jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
the most favourable traps of types 2 and 3. INTRODUCTION. — Les bauxites de la Nurra (Sardaigne NW) correspondent, au Crétacé moyen, à des gisements de type karstique intracontinentaux. Les travaux antérieurs (Pecorini, 1965; Ceccarini et al., 1984; Oggiano et al., 1987; Combes, 1990) et nos propres observations à l'affleurement ou dans la mine d'Olmedo (Grascioleddu) (fig. 1) permettent: 1) de dégager des données géologiques significatives pour la genèse de la bauxite; 2) de définir la typologie des gisements et les modes de genèse; 3) de proposer une synthèse sous la forme d'un modèle géodynamique prévisionnel applicable à la prospection
la forme d'un modèle géodynamique prévisionnel applicable à la prospection par sondages. I. LES DONNÉES GÉOLOGIQUES SIGNIFICATIVES POUR LA BAUXITOGENÈSE. — Lithostratigraphie et paléogéographie. — Le mur de la bauxite est constitué par des calcaires peu profonds, épais de 500 m environ, du Tithonien à l'Aptien inférieur avec développement du faciès urgonien à partir du Valanginien. Le Berriasien (faciès purbeckien) marneux et marno-calcaire représente le seul horizon alumineux de la série mésozoïque anté-bauxitique et joue un rôle important dans le genèse de la bauxite. Le toit le plus ancien est un calcaire lacustre du Cénomanien (?)-Turonien irrégulièrement présent à la
un calcaire lacustre du Cénomanien (?)-Turonien irrégulièrement présent à la base des calcaires transgressifs à Rudistes du Coniacien (Cherchi et Schroeder, 1987). La lacune bauxitique couvre donc la majeure partie de l'Aptien-Albien-Cénomanien, période particulièrement favorable, comme en France méridionale, à la genèse de la bauxite. Cette époque correspond en effet à une montée eustatique globale (Haq et al., 1987) déterminant l'envahissement des marges continentales, une humidification du climat et le développement de la ferrallitisation pour les domaines émergés qui, comme la Sardaigne, se trouvaient dans la bande intertropicale (Bardossy et Dercourt, 1990). Le maximum eustatique permet ensuite, au Turonien-Sénonien, le
Dercourt, 1990). Le maximum eustatique permet ensuite, au Turonien-Sénonien, le dépôt du toit par transgression sur les cratons. Dans le cadre paléogéographique de la Méditerranée occidentale (Combes, 1990), le domaine émergé sarde, en cours de bauxitisation, était limité au Sud-Est (antédérive) par le bassin liguro-piémontais, au Nord-Ouest par la partie orientale du bassin axial pyrénéen. Il se prolongeait vers l'Ouest, côté Ibérie, par le continent de l'Ebre où sont connues des bauxites et, vers le Nord, plus ou moins directement, par l'Isthme durancien fortement minéralisé. La Nurra apparaît ainsi dans une position intracontinentale de haut niveau relatif peu sensible aux
une position intracontinentale de haut niveau relatif peu sensible aux fluctuations eustatiques et dont l'évolution est surtout contrôlée par les mouvements tectoniques. Les mouvements tectoniques anté-cénomaniens. — Ces mouvements, rapportés à la phase autrichienne, déterminent une discordance angulaire et une lacune importante entre l'Aptien inférieur et le Cénomanien supérieur (Cherchi et Trémolières, 1984). Dans cet intervalle, des distensions se traduisent par des panneaux plus ou moins exhaussés et des grabens limités par des failles normales EW à SE-NW (antédérive) qui montrent aussi une composante horizontale sinistre due à un serrage EW (Oggiano et al., 1987). Dans le graben d'Olmedo, représentant
EW (Oggiano et al., 1987). Dans le graben d'Olmedo, représentant la structure la plus importante, les sondages ont révélé la présence de plis, particulièrement d'un synclinal SSE-NNW à cœur urgonien, entre les failles bordières à jeu sinistre. Cette coexistence de distensions et de coulissements correspondrait à la même époque, dans les Pyrénées au NW de la Sardaigne, aux mouvements successifs en transtension et transpression mis en évidence entre les plaques européenne et ibérique (Peybernès et Souquet, 1984; Combes, 1990). Par ailleurs, la phase anté-cénomanienne a eu comme conséquence l'établissement de la paléosurface bauxitique qui apparaît assez irrégulière; l'âge du mur
la paléosurface bauxitique qui apparaît assez irrégulière; l'âge du mur varie en effet de l'Oxfordien à l'Aptien inférieur ce qui indique des érosions relatives de 5 à 600 m. L'instabilité tectonique contrôlant cette paléosurface a joué aussi un rôle essentiel dans la mise en place des types de gisement. II. TYPOLOGIE DES GISEMENTS ET MODES DE GENÈSE. Trois types sont retenus: Type 1. — Correspond au « type Sardaigne » (Combes, 1990), autochtone, provenant de l'altération sur place des marnes illitiques berriasiennes en bauxite à boehmite-hématite-goethite-kaolinite comme le montrent les profils géochimiques et minéralogiques. Il forme une couche régulière (2
profils géochimiques et minéralogiques. Il forme une couche régulière (2 à 3 m d'épaisseur) tronquée au sommet par une surface d'érosion surmontée d'une bauxite détritique pluridécimétrique. Dans la mine de Grascioleddu, un intervalle calcaire dans le Berriasien constitue un mur transitoire pour la partie supérieure des marnes presque totalement altérées en bauxite (type 1). Type 2. — Caractérisé des gisements sur mur antérieur au Berriasien, en poches métriques à plurimétriques anastomosées contrôlées par un taux de fracturation important anté ou synbauxitique (Monte Murone) lié à la phase autrichienne. La bauxite (5 à 10 m d'épaisseur) est plus ferrifère que le
(5 à 10 m d'épaisseur) est plus ferrifère que le type précédent, assez hétérogène, à nombreux nodule hématitiques ou goethitiques et pisolithes alumineux à boehmite irrégulièrement répartis, avec une partie inférieure (0,5 à 4 m d'épaisseur) argileuse (kaolinite et traces d'illite). Les profils géochimiques et minéralogiques montrent une évolution verticale des niveaux argileux inférieurs à la bauxite compacte (Montigiu de su Cossu). Dans certains gisements (Monte Murone) la partie inférieure a été, elle aussi, bauxitisée. Le type 2 peut être interprété comme une bauxite de type 1 dont le profil s'est déplacé de haut en bas par altération de la
s'est déplacé de haut en bas par altération de la totalité du Berriasien et, ensuite, surimposé dans le substratum tithonien. Les tassements différentiels dans le karst et l'instabilité du matériel bauxitique en cours d'altération pendant l'enfoncement, produisent un mélange hétérogène de nodule, pisolithes, concrétions néoformés avec des profils géochimiques et minéralogiques plus ou moins réguliers sans gradient vertical nettement marqué. Ce mode de genèse du type 2 correspond à la parallochtonie. Type 3. — Se trouve sur mur postérieur au Berriasien (calcaires à faciès urgonien). Il a été reconnu, dans de nombreux sondages et à l'affleurement à Nalvonazzos, sous la
de nombreux sondages et à l'affleurement à Nalvonazzos, sous la forme d'une couche assez régulière (0,5 à 5 m d'épaisseur) sur un mur peu karstifié. La texture à nodule, pisolithes (boehmite-hématite) et galets irrégulièrement répartis peut présenter des traces de sédimentation : lamines, niveaux conglomératiques granoclassés, éléments orientés. Les profils géochimiques et minéralogiques ne montrent pas d'évolution sur place ou indiquent une altération développée à partir d'un matériel fortement alumineux. Ces caractères correspondent au dépôt d'une bauxite déjà constituée, sans (allochtonie) ou avec (parautochtonie) poursuite de l'altération, dont l'origine doit être recherchée dans les bauxites voisines de type 1 et
être recherchée dans les bauxites voisines de type 1 et 2. III. MODÈLE GÉODYNAMIQUE SYNTHÉTIQUE, APPLICATION À LA PROSPECTION (fig. 2). — La typologie des gisements et les modes de genèse sont déterminés, en définitive, par la présence des marnes berriasiennes qui fournissent la roche-mère et par le taux de soulèvement qui permet : 1) le démarrage de l'altération; 2) la mise en mouvement du matériel alumineux, la poursuite de son évolution et sa répartition dans le paysage morphologique. Dans le modèle géodynamique synthétique proposé (fig. 2), les données ont été rassemblées en choisissant une représentation sous forme de panneaux
été rassemblées en choisissant une représentation sous forme de panneaux à taux de soulèvement variable exprimant de la manière la plus simple l'instabilité tectonique liée à la phase autrichienne. Les plis éventuels, failles et blocs basculés, accentuant les pendages et favorisant la mise à l'altération des marnes berriasiennes n'ont pas été indiqués. ZONE D'ALTERATION DES MARNES TRES FAVORABLE POURSUITE DE L'ALTERATION D'UN MATERIEL DEJA BAUXITISE → ABONNE BAUXITE ÉPAISSEUR MOYENNE A FORTE(3-5m) (PIEGES STRUCTURAUX) MUR A KARST FAIBLE A MOYEN TYPE COUCHE MOYENNEMENT FAVORABLE BAUXITISATION INCOMPLÈTE DE MARNES → ASSEZ BONNE BAUXITE ÉPAISSEUR FAIBLE (2-3m) MUR MARNEUX PASSANT À LA
BONNE BAUXITE ÉPAISSEUR FAIBLE (2-3m) MUR MARNEUX PASSANT À LA BAUXITE TYPE COUCHE FAVORABLE BAUXITISATION DANS UN KARST ACTIF BONNE BAUXITE ÉPAISSEUR FORTE MUR À KARST MOYEN A FORT TYPE POCHES ISOLÉES OU ANASTOMOSÉES (DÉPENDE DE LA FRACTURATION) Fig. 2. Modèle géodynamique, typologie et principaux caractères des bauxites de la région d'Olmedo (NW de la Sardaigne). Fig. 2. Geodynamic model, typology and main characters of the bauxites in the Olmedo area (NW Sardinia). Dans les zones soulevées, décapées de leur couverture urgonienne, les marnes berriasiennes sont soumises à l'altération. Les domaines à taux de soulèvement modéré présentent le type 1,
domaines à taux de soulèvement modéré présentent le type 1, les bauxites restant sur leur roche-mère berriasienne; ceux à taux de soulèvement fort le type 2, avec une surimposition plus ou moins importante de la paléosurface bauxitique et du complexe d'altération dans le substratum anté-berriasien. L'ablation partielle de la bauxite des types 1 et 2 fournit le matériel alumineux qui vient s'accumuler dans les secteurs en contrebas pour former le type 3 sur l'urgonien. La bauxite détritique et la surface de ravinement au sommet du type 1 sont interprétés comme un témoin de ces transports de bauxites vers les dépressions
un témoin de ces transports de bauxites vers les dépressions morphostructurales. Ce modèle géodynamique illustre un paysage rendu instable par les mouvements tectoniques dans lequel les bauxites, issues de l'altération des marnes berriasiennes, s'enfoncent ou se déplacent latéralement (glissement sur les pentes et apports fluviatiles) vers les zones basses. Du point de vue appliqué, le type 3 est le plus intéressant car il provient de l'accumulation de produits alumineux déjà fortement altérés susceptibles de poursuivre leur évolution après leur dépôt. La bauxite est de bonne qualité et le karst peu important favorise la mise en place d'une couche régulière qui
important favorise la mise en place d'une couche régulière qui peut s'épaissir dans des pièges structuraux contrôlés par des failles actives durant la phase autrichienne. Le type 2 est également intéressant car le complexe d'altération peut fournir d'assez bonnes bauxites dans des poches karstiques anastomosées avec de fortes épaisseurs et des tonnages importants. Toutefois, lorsque la surimposition du matériel alumineux dans le substratum antéberriasien est faible, l'altération est incomplète et la partie inférieure encore très argileuse. Le type 1 est moins intéressant car les épaisseurs de bonne bauxite sont faibles (profils tronqués par une surface d'érosion, présence de marnes partiellement
(profils tronqués par une surface d'érosion, présence de marnes partiellement altérées à la partie inférieure). Le type 1', en revanche, est favorable grâce à la bauxitisation quasi complète des marnes supérieures du Berriasien. CONCLUSION. — La géodynamique des bauxites intracontinentales sardes est dominée par l'instabilité tectonique au Crétacé moyen exprimée par un taux de soulèvement variable. Sur les zones soulevées (types 1 et 2), les marnes du Berriasien sont altérées en bauxites autochtones et parallochtones dont l'érosion plus ou moins développée alimente les zones abaissées (type 3) en gisements allochtones ou parautochtones. La typologie et les modes de genèse sont
ou parautochtones. La typologie et les modes de genèse sont ainsi liés au fonctionnement d'une paléosurface morphostructurale sur laquelle s'altère et se déplace un matériel alumineux qui évolue vers le pôle purement bauxitique. Le modèle géodynamique synthétisant les caractères des types retenus présente un enchaînement logique des gisements et peut guider la prospection vers les pièges les plus favorables. Travaux effectués avec l'aide matérielle de la Société Sardabauxiti qui nous a facilité également l'accès aux données de sondages et aux gisements en exploitation. Note remise le 28 septembre 1992, acceptée après révision le 23 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES G. BARDOSSY
après révision le 23 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES G. BARDOSSY et J. DERCOURT, Les gisements de bauxites téthysiens (Méditerranée, Proche et Moyen Orient : cadre paléogéographique et contrôles génétiques). Bull. Soc. Géol. Fr., (8), VI, 6, 1990, p. 869-888. C. CECCARINI, G. OGGIANO et I. SALVADORI, Nurra (Sardinia, Italy) bauxite deposits. In Bauxite, L. JACOB éd., AIME, Soc. Min. Eng., 1984, p. 525-538. A. CHERCHI et P. TRÉMOLIÈRES, Nouvelles données sur l'évolution structurale au Mésozoïque et au Cénozoïque de la Sardaigne et leurs implications géodynamiques dans le cadre méditerranéen, C. R. Acad. Sci. Paris, 298, série II, 1984, p. 889-894.
R. Acad. Sci. Paris, 298, série II, 1984, p. 889-894. A. CHERCHI et R. SCHROEDER, in Groupe Français du Crétacé, Livret-guide exc. mai 1987 en Sardaigne, p. 26-60. P. J. COMBES, Typologie, cadre géodynamique et genèse des bauxites françaises, Geodinamica Acta, Paris, 4, 2, 1990, p. 91-109. B. U. HAQ, J. HARDENBOL et P. R. VAIL, Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic, Science, Washington, 235, 1987, p. 1156-1167. G. OGGIANO, G. SANNA et I. TEMUSSI, in Groupe Français du Crétacé, Livret-guide exc. mai 1987 en Sardaigne, p. 72-124. G. PECORINI, Stratigrafia e distribuzione della bauxite della Nurra (Sardegna
G. PECORINI, Stratigrafia e distribuzione della bauxite della Nurra (Sardegna nord occidentale), Symp. Ass. Min. Sarda, 1, 86, 1965, 15 p. B. PEYBERNÈS et P. SOUQUET, Basement blocks and tecto-sedimentary evolution in the Pyrénées during mesozoic times, Geol. Mag., Cambridge, 121, 4, 1984, p. 497-539. P.-J. C. Université Montpellier-II, Géologie des Gîtes Minéraux, place Eugène-Bataillon, 34095 Montpellier Cedex 5, France, G. S. Téthys et IGCP n 287, Tethyan bauxites; G. O. : Istituto Scienze Geologico-Mineralogiche, via Angioy 10, 07100 Sassari, Italie; I. T. : Sardabauxiti S.P.A., Via R. Laconi 8, 07040 Olmedo (SS), Italie. Géodynamique Geodynamics The West African fold
07040 Olmedo (SS), Italie. Géodynamique Geodynamics The West African fold belts: Structure and evolution Michel VILLENEUVE Abstract Before 1984, only two main orogenic periods had been considered in the West African fold belts (the first of Pan-African or Caledonian age, the second of Hercynian age). The discovery of two different Pan-African orogens partially reworked by a Hercynian tectonic event, was a substantial change in the interpretation of this fold belt. The first orogenic stage (Pan-African I) occurred in the northern part of the area around the Senegalese block; meanwhile, the second one (Pan-African II) occurred in the southern part, around
second one (Pan-African II) occurred in the southern part, around the Rokelide block. The third stage (Hercynian) occurred only around the Senegalese block. The Pan-African I was first identified in the Bassaride ridge (South East Senegal), the Pan-African II in the Rokelide belt (Sierra Leone and Guinea) while the Hercynian has strongly reworked the Mauritanide belt. Each has different geodynamical patterns and geologic evolution despite their appearance as a single belt from Mauritania to Liberia. Structure et évolution des chaînes ouest africaines Résumé Avant 1984 toutes les reconstitutions des chaînes de l'Ouest Africain ne tenaient compte que de l'existence de
de l'Ouest Africain ne tenaient compte que de l'existence de deux orogènes. Le plus ancien d'âge Panafricain ou Calédonien se prolongeait de la Mauritanie au Liberia tandis que le plus jeune, d'âge Hercynien affectait les Mauritanides et le Nord de la Guinée-Bissau [3]. La découverte de deux orogenèses panafricaines (Panafricain I et Panafricain II) en Guinée ([1] et [2]) entraîne une modification profonde du schéma interprétatif des chaînes de l'Ouest Africain proposé par J. Sougy [3]. Le Panafricain I a été mis en évidence dans les Bassarides (Sud-Est du Sénégal) mais il existe aussi au Nord, dans les Mauritanides. Le
mais il existe aussi au Nord, dans les Mauritanides. Le Panafricain II a été mis en évidence dans les Rokelides qui affleurent du Libéria au Sud du Sénégal. Les déformations hercyniennes sont limitées à l'Ouest du bassin de Taoudeni (dans les Mauritanides) et au Nord du Bassin paléozoïque de Guinée. En dépit d'une apparente homogénéité structurale due à leur allongement Nord-Sud parallèlement à la bordure du craton ouest africain, ces chaînes se sont constituées au cours de trois épisodes orogéniques complètement indépendants les uns des autres. Leur point de concours se situant au Sud du Sénégal. Version française abrégée Jusqu'en
se situant au Sud du Sénégal. Version française abrégée Jusqu'en 1984, on distinguait deux chaînes sur la bordure occidentale du craton ouest africain (fig. 1). La plus ancienne affleurait du Libéria au Sénégal oriental où on lui donnait le nom de branche des Rokélides ([17] à [19]). Étant recouverte par les sédiments subhorizontaux du bassin Paléozoïque (Cambro-Ordovicien à Dévonien) on l'attribuait à l'orogenèse Panafricaine. La seconde (branche de la Koulountou) prenait en écharpe toute la partie Nord de ce bassin en déformant tous les niveaux y compris ceux du Dévonien. Cette chaîne était attribuée à l'orogenèse hercynienne. Ces deux branches
Cette chaîne était attribuée à l'orogenèse hercynienne. Ces deux branches se rejoignaient dans le Nord-Est du Sénégal et en Mauritanie pour former les Mauritanides proprement dites ([4] à [8]). La découverte, en Guinée, d'une discordance [1] entre les sédiments plissés, de la chaîne des Rokélides et un substratum volcano-sédimentaire très déformé qui constituait les monts Bassaris ont permis de distinguer deux chaînes issues d'orogenèses panafricaines [2]. La chaîne la plus ancienne fut appelée « les Bassarides » alors que la plus récente corrélée avec les formations des Rokélides de Sierra-Leone conserva le nom de Rokélides. Cette découverte était confirmée en
conserva le nom de Rokélides. Cette découverte était confirmée en 1987 [9] et en 1989 [10] par des datations radiométriques qui attribuaient un âge de 660 Ma au métamorphisme de la chaîne du Panafricain I (Bassarides) et un âge de 550 Ma au métamorphisme de la chaîne du Panafricain II (Rokélides). Des schémas géodynamiques furent proposés [15] pour chacun des orogènes en tenant compte des données géophysiques [14] et géochimiques ([12] et [13]). Ces schémas géodynamiques montraient seulement le polyphasage de l'édifice Ouest Africain mais pas la géométrie de chacune des chaînes ni leurs relations spatiales ce qui est le
des chaînes ni leurs relations spatiales ce qui est le but de la présente Note. Note présentée par Jean AUBOUIN. 0764-4450/93/03160411 $ 2.00 Académie des Sciences LE PANAFRICAIN I (Bassarides) issu du cycle orogénique auquel on attribue les formations ophiolitiques des Mauritanides centrales semble être issu d'un rift évolué de type « mer rouge ». Ce rift s'est refermé vers 660 à 640 Ma (fig. 2 et 3) en donnant une chaîne bien reconnue dans les Bassarides. Des molasses liées à cet épisode orogénique ont été identifiées en plusieurs endroits [16]. LE PANAFRICAIN II (Rokelides). — Cette orogène a commencé
[16]. LE PANAFRICAIN II (Rokelides). — Cette orogène a commencé par la formation de sillons (grabens) intracontinentaux (fig. 4) comblé d'abord par des dépôts glaciaires puis argileux liés à la transgression cambienne. Le plissement des séries sédimentaires du Sud (notamment dans le sillon des Rockélides) serait dû à un mouvement vers le NE du bouclier guyanais (fig. 5). L'HERCYNIEN (Mauritanides). — Enfin à l'Hercynien le bloc sénégalais déjà individualisé au Pan-African I a été fortement remobilisé (fig. 6). I. INTRODUCTION. — Le fold belt de l'Afrique de l'Ouest est situé sur la marge occidentale du Craton de l'Afrique de l'Ouest
sur la marge occidentale du Craton de l'Afrique de l'Ouest entre le Maroc et la Guinée (fig. 1). L'interprétation initiale [3] suggérait l'existence de deux orogènes superposés, séparés, dans leur partie méridionale, par les sédiments horizontaux de l'Éocène bovéen. L'orogenie plus ancienne s'étendait de Sénégal à Liberia et était recouverte par les sédiments paléozoïques de la Bove Basin. Sougy (1962) l'a interprété comme un orogène Pan-Africain. L'orogenie attribuée à l'Hercynien s'étendait de l'Sud du Maroc à la Guinée-Bissau et était thrasée sur le Paléozoique Bovéen. Des travaux publiés [4], [5], [6], [7] et [8] ont mis en évidence la superposition
[6], [7] et [8] ont mis en évidence la superposition de Pan-African et Hercynien orogènes dans la partie centrale des Mauritanides (Mauritanie et Sénégal). Cependant, dans la ridge des Bassarides (Sud du Sénégal et Nord de la Guinée), Villeneuve (1980, 1984 et 1987) a démontré l'existence de deux orogènes Pan-Africains (Pan-African I et Pan-African II) séparés par une importante unconformité. Plus tard, des données géochronologiques [9] de 39 Ar/40 Ar méthode (appliquées sur muscovites) montrent des âges de métamorphisme; 660 Ma pour le Pan-African I et 550 Ma pour le Pan-African II qui soutiennent l'interprétation de Villeneuve (1984). Un âge
Pan-African II qui soutiennent l'interprétation de Villeneuve (1984). Un âge de 270 Ma de la méthode 39 Ar/40 Ar sur un mylonite localisé dans la partie nord-ouest de la ridge des Bassarides, indique un événement Hercynien associé à un cisaillement dans la branche du Koulountou. Ainsi, trois événements tectoniques distincts peuvent être distingués dans la partie sud du fold belt de l'Afrique de l'Ouest. Des travaux similaires [10] suggèrent l'existence de les mêmes événements dans la partie centrale des Mauritanides. Le but de cet article est de proposer une nouvelle interprétation de l'évolution du fold belt de l'Afrique de l'Ouest
interprétation de l'évolution du fold belt de l'Afrique de l'Ouest prenant en compte le motif de ces trois orogènes superposés. 2. LE PAN-AFRICAIN I OROGÈNE (BASSARIDES). — Le Pan-African I orogène fut originellement défini dans les Bassarides et Koulountou [2] où il est seulement légèrement recouvert par les deux orogènes plus récents [11] et donc bien caractérisé (fig. 1). Les Bassarides sont composées principalement de formations volcaniques-sédimentaires appartenant à un intracontinentale rift et bordées sur leur côté occidental par un pluton calc-alkaline (le Niokolo-Koba complexe). Dans l'area des Mauritanides ces formations volcaniques-sédimentaires sont associées à des ophiolites. La nouvelle interprétation
formations volcaniques-sédimentaires sont associées à des ophiolites. La nouvelle interprétation suppose l'existence d'un système rift Pan-African I comparable au système rift actuel de l'Afrique de l'Est (fig. 2). Le rift des Mauritanides serait comparable à la mer Rouge tandis que le rift des Bassarides pourrait être comparé au rift Éthiopien. Des interprétations gravitaires [14] supportent la comparaison entre la branche de Gambie et le golfe d'Aden. Ce système rift est considéré comme s'étant ouvert entre 700 et 680 Ma et refermé autour de 660 à 640 Ma [15]. Cette fermeture (associée à un événement métamorphique) origina la ceinture Pan-African I