jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
(<40 m) cap is 1,200 x 900 m, with N70 and N130 strikes (the two major regional trends which governed the evolution of the P.II-3, [9]) and the foot probably follows a semi-circular fault. The mineralogy of the alterite was obtained during three main stages at the expense of an already modified (yδ II-III thermal metamorphism) andesite a0 (Table II); however, the lavic textures are preserved from b 1 to a 1, partly in c. During main transformations stage 1, several interfingered metasomatic fronts have developed, below the silica-cap c, outward from the presumed feeding zone b 2, according to
outward from the presumed feeding zone b 2, according to the scheme: Leached elements from a 0 and mineralogy of the alterite Initial rock —' —^ — (Andesite) — K -Ca Fe Mg — Na -Si Quartz Quartz Quartz Andalusite I Andalusite 1+2 (Diaspore ?) Diaspore Al-Phosphate 1 Al-Phosphate 1 + 2 Ti-Magnetite Ti-Magnetite Hematite-Rutile Rutile Rutile Plagio. Plagio. (An = 35) (An = 20) Albite Albite Actinolite Al-poor Al-rich Biotite Chlorites Chlorites (Muscovite) (Muscovite) (Muscovite) a 0 a 1 a 2 b 1 hi o The granulometry of the neoformed quartz is smaller in the mesostase (50 gm) than
neoformed quartz is smaller in the mesostase (50 gm) than in the phenocrysts (100 um), (a 2, b 1, c). o Andal. 1 : Fe-rich, anhedral microcrysts (<100 μm) in b 1 and cores of large (1 mm) euhedral crystals in b 2. o Andal. 2 : Fe-poor, rare euhedral crystals (500 um) in b 1 and rims of euhedral crystals in b 2. * Al-Phosphate 1 : Mg/Fe >1 (lazulite); Al-Phosphate 2 : Fe=0 (augelite). * Andal. 1, 2 replace selectively the mesostase (b1). * Oxides are disseminated or underline the cleavages of the Fe-Mg phenocrysts. o Muscovite is
underline the cleavages of the Fe-Mg phenocrysts. o Muscovite is late relative to other minerals. The andalusite-diaspore association settles a temperature range of 390-340°C at 1 kbar in an acid, nearly silica-saturated fluid [4] for the end of Stage 1. Stage 2 is a tourmalinization in veins and dots from b 2 to a 0. Stage 3 began with the neogenesis of apatite in veins and dots in b 2-b 1 and of sericite from b 2 to a 1; then, the formation of pyrophyllite, paragonite and svanbergite (Al, Ca, Sr sulfo-phosphate) occurred in b 2-b 1; the barite-quartz association
Sr sulfo-phosphate) occurred in b 2-b 1; the barite-quartz association is later and limited to b 1-c. The andalusite-pyrophyllite association settles a temperature of 340°C at 1 kbar in an acid nearly silica-saturated fluid [4]. Elements for reconstructing a genetical model (Fig. 4) would be: a shallow intrusion (<2 km) moving up to its top moderately warm fluids along a narrow semi-circular fault; the upwelling fluids then inflow particular levels laterally, under the joint action of a permeability barrier (welding or fracture variations in lavas) and of a colder groundwater level. Such systems are known along the bordering faults of
level. Such systems are known along the bordering faults of rifts controlling repeated magmatic activities [17]; we have already reconstructed such a scenario for the P.II-3 times [9]. Thus, concealed "porphyries" may be expected under the alterite, possibly mineralized either with Cu or Mo (showings of these metals are known in the vicinity), or with Au-Ag. Ces TABLEAUX 1 TABLEAU II Occurrences avec Analyse chimique Norme Localisation Total Al2O3 (%) C.I.P.W Arcs insulaires actuels 5.0 SiO2, 63,06 Quartz ! Jçji Andes + Rocheuses. 7.0 Al2O3, 15,80 Orthose; 19'2l V.S.A. centre., 9.0 Fe2O3, 5,74 Albite 21,75 umtr2 1 MnO., 0,12 Anorthite
9.0 Fe2O3, 5,74 Albite 21,75 umtr2 1 MnO., 0,12 Anorthite .14 28 Kazakhstan 17 1 MgO 2,20 Hypersthène 5,48 Appalaches + Terre Neuve.. 25 1 CaO 3,10 • Ilménite 0,26 Afrique (Maroc) (TnT) 1 1 Na2O ., 2,57 Hématite 5.74 France 2 2 K2O 3,25 Rutile 0,53 Suède., 6 3 TiO2. 0,67 Corindon 2,82 TOTAUX TA 7 [ [ [ ] [ : ?,62 Apatite 0,40 Total 74.9 P-F 1,62 Total 97,99 Total 97,69 altérites, parfois exploitées pour leurs minéraux réfractaires ou l'or, sont aussi intéressantes, comme les altérites sulfatées plus banales, comme guides vers des gîtes de type «
plus banales, comme guides vers des gîtes de type « porphyry » à Cu, Mo ou Au-Ag ([1], [2]). Si l'on met à part leur minéralogie et leur géochimie qui ont été parfois précisées ([3] à [7]), ces altérations sont souvent mal décrites en ce qui concerne leur géométrie, les successions et chronologies de leurs paragenèses minérales, leur âge par rapport à l'encaissant; comme l'a souligné Gustafson [8] cela peut rendre discutable les interprétations proposées à leur sujet. L'exemple marocain présenté ici serait le premier de ce type en Afrique. Ce gisement, Tassa-n-Talghamt, se situe dans le Saghro, au Sud
Ce gisement, Tassa-n-Talghamt, se situe dans le Saghro, au Sud de Kelaa M'Gouna (fig. 1 à 3). L'altérite remplace des andésites et elle est formée de : quartz, andalousite, lazulite augélique, rutile, diaspore, muscovite, tourmaline, apatite, séricite, svanbergite, pyrophyllite, paragonite, barytine, pyrite, chalcopyrite. ÂGE DES ANDÉSITES. — Comme nous l'avons expliqué [9], nous conservons la division du Protérozoïque moyen et supérieur en trois séries calées [10] sur une orogenèse panafricaine biphasée (FI, F2) et indicées P.II-2, P.II-3 et P.III respectivement pré-F1, post-F1/préF2 et post-F2. Le P.II-2 est plissé isoclinalement et épimétamorphique, le P.II-3 est peu plissé, non métamorphique et le
épimétamorphique, le P.II-3 est peu plissé, non métamorphique et le P.III, divisé en P.III-1m, P.III-2m, P.III-3m et P.III-ls est non plissé, non métamorphique ([11], [12]). Dans la zone étudiée, le P.III-1m est réputé manquer [12]. Des granodiorites yδ II-III sont tardières post-P.II-3 et pré-P.III, d'autres granitoïdes (X.IIIm, X.IIIm π) sont intrusifs jusque dans le P.III-3m [12]. Les andésites de Tassa-n-Talghamt, coupées en deux par un cisaillement sénestre N 70, font partie d'un vaste ensemble considéré à tort comme homogène et affleurant à l'ENE de la ligne Sidi Flah-Bou Skour (fig. 1). Présumé d'âge P.II-3, [12], cet ensemble comprend en fait
1). Présumé d'âge P.II-3, [12], cet ensemble comprend en fait des termes variés : P.II-2 (SF, BS), P.II-3 et P.III (KM, AnT) [9], (fig. 1). Au Nord et au Sud du cisaillement N70, les andésites ont le même faciès et ne montrent aucune différence structurale, contrairement à l'assertion de Benharref [13]. N'étant ni plissées ni métamorphisées régionalement, elles sont post-P.II-2; comme elles sont traversées par les granodiorites yδ II-III (métamorphisme de contact à amphibole, biotite, épidote), elles sont pré-P.III. Les andésites de Tassa-n-Talghamt sont donc structuralement attribuables au P.II-3 et sont des équivalents laviques des sédiments de la « série
sont des équivalents laviques des sédiments de la « série de Kelaa M'Gouna », également P.II-3 [9]. ÂGE DE L'ALTÉRATION. — Ses relations avec les intrusions pré et syn-P.III fixent son âge relatif. Un grand dyke N 130 (8 x 0,7 km) de microgranite porphyrique, mis en place à faible profondeur, coupe la granodiorite yδ II-III et les tufs rhyolitiques inférieurs, base locale du P.III-2m. Des rhyolites surmontent les tufs et des sills rhyolitiques s'injectent à divers niveaux, en particulier au contact granodiorite-andésites. Ils sont postérieurs à une protrusion rhyodacitique qui coupe les tufs lités et associés à l'intrusion suivante,
qui coupe les tufs lités et associés à l'intrusion suivante, des leucogranites roses dont les aplopegmatites recoupent les rhyodacites. Les leucogranites roses affleurent en apex disjoints, falciformes ou isodiamétriques et dessinent un demi-manche (diamètre 15 km) qui recoupe et métamorphise l'altérite à l'Est. La structure semi-annulaire du leucogranite serait liée à un réajustement en chaudron, au toit d'intrusions peu profondes (cf. [14] à [16]) un peu plus précoces. Des témoins de ces dernières, en partie cachés, seraient représentés par : une microgranodiorite porphyrique entourant les andésites à l'WSW de l'altérite, par un apex de granite à biotite au SE et
par un apex de granite à biotite au SE et par des dykes d'aplites et de rhyolites (certains sont hydrothermalisés comme les andésites). Nous lions donc l'hydrothermalisme responsable de l'altération peralumineuse des andésites P.II-3 à ces intrusions peu profondes antérieures au leucogranite; son âge serait donc P.III-2m à P.III-3m. MORPHOLOGIE DE L'ALTÉRITE. — Le blanchiment complet des andésites marque la limite de l'altérite (fig. 2-3). En plan, c'est une ellipse de 1 200 x 900 m allongée N 70. En coupe, c'est une lentille asymétrique, subhorizontale, peu épaisse (<40 m) qui semble s'enraciner selon un trajet en croissant (zone b
qui semble s'enraciner selon un trajet en croissant (zone b 2) correspondant aux transformations les plus importantes. Sous un capuchon de quartz microcristallin (zone c), l'asymétrie se marque par l'extension différente du faciès b 1 de part et d'autre de b 2, tant latéralement que verticalement. Les structures laviques sont conservées dans a1, a 2, blet c (en partie), effacées dans b 2. La zone hydrothermalisée aurait donc la forme d'un champignon asymétrique, au chapeau subhorizontal et au pied semi-annulaire non centré. MINÉRALOGIE DE L'ALTÉRITE. — Les paragenèses apparaissent en trois stades successifs, guidées par la perméabilité primaire ou secondaire
trois stades successifs, guidées par la perméabilité primaire ou secondaire des andésites. La roche de départ (a0) est une andésite bréchique ou microlitique, déjà modifiée par métamorphisme de contact de la granodiorite yδ II-III (tableau II). Ces deux faciès sont reconnaissables de al à c où, dès le stade 1, sous le capuchon siliceux c, plusieurs fronts métasomatiques emboîtés se développent à partir de la zone d'alimentation supposée b 2, selon le schéma du tableau suivant (p. 129). Le stade 2 se limite à une tourmalinisation en veinules et nids de b 2 à a 0. Le stade 3 débute
de b 2 à a 0. Le stade 3 débute par la néogenèse d'apatite en veinules dans b 2-b 1 et de séricite de b 2 à a 1 et dans c. Ensuite il y a formation de pyrophyllite, paragonite, svanbergite (sulfo-phosphate d'Al-Ca-Sr), dans b 2 et b 1. L'association barytine-quartz, plus tardive, se limite à b1 et c. INTERPRÉTATION. La forme en champignon de l'altérite et la distribution des paragenèses minérales sont liées à des zones de circulation privilégiées des fluides, induites par une plus grande perméabilité des andésites qui peut être soit originelle (faciès peu consolidés : tufs,
qui peut être soit originelle (faciès peu consolidés : tufs, brèches), soit acquise (ou accrue) par des fractures postérieures, régionales, péri-intrusions et/ou hydrauliques. La perméabilité originelle est marquée par des témoins, à la base de c, d'un faciès bréchique peu consolidé. Les fractures postérieures PLANCHE I/PLATE I MICHEL LÉCOLLE Fig. 1 Fig.2 PLANCHE II/PLATE II Fig. 3 Éléments lessivés dans la roche de départ Roche et Minéralogie de l'Altérite de départ — -—— (Andésite) K Ca Fe -Mg Na Si Quartz Quartz Quartz Andalousite 1 Andalousite 1 + 2 (Diaspore ?) Diaspore AI-Phosph. 1 Al-Phosph. 1 + 2 Ti-Magnétite Ti-Magnétite
?) Diaspore AI-Phosph. 1 Al-Phosph. 1 + 2 Ti-Magnétite Ti-Magnétite Hématite-Rutile Rutile 1 Rutile Plagio. Plagio. Rutile (An = 35) (An = 20) Albite Albite Ac. th. Chlorites pauvres Chlorites riches Biotite en AI en AI (Muscovite) (Muscovite) (Muscovite) a 0 a 1 al b 1 A ? (a2) Le grain du quartz néoformé dans la mésostase est plus petit (50 μm) que dans les phénocristaux (100 μm) (a 2, b 1, c). au * Andal. 1 : riche en Fe, microcristaux (<100 μm) sans forme propre dans b 1 et cœur de grands cristaux automorphes (1 mm) dans b2.
et cœur de grands cristaux automorphes (1 mm) dans b2. le Andal. 2 : pauvre en Fe, rares cristaux (500 μm) subautomorphes dans b 1 et couronne des cristaux automorphes dans b 2. * Al-Phosph. 1 : Mg/Fe = 1 (lazulite); Al-Phosph. 2 : Fe = 0 (augélite). * Andal. 1, 2 remplacent sélectivement la mésostase (b 1). * Les oxydes sont en grains disséminés et soulignent les fantômes des ferromagnésiens. * La muscovite est tardive par rapport aux autres minéraux. sont cependant les drains dominants : 1) les accidents régionaux N 130 et N70 fixent les limites essentielles de
régionaux N 130 et N70 fixent les limites essentielles de l'altérite (leur influence a déjà été soulignée pour l'histoire du P.II-3, [9]; 2) l'étalement privilégié de l'altérite, dans un plan subhorizontal, vers l'ENE et une probable alimentation à partir d'une fracture semi-annulaire peuvent être liés à l'existence d'un réseau complexe de failles, concentriques, radiales et subhorizontales comme il en existe au toit d'intrusions ([14] à [16]); on suppose ici l'existence de telles intrusions sous les altérites, leur trace en surface étant la microgranodiorite porphyrique et quelques dykes d'aplites et rhyolites hydrothermalisés. 3) les fluides hydrothermaux, acides comme l'indiquent le lessivage
hydrothermalisés. 3) les fluides hydrothermaux, acides comme l'indiquent le lessivage des alcalins et la nature des néogenèses, s'injectent en trois stades successifs, un aquifère intra-P.II-3 Pouvant aussi jouer un rôle : 3 a) l'aquifère serait attesté par la planéité du toit des altérites, par l'asymétrie verticale des paragenèses d'altération (par rapport à b 2) et par la présence, à l'aplomb de la zone d'alimentation supposée, du capuchon siliceux; en effet, la précipitation massive de silice est interprétée, dans les gîtes superficiels à alunite, comme résultant du mélange des fluides hydrothermaux avec une nappe phréatique [17]; 3 b) au cours du
avec une nappe phréatique [17]; 3 b) au cours du stade 1, un fluide riche en PO4 lessive les andésites évacuant plus ou moins totalement Na, Ca, K, Fe, Mg, peu Si, tandis que Al, Ti restent sur place (zone b 2). La partie de Fe subsistante forme, avec Si et Al, l'andalousite, et des aluminophosphates avec PO4 et Mg (le cœur des andalousites et des phosphates est plus riche en Fe que leur bordure, les andalousites sont plus riches en Fe de b 2 vers b 1). K a un comportement analogue (les grandes muscovites néoformées sont aussi plus
un comportement analogue (les grandes muscovites néoformées sont aussi plus riches en Fe de b 2 vers a 2). L'association andalousite-diaspore fixe une température de 390 à 340°C à 1 kbar de pression, dans un fluide proche de la saturation en silice [4], à la fin du stade 1; 3 c) au cours du stade 2, un fluide boré agit sur des roches préalablement lessivées en Na; la tourmaline zonée, néoformée (riche en dravite) implique donc un apport de Na; 3 d) au cours du stade 3, un fluide riche en SO4 déstabilise silicates et phosphates, agissant sur des roches
en SO4 déstabilise silicates et phosphates, agissant sur des roches préalablement lessivées en Ca. La néogenèse d'apatite et de svanbergite, qui accompagne la séricitisation, implique l'apport de Ca et Sr. La pyrophyllite, stable avec l'andalousite et le diaspore, fixe une température de 340°C à 1 kbar de pression, dans un fluide proche de la saturation en silice [4]. CONCLUSIONS. — Des éléments de modélisation (fig. 4) seraient les suivants : au toit d'une intrusion peu profonde (à moins de 2 km), en fin de cristallisation, montent, le long d'une zone étroite semi-annulaire, des fluides modérément chauds qui s'écoulent latéralement plus
étroite semi-annulaire, des fluides modérément chauds qui s'écoulent latéralement plus près de la surface, sous l'action combinée d'une barrière de perméabilité et d'un aquifère plus froid. L'installation de tels systèmes est fréquente à proximité des failles bordières de rifts contrôlant une activité magmatique répétée [17]. Un tel contexte correspond à celui qui a été proposé pour la période P.II-3 du Saghro [9]. On suggère donc l'existence, sous l'altérite de Tassa-n-Talghamt, d'intrusions de type « porphyry » peut-être minéalisées, soit en Cu ou Mo (des indices de ces métaux sont connus dans et autour de cette zone), soit en Au-Ag. Note
dans et autour de cette zone), soit en Au-Ag. Note remise le 20 août 1992, acceptée après révision le 20 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. GEIGER, Archiv. för Mineral. och Geol., 3, n° 24, 1963, p. 423-465. [2] R. G. SCHMIDT, U.S. Geol. Surv. Bull., 1562, 1984, p. 1-152. [3] B. LEMIÈRE, J. DELFOUR, B. MOINE, M. PIBOULE, A. PLOQUIN, P. ISNARD et M. TEYGEY, Miner. Deposita, 21, 1986, p. 147-155. [4] J. J. HEMLEY, J. W. MONTOYA, J. W. MARINENKO et R. W. LUCE, Econ. Geol., 75, 1980, p. 210-228. [5] P. B. LARSON et H. P. TAYLOR,
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280, 1981, 238 p. [11] G. CHOUBERT, Mém. Serv. géol. Maroc, Thèse Doct. ès Sci., Univ. de Paris, 162, 1963, 352 p. [12] M. SAADI, E. A. HALALI et M. BENSAID, Feuille Dj. Saghro-Dadès, Carte géol. Maroc, 1/200000, 1974-1977. [13] M. BENHARREF, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Marrakech, Cadi Ayyad, 1991, 209 p. [14] N. KELLY et O. RYE, Econ. Geol., 74, 1979, p. 1721-1822. [15] C. DERRÉ, M. LÉCOLLE et G. ROGER, Ore Geol. Reviews, 1, 1986, p. 43-56. [16] F. NORONHA, A. DORIA, J. DUBESSY et B. CHAROY, Mineral. Deposita, 27, 1992, p. 72-79. [17] B. R. BERGER
Mineral. Deposita, 27, 1992, p. 72-79. [17] B. R. BERGER et R. W. HENLEY, Econ. Geol., Monograph., 6, 1988, p. 404-423. M. L., C. D. et M. F. : U.R.A. du C.N.R.S. n° 736, Géologie appliquée, Université Pierre et Marie Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; E. C. R., A. A. et A. B. Ministère de l’Énergie et des Mines, Haut Agdal, Rabat, Maroc. Géologie/Geology La matière organique figurée des membres de Hartland et Bridge Creek (Cénomanien supérieur, Bassin Intérieur Nord-Américain) et son interprétation séquentielle Bernard COURTINAT, Serge FERRY, Jean ESPITALIE et Henriette MEON Résumé Les données palynologiques
FERRY, Jean ESPITALIE et Henriette MEON Résumé Les données palynologiques qui opposent le membre de Hartland (homogénéité) à celui de Bridge Creek (variabilité) résulteraient de l'isolement du bassin pendant une phase de bas niveau marin de 3e ordre (Hartland) au sein d'une transgression de 2e ordre. En haut niveau marin (Bridge Creek) s'expriment les cycles à haute fréquence soulignés par les oscillations du rapport des débris noirs qui traduisent des cycles climatiques; les alternances d'associations de dinokystes ne sont pas en phases avec les rythmes lithologiques. The organic matter of Upper Hartland and Lower Bridge Creek Members (Upper Cenomanian, U.S.
Upper Hartland and Lower Bridge Creek Members (Upper Cenomanian, U.S. Western Interior Basin) and its sequential interpretation Abstract — The homogeneity of palynological data from Hartland Shale member contrasts with a strong variability in Bridge Creek Limestones Member. This opposition is interpreted as a result of pervasive restricted marine conditions due to a sill during a third-order sea-level lowstand (Hartland Shale Member) within a second-order transgression. High-frequency cycles (Bridge Creek Member) appear only when the sea level is high enough to suppress the sill effect. The Bridge Creek Member cycles show lithology-linked oscillations in the brown phytoclasts/black phytoclasts perhaps reflecting
show lithology-linked oscillations in the brown phytoclasts/black phytoclasts perhaps reflecting climatic cycles. Changes in dinoflagellate assemblages are not clearly tied to carbonate cycles. Abridged English Version Paleogeography, stratigraphy and sequence stratigraphy. The classical Pueblo section is paleogeographically situated in the middle of the U.S. Interior Seaway, a wide Upper Cretaceous foreland basin in front of the Sevier orogenic belt (Fig. 1 A). The flooding of that moderately deep basin began by late Albian (?) Cenomanian times and peaked with the early Turonian worldwide transgression [1]. The peak transgression is represented here by the bed-scale limestone-marl alternation of the 12 m
here by the bed-scale limestone-marl alternation of the 12 m thick Bridge Creek Member (uppermost Cenomanian to middle Turonian) of the Greenhorn Formation (middle Cenomanian to middle Turonian). This member overlies the organic-matter-rich Hartland Member, and is overlain by the dark Blue Hill Member through the transitional Fairport Member. From correlations with the marine stratigraphic sequences of S-E France, we interpret the interfingering of upper Dakota Formation tongues within the Mancos Formation [10] as a result of third-order sea-level falls ("forced regressions" [12]), not as a result of progradational phases during stillstands in sea level, within the second-order T6 transgression
during stillstands in sea level, within the second-order T6 transgression [1]. The upper part of Hartland Member is thus interpreted as a third-order lowstand system tract, as much as the above Blue Hill Member would represent the next sea level fall. Although the submarine play, during the Cenomanian, of the former (Albian) Transcontinental Arch (drainage divide in fluvial Albian sandstones) is contested [5], we consider that these thick black shales are the result of the barrier effect of such sills on the turnover of bottom waters during third-order sea-level falls during the Cenomanian-Turonian second-order transgression. Our aim is to study
during the Cenomanian-Turonian second-order transgression. Our aim is to study the changes in the organic matter composition from the lithologically homogeneous third-order supposedly lowstand systems tract (upper Hartland Member) to the lithologically fluctuating first half of the Bridge Creek Member interpreted as a third-order transgressive systems tract (uppermost Cenomanian). Note présentée par Jean DERCOURT. 0764-4450/93/03160131 $ 2.00 Académie des Sciences Palynological data. — Three dinocyst associations have been defined. The first one, the Achomosphaera complex (association 1, Fig. 1 B) comprises abundant forms such as Achomosphaera ramulifera, Spiniferites cornutus, S. crassimuratus, S. multibrevis and S. ramosus. The species Odontochitina costata,
crassimuratus, S. multibrevis and S. ramosus. The species Odontochitina costata, O. operculata, Palaeohystrixophora infusorioides, Pterodinium cingulatum, Eurydinium saxoniense, Pervosphaeridium truncigerum and Trichodinium castanea are episodically abundant. Earlier [13], we had interpreted this association to be relative of a sea with normal salinity and oxygenation. The second one, the Cyclonephelium association (association 2, Fig. 1 B), groups the preceding major species of the Achomosphaera complex and abundant specimens of Cyclonephelium brevispinatum, Circulodinium distinctum, Maghrebinia membraniphorum and Tenua hystrix. We have suggested that such an association is a response to a stressed environment [13]. The last one, "ind." association is composed of
environment [13]. The last one, "ind." association is composed of low specific diversity assemblages, corresponding to rich total organic carbon marls and limestones. The spores and pollens involve 6 to 92% of the whole microflora. Spores of Pteridophyta, disaccate pollens, Classopollis, Araucaciacites and Normapolles in some levels are the most abundant and the most frequent. The ratio of brown remains/black remains corrected by the total terrestrial rests (V/1 ratio), to take into account the terrestrial flux, shows the lowest values in limestones (Fig. 1 C). Conclusions. — Low values of the V/1 ratio are interpreted either as deep deposits [15]