jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
injection of bone marrow cells in lethally irradiated mice, previously infected with BCG regenerating hemopoietic cell populations differentiate along the leucocyte pathway to the detriment of erythroid lineage. Such a phenomenon persisting even if anemia of infected mice is increased by bleeding just before irradiation and reconstitution supports the hypothesis of preferential differentiation of stem cells. Immunochemistry Immunochemical Studies of the Hemolymph Proteins of Sacculina carcini Thompson, by Charmaine Herberts The hemolymph proteins of Sacculina carcini, a parasite of Carcinus mediterraneus, are compared with those of the host. The immunochemical analysis revealed ten antigenic components. The absence of reaction of
analysis revealed ten antigenic components. The absence of reaction of one fraction separated by electrophoresis is discussed. Immunobiology Radioprotection Induced by Corynebacterium Parvum Against Lethality Provoked by Irradiation X at Sublethal and Lethal Doses in Mice, by Bernard Halpern and Simonne Andre Intraperitoneal injection of Corynebacterium parvum (C. parvum) into Balb/c Mice produces a protection against toxicity or lethality provoked by ionizing radiation (750 R and 950 R). Survivals reaching nearly 90 days have been recorded. Cette hypothèse est confirmée par la présence éparse de disthène et de feldspaths très perthitiques relictuels au sein de la trame anatectique. DÉFORMATION. —
perthitiques relictuels au sein de la trame anatectique. DÉFORMATION. — Nos observations microtectoniques ont porté essentiellement sur la série leptyno-amphibolique où la présence de nombreux bancs compétants d'amphibolites et de leptynites permet d'observer les phases superposées. Nous avons pu mettre en évidence trois grandes phases de déformation : la première phase déjà mentionnée par F. Carme correspond à la foliation majeure, et sans doute à des plis isoclinaux dont la direction n'a pas été reconnue pour l'instant. On n'observe pas de linéation d'allongement liée à cette phase. Les axes de boudins sont également dispersés ce qui laisse supposer une composante
boudins sont également dispersés ce qui laisse supposer une composante d'aplatissement importante. Néanmoins, il est difficile de séparer les boudins des phases 1 et 2; — la deuxième phase donne des plis déversés à couchés vers le sud-ouest, d'ampleur métrique à kilométrique. Ces plis replissent la foliation S 1. Ils ont une schistosité de type « strain slip » passant localement dans les pélites à une foliation S 2 à biotite-sillimanite. À la phase 2 est associée une linéation minérale très marquée, parallèle aux axes des plis (NW-SE) ainsi que du boudinage de direction N 20° à N 30°. Cette
du boudinage de direction N 20° à N 30°. Cette phase est sans doute liée à la tectonique tangentielle de grande ampleur (chevauchement majeur vers le sud) présente par F. Carme. — la troisième phase est à l'origine de nombreux plis en chevron, centimétriques et, selon la région, de plis NS ou EW, sans schistosité, donnant, en particulier dans le Haut-Ailier, une structure en dômes et cuvettes. RELATIONS DÉFORMATIONS-CRISTALLISATIONS. — Dans la série leptyno-amphibolique. — Les relations entre ces déformations et l'histoire métamorphique complexe de cette région n'avaient pas jusqu'à maintenant été clairement établies. Nos observations, en particulier dans la
maintenant été clairement établies. Nos observations, en particulier dans la vallée de la Truyère, ont permis de montrer que l'amphibolitisation des éclogites et des gabbros est contemporaine de la phase 2. Dans ces roches basiques on observe les réactions suivantes : omphacite → diopside + plagioclase acide, hornblende brune → plagioclase laitu → hornblende verte + plagioclase 2. Les minéraux résultants cristallisent en couronnes caractéristiques autour des minéraux primaires. Ces couronnes ont une forme d'ellipsoïde dont les axes principaux sont parallèles aux axes géométriques des plis postfoliaux de phase 2. Ces ellipsoïdes sont bien reconnaissables en particulier dans les gabbros
Ces ellipsoïdes sont bien reconnaissables en particulier dans les gabbros avec X parallèle à B, de direction 120-130°, Y parallèle à A et Z perpendiculaire à (A, B). Dans les gneiss pélitiques on observe également des ellipsoïdes à quartz-sillimanite ayant des rapports d'axes comparables et des relations identiques avec les plis de la phase 2. Dans les anatexites à cordiérite. — La complexité microtectonique de cette série est due principalement à une anatexie diffuse qui efface les marqueurs de la déformation. On peut, néanmoins, reconnaître une succession de déformations identique à celle établie dans la ceinture leptyno-amphibolique. L'anatexie se développe
à celle établie dans la ceinture leptyno-amphibolique. L'anatexie se développe au cours de la phase 2 et persiste après celle-ci pour s'achever entre cette phase et la phase 3. Les plis de phase 2 s'accompagnent de cisaillements chauds, injectés de filonnets de granité. La blastèse de la cordiérite est contemporaine de l'anatexie; elle se présente en taches non déformées. Nous n'avons pas retrouvé de cordiérite « ancienne » déformée signalée par F. Carme. La phase 3, postérieure à l'anatexie, se fait encore dans des conditions de température élevée (arcs polygonaux de biotite). C'est elle qui déforme tous les minéraux antérieurs
de biotite). C'est elle qui déforme tous les minéraux antérieurs et, en particulier, les taches de cordiérite. CONCLUSION. — Dans les régions du Haut-Ailier et de la Truyère, les observations microtectoniques permettent de montrer que les séries chevauchantes ont subi une rétromorphose généralisée comme le supposait F. H. Forestier et coll. La amphibolitisation est contemporaine de la phase 2, elle-même postérieure à une première foliation. Les relations entre les assemblages granulitiques de haute pression et les déformations successives ne sont pas clairement établies. On peut seulement dire que ces paragenèses sont antérieures à la phase 2. Elles peuvent être contemporaines
sont antérieures à la phase 2. Elles peuvent être contemporaines de la première phase ou encore plus anciennes. Microstructures observées Facies Groupe Série métamorphique leptyno-Anatexites pélitique Phases et degré amphibolique type « Aubusson » inférieure Âge ? ....... Granulite Foliation interne des Foliation interne des ? Antéhaute-pression boudins granulitiques et gneiss khondalitohercynien ? plis cachetés par une kinzigitiques et plis recristallisation ? cachetés par une recristallisation 1 Granulite de basse Foliation générale et ? Foliation générale Hercynien pression échelonnant premier boudinage et boudinage précoce la rétromorphose 2 Faciès amphibolite Plis isoclinaux et Plis d'entraînement Plis isoclinaux et Hercynien type «
isoclinaux et Plis d'entraînement Plis isoclinaux et Hercynien type « barrowien » d'entraînement postfoliaux postfoliaux d'entraînement avec et linéation 120°. Taches synanatectiques et rare foliation secondaire subellipsoïdale dans les linéation de sillimanite parallèle à S 1. Linéation gabbros et de sillimanite minérale d'intersection et dans les gneiss d'étirement N 100 à 120° Taches de cordiérite 3 Schiste vert Plis ouverts à plan axial Plis en chevron à Plis en chevron à Hercynien subvertical NS à EW ou en déversement SW déversement général vers le sud moyen vers le sud Phases tardives souples puis cassantes L'âge des déformations lui-même ne peut
tardives souples puis cassantes L'âge des déformations lui-même ne peut être établi que de façon indirecte; la phase 2, si l'on compare avec les déformations qui affectent les zones plus externes (Montagne Noire), est très certainement hercynienne. Cet âge paraît confirmé par la datation des amphiboles de la ceinture leptyno-amphibolique du Haut-Allier par la méthode K/Ar. La foliation 1 pourrait être également hercynienne; cette phase paraît se retrouver en effet dans la série pélitique sous-jacente qui semble avoir subi comme premier métamorphisme, un événement prograde de type barrowien à intermédiaire. Seule une étude radiochronologique permettrait de préciser ce schéma en
Seule une étude radiochronologique permettrait de préciser ce schéma en apportant l'âge des différents métamorphismes et donc celui des phases tectoniques principales. Séance du 20 décembre 1976. A. DEMAY, Mém. Serv. Expl. Carte Géol. détaillée Fr., Paris, 1942, 260 p. A. DEMAY, Comptes rendus, 222, 1946, p. 1119. F. CARME. Comptes rendus, 278, série D, 1974, p. 2501. F. CARME, Comptes rendus, 278, série D, 1974, p. 2613. F. H. FORESTIER, B. LASNIER, A. LEYRELOUP et J. MARCHAND, Bull. Soc. géol. Fr., 7, 1973, p. 562-578. F. CARME, Comptes rendus, 281, série D, 1975, p. 351. F. H. FORESTIER. Bull.
281, série D, 1975, p. 351. F. H. FORESTIER. Bull. Sen. carte Géol. Fr., 271-59, 1961-1963, 294 p. M. J. RAVIER. Symp. J. Jung, Plein Air Serv., éd., Clermont-Ferrand. 1971, p. 109-132. J. MARCHAND, Thèse 3e Cycle, Nantes, 1974, 207 p. A. LEYRELOUP, B. LASNIER, J. MARCHAND, Pétrologie, 1, 1975, p. 43-55. F. ARTHAUD, Publ. USTELA, Montpellier, 1970, 175 p. J. M. CANTAGREL, Thèse, Clermont-Ferrand, Ann. Sc. Univ. Clermont, 50, 1973, 282 p. Laboratoire de Géologie structurale, Université des Sciences et Techniques du Languedoc, E.R.A. 132, place Eugène-Bataillon, -34060 Montpellier. PÉTROGRAPHIE. — Le diapirisme du manteau supérieur générateur du volcanisme
PÉTROGRAPHIE. — Le diapirisme du manteau supérieur générateur du volcanisme du Massif Central français. Note de Emmanuel Berger, présentée par M. Jean Wyart. Outre son caractère « océanique », propre à l'ensemble de la zone volcanisée du Massif Central français, le paléogéotherme de l'Ardèche, en accord avec les données géophysiques, suggère un diapirisme du manteau supérieur. Un tel mécanisme pourrait rendre compte (1) de la tectonique crustale Oligocène, (2) de la genèse des basaltes par fusion partielle de type adiabatique du manteau ascendant, (3) peut-être de la répartition du volcanisme. The study of lherzolite nodules in the French Massif Central
The study of lherzolite nodules in the French Massif Central confirms "oceanic" pyroxene geotherms. In Ardeche, the characteristics of the geotherm are in good agreement with geophysical data to suggest a diapirism behaviour for the upper mantle. Such a view would help us to understand the Oligocene rifting phase, the distribution of volcanism, and the partial melting of deep upper mantle levels during adiabatic uprising. INTRODUCTION. — Les basaltes alcalins du Massif Central français renferment souvent d'abondantes enclaves de péridotites (1) à (4) appartenant, à de rares exceptions près (3), (e) à (C), au faciès de lherzolites à spinelles. Nous
(e) à (C), au faciès de lherzolites à spinelles. Nous avons étudié plus particulièrement les enclaves des basaltes récents des provinces volcaniques des Causses, de l'Ardèche et du Velay et systématiquement analysé les olivines, orthopyroxènes, clinopyroxènes et spinelles. Les conditions d'équilibre de ces enclaves (P., t.) ont été déterminées à partir des compositions des pyroxènes en tenant compte de données thermochimiques récentes (8), (9). PROBLÈMES POSÉS, RÉSULTATS OBTENUS, INTERPRÉTATION. — Dans une précédente publication (6), nous avons formulé plusieurs remarques que nous rappelons ci-dessous. (1) Les données expérimentales, relatives à des systèmes chimiques simples, sur lesquelles s'appuie la détermination des
des systèmes chimiques simples, sur lesquelles s'appuie la détermination des conditions d'équilibre ne tiennent généralement pas compte de l'ensemble des éléments entrant dans la composition des roches. À titre d'exemple, le rôle du chrome (10) est généralement négligé. (2) Des distorsions, pouvant atteindre plusieurs dizaines de degrés et quelques kilobars existent entre les diverses approches expérimentales (11), (12) et thermochimiques (CS), (10), (13). (3) La distinction, à partir des éléments majeurs, entre cumulats associés aux laves basiques et roches du manteau, résidus de fusion partielle ou non, n'est pas toujours aisée. (4) Les paléogéothermes obtenus sont souvent difficiles à interpréter
aisée. (4) Les paléogéothermes obtenus sont souvent difficiles à interpréter car nous ignorons la nature exacte des facteurs qui induisent la fusion partielle et les perturbations qu'ils entraînent, en particulier dans les domaines de la tectogenèse et du métamorphisme. Aux remarques 1 et 2, les améliorations apportées aux modèles expérimentaux (14), (15) et les progrès des données thermochimiques (C) donnent une première réponse. À la troisième remarque, les températures obtenues relativement basses à pression donnée (1 000°C pour 16,5 kbar par exemple), apportent une réponse claire : les enclaves étudiées ne peuvent être des cumulats associés génétiquement aux basaltes alcalins
ne peuvent être des cumulats associés génétiquement aux basaltes alcalins néogènes et quaternaires. À la quatrième remarque, l'analyse des paléogéothermes obtenus ici (fig. 1 et 2) donne une amorce de réponse. Deux données essentielles peuvent être dégagées : — le paléogéotherme « moyen » du Massif Central français (fig. 1), construit à partir de nos données et de données préexistantes (9) est de type « océanique »; — le paléogéotherme de l'Ardèche (fig. 2), outre son caractère « océanique », présente une inflexion entre 1 125 et 1 180°C et 26 à 28 kbar soit 90 à 95 km de
26 à 28 kbar soit 90 à 95 km de profondeur et semble se redresser au-delà. Deux mécanismes peuvent rendre compte de la forme de ce paléogéotherme : — un flux thermique élevé ne réchauffant fortement que les niveaux situés au-delà de 90 km de profondeur; — le « diapirisme » d'un niveau profond du manteau supérieur, peut-être associé à une vaste cellule convective. Fig. 1. — Comparaison de géothermes « continentaux » et « océaniques ». Sol. Lh. (K.), limite du solidus des lherzolites à sec suivant Kushiro (1968); les flèches indiquent deux trajets de rééquilibrage, théoriquement possibles, pour
les flèches indiquent deux trajets de rééquilibrage, théoriquement possibles, pour les lherzolites à grenats et spinelles (6), (7) 1. par élévation de température avec ou sans baisse de pression; 2, par baisse de pression avec ou sans baisse de température. Géothermes théoriques (C-R), Clark et Ringwood (1964); (G) Griggs (1972). géothermes calculés à partir des conditions d'équilibre des pyroxènes de lherzolites (M-C). Mercier et Carter (8); (E. B.), E. Berger, présente Note; 0, océanique; C. continental; H. T., haute température; B. T., basse température; S. M. C., Sud du Massif Central français. Le second mécanisme nous semble pouvoir être retenu
Central français. Le second mécanisme nous semble pouvoir être retenu car il est en accord avec les données géophysiques (6) et peut rendre compte du contact entre un matériel chaud, rééquilibré dans des conditions de type adiabatique, et d'un matériel préexistant situé, dans le cas particulier qui nous occupe, à environ 90 km de profondeur. De plus, il pourrait expliquer la fusion partielle, par baisse de pression, de niveaux profonds du manteau supérieur. Fig. 2. — Paléogéotherme déterminé à partir des conditions d'équilibre (P., t.) des pyroxènes de lherzolites (Ardèche, volcans de la Vestide-du-Pal et du Chambon (6), (7), (8).
volcans de la Vestide-du-Pal et du Chambon (6), (7), (8). Sol. Lh. (K.), idem. fig. 1; Gr., grenat; Sp., spinelle; Dom., domaine Textures, terminologie tenant compte de travaux récents (8), (el) Por., porphyroclastique; Gra. Gro., grain grossier; Eq. Tab., équigranulaire tabulaire. CONCLUSION. — Un mouvement « diapirique » du manteau supérieur peut rendre compte des faits observés ici et, peut-être, des données géologiques néogènes et quaternaires à l'échelle du Massif Central français. En effet, une telle proposition : — est en accord avec les données géophysiques qui mettent en évidence l'existence d'un bombement de l'asthénosphère sous le Massif Central (16);
l'existence d'un bombement de l'asthénosphère sous le Massif Central (16); — rend compte de la tectonique crustale oligocène (naissance de horst et graben associée à une phase de distension); — propose un mécanisme simple associant la genèse des basaltes néogènes et quaternaires du Massif Central français à la baisse de pression enregistrée par des niveaux profonds du manteau supérieur lors de leur transfert vers des domaines moins profonds; — semble mieux rendre compte de la répartition du volcanisme du Massif Central français que l'hypothèse du « point chaud » [(") à (l°)]. (*) Séance du 20 décembre 1976. (') J.-C.
à (l°)]. (*) Séance du 20 décembre 1976. (') J.-C. VILMINOT, Thèse, Paris, 1962, 105 p. e) R. BROUSSE, Géol. Runds., 57, 1967, p. 621-655. (') J.-C. MERCIER, Thèse. Nantes, 1972, 229 p. (4) E. BERGER. Thèse, Orsay. 1973, 402 p. C) E. BERGER, Comptes rendus. 282, série D, 1976, p. 1477. (6) E. BERGER, Comptes rendus. 284, série D, 1977, p. 709. (7) D. ALBERT, R. ALBERT et R. BROUSSE, Comptes rendus, 265, série D, 1967, p. 657. (') J.-C. MERCIER et N. L. CARTER, J. Geoph. Res., 80, n° 3, 1975, p. 3349-3362. (9) J.-C. MERCIER, Amer. Miner.,
n° 3, 1975, p. 3349-3362. (9) J.-C. MERCIER, Amer. Miner., 61, n° 7-8, 1976, p. 603-615. (10) I. D. MACGREGOR, Phys. Earth Planet. Inter., 3, 1970, p. 372-377. (11) J. AKELLA, Carn. Inst. Wash. Year book, 73, 1974, p. 273-278. e2) J. AKELLA et F. R. BOYD, Carn. Inst. Wash. Year book, 73, 1974, p. 269-273. (") B. J. WOOD et S. BANNO, Contr. Miner. Petrol., 42, 1973, p. 109-124. (14) D. C. PRESNALL, Amer. Miner., 61, n° 7-8, 1976, p. 582-588. (") B. O. MYSEN, Amer. Miner., 61, n° 7-8, 1976, p. 677-683. e6) G. PERRIER et J. C.
7-8, 1976, p. 677-683. e6) G. PERRIER et J. C. RUEGG, An. Geoph., 29, n° 4, 1973, p. 435-502. C7) K. BURKE, W. S. F. KIDD, J. T. WILSON, Nature, 241, 1973, p. 128-129. (11) C. FROIDEVAUX, R. BROUSSE, H. BELLON, Nature, 348, 1974, p. 749-751. (") R. BROUSSE, Rev. Haute-Auvergne, 44, 1974, p. 221-242. (20) W. CHESWORTH, J. Geol., 83, 1975, p. 579-688. (21) J.-C. MERCIER et A. NICOLAS, J. Pétrol., 16, n° 2, 1975, p. 454-487. (11) E. BERGER, Comptes rendus, 281, série D, 1975, p. 507. E.N.S.M.P., 60, boulevard Saint-Michel, 75272 Paris Cedex 06. GÉOLOGIE STRUCTURALE ET
60, boulevard Saint-Michel, 75272 Paris Cedex 06. GÉOLOGIE STRUCTURALE ET PALÉOGÉOGRAPHIE. — Sutures péri-indiennes successives et structures d'Afghanistan. Note (*) de Jean Boulin et Emmanuel Bouyx, présentée par M. Jean Wyart. La plaque indienne est ceinturée au Nord par des sutures successives dont la signification paléogéographique demeure problématique mais dont l'histoire explique notamment les particularités structurales essentielles de l'Afghanistan. The indian plate is bounded to the North by successive sutures of which paleogeographic meaning remains problematical but their history explains among others facts essential structural particularities of Afghanistan. L'Afghanistan est pour l'essentiel situé au nord de la suture de l'Indus
pour l'essentiel situé au nord de la suture de l'Indus et de ses équivalents occidentaux (fig.). Celle-ci, en effet, s'infléchit au Cachemire en direction du Sud-Ouest et il semble bien qu'ensuite, par-delà les confins pakistano-afghans, les fonds du Golfe d'Oman puis la suture du Zagros en soient les relais successifs (1). La suture ainsi définie est considérée (1) comme procédant de l'ouverture et de l'expansion d'une aire océanique à partir du Trias, puis de la fermeture de celle-ci, lors d'une collision dont les diverses conséquences se sont développées tout au long du Cénozoïque. La distension triassique responsable de cet océan
long du Cénozoïque. La distension triassique responsable de cet océan mésozoïque est également responsable, en Afghanistan, du fossé d'effondrement marin et volcano-sédimentaire de la bordure nord de l'Indou Kouch (2) et, en Iran, des fissures de l'Est et du Centre iranien (1). Au-devant de la suture Indus-Zagros, par conséquent, existe un autre système de fissures triassiques cicatrisées dont l'ensemble enveloppe aussi les plaques arabe et indienne. En Afghanistan encore, mais au bord sud de l'Indou Kouch cette fois, existe une cicatrice également remarquable qui signe peut-être l'éventuelle subduction responsable de l'orogenèse éocératique de l'Indou Kouch [(4). (5)]. Cette cicatrice éocératique
l'orogenèse éocératique de l'Indou Kouch [(4). (5)]. Cette cicatrice éocératique nous semble se prolonger vers l'Est jusque dans le bord sud du Karakorum (6) et même peut-être jusque dans le Kun Lun [(1), (8)]. De même, en direction de l'Ouest, la suture qui sépare le plateau iranien du Touran et de l'avant-pays du Caucase e) s'apparente aussi à cette cicatrice [e), (5)]. Il en est encore de même de la cicatrice hercynienne du Tien Shan (9) en sorte que la suture nord-iranienne se prolonge probablement aussi dans le Tien Shan, par-delà les plaines de l'Amou Daria. Dès lors, les plaques
par-delà les plaines de l'Amou Daria. Dès lors, les plaques indienne et arabe nous apparaissent clairement enveloppées au Nord, non plus par la seule suture Indus-Zagros mais par une succession de sutures distinctes dans l'espace et le temps, l'avènement de chacune d'elles s'exprimant notamment par l'individualisation momentanée de blocs intermédiaires entre l'Eurasie et l'ensemble indo-arabe. Moins claires semblent bien être, par contre, l'importance et la nature des ouvertures ainsi réalisées et les affinités paléogéographiques des espaces qui en ont résulté. Ainsi, l'aire marine que représente la suture Indus-Zagros est encore le plus souvent considérée comme ayant séparé le Gondwana de
le plus souvent considérée comme ayant séparé le Gondwana de l'Eurasie et comme ayant appartenu à la « Téthys » (1) bien que, historiquement du moins, le concept gondwanien repose d'abord sur l'existence de sédiments continentaux à Glossopteris et sur celle d'indices glaciaires de même âge, c'est-à-dire sur des caractères d'âge paléozoïque récent, en même temps que nombre d'auteurs admettent plus ou moins implicitement un éloignement originel important entre l'Eurasie et le bloc ainsi défini. De plus, au Sakmarien notamment, l'Afghanistan central appartenait au pourtour du Gondwana (10). Enfin, il est acquis que l'Afghanistan, l'Iran et l'Irak ont été, du
est acquis que l'Afghanistan, l'Iran et l'Irak ont été, du Cambrien au Permien, solidaires de l'Arabie et de l'Afrique, c'est-à-dire gondwaniens, et seulement soumis à des mouvements épirogéniques [(3), (")]. La Téthys mésozoïque représentée par la suture Indus-Zagros ne fut donc pas périgondwanienne mais intragondwanienne e) et c'est notamment au nord de l'Iran et de l'Afghanistan qu'il convient de rechercher les vraies frontières du Gondwana. Peut-être se trouvent-elles prises dans la suture qui court du nord de l'Iran au Tien Shan et qui apparaîtrait de ce fait comme la cicatrice de la Téthys du Paléozoïque ancien. Mais les affinités gondwaniennes
de la Téthys du Paléozoïque ancien. Mais les affinités gondwaniennes prêtées au Tibet et au bord nord du Tarim datent du Paléozoïque récent, c'est-à-dire d'une époque où cette Téthys était déjà refermée avec l'orogenèse hercynienne et où le Gondwana se trouvait déjà solidaire de l'Eurasie, ce qui met d'une certaine manière en question le concept gondwanien lui-même, au moins au Paléozoïque récent. Cette remise en question est encore accentuée lorsque l'on tente d'estimer l'ampleur des espaces marins qui ont un temps séparé le Gondwana de l'Eurasie ou qui l'ont tronçonné. Ainsi, la plupart des schémas qui intègrent les éléments gondwaniens
Ainsi, la plupart des schémas qui intègrent les éléments gondwaniens et l'Eurasie avant leur collision créditent la Thétys d'une ampleur de quelques centaines de kilomètres pour ses secteurs nord-arabes, de quelques milliers au moins pour ses secteurs nord-indiens et cela aussi bien au Mésozoïque qu'au Paléozoïque. Or une telle ampleur s'accorde évidemment mal avec le caractère intragondwanien de la Téthys mésozoïque et peut-être même aussi avec ceux de la Téthys du Paléozoïque ancien, tandis que ces caractères se comprendraient mieux en admettant, ainsi que nous l'avons d'ailleurs fait en ce qui concerne la suture sud de l'Hindou Kouch, une ouverture