites inter- médiaires » (équivalents des « grès de Lar roque ») sont considérés comme marquant le terme du deuxiè- me cycle ordovicien et leur âge probable serait Areginien inférieur sur la foi de Lingulidae, seuls fossiles observés jusqu’ici dans cette formation. Notons aussi la présence fréquente de Tigillites. Le terme sous-jacent est désigné par Ph. Legrand et G. Nabos (1962), sous le terme d’« argilites infé- rieures », comprenant en haut les « grès d’El Atcha- ne » et au-dessous les « argiles d’El Gassi ». Ces auteurs signalent dans celles-ci la découverte, dans cette même région, de Brachiopodes et de Graptolites, dont Clonograptus gr. tenellus Linnar- SON, représentant l’association y Il-y 2, le terme suivant comportant l’association y IlI-y 3 : Lin- gulella sp., Adelograptus sp., Didymograptus niti- tus Legrand, Temnograptus sp. L’âge de cette formation serait donc Trémadocien moyen à infé- rieur (base de l’étage ni de Legrand et Nabos). En 1964, Legrand signale encore dans la région d’Hassi-Messaoud la présence de deux espèces nou- velles de Graptolites : Adelograptus bagneli et A. messaoudi qu’il attribue au Trémadocien infé- rieur. Quant aux « grès de Miribel » (ou « grès d’El Gassi » ou « zone isométrique ») ils n’ont guère livré que des fragments de Lingulidae et, là aussi, des Tigillites. Selon les données pétrographiques et diagraphi- ques, c’est à la « zone isométrique » que les géolo- gues attribuent la séquence étudiée dans ce sondage d’Oni 11. L’âge de cette formation pourrait donc être Acadien ou Trémadocien inférieur (Fig. 3). La comparaison avec un sondage très voisin : On 1, où non seulement la zone isométrique est conservée mais aussi plusieurs dizaines de mètres des argiles d’El Gassi, ne laisse par ailleurs pas de doute sur le fait que le niveau argileux étudié est bien à sa place normale. Il se corréle parfaitement avec son homologue d’On 1 tant du point de vue de ses caractères pétrographiques que diagraphiques. Les corrélations de radio-activité, qui sont habituel- lement très précises et fidèles à travers tout le champ, sont ici excellentes. Examinons maintenant le témoignage de la paly- nologie. Fig. 1. — PLAN DE SITUATION L’enveloppe du champ correspond à l’isobathe 3 400 m (contact eau-huile) . SW NE A' Fig. 3. en < cr UJ cr CD Z < o T 2 3*31 cr 3 LU cr •ÜJ U_ Z UJ U O O < Z •LU cr ZONE ETUDIEE Grès d ’ El Gassi. RI Grès gris beige moyens -à grossiers , argiieux . lnte.ro alatiosi s ou-giLo- -siUsuses grises. Grès quartzitique -fin isométrique, , gris, glcuzconiaux . cérgiie silto- gréseuse, nuire , pqriteuse . ( R aoico activité Y). Grés quarizite gris clcur plies ou, moins argileux. Niveaux à Tigillites. PALEOZOÏQUE D'ONl 11 PALYNOFACIES Microfossiles — Matière organique amorphe — Débris organiques Fig. 4. — VARIATIONS QUANTITATIVES DES PRINCIPAUX TYPES DE MICROFOSSILES LE MICROBIOS OBSERVE I. — TRAVAUX ANTERIEURS Il n’existe à ce jour qu’une publication sur le microbios du Paléozoïque ancien du Sahara, celle de J. Deunff (1955). Elle traite précisément d’hori- zons argilo-silteux, observés dans le champ d’El Gassi, à quelques dizaines de kilomètres seulement au SSW d’Hassi-Messaoud et attribuée par cet auteur au Trémadocien. Cette datation se justifiait tant par les trouvailles de Graptolites dans les mê- mes formations argileuses [p. 39, note (1)] et confir- mée depuis, que par le contenu paléomicroplanctoni- que tout à fait similaire à celui qu’ont fourni les couches bien datées de France ou du Maroc. D’autre part il cite l’important ouvrage de Timo- feev (1959) dont les microfossiles décrits sont très proches de ceux observés ici, bien qu’ils provien- nent de la région Baltique. Outre ces deux références qui intéressent direc- tement notre étude, il n’existe guère que les tra- vaux de Dowinie (1958) sur les « Shineton shales » (Pays de Galles) et d’EiSENACK (1931) sur l'Ordo- vicien supérieur du Diluvium baltique. Cependant bien d'autres données ont été rassem- blées sans avoir pu, jusqu’ici, faire l’objet de publi- cations. Ce sont en particulier les travaux de paly- nologistes des compagnies pétrolières depuis 1960, notamment la C.F.P., la S. N. P. A., la SN REPAL, la S.S.R.P., la C.P.A., la C.E.P. Du Nord au Sud du Sahara et de l’Ouest à l’Est, jusqu'en Libye, le Cambro-Ordovicien a fait l'ojet d’études appro- fondies des Spores, des Acritarches et des Chitino- zoaires. Celles-ci ont permis une bonne zonation, d’usage courant dans les corrélations stratigraphiques entre les sondages. A Oni 11, nous sommes en présence d’un cas à la fois très représentatif du Paléozoïque ancien, et singulier sous l’angle de ses caractères paléo- biologiques ; à ces titres, il nous paraît mériter d’être porté à la connaissance de tous. II. — PRELEVEMENTS Les échantillons étudiés ont été prélevés sur carottes tous les 20 cm environ de 3 444,40 à 3 442,20, soit 11 échantillons. Il s’agit de siltstones argileux et d’argiles noires. Le premier mètre a fourni des populations très nombreuses, par contre entre 3 443 et 3 442,20, la richesse est bien moindre. Le même méthode de préparation a été unifor- mément appliquée à tous les échantillons et corres- pond au procédé le plus simple qui consiste en une attaque fluorhydrique prolongée, suivie d’une chlorhydrique et d’une centrifugation en liqueur dense avant montage. III. — CONSTITUANTS ORGANIQUES ET CARACTERES DU MICROBIOS Le résidu organique est assez abondant. Dans l’ensemble, la matière organique et les débris — apparemment d’origine végétale pour la plupart — dominent. Toutefois, un niveau : R 8253, comporte une telle abondance de microfossiles que ceux-ci l’emportent sur les éléments non figurés (voir Fig. 4). — 10 — Spores végétales et Diacrodiacées (ou Diacrodiens) sont les plus nombreuses, mais les Acritarches divers, Acanthomorphitae et Sphaeromorphitae, abon- dent également. Enfin, un certain nombre de Chitinozoaires de grande taille (de l'ordre du millimètre) et des sicules de Graptolites complètent ce inicrobios. L'état de conservation est très bon dans l’en- semble. La couleur des microfossiles se situe, en moyenne, dans la gamme des brun clair, les Acri- tarches tirant vers le jaune, les Spores et les débris vers le brun clair, tandis que les Chitinozoaires sont brun sombre à noir. Les sicules de Graptolites, également très sombres, laissent parfois transpa- raître leur structure annelée. IV. — ETUDE SYSTEMATIQUE Les Spores. Elles sont particulièrement abondantes : 20 à 30 °/o de la population des microfossiles, et se distinguent sans difficulté des Acritarches tant leur aspect est différent... Cependant il s’agit ici de Paléozoïque ancien où l’existence même de Spores végétales, au sens habituel des Miospores (Guennel, 1952) est un sujet controversé. La marque trilète. A Hassi-Messaoud, comme dans maints échantil- lons du Cambro-Ordovicien antérieurement étudiés, j’ai cherché la petite marque trilète « primitive » aux branches courtes signalée et dessinée (1) par les auteurs russes, notamment S. N. Naoumova et B. V. Timofeev. Je dois dire que je n’ai jamais observé autre chose que des artéfacts. Il ne semble donc pas que cette petite marque trilète existe chez les Spores du Sahara. Par contre, d’autres caractères objectifs, bien qu’assez inconstants, sont observables. Il s’agit (1 ) Mais à ma connaissance, non photographiée. d’épaississements vaguement triradiés divisant la partie centrale plus claire des formes du type Attritasporites n.g. Remarquons cependant que ce trait n’est pas permanent et que la plupart des spécimens ne possèdent pas ce caractère. De même la forme cf. Leiotriletes (Fig. 17) mon- tre une très belle « marque trilète », mais des formes identiques par les autres caractères ne por- tent que des replis apparemment fortuits. Même incertitude avec Virgatasporites n. g. (Fig. 27, 28). Quant aux formes de plus grande taille, rien de comparable à une marque trilète ne peut y être observé (Fig. 23 à 26). Pourtant, l’existence de petits groupes de 3-4 Spores du même type que celles que nous venons d’évoquer font inévitablement penser à des tétrades, généralement plus ou moins disloquées. Je suppose donc que les Spores qui nous occupent sont bien des tétraspores, mais leur trait fondamental, qui permet habituellement de les carac- tériser sûrement, la marque trilète, ne serait pas encore stabilisé. Je voudrais à ce propos évoquer par exemple une Spore commune dans les terrains du Westpha- lien supérieur : Crassipora cf. kosankei (PL 1, Fig. 15). Bien que de nombreux spécimens obser- vés ne portent pas de marque triradiée nettement distincte, le problème de l'appartenance de ce genre aux Spores trilètes ne se pose pas, d'autant que les tétrades sont fréquentes (PL 1, Fig. 16). L’exine Un autre caractère, permanent celui-ci, permet de distinguer immédiatement cette population de Spores de celle des Acritarches. Les premières ont une enveloppe épaisse — voir ornementée — de plus, le type le plus commun, Attritasporites (PI. 1, Fig. 1 à 14) possède un anneau opaque très épais assimilable à un cingulum, qui fait ressembler certaines de ces formes au genre Densosporites du Carbonifère, ou à l’épaississement périphérique de Crassispora , que nous évoquions plus haut. Les figures 27 et 28 montrent des spécimens portant des stries radiales naissantes qui, au Dévo- Jl — 11 — nien, caractérisent le genre Emphanisporites. Je les ai nommés, ici, Virgatasporites n. g. En résumé, toutes ces formes réunissent un ensem- ble de caractères qui, à des époques plus tardives, en feraient indubitablement des Spores végétales. Le fait qu'on les observe au voisinage des fossiles per- mettant de leur attribuer un âge Trémadocien ne devrait donc pas nous empêcher de parvenir à la même conclusion. Ce qui déroute ici est la présence de quelques caractères évolués au sein d’une popula- tion primitive, et surtout, le fait que nous ne retrou- vons pas nos critères habituels de référence tels que la marque trilète. Ce qui plus tard sera la règle, à cette époque n’est encore qu’aléatoire. Même la forme générale n’est pas stabilisée chez Attrita- sporites. Le contour équatorial est non seulement irrégulier dans le détail, mais capricieux dans son allure, et évolue du circulaire au polygonal en pas- sant souvent par le stade triangulaire. Ajoutons que les vestiges végétaux observés dans l’entourage de ces Spores contribuent à nous faire soupçonner une végétation terrestre à l’origine de ceux-ci. Toutefois, aucune certitude ne se dégage de nos observations. Probablement sommes-nous encore dans les débuts de la conquête du milieu terrestre par les plantes — et sans doute l’ambi- guïté des formes reflète-t-elle l’ambiguïté de l’envi- ronnement lui-même, ni franchement marin, ni fran- chement terrestre. Description des formes observées. Toutes les formes décrites sont conservées au Laboratoire central de la Compagnie Française des Pétroles à Bordeaux. Le repérage est effectué d’après la grille du microrepéreur de Kazeieff. Sauf indication particulière, la localité type de toutes les formes décrites est Hassi Messaoud (Sahara algérien) et l’étage type le Trémadocien. Anteturma Sporites H. Potonie 1893 T urma incertae sedis Genre Attritasporites n. g. Diagnose : Microspore à contour sub-circulaire à sub-triangulaire. Pas d'aperture nettement définie, cependant certains spécimens montrent une ébauche de marque triradiée. Epaississement annulaire peu régulier, situé en position proximale définissant une zone centrale claire, grossièrement circulaire ou triangulaire. Ornementation rudimentaire cha- grinée, pseudo-vermiculée, infraponctuée. Diamètre variant de 25 à 40 p. Fréquence : très abondant. Type : Attritasporites messaoudi n. sp. (PL 1, Fig. 3) Derivatio nominis : du latin attrita : fruste. Discussion : Attritasporites n’évoque Crassispora, voire Densisporites du Carbonifère que par son pseudo-cingulum et la forme de certains spécimens. Une parenté, peut-être plus judicieuse, serait à rechercher aussi avec les formes décrites par B. V. Timofeev (1959), notamment avec les genres Stenozo- noligotriletes et Trachyoligotriletum. Mais à la vérité aucune des formes qu’il a dessinées ne présente ces caractères. Ajoutons que la petite marque trilète systématiquement figurée par cet auteur et sur laquelle s’appuie sa nomenclature n’existe pas ici. Faut-il donc ranger cette forme parmi les Trilètes ou les Alètes ? Après réflexion, j’ai opté pour la seconde solution (« Attritasporites »), pensant que nous sommes en présence cl’une population à majo- rité de formes alètes, bien que formant des tétrades et pourvues quelquefois de (pseudo) marque trira- diée. Attritasporites messaoudi sp. (PL 1, Fig. 1 à 8) Holotype : PL 1, Fig. 1. Préparation n° R 8250 B- 2749. Taille : 30 p. Très abondante. Diagnose : Spore trilète (?) dont la marque n’est souvent pas apparente. Contour variable. Epaississe- ment annulaire irrégulier large de 5 p environ, situé en position légèrement proximale. Surface rabo- teuse, irrégulière, observable par transparence dans l’area centrale. Remarques : Cette forme est quelquefois ren- contrée en tétrades à peine disjointes. On pourra comparer avec Crassispora... où le « cingulum » est localisé selon la ligne périphérique de contact — 12 — des Spores entre elles. Il semble que nous ayons le même processus, ici très primitif, avec Attritaspo- rites. Ainsi le caractère morphologiquement impar- fait de chaque Spore découlerait directement de l’« imperfection » de la tétrade. Attristas porites scabra n. sp. (PI. 1, Fig. 9 à 11) Holotype : PI. 1. Fig. 9. Préparation n° 8248 A- 3091. Taille : 30 à 40 p. Commune. Diagnose : Spore sans marque de déhiscence visi- ble (trilète ?). Epaississement annulaire irrégulier, large en moyenne de 5 p,, en position proximale. Contour équatorial peu régulier. Infra-réticulation très fine, apparente sur l'area centrale. Remarques : Chez cette espèce, qui diffère d’A. messaoudi par son infra-réticulation, il manque le témoignage de quelques spécimens portant une esquisse de marque triradiée. Toutefois tous les autres caractères indiquent clairement son apparte- nance au même genre que l’espèce précédente. Attritasporites velata n. sp. (PI. 1, Fig. 12 à 14) Holotype : PI. 1, Fig. 12. Préparation n° 8248 B- 2926. Taille : 40 à 50 p.. Commune. Diagnose : Spore sans marque de déhiscence visible (trilète ?). Epaississement annulaire irrégu- lier, large de 7 à 10 p. Frange périphérique mem- braneuse irrégulière débordant le pseudo-cingulum de 5 à 10 p. Area plus ou moins réduite ne portant pas d’ornementation visible. Remarques : La structure confuse de certains spé- cimens ne permet pas de reconnaître de marque trilète. Ici encore cependant, la parenté avec les deux espèces précédentes est très frappante et justi- fie l’attribution de cette forme au genre Attrita- sporites. I nfraturma Laevigata P. et Kr., 1954 cf. Leiotriletes sp. (PI. 1, Fig. 17) Description : Spore trilète lisse. La marque trilète se présente comme un repli de l’exine en nette saillie, et présentant une fente longitudinale. Pour cette raison, il est difficile de considérer ce trait comme un artéfact. Malheureusement cet exemplaire est pour l’instant unique. Il est cependant très improbable qu'il s'agisse d’une contamination. Taille : 20 p. Couleur jaune foncé, du même ordre que de nombreux autres éléments du microbios ambiant. Genre Virgatasporites n. g. Diagnose : Forme circulaire, aspect général d'une Spore. Marque trilète douteuse. La face proximale est caractérisée par un système de stries radiales peu saillantes et tendant à s’anastomoser. Exine peu épaisse. Diamètre : 28-30 p. Rare. Type Virgatasporites rudi n. sp. (PI. 1, Fig. 17) Derivatio nominis : du latin virgata : rayé. Discussion : Virgatasporites n. g. évoque Empha- nisporites Mac Gregor 1961 du Dévonien. Toute- fois les stries radiales sont moins nettes et tendent ici à s'anastomoser ; par ailleurs, la marque trilète est incertaine. Virgatasporites rudi n. sp. Holotype : PI. 2, Fig. 27. Préparation n° 8252 B- 3725. Taille : 30 p,. Assez rare. Diagnose : Microspore à contour circulaire. Exine mince, lisse. Face proximale portant un réseau de stries radiales étroites, plus ou moins anastomosées. — 13 — Les Acritarches. Ils sont aussi nombreux que les Spores, plus nombreux mêmes, dans le haut de la séquence. Tou- tes les formes observées ont un test plus mince et une couleur nettement plus claire que celle des Spores. La distribution entre les deux groupes se fait donc, dans l’ensemble, immédiatement et faci- lement. Plusieurs familles morphologiques consti- tuent ce groupe : Leiosphæridaceae EIS. (Sphaeromorphitae DE. S. 1963). Le genre Leiosphaeridia est présent mais rare ; Saharidia n. g. très typique est, par contre, bien représenté surtout dans le sommet de notre séquence (100 %), enfin Synsphaeridium Tim. est assez commun (10 à 20 % en moyenne). Saharidia n. g. Diagnose : Coque à contour circulaire, avec un pylome central, toujours observable, égal à environ 1/4 du diamètre, entouré de un ou plusieurs cer- cles concentriques (replis ou épaississements ?). Tégument très mince (1 à 2 p.) et surface lisse ou finement granuleuse. Type : Saharidia downiei n. sp. (PL 2, Fig. 35) Discussion : Bien que de nombreux plis en gênent l’observation, l’exemplaire figuré PL 17, Fig. 6 Downie 1958, paraît bien présenter un cer- cle concentrique à la fois au pylome et au contour équatorial à environ 30 p de celui-ci. Le genre Saharidia est très commun au Sahara et en Lybie au Trémadocien inférieur ou moyen, et dans certains niveaux il constitue 100 % de la population microfossile. Sa structure concentrique particulière, et la posi- tion toujours centrale du pylome malgré l’aplatisse- ment dont témoignent tous les spécimens, suggèrent une forme initiale plus ou moins discoïdale, ou lenticulaire. Elle présente des analogies avec Grebespora Jan- sonius 1962, observé par cet auteur dans le Trias inférieur du Canada et classé comme « incertae sedis ». Toutefois, Jansonius ne signale pas de pylome. Je connais par ailleurs une descendance à ce genre dans le Silurien de Libye où, parmi des populations très nombreuses de Leiosphæridacées, certaines for- mes présentent une structure analogue avec toute- fois des cercles concentriques très en relief. Saharidia downiei n. sp. (PL 2, Fig. 35-36) Holotype : PL 2, Fig. 35. Préparation n° R 6388 A - 2542. Localité type : Sondage UC 101, Sahara algérien. Etage type : Trémadocien. Diagnose : La diagnose générique s’applique à cette espèce qui se caractérise par sa surface lisse. Discussion : La fragilité du test est telle que tous les spécimens sont endommagés par déchirure ou craquelure. Le pylome est généralement operculé, toutefois on le rencontre également ouvert (Fig. 38). Saharidia fragile (Downie, 1958) emend. ex. Leiosphaeridia fragile Downie, 1958 (PL 17, Fig. 6, p. 344-345) Holotype : PL 2, Fig. 37. Préparation n° 8256 A- 3895. Diagnose : La surface est ici ornée de granules dispersées. Discussion : On remarquera la grande similitude entre les Fig. 37 et 38 et la forme figurée dans Downie, 1958. L’état de mauvaise conservation habi- tuel de ces organismes très fragiles rend souvent confuse leur délicate structure concentrique. Toute- fois, malgré les plis, les déchirures et les inclusions pyriteuses, un examen attentif fait découvrir la gran- de unité structurale des nombreuses populations de Saharidia. — 14 Acanthomorphitae D.E.S. 1963. Ce groupe rejirésente 10 à 20 °/o de la population observée. Les genres les mieux représentés sont Archeohystrichosphaeridium Tim., 1959, qui ras- semble des types assez polymorphes. On remarque également de rares Vulcanisphaera Deunff 1961. Certaines de ces formes présentent des particularités qui les rapprochent du groupe suivant. Diacrodiens Diacromorphitae Des., 1963 (20 °/o en moyenne des microfossiles observés). Ils sont représentés ici par trois genres, au moins, de Timofeev (émendés par Deflandre et Deflandre-Rigaud, 1962), Acan- thodiacrodium, Dasydiacrodium et T rachydiacro- dium. Genre Acanthodiacrodium (Tim.) Defl. et Defl.-Rig., 1962 Acanthodiacrodium simplex n. sp. (PL 2, Fig. 44 à 47) llolotype : PL 2, Fig. 44. Préparation n° 8248 B- 2630. Diagnose : Coque sphérique ou légèrement ellip- tique ; épaisseur du tégument égal environ à 1 p ; présence de 1, 2 ou plusieurs appendices très courts (1/3 du rayon) grêles et pointus, limités en des points de la coque diamétralement opposés (bipola- rité). Taille : 20 à 30 p,. Abondant. Discussion : Ces formes ne sont assimilables à aucune des espèces décrites par Timofeev. D’autre part, elles se distinguent du genre Domasia Dow- nie, 1960, notamment par la dimension des appen- dices. Par ailleurs, cette forme relativement fréquente dans nos préparations présente une double ambi- guïté : 1° Elle s’apparente à des spécimens qui l'ac- compagnent et qui ont la même taille, mais sont dépourvus d’appendices et classés de ce fait dans le genre Synphaeridium. 2° Elles présentent aussi de nettes ressemblances, sauf en ce qui concerne le nombre et l’implantation des appendices, avec la forme précédemment décrite : Archeohystrichosphaeridium cf. strictum. Acanthodiacrodium cf. partiale Tim., 1959 (PL 3, Fig. 49-50) Description : Coque ovoïde ; tégument fin plissé, portant des épines trapues peu nombreuses localisées de part et d’autre de la zone médiane. Taille : 35 à 40 p,. Commun. Remarque : Ce type s’apparente à Archeohystri- chophaeridium cf. angulosum (Fig. 48). Acanthodiacrodium cf. serotimum Tim., 1959 (Pl. 3, Fig. 51-52) Description : Coque ovoïde ; tégument fin, épi- nes courtes et assez nombreuses ; zone médiane lisse. Taille : 35-45 p. Commun. Remarque : Sa parenté avec la forme précédente est grande. La distinction repose sur les épines ici plus nombreuses et un peu plus longues. Acanthodiacrodium cf. palmatilohum Tim., 1959 (PL 3, Fig. 57-58) Description : Coque ovoïde, test mince revêtu d’appendices nombreux, assez longs (un peu infé- rieurs au petit axe de la coque). Zone médiane lisse, dépourvue d’appendices, par ailleui’S ceux-ci sont plus nombreux à l’un des pôles. Taille : 25 p. Commun. Acanthodiacrodium cf. petrovi Tim., 1959 (PL 3, Fig. 59) Description : Cette forme, voisine de la précé- dente, ne compte que 4 appendices à 1 un des pôles et 6 à 7 à l’autre. Il existe en outre quelques appen- dices naissants de part et d’autre de la zone médiane lisse. Taille : 35 p. Assez rare. — 15 — Acanthodiacrodium angustum (Downie) Defl. et Defl.-Rig., 1962, comb. nov. (PI. 4, Fig. 67 à 72) ex. Diornatosphaera angusta Downie, 1958 (PI. 17, Fig. 7 et 8, p. 339. Fig. 3 c, p. 340) ex. Lophodiacrodium angusta (Downie) Defl. et Defl.-Rig., 1962 (p. 194) Description : Coque ovoïde présentant une constriction moyenne (« zone médiane ») plus ou moins marquée définissant deux bulbes polaires arrondis ; épaisseur du test : 2 p. ; les bulbes polai- res sont recouverts de nombreuses petites épines très courtes et rapprochées, tandis que la zone médiane reste lisse ou laisse apparaître des striations longitudinales parallèles. Dimensions : 22-25 p, sur 30 à 40 p,. Commun. Discussion : C’est bien au genre Acanthiodiacro- dium (Tim.) Defl. et Defl.-Rig, 1962 qu’appar- tient l’espèce décrite par Downie puisque cet auteur dessine et décrit de « petites épines de 1 à 3 p, de long », et ce sont aussi de petites épines que por- tent nos exemplaires de la PI. 3, Fig. 67 à 72. On ne manquera pas d’observer, par ailleurs, la série proposée ici, où la « zone médiane » affec- te une largeur variable suivant les spécimens. Notons aussi l’esquisse de « plaque » polygonale (10 p. de large) sur le bulbe supérieur de la Fig. 72. Ceci est sans doute à rapprocher de la remarque de Downie (p. 346) : « in two specimens one of the bulbs had a more or less circular opening about 7 p, in diameter. This may be a pylom... » Acanthodiacrodium cf. capsulare Tim., 1959 (PI. 4, Fig. 73-74) Description : Coque subcirculaire à elliptique ; épaisseur du test 2 p, ; zone médiane lisse ; bulbes polaires parsemés d’épines courtes élargies à la base, écartées les unes des autres. Genre Dasycliacrodium (Tim.) Defl. et Defl.-Rig., 1962 Dasydiacrodium ornatum n. sp. (PI. 3, Fig. 60 [Holotype]) Préparation 8248 A - 2657 Diagnose : Coque ovoïde ; test mince ; dissymé- trie marquée entre les deux zones polaires : l’une ne comporte que 5 à 6 appendices assez larges et ramifiés, l’autre en compte près du double, chacun d’eux se ramifiant pour former une sorte de frange tout autour de ce pôle. Zone médiane lisse. Taille : 35 p,. Rare. Dasydiacrodium ramusculosum n. sp. (PI. 3, Fig. 61 [Holotype] et 62) Préparation 8253 A - 2941 Diagnose : Coque polygonale allongée ; test min- ce : l’un des pôles est constitué par un angle de la coque étiré en un appendice bifurqué, encadré par deux autres angles également prolongés par des appendices ramifiés. L’autre pôle est pourvu de 8 à 10 appendices étirés et abondamment ramifiés à leurs extrémités. Taille : 30 à 35 p,. Assez rare. Dasydiacrodium polarum n. sp. (PI. 3, Fig. 63 [Holotype]) Préparation 8249 B Diagnose : Coque ovoïde ; épaisseur du test : 2 p ; nette dissymétrie : l'une des calottes polaires a son profil affecté par 4 appendices principaux, assez courts et grêles avec un garnissage d'une dizaine d’autres ; l’autre calotte est pourvue d’une double couronne d’appendices semblables, 1 une interne entourant le pôle, l’autre périphérique limitant la calotte par rapport à la « zone médiane ». Taille : 35 p,. Rare. — 16 — Dasydiacrodium cf. eichwaldi Tim., 1959 (PL 3, Fig. 64) Description : Coque oblongue lisse, étirée à une extrémité en deux cornes pointues, l'autre pôle également anguleux montre 3 à 6 appendices em- bryonnaires. La « zone médiane » est ici très déve- loppée. Taille hors tout : 60 p,. Rare. Diasydiacrodium cf. sewergini Tim., 1959 (PI. 3, Fig. 75) Description : Coque oblongue, dissymétrique ; l’un des bulbes est plus réduit que l’autre et porte des épines trapues plus rapprochées, la zone médiane, très apparente, est lisse. Taille : 40 p.. Rare. Diasydacrodium glabrum n. sp. (PI. 3, Fig. 76 [Holotype]) Préparation 8251 B - 3015 Diagnose : Coque elliptique, épaisseur du test 2 [x ; zones polaires dissemblables : l’une porte quel- ques épines arrondies (ou verrues allongées) sur une calotte réduite et limitée par une couronne concentrique au pôle, tandis que l’autre, plus convexe, porte le même type d’ornementation dis- persée sur une aire plus étendue et moins bien limitée. La zone équatoriale est lisse et large. Dimensions : 35 sur 52 p,. Rare. Discussion : Dans la zone médiane, on observe un bourrelet épais (ou repli ?) se développant vers le « bulbe » le plus réduit, dans une situation analogue à la « pseudo-plaque » observée Fig . 72. Genre Priscotheca Deunff, 1961 Il n’est pas douteux en effet que ce genre se rattache à la famille des Diacrodiacae Tim. Il recou- vre même des formes symétriques à appendices pointus (Fig. 65) qui, pour Timofeev, sont des Acanthodiacrodium, et d’autres formes asymétri- ques (Fig. 66) que cet auteur classerait dans le genre Dasydiacrodium. Toutefois, le genre de Deunff s’applique à des populations nombreuses qui, dans le temps, prennent le relais des autres Diacrodiens ; il est donc assez pratique et mérite d’être conservé. Cependant, une émendation paraît nécessaire, ne serait-ce que pour admettre l’espèce P. tumida Deunff dans le genre. Je propose donc la diagnose suivante : « Coque à contour sub-rectangulaire, de 40 à 160 p, de long et 35 à 100 p, de large ; test mince ; surface lisse, chagrinée ou granuleuse ; chaque ex- trémité est pourvue d'un nombre réduit (2 à 8) d’appendices creux, simples, raides, pointus, de lon- gueur variable, généralement inférieure à la lar- geur de la coque. » Priscotheca tumida Deunff, 1961 (PL 3, Fig. 65) Description : Coque sub-rectangulaire à grands côtés convexes ; test mince, lisse ; chaque sommet porte un appendice court (7 à 10 p,) et pointu en forme d’épine plus ou moins recourbée. Dimensions : 35 sur 50 p.. Commun. Genre Trachydiacrodium (Tim.) Defl. et Defl.-Rig., 1962 Trachydiacrodium signatum Tim., 1959 (PL 4, Fig. 77) Description : Coque ovoïde ; test relativement épais : 2 à 3 p, ; bulbes polaires sensiblement égaux, surface lisse à légèrement chagrinée. Zone médiane laissant apparaître de fines striations longitudinales. Dimensions : 30 à 40 p,. Commun. Discussion : L’asymétrie entre les pôles est ici trop légère pour avoir une valeur diagnostique ; il s’agit plus vraisemblablement d’une déformation acquise. Le double contour apparent ici n a pas plus de valeur diagnostique, il souligne simplement un test plus épais. Herkomorphiate D.E.S. 1963. Le genre Cymatiogalea (DFF) Deunff, 1964 est bien représenté et constitue souvent l’élément domi- nant de nos populations. — 17 — Polygonomorphitae D.E.S. 1963. Des Veryachium de très petite taille (5 à 10 p.) ont été assez fréquemment observés. Il faut noter la difficulté éprouvée d'abord à les découvrir, car outre leur taille minuscule ils ont une teinte très claire qui contraste très peu sur le milieu de montage. Genre Veryachium (Deunff) Dovvnie et Sarjeant, 1963 (PL 3, Fig. 89 à 91) (Voir aussi PL 2, Fig. 30) Description : Coque à contour carré ou rectangu- laire ; épaisseur du test 1 p, ; un appendice simple à chaque angle, de longueur variable, plus ou moins flexueux ; surface lisse. Dimension de la coque : 5 à 10 p,. Netromorphitae D.E.S. 1963. Ces formes sont peu abondantes et ne sont repré- sentées que par un seul genre : Dactyfulosa (Brito et Santos) Combaz, Lange et Pansart, 1967 Dactyfulosa squama Deunff, 1961 (Pl. 4, Fig. 93) Description : Coque en forme de fuseau court, sans appendices proprement dits ; tégument très finement strité longitudinalement. Dimensions : L = 65 p,, c = 22 p,. Dactyfulosa simplex n. sp. (Pl. 4, Fig. 94 [Holotype]) Préparation 8251 B - 3046 Diagnose : Coque fusiforme lisse ; tégument min- ce souvent plissé. Dimensions : L = 120 p,, c = 12 p,. Pteromorphitae D.E.S. 1963. Je soupçonne la présence du genre Pterosper- mopsis W. Wetzel, 1952, sans certitude toutefois du fait de l’état de conservation des rares spéci- mens observés. (PL 4, Fig. 92). Les Chitinozoaires. Ils sont peu nombreux, peu variés, de grande taille, et leur état de conservation est assez médio- cre. Toutefois il s’agit de représentants indubitables du groupe. Ils s’ajoutent à ceux déjà signalés par Cl. Pou- mot (1964) pour témoigner de l’existence du groupe au Trémadocien. Ceux que nous présentons ici sont les plus anciens observés à ce jour. Seul le genre Eremochitina est présent dans nos préparations. Notons cependant l’ambiguïté d’une forme telle que la Fig. 100. par rapport à Velata- chitina Poumot, du fait de l’état de conservation défectueux de nos spécimens. Même remarque pour la Fig. 101 dont la forme évoque déjà celle des Lagenochitina. Eremochitina Taug. et de Jekh., 1960 Eremochitina tremadoca n. sp. (Pl. 4, Fig. 99 [Holotype]) Préparation 8250 A Diagnose : Forme générale cylindroïde renflée à la base (claviforme) ; tube oral peu distinct de la panse ; collerette courte ; fond enveloppé d’un man- chon ; tégument épais (10 à 15 pi) ; le périderre n’est visible qu’au niveau du fond ; pas d’orne- mentation. Dimensions : L = 550 à 950 pi E = 200 à 250 pi D = 20 à 30 pi F = 150 à 180 pi — 18 — Discussion : Cette forme ne peut être assimilée à aucune autre existante si ce n’est Eremochitina, du fait du débordement du périderre limité au manchon. Celui-ci est souvent cassé. Remarquons (Fig. 95 à 97) l’emplacement du prosome qui est mis en évidence en lumière réflé- chie par la déformation du tégument. Eremochitina baculata var. grandis nov. var. (PI. 4, Fig. 105 [Holotype]) Description : Forme cylindroïde ou légèrement renflée à la base (claviforme) ; manchon (70 à 90 (_t) à la base ; pas d’ornementation observable. Dimensions : L — 680 à 710 P E = 150 M- F = 120 à 150 P Discussion : E. baculata Taug. et de Jekh, 1960, et E. baculata brevis Benoit et Taug, 1961 sont connus dans l’Ordovicien moyen du Sahara. E. bacu- lata grandis, qui a des dimensions doubles de celles- ci, confirme une fois de plus le « gigantisme » des formes les plus anciennes. Varia. Il faut noter que la présence de quelques sicules et des morceaux de rhabdosome de Graptolites indé- terminés, de quelques fragments 30t.8 12 Attritasporites velata n. sp 384/74 8248 A 2926 13 Attritasporites velata n. sp 913/44 8249 A 3565 14 Attritasporites velata n. sp 908/18 8253 A 2990 15 Crassispora cf. kosankei (Pot. et Kr. ) Bharad waj. (Carbonifère) 810/37 7166 B 3114 16 Crassispora (tétrade ) 809/66 )) 2782 17 Cf. Leiotriletes sp 911/35 8248 B 3226 18 Trachysphaeridium sp. 1 908/66 8257 B 2727 20 Trachysphaeridium sp. 1 913/37 8248 A 21 Trachysphaeridium sp. 2 888/70 8248 A 2737 22 Trachysphaeridium (?) sp. 3 913/35 8248 A 2932 23 Trachysphaeridium sp. 4 907/32 8251 A 3429 24 Trachysphaeridium sp. 5 913/40 8248 A 3334 25 Lophosphaeridium sp. 1 913/31 8248 B 2886 26 Lophosphaeridium (?) sp. 2 914/42 8248 B 2833 27 Virgatasporides rudi n. sp 907/34 8252 B 3725 28 Virgatasporides rudi n. sp 907/23 8251 A 2519 29 Fragment de cuticule (?) 905/37 8250 A 3538 30 Fragment de tissu végétal 911/60 8248 B 3579 PLI a PLANCHE II Grossissement X 500 FIG. DENOMINATION PHOTO ECHANT1LL. REPERAGE 31 Synsphaeridium sp. 1 915/28 8249 11 3747 32 Synsphaeridium sp. 2 918/36 » 3211 33 Fragment de tissu et Synsphaeridium 884/43 8248 1? 3311 34 Amas de Synsphaeridium enveloppé dans un vestige de tissu . . 918/17 8251 A 2938 35 Saharidia downiei n. sp 707/9 6388 A 2542 36 Saharidia downiei n. sp 193/1 — — 37 Saharidia fragile Downie (emend) 916/23 8256 A 3895 38 Saharidia fragile Downie (emend ) 908/47 3863 39 Archeohystrichosphaeridium cf. liiberi Tim.. 1959 916/19 8253 A 3962 40 Archeohystrichosphaeridium cf. liiheri Tim.. 1959 915/73 8250 B 3486 41 Archeohystrichosphaeridium pentagonum Tim.. 1959 916/8 8251 B 2575 42 Vulcanisphaera africanum Dff.. 1961 916/53 ” 2787 PLU PLANCHE III Grossissement X 500 sauf indication particulière — FIG. DENOMINATION PHOTO ECflANTILL. REPERAGE 43 Archeohystrichosphaeridium cf. strietum Tim.. 1959 916/43 8252 B 3725 44 Acanthodiacrodium simplex n. sp. X 1 000 911/47 8218 B 2630 45 Acanthodiacrodium simplex n. sp 884/32 )) 3157 46 Acanthodiacrodium simplex n. sp 911/51 )) 3127 47 Acanthodiacrodium simplex u. sp 88 1/30 )) 3807 48 Archeohystrichosphaeridium cf. angulosum Tim., 1959 916/47 8252 A 2582 49 Acanthodiacrodium cf. partiale Tim.. 1959 918/4 8251 A 2920 50 Acanthodiacrodium cf. partiale Tim.. 1959 916/71 8251 A 3213 51 Acanthodiacrodium cf. seratimum Tim.. 1959 916/69 » 2408 52 Acanthodiacrodium cf. seratimum Tim.. 1959 907/21 )) 3614 53 Baltisphaeridium hirsutoïdes Eis.. 1959 916/62 8251 B 3545 54 Baltisphaeridium hirsutoïdes Eis., 1959 916/60 » 3594 55 Baltisphaeridium tuheratum Oowinie 1958 916/58 )) 3593 56 Baltisphaeridium cf. ramuseulosum Dkflandhe. 1945 901/49 8249 B 3529 57 Acanthodiacrodium cf. palmatilobum Tim.. 1958 904/53 » 2886 58 Acanthodiacrodium cf. palmatilobum Tim.. 1958 911/49 8248 A 2835 59 Acanthodiacrodium cf. petrovi Tim.. 1959 904/56 8249 B 2788 60 Dasydiacrodium ornatum n. sp 886/25 8248 A 2657 61 Dasydiacrodium ramuseulosum n. sp 903/22 8253 A 2941 62 Dasydiacrodium cf. ramuseulosum 911/67 8248 A 3444 63 Dasydiacrodium polarum n. sp. 915/34 8249 R 29 1 6 64 Dasydiacrodium cf. eichwaldi Tim.. 1959 916/67 8251 A 65 Prisent heca tumida Dff.. 1961 915/36 8249 B 2344 66 Priscotheca raïa Dff.. 1961 918/73 2840 67 Acanthodiacrodium angusta (Defî.. et Defl.-Ric.) comh. nov 915/43 8250 A 2981 68 Acanthodiacrodium angusta (Défi., et Defi..-Rig.) comb. nov. 906/10 8250 B 3712 69 Acanthodiacrodium angusta (Défi., et Defl.-Ric.) comh. nov. 915/45 8250 A 3047 70 Acanthodiacrodium angusta (Défi., et Defl.-Ric.) comb. nov. 911/54 8248 B 3177 71 Acanthodiacrodium angusta (Défi., et Df.fl.-Ric.) comh. nov. 915/26 8249 B 3491 72 Acanthodiacrodium angusta (Defl. et Defl.-Ric.) coud), nov. 884/13 8248 B 73 Acanthodiacrodium cf. capsulare Tim.. 1959 905/33 8250 A 2936 74 Acanthodiacrodium cf. capsulare Tim.. 1959 806/12 8250 B 3558 75 Dasydiacrodium cf. sewergini Tim., 1959 835/3 8248 B 2726 77 Dasydiacrodium glabrum n. sp 916/13 8251 B 3015 76 Trachydiacrodium signatum Tim., 1959 916/36 8255 A 2549 78 Cymatiogalea multarea Dff.. 1961 886/1 8248 A 3716 79 Cymatiogalca multarea Dff.. 1961 913/9 8248 A 3961 80 Cymatiogalea cf. multarea 916/10 3251 B 2412 81 Cymatiogalea cf. multarea 918/2 8251 A 2415 82 Cymatiogalea cf. cuvillieri Dff.. 1961 916/73 8251 A 2714 83 Kyste de Cymatiogalea 916/56 8251 B 3088 84 Kyste de Cymatiogalea 916/49 » 2405 85 Cymatiogalea multiclaustra Dff., 1961 916/6 8251 B 2842 86 Baltisphaeridium cortinula Dff.. 1961 904/8 8248 A 2845 87 Archeohystrichospaeridium papillatum Tim.. 1959 913/13 )) 3215 38 Archeohystrichospaeridium papillatum Tim., 1959, X 1 000 . 888/44 )) » 89 Vervachium lairdi (Défi..) Dff., 1954 c, X 1 000 906/42 8250 B — 90 Veryachium lairdi (Défi.) Dff., 1954 c, X 1 000 908/33 8253 B 3046 91 Veryachium lairdi (Defl.) Dff., 1954 c, X 1000 908/31 » 2746 PLANCHE IV Grossissement X 60 sauf indieation partieulière FIG. DENOMINATION PHOTO ECHANTIl.L. REPERAGE 92 Pterospermosis sp.. X 500 915/62 8250 B 2369 93 Dactyfulosa squama Dff.. 1961. X 500 918/38 8249 B 306 1 91 Dactyfulosa simplex n sp.. X 500 916/21 8251 B 3046 95 Eremochitina ireinadoca n. sp 203/4047-67 8253 E • — 96 Eremochitina treinadoca n. sp 203/4048-67 )) — 97 Eremochitina tremadoea n. sp.. X 125 915/21 )) — 98 Eremoehitina tremadoea n. sp 203/4057-67 )) — 99 Eremochitina tremadoea n. sp.. X 125 905/48 8250 A — 1 00 Eremochitina sp 203/4054-67 — 101 Cf. Lagenoehitina sp >03/4053-67 — 102 Eremochitina tremadoea n. sp 906/62 8250 B 3898 103 Cf. Eremochitina tremadoea n. sp 905/15 8250 \ 3930 104 Eremochitina baculata var. grandis nov. var. 203/4055-67 — 10.» Eremochitina baculata var. grandis nov. var 203/4049-67 106 Fragment de Sietile de Graptolite. X 250 915/15 8250 F. 107 Fragment de Siculc de Graptolite. X 250 915/17 » 108 Sicule de Graptolite 203/4051-67 — 109 Fragment de rhabdosome de Graptolite unisérié 915/23 8253 E — PL. IV f: L INTERPRÉTATIONS ET DISCUSSIONS L’ensemble des données rapportées ci-dessus conduit à diverses interprétations dans plusieurs domaines. Stratigraphie et paléogéographie. Nous avons vu, en commençant, que les travaux portant sur le microbios trémadocien sont très peu nombreux. La comparaison de celui d’Oni 11 à ceux-ci fait ressortir certaines ressemblances avec les travaux de Dovvnie (1958) et Eisenack (1931) et surtout avec celui de Deunff (1961). Replacé dans le contexte des travaux pétroliers, il se situe aux confins des « zones A » et « B ». Si l'on tente un rapprochement avec l’important ouvrage de Timofeev (1959), on constate un évident parallé- lisme grâce à l’identification de plusieurs espèces communes. Ceci nous amène, d’après l’échelle pro- posée par cet auteur, à considérer les « argiles d’El Gassi » comme un équivalent des couches à Dictyo- nema, attribuables toutefois non au Cambrien supé- rieur comme il l’indique, mais bien à l'Ordovicien inférieur. Les grès d'El Gassi seraient donc assimilables aux couches à Obolus illustrées, selon Timofeev, par une grande abondance de Diacrodiens. Ainsi, tant par le témoignage de rares macro- faunes récoltées dans la région environnante que du point de vue du microplancton, nous sommes conduits à conférer à l’horizon étudié ici, un âge Trémadocien inférieur. Les corrélations établies entre plusieurs sondages sahariens, portant notamment sur la fréquence d 'Attrasporites et de Saharidia , fournissent une image satisfaisante de la transgression trémado- cienne sur le toit érodé du Cambrien — caractère transgressif souligné par la présence de couches glauconieuses tout comme dans les grès à Obolus de Russie. En outre, la même succession des zones à Attra- sporites et Saharidia est observable depuis le Fezzan jusqu’au Sud tunisien. Toutefois cette formation, hormis les horizons argileux, fossilifères et gréso-glauconieux de sa partie supérieure, est avant tout constituée de « grès isométriques » stériles ; ceux-ci devant aussi être considérés comme appartenant au cycle ordovicien. En effet, nous sommes en présence du classique problème des limites entre deux systèmes, qui se pose au Sahara de façon analogue pour les limites Ordovicien-Silurien, Silurien-Dévonien ou Dévonien- Carbonifère. Ainsi, de la même façon que le Strunien doit être considéré comme le premier terme du Carbo- nifère, nous avons établi que la formation gréseuse de la base du Dévonien de Libye nommée « Tadrart » par les géologues pétroliers, peut être considérée comme le premier terme du Dévonien succédant à la « formation Acacus » d’âge Ludlowien. La formation des « argiles microconglomérati- ques », longtemps considérée comme Ordovicien — 20 — supérieur, a été datée Llandovery tant par les macrofaunes que par la palynologie. La formation franchement marine des argiles à Graptolites, qui débute généralement avec le fameux pic de radio- activité gamma, n’est souvent qu’un terme apparte- nant au Wenlock. Nul doute que nous avons là un des grands rythmes de l’évolution géologique et sédimentologi- que. Le mécanisme fondamental, à l’échelle du sys- tème, n’était pas différent au passage Cambrien- Ordovicien. De même qu’une discordance souligne dans les cas précités le passage entre deux systè- mes, nous avons, ici aussi, une discordance entre les formations cambriennes plus ou moins érodées et les « grès d’El Gassi ». Ceux-ci constituent la série détritique de hase, avec des éléments plus ou moins grossiers, ils représentent l’équivalent, beaucoup plus général, du classique conglomérat de base. Il s’agit, dans chaque cas, d’une série continentale ou para-continentale, de complément. Les abondants débris végétaux et les nombreuses Spores à caractère terrestre en donnent le témoigna- ge. C’est l’époque de transition entre le cycle sédi- mentaire finissant et le suivant. Leurs caractères sont souvent mêlés et d’apparence contradictoire. Deux époques paraissent représentées simultané- ment. du point de vue biologique en particulier, tant par la survivance temporaire des caractères du système finissant et de l'apparition de ceux qui suivent, que du fait du remaniement éventuel des fossiles de l’époque précédente. D’autre part, le renouvellement des faunes et des flores s’opère par relais plutôt que par brutale substitution. Les formes inadaptées aux nouvelles conditions mettent parfois un certain temps à dispa- raître, tandis que les nouvelles ont besoin d’un délai pour s’affirmer. Du point de vue pétrographique, le caractère détritique souvent grossier voisine avec la présence de glauconie. Les géologues ont toujours spontané- ment traduit ces contradictions par le terme évoca- teur de « zone de passage ». Au stade suivant, la transgressivité marine s’affir- mant, l’orogénèse s’apaisant, c’est le règne des sédiments argileux (et carbonatés). Les carbonates sont de plus en plus abondants pour les cycles de plus en plus récents, en relation avec le dévelop- pement du manteau végétal (phase biostasique, Erhart, 1956). Puis la série devient progressivement plus détri- tique en liaison avec les mouvements épirogéniques positifs des aires émergées. C’est la phase rhexista- sique et régressive aboutissant à l’émersion et au paroxysme orogénique, enchaînant avec le cycle suivant. A la fin du Cambrien, le champ d’Hassi-Messaoud se présentait comme un relief émergé soumis à l’érosion. Les premiers matériaux observés sont assez grossièrement détritiques : Nous observons, en effet, la succession suivante, au-dessus du toit du R 1 : 3478-3450 : grès quartzite plus ou moins isométrique, légèrement argileux, sans microfossi- les, correspondant à un régime para-continental. 3 450-3 442,30 : argiles silteuses noires où l’on distingue, à la base : — un niveau à Spores probablement terres- tres (?) dominantes, mêlées à des populations abon- dantes de Diacrodiens et d 'Herkomorphitae — ce qui indique la présence proches de terres émergées (?) fournissant les Spores (matériel biodétritique) à un milieu marin peuplé d’un microplancton abondant ; — au sommet, un niveau où disparaissent Spores et microplancton au profit d'une population mono- spécifique de Saharidia accompagnée de matière organique amorphe abondante. Cet épisode reflète un milieu particulier corres- pondant à l’invasion du milieu marin côtier par une population d’Algues à Leiusphaeridacées (Combaz, 1967). 3 442,30-3 434 : grès quarzite fin à grossier, iso- métriques, glauconieux, correspondant à de nouvelles influence détritiques. On 1, forage voisin, situé à une quinzaine de kilomètres d’Oni 11, nous offre la même succession suivie aussitôt par la formation puissante des argiles d’El Gassi. Celles-ci sont riches en microfossiles, surtout planctoniques, dont les caractères se distin- guent sensiblement de ceux des populations étu- diées. Fig. 5 ESQUISSE CHRONOLOGIQUE DE L'ORDOVICIEN DU SAHARA — 21 — Ainsi, il semble peu probable qu’il y ait eu lacune des argiles d’El Gassi sur Hassi-Messaoud. Celles-ci auraient plutôt été victimes de l’érosion, notam- ment à l’époque hercynienne. Voir le tableau syn- thétique proposé Fig. 5. Paléontologie et paléobiologie. Le microbios que nous venons d’étudier se carac- térise, paradoxalement, à la fois par une grande diversité et une grande « indifférenciation ». Très primitif, il comporte aussi de multiples potentialités discernables dans chacun des groupes représentés. Les Spores évoquent bien les Spores terrestres — dans des terrains plus récents elles seraient indu- bitables — cependant, elles ne portent la marque trilète (?) que de façon sporadique. L'ornementa- tion, parfois même la forme générale, sont mal définies. Et pourtant Virgatasporites paraît déjà remarquablement évoluée... Les Leiosphaeridacées sont communes, et se pré- sentent, déjà, comme de bons fossiles de faciès capables de former des populations monospécifi- ques. C’est le cas de Saharidia qui se comporte ici comme Tasmanites par exemple au Dévonien ou au Permien. Synsphaeridiimi se présente parfois en amas asso- ciés à des vestiges végétaux, ce qui correspond aux observations dont j’ai fait état à propos de matériel silurien notamment (Combaz, 1967). Les Acanthomorphitae, Polygonomorphitae, Netro- morpliitae, Pteromorphitae sont plus ou moins bien représentés et déjà relativement diversifiés. Quant aux Herkomorphitae et Diacrodiaceae, ils méritent un intérêt particulier. Les deux groupes sont très abondants. Le premier est au début de son épanouissement maximum, le second est déjà sur son déclin. a) Herkomorphitae : Le genre Cymatiogalea ainsi que Deunff l’a signalé, porte un large archéopyle parfois pourvu d’un opercule — PL 5, Fig. 81 et (1) De plantes supérieures probablement terrestres (?) et attribuables, selon Naoumova (1960), aux Psilophytales. Deunff, Pl. 1, Fig. 9 et 10. Mais d’autre part, on observe fréquemment un kyste interne sphéroïde (Pl. 5, Fig. 79, 80, 82). Cet organe a été observé à l’état isolé (Fig. 83 et 84). On notera en effet les fines ponctuations alignées qui dessinent en fait des champs polygonaux, exactement comme si nous étions en présence d’individus immatures du type Cymatiogalea cuvillieri Deunff, 1961, Pl. 1, Fig. 2 ou Cymatiogalea multarea (Fig. 78). Ainsi donc, ce type de forme pourrait se reproduire par expulsion d’un kyste interne se développant jusqu'au stade « adulte ». b) Diacrodiaceae : La zone médiane impliquant une silhouette allongée, généralement ovoïde ou elliptique ou encore sub-rectangulaire est le prin- cipal élément distinctif de ce groupe. On notera qu’hormis cette « élongation », la simi- litude est quasi parfaite avec les Acanthomorphitae (voir Pl. 3, Fig. 56, 57, 58). Notons aussi la largeur variable de cette zone équatoriale et l’éventuelle pré- sence de stries longitudinales à son niveau (Deunff, 1961, Pl. 3, Fig. 11). Le genre Pricotheca Deunff comporte des formes plus ou moins dissymétriques et qui les rapprochent de Dasydiacrodium, et plus ou moins ramassées — les formes subcarrées se rapprochant du genre Veryachium. Le spécimen de ce genre qui est représenté Pl. 4, Fig. 66 laisse apparaître une curieuse structure interne évoquant un processus de division cellulaire... Souvenons-nous aussi des pseudo-archéopyles qui apparaissent chez certains spécimens tels que celui de la Fig. 72 et peut-être Fig 76 (?). Ces observations s’ajoutent à celles de Timofeev (1959), Deunff (1961), Deflandre et Defl.- Rigaud (1962), Deflandre et Foucher (1967), pour évoquer les affinités péridiniennes de ces orga- nismes. Paléoécologie. Comme je l’ai exposé plus haut — voir aussi la Fig. 4 — le microbios est extrêmement riche, et composite. Les éléments marins microplanctoniques dans l’ensemble dominent. Cependant les Spores végétales (1) sont abondantes dans le bas de la — 22 — séquence argileuse et témoigneraient, en tant qu’élé- inents terrestres (?) bio-détritiques de la proximité du continent. Le haut de notre brève séquence est, par contre, caractérisé par un environnement parti- culier du fait de l’abondance, voire la présence exclusive des Saharidia. En même temps s’est accrue la teneur en matière organique amorphe. Ce palyno- faciès, qui, ici encore, coïncide avec une zone carac- térisée par une importante radio-activité, n’est pas sans évoquer celui si typiquement illustré au cours des époques suivantes par les Leiosphaeridacées aux- quelles s’apparente d’ailleurs le genre Saharidia. Ainsi peut-on discerner au début d'une séquence transgressive le long d’une côte basse, le même envi- ronnement qu’à la base des argiles gothlandiennes : sédimentation argilo-silteuse en milieu réducteur enri- chi en uranium et oligo-éléments où proliféraient des algues dont sont certainement issues nos Saha- ridia. CONCLUSIONS En résumé, nous parvenons au schéma stratigra- phique suivant : Sur le substratum Cambrien érodé des grès d’Has- si-Messaoud (R 1, R 2, R 3) repose la formation gréso- quartzitique (dite zone isométrique) des « grès d’El Gassi », comportant quelques passées argilo-silteuses et notamment un niveau marqué par une forte radio- activité y Cette formation est la « zone A » des palynologistes pétroliers et son âge est Trémadoeien inférieur. Les « microfossiles organiques » observés permet- tent cette datation par référence notamment aux travaux de Timofeev dans la région Baltique. Elle est assimilable aux couches à Obolus. Vers son som- met se place un horizon argilo-silleux radio-actif à Leiosphaeridacées ( Saharidiu n. g.) observable dans les régions d’Hassi-Messaoud, El Gassi, Erg-el- Anngueur, Djeffara tunisienne et libyenne, Fezzan. La formation des « argiles d’El Gassi », absentes à Oni 11, mais en partie conservée à On 1 par exemple, est la « zone B » de notre échelle pratique, son âge est Trémadoeien moyen et correspond aux « schistes à Dictyonema ». Elle présente des carac- tères nettement plus marins que la formation sous- jacente et le microplancton y est très abondant. En fait, il serait plus logique de faire commen- cer la « zone B » à la base du niveau radio-actif à Saharidia, qui marque le début de la transgression et s'oppose à la « zone A » à Spores où dominent nettement les influences terrestres. Pour la même raison, on devrait situer, au même niveau, la base de la formation dite des «argiles d’El Gassi » par analo- gie aux argiles gothlandienes qui débuteht à la base du pic y, tandis que les « grès d’El Gassi » (isomé- triques) seraient comparables aux « argiles micro- conglomératiques » du cycle silurien. Notons que ces conclusions stratigraphiques s’ac- cordent, dans une large mesure, avec celles auxquel- les parvint Ph. Legrand (1966) sur la base des données macropaléontologiques. Pour finir, rappelons la richesse de cette époque qui marque l’aube de l’Ordovicien, du point de vue des microfossiles organiques... Tant chez les Spores terrestres qu’au sein du plancton, et que chez cette population de Leiosphaeridacées intermédiaire du point de vue écologique, on discerne, à l’état poten- tiel, maints caractères des époques suivantes. Cette étape primitive paraît révéler un stade morphologique encore malléable, « informé », à partir duquel la phylogénèse va développer ses thèmes évolutifs. BIBLIOGRAPHIE Combaz (A.), 1967. — Leiosphaeridacées Eis., 1954 et Protoleiosphaeridacées Tim., 1959 ; leurs affinités, leur rôle sédimentologique et géologique. Review of Paleobotany and P alynology, 1, 309-321, 4, pl. h.-t. Combaz (A.), Lange (F.-W) et Pansart (J.), 1967. — Les Leiofusidae Eisenack, 1938. Re- view of Paleobotany and Palynology, 1, 291-307, 3 fig., 2 pl. h.-t. Deflandre (G.) et Deflandre-Rigaud (M.), 1962. — Nomenclature et systématique des Hys- trichosphères (sens lat.). Observations et rectifications. Rev. Micropal ., 4, n° 4, p. 190-196. Deflandre (G. et M.), 1964. — Acritarches I. Polygonomorphitae. Netromorphitae pro parte. Fichier Micropal. Gén. série 12. Arch. orig. Centre de documentation C.N.R.S. 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