jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
pensons que ceci résulte de la suppression de l'isolement du bassin par l'effet de seuil (fig. 4). Un ou plusieurs seuils profonds ont été suspectés par divers auteurs, sur la base d'autres arguments, et auraient pu compromettre de façon variable les communications de cette mer intérieure avec le Golfe du Mexique et l'Atlantique. Les eaux de fond suboxiques, voire anoxiques, redeviennent normalement brassées en haut niveau marin relatif. Alors seulement s'exprime cette cyclicité calcaire-marne à haute fréquence du membre de Bridge Creek et qui caractérise tous les bassins pélagiques. Le retour aux shales sombres de Blue Hill marquerait un nouvel
retour aux shales sombres de Blue Hill marquerait un nouvel abaissement du niveau marin et un nouvel isolement de la mer intérieure. L'épisode carbonaté représente donc dans ce contexte particulier la phase d'élévation maximale du niveau marin qui permet à une circulation normale de s'instaurer. Pour d'autres raisons, on aboutit au contraire de ce qui se passe dans les milieux de dépôt ouverts de la fosse vocontienne ou du bassin anglo-parisien. La règle est même valable pour la petite transgression médio-turonienne qui se marque par un minimum de calcaire en France, un maximum relatif au Colorado (fig. 2 et 3).
France, un maximum relatif au Colorado (fig. 2 et 3). Vues sous cet angle, les séquences de dépôt de 3e ordre définies en faciès marno-calcaires profonds se corrèlent exactement à l'échelle de plusieurs plaques lithosphériques et dans des contextes géotectoniques différents. C'est une observation importante pour le concept d'eustatisme à moyenne longueur d'onde (cycles de 3e ordre). III. LE CAS DU BASSIN DE BASSE SAXE. — L'exemple très connu du bassin américain permet de fournir une réponse simple à un problème non résolu. Il existe en Allemagne, dans le bassin de Basse Saxe, au Crétacé inférieur, une sédimentation de type
de Basse Saxe, au Crétacé inférieur, une sédimentation de type alternant marno-calcaire [14] évoquant celle de la fosse vocontienne. Les maxima de carbonate de la série locale correspondent toutefois biostratigraphiquement aux maxima de la courbe calcimétrique dans la série vocontienne (fig. 5). Deux explications peuvent être envisagées, soit le déphasage des séquences de dépôt n'est qu'apparent en raison des difficultés de corrélations biostratigraphiques entre la province boréale et la province téthysienne, soit le déphasage existe bel et bien. Compte tenu de ce qui précède, on peut raisonnablement envisager que les cycles calcaire-marne dans la bande de fréquence de Milankovitch —
cycles calcaire-marne dans la bande de fréquence de Milankovitch — et pour cette raison supposés climatiquement contrôlés — puissent être réellement modulés de façon inverse, ici comme dans la cuvette américaine, pour constituer les cycles de 3e ordre locaux. Au signal global, doit donc se superposer un facteur local qui arrive à inhiber temporairement le premier, en l'occurrence au moment des bas niveaux marins de 3e ordre. Cette explication suppose que, par comparaison, des seuils puissent avoir joué un rôle important dans le cas du bassin de Basse Saxe. La paléogéographie compliquée de l'époque (fig. 5), dans la partie sud
paléogéographie compliquée de l'époque (fig. 5), dans la partie sud du système de rift de la Mer du Nord, permet de l'envisager avec encore plus de certitude que dans le cas du bassin américain. Si notre hypothèse est correcte, il est possible que d'autres déphasages constatés avec le bassin tunisien au Turonien, pour lequel une courbe différente des variations du niveau marin vient d'être publiée [15], relèvent de la même explication. On comprend aisément l'intérêt d'une telle synthèse si l'on veut comprendre le moteur réel des variations de 3e ordre du niveau marin relatif. Les explications diffèrent en effet selon
du niveau marin relatif. Les explications diffèrent en effet selon qu'il y a ou non eustatisme, c'est-à-dire que les séquences de dépôt sont ou non parfaitement synchrones à l'échelle du globe. IV. LÉGENDES DES FIGURES 5 ET 6 Fig. 5. Correspondances entre séries marno-calcaires de la fosse vocontienne et de Basse Saxe (Allemagne du Nord). Cortèges de bas et haut niveau marin définis dans le Sud-Est de la France par corrélations plateformes/bassin. Fig. 5. — Correspondences between deep-water series of the Vocontian Trough and of the Lower Saxony Basin (northern Germany). Systems tracts defined in S-E France on the basis
Germany). Systems tracts defined in S-E France on the basis of platform/basin correlations. Fig. 6. — L'inversion du signal calcaire-marne de 3e ordre (cycles de 1 à 3 Ma) selon le type de bassin. Fig. 6. — The inversion of the 3rd-order deep-water carbonate signal in silled basins vs. open margins. PP = shelf margin wedge. Pour cela, il faut d'abord que ces séquences soient correctement repérées dans les séries marno-calcaires si l'on opère le repérage dans ce type de dépôt où la sédimentation a l'avantage d'être continue et la biostratigraphie plus précise. CONCLUSIONS. — Nous pensons que les observations
biostratigraphie plus précise. CONCLUSIONS. — Nous pensons que les observations actuellement disponibles autorisent la formulation d'une hypothèse raisonnable quant à la façon dont les cycles eustatiques de 3e ordre sont enregistrés dans les bassins moyennement profonds à sédimentation marno-calcaire. En principe, les oscillations climatiques à haute fréquence (cycles de Milankovitch) devraient être enregistrées partout sous la forme de couples banc-interbanc ou de petits cycles de quelques bancs. Dans les bassins marginaux ouverts sur l'océan, ainsi que dans les bassins océaniques aux profondeurs moyennes, ce signal à haute fréquence est modulé d'une façon que l'on qualifiera ici de « normale »
d'une façon que l'on qualifiera ici de « normale » et qui est représentée par la « réponse vocontienne » aux contrôles de 3e ordre. Lors des périodes chaudes, qui devraient coïncider avec les bas niveaux marins de 3e ordre selon les conceptions tectono-climato-eustatiques détaillées par ailleurs, les bancs calcaires dominent et le cortège de bas niveau de 3e ordre est globalement plus calcaire. En revanche, dans les bassins semi-isolés par un seuil, l'anoxie plus ou moins grande des eaux du fond ou d'autres mécanismes mal connus inhibent le dépôt du calcaire ou en provoquent la dissolution lors des bas
du calcaire ou en provoquent la dissolution lors des bas niveaux marins de 3e ordre. Le signal à haute fréquence ainsi caché, la partie transgressive de la courbe carbonatée de 3e ordre paraît relativement plus calcaire et biaise les interprétations. Une fois compris les mécanismes précis par lesquels le calcaire disparaît temporairement dans les bassins restreints, il serait possible de considérer sous un angle neuf le cas de séries presque totalement marneuses, telle la « Kimmeridge Clay » d'Angleterre ou de Mer du Nord, séries rebelles à l'analyse standard en termes de stratigraphie séquentielle. Note remise le 20 juillet 1992,
termes de stratigraphie séquentielle. Note remise le 20 juillet 1992, acceptée après révision le 23 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. R. VAIL et al., Bull. Soc. géol. Fr., 7, 1987, p. 1301-1321; H. W. POSAMENTIER et al., Soc. Écon. Paleont. Miner., sp. pub., 42, 1988, p. 109-124 et 125-154. [2] S. FERRY et J.-L. RUBINO, Publ. Assoc. Sédim. Fr., 12, 1990, 98 p. [3] S. FERRY, Géol. Alpine, H. S. n° 18, 1991, p. 47-99. [4] S. FERRY et J.-L. RUBINO, C. R. Acad. Sci. Paris, 304, série II, 1987, p. 917-922. [5] C. SIGNOLLES, Thèse y Cycle, Univ.
1987, p. 917-922. [5] C. SIGNOLLES, Thèse y Cycle, Univ. Lyon, 1980, 94 p. [6] I. JARVIS et al., Cretaceous Res., 9, 1988, p. 3-103. [7] F. ROBASZYNSKI et al., Bull. Inf. Géol. Bass. Paris, 24, 1987, p. 7-24. [8] F. ROBASZYNSKI, Geobios, Mém. sp., 11, 1989, p. 311-319. [9] E. G. KAUFFMAN, Soc. Écon. Paleont. Miner., Guidebook 4, 1985, D. IV-XIII. [10] B. B. SAGEMAN, Soc. Écon. Paleont. Miner., Guidebook 4, 1985, p. 110-121. [11] R. J. WEIMER, AAPG Mem., 36, 1984, p. 7-35. [12] W. E. HATTIN, Soc. Econ. Paleont. Miner., Guidebook, 4, 1985, p. 28-37. [13] S.
Econ. Paleont. Miner., Guidebook, 4, 1985, p. 28-37. [13] S. FERRY, Symposium Dijon, Abstract Volume, 1992, p. 46-47 et p. 484-485. [14] E. KEMPER, Geol. Jb., A-96, 1987, p. 5-185. [15] F. ROBASZYNSKI et al., Bull. Centres Rech. Elf-Aquitaine, 14, 1990, p. 218-384. S. F. et F. M. : Université Lyon-I, Centre des Sciences de la Terre, 43, boulevard du 11 Novembre 1918, 69622 Villeurbanne Cedex, France; A. S. Université Louis-Pasteur, Institut de Géologie, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex, France; S. F. et A. S. URA-CNRS n° 11. La muscovite, la cordiérite, les enclaves métasédimentaires et surmicacées, les nodules
muscovite, la cordiérite, les enclaves métasédimentaires et surmicacées, les nodules de quartz ainsi que les caractéristiques chimiques (tableau 1; A/CNK > 1,4) attestent de la nature crustale du matériel. RELATIONS ENTRE LA DIORITE DE SAINT-BRIEUC ET LES AUTRES FORMATIONS. — Au N, la diorite est bordée d'une auréole de métamorphisme de contact (fig. 1). Ce thermo-métamorphisme est décelable grâce aux changements de texture (photos A et B) ou au remplacement de la paragenèse initiale. Dans l'échantillon SB74 (photo C), l'assemblage à Amp + Pl + Qtz + Ilm ± Bt ± Ep est remplacé par l'association Amp + Opx +
± Ep est remplacé par l'association Amp + Opx + Cpx + Pl + Qtz + Ilm pour laquelle le thermomètre de Wells [16] a donné des températures comprises entre 840 et 870°C. Au S, Note présentée par Jean DERCOURT. 0764-4450/93/03160395 $ 2.00 Académie des Sciences aucun métamorphisme de contact n'a été observé, ni dans la diorite, ni dans le granite de Ploufragan. Le contact entre ces deux granitoïdes est franc (photo D). Il présente de nombreux lobes à l'échelle cartographique (fig. 1) ou de l'affleurement, ce qui suggère que les magmas étaient contemporains au moment de leur cristallisation [12].
les magmas étaient contemporains au moment de leur cristallisation [12]. Or, le granite de Ploufragan est classiquement rattaché à la ceinture migmatitique de Saint-Malo-Guingamp [1] qui a fourni un âge de 540 Ma (granité d'anatexie de Saint-Malo [14]). Ainsi, l'âge de la diorite de Saint-Brieuc, antérieurement estimé à 603 ± 96 Ma ([7], [9]), pourrait en fait être voisin de 540 Ma. DONNÉES GÉOCHRONOLOGIQUES. — Les zircons de l'échantillon de granodiorite 90-58 (fig. 1) ont été sélectionnés. L'étude morphologique de 88 grains situe la roche dans le domaine des roches hybrides des séries calco-alcalines [18]. La datation par la méthode
hybrides des séries calco-alcalines [18]. La datation par la méthode Pb/Pb par évaporation directe du Pb ([16], [17]) sur quatre zircons a fourni un âge moyen de 533 ±12 Ma (fig. 2; tableau II). Cet âge est interprété comme celui de la cristallisation de l'intrusion de Saint-Brieuc. CONCLUSIONS. — Dans la région de Saint-Brieuc : — Entre 590 et 570 Ma, la baie de Saint-Brieuc est affectée par une tectonique tangentielle compressive qui développe des chevauchements à vergence S ([1], [8]). Des plutons syntectoniques se mettent en place (Squiffiec, Fort-la-Latte et Saint-Quay-Portrieux) ([1], [4]). Les formations d'Yffiniac et de Lanvollon
et Saint-Quay-Portrieux) ([1], [4]). Les formations d'Yffiniac et de Lanvollon enregistrent un métamorphisme régional de faciès amphibolite ([1], [8]) et sont refroidies avant 570 Ma [3]. — Vers 540 Ma (ce travail), le pluton hybride de Saint-Brieuc se met en place et cristallise en même temps que le granite d'anatexie de Ploufragan (fig. 3). Un métamorphisme de contact se superpose au métamorphisme régional dans les formations d'Yffiniac et de Lanvollon déjà refroidies. Ceci est le dernier événement majeur de l'histoire cadomienne de la Baie de Saint-Brieuc à la fin du Protérozoïque. INTRODUCTION AND GEOLOGICAL SETTING. — In the Upper Proterozoic
Protérozoïque. INTRODUCTION AND GEOLOGICAL SETTING. — In the Upper Proterozoic Cadomian belt (Northern Armorican massif), the Baie de Saint-Brieuc (fig. 1) is a key area for understanding the late Cadomian evolution ([1], [2]). In the present paper, available data and new structural, petrological and chronological information is used to infer the succession of tectonic, magmatic and metamorphic events which occurred in this area. Five formations are classically recognized in the studied area (fig. 1): the basic metavolcanics and interbedded metasediments of the Lanvollon formation; the Yffiniac formation composed of basic-ultrabasic meta-igneous rocks whose crystallization age is about 600 Ma [2];
meta-igneous rocks whose crystallization age is about 600 Ma [2]; the syntectonic Squiffiec gabbro-diorite [4]; the Saint-Brieuc massif, usually described as diorite ([5], [6], [7]) and the Ploufragan granite, described here. The Lanvollon and Yffiniac fm and the Squiffiec gabbro-diorite were deformed during a compressive tangential tectonic event, resulting in a southward thrust system ([1], [8]) between 590 and 570 Ma ([1], [3]). The Saint-Brieuc diorite is not deformed ([4], [5], [6]). At map scale it seems to be intruded by the Ploufragan granite ([5], [6]; fig. 1). Relations between the Saint-Brieuc diorite and the other formations are discussed in
the Saint-Brieuc diorite and the other formations are discussed in detail below. STRUCTURAL AND PETROLOGICAL OBSERVATIONS. — The Saint-Brieuc diorite. — Few studies have been undertaken on this pluton ([5], [6], [7]) which is thought to be a mantle-derived granitoid [9]. It presents an internal N-S zonation (fig. 1; table I). To the N and NE it is mainly composed of microgranular quartz-diorite whereas to the S granular granodiorites prevail with some tonalite (fig. 3; table I). From N to S, the increasing number of centimetre-scale mica-rich enclaves (essentially biotite and muscovite) and quartz nodules (absent in the N) and
and muscovite) and quartz nodules (absent in the N) and the appearance of muscovite close to the contact with the Ploufragan granite can be correlated with a change in bulk-rock chemistry (table I): e. g. an increase in SiO2 content (55-65%), K2O/Na2O (0.12-0.48) and A/CNK (0.8-1.1) ratios. Mica-rich enclaves are typical of crustal granitoids ([10], [11]). Thus, the internal zonation of the intrusion indicates an increasing crustal influence to the S. The hybrid character results from mixing between crustal and mantle-derived magmas [12]. Such hybrid granitoids are known in the Hercynian belt [13]. The Ploufragan granite. This granite belongs to
Hercynian belt [13]. The Ploufragan granite. This granite belongs to the Saint-Malo-Guingamp high temperature belt [1] where anatectic granites (Saint-Malo) have provided ages of 540 ±5 Ma [14]. The Ploufragan massif shows a lithological heterogeneity (various fine-grained two-mica granites, granodiorites and tonalites) and variable degrees of internal deformation. The occurrence of muscovite, cordierite, metasedimentary xenoliths, micaceous enclaves and decimetric quartz nodules argues for an anatectic crustal origin of the rocks as does the chemical data (e. g. A/CNK > 1.4; table I). Relationships between the Saint-Brieuc diorite and the other formations. To the N and the E, the contact between
formations. To the N and the E, the contact between the diorite and the country rocks is intrusive. Angular xenoliths of amphibolites can be observed within the diorite and the country rocks exhibit contact metamorphism which mainly affects rock texture and locally the primary paragenesis. In the Squiffiec gabbro-diorite and the Yffiniac formation, it is mainly marked by quartz recrystallization (triple points) and more scarcely by some amphibole recrystallization. In the Lanvollon amphibolites, the regional fabric is characterized by a preferred orientation of elongate amphibole needles. Near the Saint-Brieuc diorite, the strike of the regional schistosity remains unchanged but recrystallized
the strike of the regional schistosity remains unchanged but recrystallized amphiboles show a strong decrease of the length/width ratio. Quartz, amphibole and plagioclase often show triple points characteristic of annealing. Replacement of the primary assemblage by orthopyroxene, clinopyroxene, amphibole, plagioclase, quartz, ilmenite, biotite and epidote has been observed in one sample located at less than 50 m of the diorite. There, the regional fabric is completely overprinted by a granoblastic texture and calculated temperatures using Wells' Opx-Cpx thermometer range from 840 to 870°C. To the S, the contact between the Saint-Brieuc diorite and the Ploufragan granite is irregular at both
Saint-Brieuc diorite and the Ploufragan granite is irregular at both map and outcrop scales. It is, however, rather sharp at sample scale and neither the diorite nor the granite contains evidence for contact metamorphism: both magmas were sub-contemporaneous. Chemical analyses indicate that the Ploufragan granitic magma could correspond to the crustal "contaminant" involved in the Saint-Brieuc diorite genesis. The Saint-Brieuc intrusion is undeformed, indicating that it intrudes already cooled formations (Lanvollon, Yffiniac and Squiffiec) that were deformed during the main tectono-metamorphic event around 590-570 Ma. The Saint-Brieuc and the Ploufragan intrusions were emplaced and crystallized at the same time. As
intrusions were emplaced and crystallized at the same time. As the latter is classically linked to the Saint-Malo-Guingamp migmatite belt, which has provided a 540 Ma age, the crystallization age for the diorite, poorly constrained at 603#96 Ma, could also be close to 540 Ma. Interpretative cross-section of the Baie de Saint-Brieuc. GEOCHRONOLOGICAL DATA. A morphological study was carried out on 100 zircons separated from the granodiorite sample 90-58. Twelve strongly coloured grains with abundant cracks or inclusions were not suitable for classification. Most of the others were clear, colourless crystals with euhedral shapes corresponding to the domain of calc-alkaline
crystals with euhedral shapes corresponding to the domain of calc-alkaline hybrid granites (crust + mantle). Several were concentrically zoned or had inherited cores. The single zircon-stepwise evaporation technique of Kober was used on five crystals to provide the Saint-Brieuc intrusion age. Crystal D gives three steps of Pb evaporation at 1,520, 1,560 and 1,640°C, all indicating the same ages with mean value of 533 ± 12 Ma. Zircons A and E give the same result but only in two steps. For zircon B, the first step gives a younger age, which could correspond to minor lead loss, and the second
which could correspond to minor lead loss, and the second step is at 538 Ma. The single step obtained on zircon C gave an anomalously young age. The 206pb/204pb ratios are always very high (>7,700) implying a low common lead content. The 208 Pb/206 Pb ratio is stable around 0.1 indicating a homogeneous zircon population. The mean age calculated on four grains (eight evaporation steps, 369 207Pb*/206Pb* ratios) is 533 ± 12 Ma (I cr; fig. 1). This age is interpreted as the Saint-Brieuc intrusion crystallization age. CONCLUSIONS. — From these new field and geochronological data, the following evolution for
these new field and geochronological data, the following evolution for the Baie de Saint-Brieuc area can be proposed: — Around 600 Ma, emplacement of the basic-ultrabasic complex and volcanosedimentary units (i.e. Yffiniac and Lanvollon fm) [2]. — Between 590 and 570 Ma, a compressive tectonic event, with development of a southwestward thrust system ([1], [8]). Emplacement of synkinematic intrusions (Squiffiec, Fort-la-Latte, St-Quay-Portrieux; [1], [12]). The Yffiniac and Lanvollon fm underwent an amphibolite-facies regional metamorphism ([1], [8]) which terminated before 570 Ma [3]. At 540-530 Ma the Saint-Brieuc hybrid pluton was emplaced contemporaneously with the Ploufragan anatectic granite [12]. Contact metamorphism
emplaced contemporaneously with the Ploufragan anatectic granite [12]. Contact metamorphism overprinted the earlier regional metamorphism (fig. 3). This was the last Cadomian major event in the Baie de Saint-Brieuc. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée après revision le 23 décembre 1992. REFERENCES [1] J. P. BRUN and P. BALE, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 95-114. [2] C. GUERROT and J. J. PEUCAT, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 13-26. [3] R. D. DALLMEYER, R. A. STRACHAN and R. S. D'LEMOSS, Can. J. Earth Sci., 28, 1991, pp. 762-773. [4] J. LE GALL
Earth Sci., 28, 1991, pp. 762-773. [4] J. LE GALL and J. A. BARRAT, Geologie de la France, 1, 1987, pp. 3-22. [5] C. BARROIS, Carte géol. au 1/80000, 1ère éd., 1897, BRGM. [6] J. CHANTRAINE, Thèse Sci., Paris, 1966, 89 p. [7] P. VIDAL, Mém. Soc. Geol. Min. Bretagne, 21, 1980, 162 p. [8] R. HEBERT and M. BALLEVRE, Bull. Soc. Geol. Fr., 1993 (in press). [9] P. GRAVIOU, J. J. PEUCAT, B. AUVRAY and P. VIDAL, Hercynica, 1988, pp. 1-13. [10] B. W. CHAPPEL, A. J. R. WHITE and D. WYBORN, J. Petrol., 28, 6, 1987, pp. 1111-1138.
and D. WYBORN, J. Petrol., 28, 6, 1987, pp. 1111-1138. [11] J. DIDIER and B. BARBARIN, In Dev. Petrol., 13, J. DIDIER et B. BARBARIN Eds., 1991, pp. 19-23. [12] E. HALLOT, Mem. Géosc. Rennes, 1, 1993 (in press). [13] A. CASTRO, I. MORENA VENTA and J. D. DE LA ROSA, Geol. J., 25, 1990, pp. 391-404. [14] J. J. PEUCAT, J. Geol. Soc. London, 143, 1986, pp. 875-885. [15] P. R. A. WELLS, Contrib. Miner. Petrol., 62, 1977, pp. 129-139. [16] B. KOBER, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, pp. 63-71. [17] A. COCHERIE, C. GUERROT and P. ROSI, Isotope
63-71. [17] A. COCHERIE, C. GUERROT and P. ROSI, Isotope Geoscience, 101, 1992, pp. 131-141. [18] J. P. PUPIN, Contrib. Miner. Petrol., 73, 1980, pp. 207-220. R. H. and E. H. Geosciences Rennes, UPR CNRS-4661, Université de Rennes-1, 35042 Rennes Cedex, France; C. G.: BRGM-SGN/GCH, BP n° 6009, 45060 Orléans-La-Source Cedex, France; J. C.: BRGM-Pays de la Loire, 10, rue Henri-Picherit, 44071 Nantes Cedex 3, France. Autochthonous ore (Sardinia type), in the form of a continuous deposit with a regular thickness (2-3 m), coming from the in situ ferrallitization of the illitic Berriasian marls to a boehmite-hematite-goethite-kaolinite bauxite. The upper
the illitic Berriasian marls to a boehmite-hematite-goethite-kaolinite bauxite. The upper part is truncated: an erosional surface is covered by a detrital bauxite. Type 2. — Deposits with plurimetric anastomosed pockets on the calcareous or dolomitic footwall of ante-Berriasian age. Type 2 is explained as a type 1 bauxite whose profile is sunk into the Berriasian, during the alteration of marls, and superimposed on the Tithonian substratum through the karstic pockets where the evolution of the weathering complex (5 to 10 m thick) continues. This mode of genesis is consistent with the parallochthony. Type 3. — The shape is a rather
the parallochthony. Type 3. — The shape is a rather regular bed (0.5 to 5 m thick) on a post-Berriasian footwall where the reef Urgonian (Valanginian to early Aptian) limestones predominate. This type comes from the erosion of type 1 or 2 with deposit of a mature or submature bauxitic material without (allochthony) or with (parautochthony) extension of the alteration. III. SYNTHETIC GEODYNAMIC MODEL, APPLICATION TO PROSPECTING. — Finally, the typology and the genesis of the deposits are controlled by the Berriasian marls and by the uplift rate which induces: 1) the beginning of the alteration; 2) the motion and
1) the beginning of the alteration; 2) the motion and the distribution of the aluminous material over the morphological landscape. The geodynamic model (fig. 2) presents types 1 and 2 on the more-or-less uplifted areas which deliver aluminous material to the lower ones (type 3). Therefore, type and genesis are connected with the working of a morphostructural paleosurface, tectonically unstable, on which aluminous complex is moving and undergoing weathering, evolving towards the pure bauxitic pole. The logical sequence of deposits and their characters can be adapted to guide prospecting to the most favourable traps of types 2 and 3. INTRODUCTION.