jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
the transamazonian "G2" granites ([6], [8]), thus indicating that the Seridó group deposited between 2.15 and 2.00 Ga [11]. Until now the Caicó basement was assumed to be late Archaean in age [18]. The data presented in this paper clearly demonstrate that the Caicó orthogneisses were generated during the Lower Proterozoic. This conclusion is corroborated by similar ages obtained in the Sao Vincente area (fig. 1B) ([8], [17], [19]). Moreover, zircon systematics in plutonic rocks from the region never yielded ages older than 2.2 Ga [8]. On the other hand, the low Sr (0.701-0.703) indicate a juvenile origin without significant
the low Sr (0.701-0.703) indicate a juvenile origin without significant older crustal contamination. All this direct and indirect evidence argues in favour of the lack of any Archaean crustal component in this area. A similar juvenile crust developed at the same time in French Guyana [20] as well as in West Africa ([21], [22]). In these areas, isotopic studies have shown that the Lower Proterozoic continental crust is mainly mantle-derived without significant participation of older crustal segments. It was suggested that the crust genesis occurred in an oceanic environment far away from Archaean domains [21]. On the other hand the
away from Archaean domains [21]. On the other hand the Caicó orthogneisses show chemical compositions clearly different from those of Archaean TTG ([2], [14]). Consequently this Lower Proterozoic crust in both West Africa and South America no longer shows archaic characteristics but is not yet a typical modern crust. INTRODUCTION. — L'Archéen est la période de l'histoire de notre planète qui a vu se former plus des trois quarts de la croûte continentale [1]. Les mécanismes pétrogénétiques mis en jeu à cette époque étaient différents de ceux connus de nos jours, ce changement au cours de l'histoire de la Terre
jours, ce changement au cours de l'histoire de la Terre étant une conséquence directe de son refroidissement progressif [2]. La transition des mécanismes archaïques aux mécanismes modernes s'est opérée au passage entre l'Archéen et le Protérozoïque inférieur (ca. 2,5 Ga). Les résultats présentés ici se réfèrent à cette période charnière, et l'exemple choisi traite de la croûte continentale juvénile de l'État du Rio Grande do Norte au NE du Brésil. Les objectifs de cet article sont : (i) de dater les étapes majeures de la genèse crustale dans cette région, et (ii) d'en contraindre et d'en discuter les sources et
et (ii) d'en contraindre et d'en discuter les sources et les mécanismes pétrogénétiques. CADRE GÉOLOGIQUE. — La Province Borborema a été définie comme un segment crustal complexe affecté par le cycle orogénique brésilien (ca. 0,60 ±0,05 Ga) [3]; elle est limitée au Sud par le craton du Sao Francisco et à l'Ouest par une couverture sédimentaire d'âge phanérozoïque (fig. 1 A). Ces formations ne sont pas limitées à l'Amérique du Sud, mais se prolongent au Hoggar, au Nigeria et au Cameroun ([4], [5]). La région du Seridô fait l'objet de cette étude, elle se subdivise en cinq grands ensembles lithologiques
cette étude, elle se subdivise en cinq grands ensembles lithologiques et chronologiques ([4], [6]): a) Le complexe de Caicô, il constitue la plus ancienne unité reconnue dans la région, c'est lui qui fait l'objet de cet article. b) Le Groupe du Seridô, il est constitué de roches supracrustales antérieures à l'orogénie (formations de Jucurutu et d'Equador), et d'un flysch synorogénique au sommet (formation du Seridô). c) Des granitoïdes d'âge transamazonien (de 2,0 à 1,9 Ga), ([6], [7], [8]), baptisés « granites G2 », ils sont syn- et post-tectoniques. d) Des granites dits « G3 », mis en place au cours
granites dits « G3 », mis en place au cours de la brésilienne de 0,75 à 0,55 Ga ([6], [9]). e) Des couvertures sédimentaires d'âge mesozoïque et cénozoïque. Le COMPLEXE DE CAICÓ. — Cet ensemble granito-gneissique est le plus ancien reconnu dans la région, il constitue le socle sur lequel se sont déposées les formations supracrustales (fig. 2). 1. Granites porphyroïdes d'âge transamazonien; 2. Roches supracrustales du groupe du Seridô (en gris foncé), avec leur conglomérat de base (points blancs); 3. Filons basiques recoupant le rubanement des gneisses de Caicó; 4. Gneiss gris et gneiss œillés du complexe de Caicó;
4. Gneiss gris et gneiss œillés du complexe de Caicó; 5. Roches supracrustales du complexe de Caicó; 6. Foliation transamazonienne. Sketch of tectonic relations in the Seridó region. 1. Transamazonian porphyritic granites; 2. Supracrustals of the Seridó group (dark grey), including basal meta-conglomerate (white points); 3. Mafic dykes cutting early banding in Caicó gneisses; 4. Caicó complex grey and augen gneisses; 5. Caicó Complex supracrustales; 6. Traces of the Transamazonian fabric. du groupe du Seridô (fig. 2). En effet, la base de ce groupe est parfois constituée d'un conglomérat qui contient en galets des gneiss du socle déjà déformé et
contient en galets des gneiss du socle déjà déformé et métamorphisé. De plus, le rubanement ancien du socle est recoupé par des filons de roches basiques, qui ne se retrouvent pas dans le Groupe du Seridô [10], [11]. Le socle de Caicô se compose d'une séquence supracrustale (méta-sédimentaire et métavolcanique), recoupée par deux générations de roches intrusives [12] dont : Des gneiss gris : Ces roches à grain fin et moyen, foliées, de composition tonalitique à granitique et étroitement associées à de faibles volumes d'amphibolites de composition gabbro-dioritique à tonalitique, peuvent contenir des xénolithes de la séquence supracrustale. Dans le
peuvent contenir des xénolithes de la séquence supracrustale. Dans le triangle normatif An-Ab-Or [13], leur composition s'étale du domaine des tonalites à celui des granites (fig. 3 A). Aucun échantillon ne se place dans le domaine des tondhjémites; ce caractère les distingue nettement des suites de Trondhjémites, Tonalites et Granodiorites (TTG) de l'Archéen [14]. Cette conclusion est confirmée par l'examen du triangle K-Na-Ca [15] (fig. 3B) où les gneiss gris suivent une lignée calcoalcaline classique, alors que les TTG affichent une différenciation de type trondhjémitique [14]. Enfin, ces roches ont des spectres de Terres Rares peu fractionnés ((La/Yb)N= 13), avec
des spectres de Terres Rares peu fractionnés ((La/Yb)N= 13), avec de fortes teneurs en YbN(= 9,6), caractères qui ici encore les distinguent des TTG archéennes [2]. Des gneiss œillés : Ils forment des masses importantes et sont intrusifs dans les gneiss gris dont ils peuvent contenir des xénolithes; d'autre part, on les retrouve en galets dans le conglomérat de base du groupe du Seridô, lui-même recoupé par les granites « G2 ». Ce sont des méta-plutonites à mégacristaux de feldspath potassique, et dont la composition va de granodioritique à granitique. Dans les triangles An-Ab-Or et K-Na-Ca (fig. 3 A et
Dans les triangles An-Ab-Or et K-Na-Ca (fig. 3 A et B), ils définissent des lignées parfaitement identiques à celles dessinées par les gneiss gris. Normative An-Ab-Or diagram, (A) and K-Na-Ca triangle, (B) for the Caico Complex grey and augen gneisses. To = Tonalités; Gd = Granodiorites; Qm = Quartz-monzonites; Tdh = Trondhjémites; Gr = Granites. Ica = igneous calc-alkaline trend; TDH trondhjemitic trend. Le, teneurs en YbN(= 12,4) sont élevées mais, du fait de plus fortes teneurs en La, les rapports LaN/YbN(= 26) sont plus élevés que dans les gneiss gris. Huit échantillons de gneiss gris provenant de la région
gris. Huit échantillons de gneiss gris provenant de la région de Caicô et d'Açú (B) ont été reportés dans un diagramme 87Sr/86Sr=/(87Rb/86Sr). Six points s'alignent parfaitement, définissant une bonne isochrone à 2,23 ± 0,07 (2 a) Ga, avec un rapport isotopique 87Sr/86Sr initial (Isr)= 0,7023 ± 0,0005 (2 a) (MSWD = 0,48) (fig. 4 A). Deux autres points se placent hors de l'isochrone, ceci peut-être expliqué de deux manières distinctes (i) ces deux roches ne sont pas cogénétiques de l'ensemble étudié; (ii) les deux échantillons ont subi une ouverture du système isotopique Rb-Sr. Compte tenu de l'histoire métamorphique de la
système isotopique Rb-Sr. Compte tenu de l'histoire métamorphique de la région, c'est cette dernière hypothèse qui nous semble la plus probable. Un monozircon provenant de l'échantillon EV10A (Açú) a été analysé selon la méthode de Kober [16]; il donne un âge de 2,18 ±0,01 (2 cr) Ga (fig. 4 A). Les deux méthodes, Rb-Sr et Pb-Pb sur monozircon fournissent des âges concordants (compte tenu des incertitudes analytiques) interprétés comme étant l'âge de mise en place du protolithe plutonique des gneiss gris. Sept échantillons de la région d'Açú ont été analysés par la méthode Rb-Sr sur roche totale; ils définissent une
par la méthode Rb-Sr sur roche totale; ils définissent une isochrone de bonne qualité (MSWD= 2'6) dont l'âge est de 2,18 ± 0,06 (2 a) Ga avec Isr= 0,7028 ±0,0006 (fig. 4 B). Un monozircon extrait de l'échantillon EV12C a donné un âge de 2,17 ± 0,01 (2a)Ga (fig. 4 B) parfaitement concordant avec l'âge Rb-Sr. Tout comme pour les gneiss gris, ces âges sont interprétés comme étant ceux de la mise en place du protolithe des gneiss œillés. Rb-Sr and single zircon 207Pb/206Pb data for both grey gneisses (A) and augen gneisses (B). Rb-Sr and single zircon 207Pb/206Pb data
and augen gneisses (B). Rb-Sr and single zircon 207Pb/206Pb data for both grey gneisses (A) and augen gneisses (B). Les âges : Comme pour les résultats Rb-Sr, les âges sur monozircon ne permettent pas, compte tenu des incertitudes analytiques, de distinguer la chronologie absolue de mise en place des gneiss gris et œillés. Toutefois les relations de terrain sont sans équivoque et montrent que les gneiss œillés sont intrusifs dans les gneiss gris. Il faut aussi remarquer que, abstraction faite des erreurs sur l'âge, quelle que soit la méthode, les âges des gneiss gris sont systématiquement plus anciens que ceux
âges des gneiss gris sont systématiquement plus anciens que ceux des gneiss œillés. Il apparaît donc que ces derniers sont les plus récents, même si la mise en place de ces deux ensembles a été très rapprochée dans le temps. Les âges d'environ 2,2 Ga obtenus ici sur le socle de Caicô sont significativement plus anciens que ceux des granites transamazoniens « G2 » qui se sont mis en place entre 2,0 et 1,9 Ga ([6], [8], [11]). Ceci laisse donc une large gamme de temps (0,2-0,3 Ga) pour le déroulement de la phase tectono-métamorphique propre au socle, le dépôt
déroulement de la phase tectono-métamorphique propre au socle, le dépôt du groupe du Seridô et le développement de la tectonique transamazonienne. Le groupe du Seridô s'est donc déposé entre 2,15 et 2,00 Ga [17]. Jusqu'à ce jour le complexe de Caicô avait été considéré comme étant d'âge archéen; cette attribution reposait sur une isochrone composite [18]. Les données présentées ici sur les mêmes formations indiquent clairement que l'âge des plutonites du complexe de Caicô est Protérozoique inférieur. Des résultats similaires avaient déjà été obtenus sur le granit crustal voisin de Sao Vicente (fig. 1 A). Là des gneiss gris analogues
Sao Vicente (fig. 1 A). Là des gneiss gris analogues à ceux du Petit et du Grand Açu ont donné un âge Rb-Sr sur roche totale de 2,17 ±0,04 (2 a) Ga, 1 0,702 1 ± 0,000 4 [19] et des âges U-Pb conventionnels sur zircon de 2,15 Ga [17]. Ces âges font que jusqu'à ce jour aucune roche d'âge archéen n'a été reconnue dans ce domaine. La détaillée des zircons extraits de toutes les formations magmatiques de la région, n'a jamais mis en évidence la présence de zircons (hérités ou non) dont l'âge serait supérieur à 2,2 Ga [8].
ou non) dont l'âge serait supérieur à 2,2 Ga [8]. De plus les ÎSr de tous ces gneiss sont faibles (0,7020,703), indiquant pour leurs protolithes une origine juvénile sans participation significative d'une croûte continentale plus ancienne, c'est-à-dire d'âge archéen. Ces arguments indirects militent aussi en faveur de l'absence de formations archéennes dans la région, le complexe de Caicô avec ses 2,2 Ga apparaissant alors comme le segment crustal le plus ancien. Le seul doute pouvant encore subsister concerne les roches sédentes dans lesquelles les gneiss gris et œillés sont intrusifs. Des travaux sont actuellement en cours pour déterminer l'âge de
Des travaux sont actuellement en cours pour déterminer l'âge de leur protolithe. Quoi qu'il en soit, cette antique croûte archéenne, si elle a un jour existé, nous est actuellement totalement inconnue, au point même que l'on n'en trouve plus trace dans l'héritage géochimique des magmatismes protérozoïques. La composition isotopique. Les ÎSr des gneiss gris (0,702 3 ±0,000 5) et œillés (0,702 ±0,000 6) du Complexe de Caicô sont faibles; il en est de même de ceux des gneiss de Sao Vicente (0,702-0,703) ([18], [19]). Ces valeurs sont proches des valeurs mantelliques, ce qui indique que tous ces magmas ne peuvent
mantelliques, ce qui indique que tous ces magmas ne peuvent pas provenir uniquement du recyclage de matériaux crustaux plus anciens (archéens). Ceci implique que les âges Rb-Sr reflètent l'âge d'emplacement des protolithes; cette conclusion est confortée par la bonne concordance entre ces résultats et les âges sur monozircon. Nous sommes donc ici en présence d'un vaste segment de croûte continentale juvénile mis en place au Protérozoïque inférieur. Une croûte analogue s'est développée à la même époque en Guyane [20] et en Afrique de l'Ouest ([21], [22]); là aussi l'étude isotopique a mis en évidence l'existence de vastes domaines de croûte
a mis en évidence l'existence de vastes domaines de croûte continentale d'origine mantellique sans participation significative de segments crustaux plus anciens. De telles caractéristiques n'ont pas à la conclusion que la croûte continentale du Protérozoïque inférieur a été engendrée dans un environnement océanique totalement isolé des vastes domaines archéens [21]. De plus, les gneiss gris et œillés, s'ils sont d'origine juvénile, ont des compositions totales différentes de celles de leurs équivalents archéens : (i) il ne s'agit pas de TTG, (ii) ils suivent des lignées de différenciation calco-alcalines classiques et (iii) leurs spectres de terre rares sont peu fractionnés avec
(iii) leurs spectres de terre rares sont peu fractionnés avec de fortes teneurs en Yb. La croûte continentale du Protérozoïque inférieur juvénile est donc d'un type nouveau par comparaison aux Périodes antérieures (>2,5 Ga), et par certains aspects elle se rapproche de la croûte continentale moderne. Par contre, sa spécificité demeure l'absence de participation significative d'une croûte ancienne au cours de sa genèse. Nous pouvons donc proposer en guise de conclusion que la période de 2,2 à 2,1 Ga a vu la genèse et la mise en place de vastes sous-ensembles de croûte continentale juvénile; cette dernière n'est plus du
sous-ensembles de croûte continentale juvénile; cette dernière n'est plus du tout de type archaïen (TTG) mais ne possède pas encore toutes les caractéristiques de la croûte moderne. Ce travail est une contribution aux programmes CNRS-INSU : « Dynamique et bilan de la Terre ». Il a bénéficié du support financier de la FINEP/PADCT, du CAPES/COFECUB et du CNPq. Note remise le 6 juillet 1992, acceptée après révision le 2 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] S. R. TAYLOR et S. M. MC LENNAN, Blackwell Scientific publications, Oxford, 1985, 312 p. [2] H. MARTIN, Geology, 14, 1986, p. 753-756. [3] F. F.
H. MARTIN, Geology, 14, 1986, p. 753-756. [3] F. F. M. ALMEIDA, Y. HASUI, B. B. BRITO NEVES et R. A. FUCK, Earth Sci. Review, 17, 1981, p. 1-29. [4] E. F. JARDIM DE SÂ, Atas XI Simp. Geol. Nordeste, Natal, 1984, p. 297-316. [5] R. CABY, Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 230, 1989, p. 145-158. [6] E. F. JARDIM DE SÂ, M. H. F. MACEDO, J. M. LEGRAND, I. MC REATH, A. C. GALINDO et J. MARTINS, Internat. Sympo. Granites and Associated Mineralizations, Salvador, 1987, p. 103-110. M. H. F. MACEDO, E. F. JARDIM DE SÁ et J. MARTINS,
F. MACEDO, E. F. JARDIM DE SÁ et J. MARTINS, Atas XI Simp. Geol. Nordeste, Natal, 1984, p. 253-262. J. M. LEGRAND, J. P. LIEGEOIS et S. DEUTSCH, Atas XVI Simp. Geol. Nordeste, Recife, 1991, p. 276-279. J. LETERRIER, E. F. JARDIM DE SÁ, M. H. F. MACEDO et V. E. AMARO, Anais 36 Congr. Bras. Geol., 4, 1990, p. 1640-1655. E. F. JARDIM DE SÁ, V. P. DA FONSECA et Z. S. DE SOUZA, 36 Congr. Bras. Geol. Bol. Resumos, Natal, 1990, p. 321-322. M. H. F. MACEDO, E. F. JARDIM DE SÁ, J. J. PEUCAT, Z. S. DE
F. JARDIM DE SÁ, J. J. PEUCAT, Z. S. DE SOUZA et H. MARTIN, Atas XIV Simp. Geol. Nordeste, Recife, 1991, p. 256-259. Z. S. DE SOUZA, Mémoire de DESS, CAESS, Rennes, 1991, 90 p. J. T. O'CONNOR, U. S. Geol. Surv. Prof. Pap., 525-B, 1965, p. 79-84. H. MARTIN, J. Petrol., 28, 1987, p. 921-953. F. BARKER et J. G. ARTH, Geology, 4, 1976, p. 596-600. B. KOBER, Contrib. Miner. Petrol., 93, 1986, p. 482-490. P. C. HACKSPACHER, W. R. VAN SCHMUS et E. L. DANTAS, Anais 36 Congr. Bras. Geol., 6, 1990, p. 2683-2696. D. A. R. PESSOA,
Bras. Geol., 6, 1990, p. 2683-2696. D. A. R. PESSOA, Estudos Geol., CT-UFPE, B-3, 1979, p. 31-48. E. L. DANTAS, P. C. HACKSPACHER, K. KAWASHITA et J. M. LAFON, Atas XIV Simp. Geol. Nordeste, Recife, 1991, p. 248-252. G. GRUAU, H. MARTIN, B. LEVEQUE, R. CAPDEVILA et A. MAROT, Precamb. Res., 30, 1985, p. 63-80. M. BOHER, W. ABOUCHAMI, A. MICHARD, F. ALBAREDE et N. T. ARNDT, J. Geophys. Res., 97, 1992, p. 345-369. W. ABOUCHAMI, M. BOHER, A. MICHARD et F. ALBAREDE, J. Geophys. Res., 95, 1990, p. 17605-17629. Z. S. S., M. H. F. M. et E. F.
Z. S. S., M. H. F. M. et E. F. J. S. Departamento de Geologia, UFRN, campus Universitário, 59000 Natal (RN) Brasil; H. M. et J. J. P. : Géosciences Rennes, UPR n 4661, Université de Rennes-I, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes Cedex, France. Géologie (Stratigraphie) Stratigraphie séquentielle des séries du Bajocien inférieur au Bathonien moyen du seuil du Poitou et de son versant aquitain (France) Christophe GONNIN, Elie CARIOU et Patrick BRANGER Application des concepts de la stratigraphie séquentielle aux séries sédimentaires du Bajocien inférieur au Bathonien moyen du Poitou, permet d'individualiser 4 séquences de dépôt replacées dans un
Poitou, permet d'individualiser 4 séquences de dépôt replacées dans un cadre biochronologique précis. Ces séquences, comparables à celles reconnues en Normandie pendant la même période, semblent avoir été principalement déterminées par l'eustatisme. Elles s'inscrivent dans un cycle régressif-transgressif qui aurait été induit par la tectonique. Late Lower Bajocian to Middle Bathonian sequence stratigraphy of the Poitou threshold and its Aquitaine slope (Mid-West France) B Application of sequence stratigraphic concepts to the late Lower Bajocian to Middle Bathonian series of Poitou area, allowed one to individualize 4 depositional sequences replaced in a precise biochronological framework. These sequences, comparable to those recognized
a precise biochronological framework. These sequences, comparable to those recognized in Normandy during the same period, seem to have been mainly determined by eustasy. They form an integral part of a regressive/transgressive facies cycle which would have been induced by tectonics. Abridged English Version The review conducted according to sequence stratigraphic principles, of the late Lower Bajocian to Middle Bathonian series of the Poitou area, which have been extensively studied, allowed proposal of a new interpretation of their depositional organization. In the Lower Bajocian, the general physiography of the Poitou threshold still preserved the imprint of the Permian-Triassic selective erosion
threshold still preserved the imprint of the Permian-Triassic selective erosion of its Hercynian basement [4]. Four Paleo-geographical units might be distinguished (Fig. 1a): I) the Vendean shoal [4] in the NW; II) the Limousin shoal in the SE; III) the Poitevine hollow which separated the two previous units and IV) the Melusine hollow [3], [4] delimiting the Vendean shoal in the S using the Upper Bajocian, the Poitevine hollow has been completely filled up by sediments, and therefore the Limousin and Vendean shoals constituted a single shallow platform called A Lavoux domain [4]. From the late Lower Bajocian (Humphriesianum Subzone)
Lavoux domain [4]. From the late Lower Bajocian (Humphriesianum Subzone) to the early Middle Bathonian (Progracilis Zone), 23 depositional units or parasequences limited by sedimentary discontinuities have been identified and accurately dated with ammonites in a precise biochronological framework [17] (Figs. 1b and 2). They are numbered from 15 to 37 following those previously recognized [3]. Their extent, geometry and various facies have been synthesized in a depth-distance cross-section drawn up from the northwestern border of the French Massif Central to the Atlantic coast (Fig. 1a and b); its interpretation allowed regrouping of the 23 parasequences within 4 depositional sequences
allowed regrouping of the 23 parasequences within 4 depositional sequences (Figs. 1b and 2): BJ. 2 (Lower Bajocian pro parte), BJ. 3 (late Lower Bajocian-Upper Bajocian), BT. 1 (Uppermost Bajocian-Upper Bathonian), BT. 2 (Uppermost Bajocian-Lower Oxfordian), and BT. 3 (late Lower Bathonian-early Middle Bathonian). On the shallow platforms (the Vendean and Limousin shoals, and afterwards the Poitou domain), lowstand systems tracts (units 15, 18, 24 to 28, 34-35) are mainly distinguished by the presence of lacustrine and lagoon clays, oncolithic and oolitic limestones, and coral bioherms and biostromes; on the distal platform (northern border of the Aquitaine basin), they are
distal platform (northern border of the Aquitaine basin), they are characterized by bioclastic limestones or limestones with intraclasts and sponges. Transgressive systems tracts (units 16, 19 to 22, 29-30, 36) correspond on the deeper part of the platform to marls and argillaceous limestones with reworked and phosphated pebbles and numerous ammonites; on the shoals, deposits are mainly constituted by bioclastic limestones with pseudo-oncoids, and ammonites are also frequent. Highstand systems tracts (units 17, 23, 31 to 33, 37) are represented on the shallow platform by encrinitic calcarenites, pseudo-oncoidic and bioclastic limestones, and by limestones with intraclasts and sponges on the
limestones, and by limestones with intraclasts and sponges on the northern border of the Aquitaine basin. The 4 depositional sequences identified in Poitou area, nearly agree with the 2.1 a to 2.2b sequences recognized in Normandy by M. Rioult et al. [18] (Fig. 2). They have been induced by third-order relative changes in sea level, whose frequency and good synchronism on the whole Eastern Armorican border would give evidence for an eustatic control at short-term, according to Th. Jacquin et al. [19]. Nevertheless, in the longer term, the sedimentary evolution could be determined by the tectonic activity [18], [19]) of
could be determined by the tectonic activity [18], [19]) of the close geodynamic domains (Western Tethys and North Sea) relayed by the Variscan massifs [18]. In Poitou, this tectonic factor would also have induced a modification of the general physiography of the depositional area. INTRODUCTION. — Le réexamen des séries de Jurassique moyen du seuil du Poitou selon les concepts de la stratigraphie séquentielle [1, 2], conduit à une interprétation nouvelle de l'organisation des dépôts. Cette étude qui prolonge celle consacrée à l'Aalenien et au Bajocien basal [3], concerne l'intervalle fin du Bajocien inférieur-début du Bathonien moyen. Elle a bénéficié