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(3) A. BRILLANCEAU, Trav. Inst. de Géol. et Anthr. préh. Fac. Sci. Poitiers, 1964, 24 p. (4) B. LASNIER, Thèse 3e cycle, Fac. Sci. Nantes, 1970. (5) J. JUNG et R. BROUSSE, Masson, Paris, 1 vol., 1959. (6) J. LUCAS, Th. CAMEZ et G. MILLOT, Bull. Serv., Carte Géol. Als.-Loire, 12, n° 2, 1959, p. 21-31. (7) F. A. MUMPTON, Amer. Min., 45, 1960, p. 251-369. (8) D. S. COOMBS, A. DELLIS, W. S. FYFE et A. M. TAYLOR, Geochim. and Cosmochim. Acta, 17, 1959, p. 53. (9) J. WYART, Bull. Soc. Fr. Min., 56, 1933, p. 81-187. (10) B.
Bull. Soc. Fr. Min., 56, 1933, p. 81-187. (10) B. MASON et L. B. SAND. Amer. Min., 45. 1960, p. 341-350. (11) R. L. HAY, Geol. Soc. Amer. Spec. Paper, 85, 1966, 130 p. (12) R. A. SHEPPARD et A. J. GUDE, Geol. Surv. Prof. Paper, 597, 1968, 38 p. (13) R. L. HAY et R. J. MOIOLA, Sedimentology, 2, 1963, p. 312-332. (14) H. PAQUET, Thèse, Fac. Sci. Strasbourg, 1969, 221 p. (15) L. V. PIRSSON, Amer. J. Sc., 40, 1890, p. 232-237. (16) E. PIEKARSKA et A. GAWEL, Ann. Soc. Geol. Pologne, 22, 1952, p. 367-373. (17) M.
Ann. Soc. Geol. Pologne, 22, 1952, p. 367-373. (17) M. A. BALDAR et L. D. WHITTIG, Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 32, 1968, p. 235-238. (18) R. FRANKART et A. J. HERBILLON, Bull. Gr. Fr. Argiles, 22, 1, 1970. (19) G. MAGLIONE et Y. TARDY, Comptes rendus, 272, série D, 1968, p. 772. (20) D. SMALE, Transac. Geol. Soc. South Africa, 71, n° 2, 1968, p. 147-152. (21) A. LACROIX et M. BARET, Bull. Soc. Fr. Min., 12, 1889, p. 533. E.R.A., n° 220 du C.N.R.S., Pédologie des Pays Atlantiques ; Laboratoire de Pédologie, Faculté des Sciences de Poitiers, 40,
; Laboratoire de Pédologie, Faculté des Sciences de Poitiers, 40, avenue du Recteur-Pineau, 86022 Poitiers. GÉOLOGIE. — Mise en évidence d'un dôme thermique dans la terminaison occidentale de la vallée de l'Alcudia (région ouest d'Almaden, Sierra Morena, Espagne). Note de Max Vidal et Yannick Lozac'h, présentée par M. Jean Orcel. Les variations du métamorphisme et de la schistosité dans les terrains sédimentaires alcudiens et paléozoïques de cette région permettent de déceler un dôme thermique hercynien lié à un accident structural. Les résultats obtenus par la mesure de l'indice de cristallinité de l'illite sont vérifiés par l'examen de la schistosité. An
de l'illite sont vérifiés par l'examen de la schistosité. An hercynian thermal high, related to a structural accident, may he inferred from changes in metamorphism and clivage in almulian and paleozoic sediments. The study of clivage confirms the results from cristallinity index measurements in illite. I. CONTEXE GÉOLOGIQUE. — L'extrémité occidentale de la vallée de l'Alcudia peut être décomposée en 3 ensembles structuraux (cf. fig. 1) : la terminaison occidentale du synclinorium d'Almaden-Garlitos, avec sur son flanc sud le synclinal pincé de Garlitos; la boutonnière antiforme de l'Alcudien supérieur [Précambrien le plus récent d'après G. Tamain (4)] de la vallée
le plus récent d'après G. Tamain (4)] de la vallée de l'Alcudia; et la terminaison occidentale du synclinorium paléozoïque de Guadalmez. L'Alcudien, formation homogène où alternent les schistes et les grauwackes, a subi une phase de plis, de direction N 150°, d'âge cadomien [selon A. Outracht et G. Tamain (5)] peut-être associée à un anchimétamorphisme et une schistosité de fracture. Les terrains du flanc nord de l'antiforme sont caractérisés par une sédimentation plus fine que celle des terrains du flanc sud. Le Paléozoïque comprend de l'Ordovicien, du Silurien et du Dévonien inférieur. Il est détritique, souvent volcanique (dans le synclinal
Dévonien inférieur. Il est détritique, souvent volcanique (dans le synclinal de Garlitos), et rarement carbonaté. La série du synclinal de Garlitos est très réduite par rapport à celles des autres synclinaux. Un seuil antéordovicien, peut-être dû à une flexure profonde, et parallèle à la vallée de l'Alcudia, serait à l'origine de cette réduction (4). L'orogenèse hercynienne s'est traduite par au moins deux générations de plis et plusieurs séries d'accidents cassants. La première phase plicative, de style concentrique à semblable, est responsable de l'édification des grandes structures orientées N 100° à N 130°. Le synclinal de Garlitos constitue une pincée entre
N 130°. Le synclinal de Garlitos constitue une pincée entre l'accident de Garlitos orienté N 120° (cf. fig. 1) et l'hypothétique accident du Zujar qui délimiterait les deux ensembles alcudiens cités plus haut (4). La seconde phase (N 30° à N 50°) ne modifie que très peu l'agencement général. II. ÉTUDE DE LA SCHISTOSITÉ. — La première phase plicative est accompagnée d'une schistosité de fracture. Dans le synclinal de Garlitos et dans le domaine nord de l'antiforme de l'Alcudia, apparaît une schistosité de flux (6) (qui exprime un réarrangement de la matière, par rotation grain à grain et recristallisation) [0.
la matière, par rotation grain à grain et recristallisation) [0. (4)]. Ce réarrangement s'effectue progressivement suivant une zone de schistosité de flux « naissante » (alternance de bandes de minéraux réorientés et de bandes de minéraux non réorientés). La cartographie des variations de cette schistosité met en évidence un « couloir » de terrains affectés de schistosité de flux en relations spatiales étroites avec le synclinal pincé de Garlitos (cf. fig. 1). III. ÉTUDE DU MÉTAMORPHISME PAR LA MESURE DE L'INDICE DE CRISTALLINITÉ DE L'ILLITE. — Le métamorphisme associé à cette schistosité a atteint au maximum le début de l'épizone
cette schistosité a atteint au maximum le début de l'épizone (paragenèse à quartz, micas blancs, chlorite et parfois kaolinite et épidote). Nous avons appliqué la méthode d'étude des variations de l'indice de cristallinité de l'illite (8) établie par G. Dunoyer de Segonzac [(9), (10), (11)] à des échantillons de schistes de compositions minéralogiques identiques ou voisines. Les résultats sont reportés (fig. 2) sur un diagramme d'Esquevin (12). La carte d'isocristallinité, obtenue par interpolation des mesures ponctuelles, est superposée à la carte de schistosité (fig. 1). On remarque alors une nette correspondance entre la bande d'épizone et le couloir de schistosité.
correspondance entre la bande d'épizone et le couloir de schistosité. Le léger 1, schistosité de flux; 2, schistosité de flux naissante; 3, épizone; 4, anchizone; 5, diagenèse; 6, métamorphisme de contact; 7, limite diagenèse-anchizone; 8, limite d'apparition de la schistosité de flux naissante; 9, limite d'apparition de la schistosité de flux; 10, contours géologiques; 11, failles principales; « gd », granodiorite de Garlitos; « S », synclinal; « A », antiforme. Décalage s'interprète peut-être par une différence de comportement entre les terrains et un léger métamorphisme antérieur (cadomien ?) dans l'Alcudien. Une anomalie apparaît donc qui ne s'explique pas par
l'Alcudien. Une anomalie apparaît donc qui ne s'explique pas par un métamorphisme régional progressif. Nous estimons la charge lithostatique au maximum à 2 500 m à Garlitos et le gradient géothermique calculé au niveau de la bordure sud serait d'environ 120° par kilomètre (8 m par degré). Seul un flux thermique hercynien en forme de dôme, large de 3 ou 4 km et long d'au moins 10 km, a pu permettre le développement de ces recristallisations syntectoniques. Enfin une granodiorite, localement riche en hypersthène et sans doute âgée de quelque 300 millions d'années, est venue s'introduire postérieurement dans le dôme.
300 millions d'années, est venue s'introduire postérieurement dans le dôme. Nous retrouvons là des observations faites par P. Fourmarier et coll. et C. Le Corre dans le massif Armoricain, et par A. Michard puis A. Piqué et C. Hoeffner et coll. dans les Rehamnas (Maroc). L'accident de Garlitos, la pincée et l'accident du Zujar représentent en fait le tracé d'un accident beaucoup plus important et non visible en surface et pourraient correspondre à une flexure profonde. Cette structure est, en tout cas, ancienne (au moins anté-ordovicienne) et a probablement fonctionné à la fois de façon normale et en décrochement en
à la fois de façon normale et en décrochement en début d'orogenèse, et de manière inverse au cours du serrage de fin de première phase. À l'encontre de ce qui s'est produit dans les Rehamnas, cet accident ne serait-il pas la cause, et non l'effet, de la montée du flux et n'aurait-il pas favorisé une granitisation (hypothétique) linéaire syntectonique, et par la suite, l'intrusion de la granodiorite de Garlitos ? Séance du 24 janvier 1977. Y. Lozach et M. Vidal. Thèse de 3e Cycle, Orsay, 1976, 160 p. F. Saupé. Sc. de la Terre, Nancy, Mém. n° 29, 1973, 342
Sc. de la Terre, Nancy, Mém. n° 29, 1973, 342 p. G. Tamain, Thèse de Doctorat ès Sciences, Orsay, 1972, 3 vol. A. Outricht et G. Tamain, 95e Congr. Soc. Sav., Reims, 1970, 1, p. 305-327. G. Tamain et A. Outricht, 96e Congr. Soc. Sav., Toulouse, 1971, 11, p. 269-313. P. Collobert et F. Ellenberger, Comptes rendus, 265, série D, 1967, p. 2970. A. Autran, M. Fontellies, J. Goguel et G. Guitard, Centenaire Soc. Géol. Belg., Liège, 1974, p. 89-121. B. Kübler, in Colloque sur les Étages tectoniques, Neuchâtel, Suisse, 1966, p. 1093-1112. G. Dunoyer de Segonzac, J. Ferrero et
1966, p. 1093-1112. G. Dunoyer de Segonzac, J. Ferrero et B. Kübler, Sedimentology, 10, 1968, p. 137-143. G. Dunoyer de Segonzac, Mém. Sen. Carte Als. Lor., Strasbourg, 1969, n° 29, 320 p. J. P. Sagon et G. Dunoyer de Segonzac, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 1023. J. Esquevin, Bull. Centre Rech. Pau, S.N.P.A., 3, 1969, p. 147-154. P. Fourmarier et A. Pelhate, Comptes rendus, 267, série D, 1968, p. 931. C. Le Corre, Bull. Soc. Géol. Fr., 7, XVII, n° 4, 1975, p. 547-553. A. Michard, C. R. Somm. S.G.F., 1969, p. 89-91. A. Piqué, Bull. Soc. Géol.
Somm. S.G.F., 1969, p. 89-91. A. Piqué, Bull. Soc. Géol. Fr., 7, XVII, n° 3, 1975, p. 416-420. C. Hoeffner, D. Jeannette, P. Jenny, A. Michard et A. Piqué, Bull. Soc. Géol. Fr., 7, XVII, n° 3, 1975, p. 421-429. Laboratoire de Géologie structurale et appliquée, Université Paris-Sud. Bât. 504, 91405 Orsay Cedex. GÉOMICROBIOLOGIE. — Minéralisation des dépôts carbonatés expérimentaux d'origine microbienne. Comparaison des roches calcaires obtenues par biogenèse à celles actuelles et fossiles observées dans la nature. Note de Jean-Pierre Adolphe et Catherine Maréchal, présentée par M. Jean Wyart. In vitro, les voiles bactériens édifient des cristallisations et des
In vitro, les voiles bactériens édifient des cristallisations et des roches calcaires comparables aux roches sédimentaires actuelles et fossiles. In vitro, bacterial veils construct crystallisations and calcareous rocks comparable to actual sedimentary rocks and fossils. Les études géomicrobiologiques entreprises depuis près de 4 ans sur un vaste échantillonnage de roches carbonatées ont permis d'isoler des germes calcicoles communs. Début 1976 le docteur M. Piechaud de l'Institut Pasteur identifie une nouvelle fois Bacillus cereus et Bacillus brevis, dont la culture in vitro provoque en milieux électifs des précipitations de carbonate de calcium. D'autres microorganismes s'associent parfois à cette flore, notamment des
calcium. D'autres microorganismes s'associent parfois à cette flore, notamment des Pseudomonas découverts par Drew en 1912 [1], [2] des Algues et des Champignons incrustants [3]. MINÉRALISATION. — En milieu liquide. — Le voile microbien apparu 24 h aprèsensemencement s'encroûte en plusieurs jours voire en plusieurs semaines. Au microscope, au sein d'une matière organique tout d'abord opalescente on voit scintiller une myriade de bactéries qui entre nicols croisés polarisent dans les teintes de la calcite (photo 1). Ainsi, chaque microbe est imprégné de carbonate de calcium provenant de la recombinaison des ions puisés dans le milieu. Sa paroi se présente comme
ions puisés dans le milieu. Sa paroi se présente comme un assemblage de petits cristaux polyédriques de 0,1 à 0,2 μm qui orientent, radialement, la cristallisation tout autour du microbe. Dans l'ensemble, cette cristallisation fait songer à des sarcophages contenant les microbes, sarcophages reliés entre eux par une calcite granuleuse (photos 2 et 3). L'importance et la rapidité de l'encroûtement des voiles bactériens sont fonction de la concentration minérale du milieu nutritif. Lorsque le milieu nutritif est renouvelé périodiquement, et très aéré, avec une source photosynthétique comme des protonemas de mousse vivants, les microbes édifient autour de ceux-ci des assemblages
mousse vivants, les microbes édifient autour de ceux-ci des assemblages complexes de cristaux rhomboédriques mesurant chacun quelques centièmes de millimètre. Les cultures vieillisant, on voit cristalliser de grands rhomboèdres centimétriques de calcite ou, selon la composition du milieu, des constructions de sulfate de calcium rappelant les roses des sables (photo 4). L'introduction dans le milieu de quantité croissante de Mg et Na provoque des formes cristallines aberrantes : des rhomboèdres de calcite à inclusion centrale magnésienne ou encore des dendrites. Cette diversité des productions carbonatées s'exprime aussi par les aiguilles, les perles et les fleurs de calcite (photos 5, 6,
les perles et les fleurs de calcite (photos 5, 6, 7 et 8). Leur apparition semble être en grande partie sous la dépendance de la composition chimique du milieu nutritif. En milieu solide. — Les cristallisations rhomboédriques s'édifient à l'intérieur même de la colonie bactérienne et achèvent leur croissance en surface, totalement dégagées du substrat (photos 9 et 10). Aux côtés des rhomboèdres typiques s'agencent des pyramides tétragonales et des primaires bipyramidés à l'intérieur desquels on discerne les limites de rhomboèdres microscopiques (photos 11 et 12). Dès les premiers stades du développement on observe des directions privilégiées à croissance maximale
du développement on observe des directions privilégiées à croissance maximale en relation directe avec le milieu solide considéré. Leur croissance est continue jusqu'à devenir visible à l'œil nu, les cristaux atteignant plusieurs millimètres. L'examen de ces cristaux révèle que les bactéries sont juxtaposées en un assemblage complexe, donnant à la surface du cristal un aspect denté caractéristique (photos 11 et 13), tout en étant de moins en moins encroûtées en partant du centre du cristal vers sa périphérie (photo 23). Les teintes de polarisation se répartissent progressivement en bandes parallèles disposées selon l'axe d'allongement maximum du cristal, comme s'il s'agissait
disposées selon l'axe d'allongement maximum du cristal, comme s'il s'agissait de mâcles polysynthétiques (photo 22). Là encore, la présence dans le milieu de sodium, magnésium en sursaturation provoque l'abandon de cette forme cristalline au profit d'autres associations de calcite, rappelant la mâcle en croix de fer de la pyrite ou les dendrites en sapin, considérées comme des groupements irréguliers, dues à une croissance arborescente sous la dépendance des impuretés du milieu (photos 14, 15 et 16). 2. COMPARAISON. — Le travail biocristallogénétique des microbes, extraits de roches encore actives, repiqués sur milieu électif produit des aspects pétrographiques, connus dans les
sur milieu électif produit des aspects pétrographiques, connus dans les sédiments carbonatés de tous âges. Les amas bactériens des pellets et des concrétions pédologiques. — En réalimenter, au fur et à mesure de son épuisement le milieu nutritif des éprouvettes, les voiles bactériens, cristallisés successivement, se fragmentent puis se sédimentent. Le calcaire à grains fins, plus ou moins finement lité qui en résulte montre, après dissolution à l'acide dilué, que les microbes se sont concentrés dans le voile selon des travées et en amas plus ou moins sphériques (photo 18). Ces concentrations sont identiques aux pellets décrits en pétrographie sédimentaire
Ces concentrations sont identiques aux pellets décrits en pétrographie sédimentaire [4] et [C)] qui peuvent désormais être attribués aux colonies bactériennes, en partie à l'origine du sédiment. Les concrétions actuelles de sol sur craie du Vexin français et les concrétions quaternaires (Calabrien inférieur) affectant les éboulis de pente du Mont Boron à Nice ont en commun des trames organiques bactériennes finement cristallisées trabéculaires agencées en amas subsphériques. Ces concrétions fossiles possèdent, de plus, des cristaux à inclusion magnésienne. Enfin, récemment les microbes isolés de Kerkoubs (concrétions calcaires sahariennes récoltées et étudiées par M. F. Soleilhavoup [3]) ont réédifié en boîte
étudiées par M. F. Soleilhavoup [3]) ont réédifié en boîte de Pétri (photo 19 b), les mêmes concrétions pseudosphériques bourgeonnantes dont certaines, sur le terrain, mesurent près de 300 mm de diamètre (photo 19 a). Les pellicules et perles des cavernes, observées par de nombreux auteurs, en surface ou dans l'eau calme des rivières souterraines, et décrites avec minutie dès 1910 par le docteur Hans Schardt [2] ne résultent vraisemblablement pas seulement d'un processus physicochimique. Nous avons reproduit en cultures, stériles ou non, des précipitations carbonatées identiques aux naturelles. Les perles de calcite naissent en profondeur et grossissent en gagnant
perles de calcite naissent en profondeur et grossissent en gagnant la surface : un halo de décarbonatation entoure chaque sphère à paroi bactérienne. Les pellicules présentent deux aspects : l'un constitué de sphères calcaires, résultant de l'assemblage de multiples cristaux pyramidaux, hérissés ou non de longues aiguilles, l'autre de filaments rubanés, aux lignes brisées et enchevêtrées, dus à des corps bactériens en bâtonnets ornementés de ponctuations calcaires (photos 20, 21). Les dendrites calciques sont bien représentées dans les sédiments karstiques par les cristallisations « en sapin » (photo 17 : travertin quaternaire du Maroc récolté par M. A. Weisrock). Quant
travertin quaternaire du Maroc récolté par M. A. Weisrock). Quant à la plupart des mondmilchs, dont ceux prélevés dans les grottes de Trassanel par M. J. P. Tuller, ils recèlent la même flore microbienne capable de produire in vitro des cristallisations carbonatées. Les travertins limniques et de nombreux calcaires continentaux présentent des cristaux rhomboédriques semblables à ceux que nous avons obtenus aussi bien en milieu liquide que solide. Leur croissance s'effectue, dans les deux cas, en couches successives, par adjonction de petits cristaux épitaxiques. Les cristaux expérimentaux, en séchant trop rapidement, se fissurent selon les plans d'accolement des individus cristallins
rapidement, se fissurent selon les plans d'accolement des individus cristallins rhomboédriques qui les composent (photo 11 ). Les travertins fossiles à base de mousses et d'algues et bon nombre de calcaires recèlent des corps bactériens entièrement calcifiés. D'ailleurs, à partir d'extraits microbiens de tufs ou travertins actifs [1], nous avons obtenu, sur plusieurs mois, en renouvelant périodiquement le milieu, une roche cohérente, très poreuse, présentant toutes les caractéristiques d'un travertin naturel. De façon générale, avec le temps, les minéralisations se sédimentent et subissent un début de diagenèse constituant de véritables roches biogènes comparables à bien des roches sédimentaires actuelles et
roches biogènes comparables à bien des roches sédimentaires actuelles et fossiles. (*) Séance du 24 janvier 1977. [1] J.-P. ADOLPHE, Colloque « Types de croûtes calcaires et leur répartition régionale », 1975. Strasbourg, Université Louis-Pasteur, U.E.R. de Géographie. J.-P. ADOLPHE et C. BILLY, Comptes rendus, 278. série D. 1974. p. 2873. [2] C. BILLY et M.-A. CHALVIGNAC, Comptes rendus. 283, série D. 1976, p. 207. [3] G. H. DREW, J. Wash. Acad. Sci., 4, 1912, p. 400. 4) HAJ-CHARINE, Thèse 3e cycle. 1973, Université Paris VI (non publiée). e) F. SOLEILHAVOUP et A. CAILLEUX, Colloque, 1975, Strasbourg, Université Louis-Pasteur, U.E.R.
SOLEILHAVOUP et A. CAILLEUX, Colloque, 1975, Strasbourg, Université Louis-Pasteur, U.E.R. de Géographie. (6) H. SCHARDT. Kielletliche Sc. Nat.. 37, 1910. (1) T. VOGT. Colloque. Strasbourg, Université Louis-Pasteur. U.E.R. de Géographie. Laboratoire de Géologie 1. Tour 15, Université Pierre-et-Marie Curie, 75230 Paris Cedex 05. PALÉONTOLOGIE. — Le genre Groenlandaspis Heintz (Pisces, Placodermi, Arthrodira) dans le Dévonien d'Asie. Note de Philippe Janvier et Alexander Ritchie, présentée par M. Jean Piveteau. Décrit d'abord dans le Dévonien supérieur du Groenland, le genre d'Arthrodire arctolépide Groenlandaspis a été découvert il y a une dizaine d'années en Antarctique et en Australie, puis en Angleterre et en
en Antarctique et en Australie, puis en Angleterre et en Irlande. Il est ici mis en évidence pour la première fois en Asie, dans le Dévonien supérieur de Turquie et dans le Dévonien moyen d'Iran. The late Devonian arctolepid arthrodire, Groenlandaspis, first recorded from the Upper Devonian of East Greenland and then discovered in the Devonian of Antarctica, Australia, England and Ireland, is described here, for the first time, from the Devonian of Asia. The new material originates from southern Turkey and from north-eastern Iran : a new species, G. seni, is described from the Turkish deposits. Some remarks are
seni, is described from the Turkish deposits. Some remarks are also made on the palaeobiogeography of Devonian placoderm fishes. Le genre Groenlandaspis, Arthrodire arctolépide du Dévonien supérieur, fut d'abord découvert dans l'est du Groenland au cours des années 1920-1930 [1] [2], puis s'est avéré avoir une répartition géographique extrêmement vaste, s'étendant sur quatre continents (Groenland, Europe, Australie et Antarctique). La famille des Groenlandaspidés, également connue dans le Dévonien moyen, trouve son origine chez des formes du Dévonien inférieur [3] [4]. Jusqu'à présent, aucun représentant des Groenlandaspidés n'avait été signalé en Europe continentale ou en Asie. Ces lacunes sont désormais comblées
Europe continentale ou en Asie. Ces lacunes sont désormais comblées par la découverte d'un spécimen de Groenlandaspis en connexion [5] dans une carotte de sondage en Biélorussie (U.R.S.S.) et de plusieurs plaques attribuées à ce genre dans un nouveau gisement d'âge Dévonien moyen ou inférieur du nord-est de l'Iran, ainsi que dans les grès rouges d'âge Dévonien supérieur du sud de la Turquie [6], [7]. Ces pièces de Turquie, appartenant probablement à un même individu, présentent des caractères diagnostiques qui justifient la création d'une nouvelle espèce. ÉTUDE SYSTÉMATIQUE. — Classe, Placodermi; sous-classe, Arthrodira (= Euarthrodira); ordre, Arctolepida; famille, Groenlandaspidae; genre,
Placodermi; sous-classe, Arthrodira (= Euarthrodira); ordre, Arctolepida; famille, Groenlandaspidae; genre, Groenlandaspis Heintz, (espèce-type, G. mirabilis Heintz, 1932); Groenlandaspis seni n. sp. Diagnose : Espèce atteignant des dimensions relativement grandes et possédant une plaque médio-dorsale très élevée. Sur la carapace thoracique, le sillon de la ligne latérale principale s'infléchit fortement vers le bas dans sa portion postérieure et quitte la plaque postéro-dorso-latérale au niveau de son angle postéro-ventral. L'ornementation est finement tuberculée sur toutes les plaques connues. Holotype : Plaque postéro-dorso-latérale gauche, A.T. 0025, M.T.A. Enstitüsü, Ankara (fig. 1, A). Paratype : Plaque médiane dorsale, A.T. 0026, M.T.A. Enstitüsü, Ankara (fig.
: Plaque médiane dorsale, A.T. 0026, M.T.A. Enstitüsü, Ankara (fig. 1, B). Lieu-type : Grès rouges de l'Armutgôzlek Tepe, au sud-ouest d'Antalya, Turquie. Derivatio nominis : Espèce dédiée à M. Sevket Sen, paléontologue turc. Description : La plaque postéro-dorso-latérale type (fig. 1, A), conservée sous la forme de son moule naturel externe, est haute, étroite, à surface externe concave dorsalement et convexe ventralement. Son bord dorsal forme une pointe aiguë et il est pourvu d'une large surface de recouvrement pour la plaque médio-dorsale. Sa partie postéro-ventrale montre une partie de la surface de recouvrement pour la pointe antérieure de la