jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
plongées effectuées durant le premier parcours de la campagne, le long du MSS. Quatre plongées ont eu lieu sur le segment E-W du MSS (plongées NP 1-1 à NP 1-4) et quatre sur le segment N-S (plongées NP 1-13 à NP 116) (fig. 4). L’escarpement met à l’affleurement des roches sédimentaires stratifiées et peu indurées : argilites, siltites et grès fins associées à de rares bancs de dolomies indurées. Ces roches présentent une fracturation intense, bien visible à différentes échelles (du décimètre au mètre). Toutes les plongées révèlent que le MSS est en fait composite et consiste en une succession
MSS est en fait composite et consiste en une succession d’escarpements de quelques mètres de hauteur à orientations variées et présentant des surfaces de cassures fraîches. Ils sont très souvent surmontés de replats sédimentés. Ces successions de « marches » alternent localement avec des cônes d’éboulis. Le MSS présente ainsi une succession de petites niches d’arrachements, témoins d’éboulements locaux et récents, comme l’indique la fraîcheur de certains affleurements. Les directions de fractures et de diaclases relevées au cours des plongées se répartissent en plusieurs familles de direction NO, N20, N 40-45, N 90 et N 120 pour les plongées le
40-45, N 90 et N 120 pour les plongées le long du segment E-W, et N 10, N 45, N 90 et N 130 pour les plongées NP 1-13 à NP 116 situées sur le segment N-S. À 10° près, les directions structurales sont semblables sur les parties E-W et N-S du MSS qui, de ce fait, ne peuvent être différenciées selon ce type de critère. L’origine des diaclases peut être attribuée à une évolution diagénétique précoce, comme le suggère l’étude détaillée des faciès dolomitiques [17], et à des contraintes tectoniques liées à l’évolution locale en compression ou en distension
tectoniques liées à l’évolution locale en compression ou en distension de la marge. Toutefois, l’absence de critères de mouvement sur les plans de fracturation majeurs et le large éventail d’orientations des diaclases ne permettent pas pour l’instant de déterminer l’orientation et la nature des contraintes responsables de la fracturation. Une vallée perchée d’orientation Nord-Sud est visible au sommet du MSS au Sud de 5°40’S. Elle débouche dans un petit canyon curviligne entaillant l’escarpement. Cette vallée et ce canyon définissent les limites d’un bloc en voie de détachement, légèrement effondré le long de l’escarpement. Cet effondrement est également mis en évidence
long de l’escarpement. Cet effondrement est également mis en évidence par une inversion dans le profil de pente à l’aplomb de la vallée perchée. Au nord de celle-ci, le profil est concave alors qu’au sud, au niveau du bloc glissé, la pente est convexe (fig. 2 et 3). Les plongées 14 et 13 montrent des affleurements très frais à la base de la zone effondrée. EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 1. — Bathymétrie simplifiée de la zone Paita, espacement des isobathes : 100 m (modifié d’après Bourgois et al., 1986). USS : Upper Slope Scarp, MSS : Middle Slope
1986). USS : Upper Slope Scarp, MSS : Middle Slope Scarp, LSS : Lower Slope Scarp. Encart : localisation de la zone Paita sur la marge Nord Péruvienne, espacement des isobathes : 1 000 m (modifié d’après Bourgois et al., 1986). Fig. 1. — Simplified bathymetry of Paita area, contour interval: 100 m. (modified from Bourgois et al., 1986) USS: Upper Slope Scarp, MSS: Middle Slope Scarp, LSS: Lower Slope Scarp. Lower insert: Location of Paita area on North Peruvian margin, contour interval: 1,000 m. (modified from Bourgois et al., 1986). Fig. 2. — Schéma morphostructural simplifié de la zone
1986). Fig. 2. — Schéma morphostructural simplifié de la zone Paita. 1 sommet, 2 : creux, 3 escarpements à pente moyenne de 25 degrés, 4 : escarpements à pente moyenne de 10 degrés, 5 : limites de canyons, 6 faille normale, 7 contact de subduction, 8 : axe de vallée, 9 axe de ride. Fig. 2. Simplified morphostructural pattern of Paita area. 1: highs, 2: lows, 3: scarps of gradient 25 degrees on the average, 4: scarps of gradient 10 degrees on the average, 5: canyon boundaries, 6: normal fault, 7: subduction contact, 8: valley axis, 9: ridge axis. Fig.
7: subduction contact, 8: valley axis, 9: ridge axis. Fig. 1 Fig. 2 PLANCHE II/PLATE II Fig. 4 Fig. 5 Planche II Fig. 3. Profils bathymétriques sérieusement orientés Est-Ouest, réalisés du Nord au Sud sur les pentes moyenne et supérieure. Gris : Profils au Nord de la branche Est-Ouest du MSS; Noir : Profils au Sud de la branche Est-Ouest du MSS. Fig. 3. East-West bathymetric sections conducted from North to South on the middle and upper slope. Grey: Sections located at North of East-West part of MSS. Black: Sections located at South of East-West part of MSS. Fig. 4.
located at South of East-West part of MSS. Fig. 4. Plan de position des plongées du Nautile de la campagne NAUTIPERC 1991, sur le MSS. Cercles : âges des prélèvements, Triangles : colonies biologiques (Calyptogena sp.) indicatrices de sorties de fluides froids. Fig. 4. Position of Nautile dives from NAUTIPERC cruise, 1991, on the MSS. Circles: age of samples, Triangles: Biological colonies (calyptogena sp.) indicating of fluids vents. L'abondance des microfossiles siliceux (radiolaires, diatomées et silicoflagellés) a permis de dater une grande partie des échantillons prélevés lors des plongées. Les âges obtenus s'étendent du Miocène moyen au Quaternaire [18]. Les
âges obtenus s'étendent du Miocène moyen au Quaternaire [18]. Les associations miocènes proviennent de la base des plongées NP 1-13 et NP 1-14 (fig. 4). La branche Est-Ouest du MSS n'a livré que des échantillons d'âges Pliocène supérieur à Quaternaire. Ces données montrent d'abord que l'escarpement met bien à nu les parties internes de la pente moyenne et suggèrent par ailleurs un plongement des couches vers le Nord [19]. La succession de coupes bathymétriques E-W à travers la pente moyenne présentée sur la figure 3 met en évidence le bombement de la pente moyenne au nord du MSS et souligne
de la pente moyenne au nord du MSS et souligne le profil d'arrachement du MSS. La pente augmente progressivement de 4 à 13° du Nord vers le Sud de la zone jusqu'au niveau du segment E-W du MSS. L'arrachement le long du MSS et le départ de la partie externe de la pente moyenne s'est ainsi effectué pour un angle supérieur à 13° (fig. 3). Cette valeur représente la limite supérieure de stabilité de pente pour cette zone. Un des résultats importants de la campagne NAUTIPERC, est la découverte de plusieurs communautés de bivalves géants (Calyptogena sp.) [20], dont la
plusieurs communautés de bivalves géants (Calyptogena sp.) [20], dont la présence est liée à des sorties de fluides froids ([21], [22]). Des colonies de plus ou moins grande extension (quelques mètres à une centaine de mètres), ont été observées au cours des plongées NP 1-1 à NP 1-4, NP 1-16 et NP1-13 (fig. 4). Ces colonies sont toujours situées dans des zones d'éboulis ou dans des secteurs à fracturation vigoureuse [12]. Un nombre élevé de colonies a été découvert le long de la branche E-W du MSS (fig. 4), alors que les colonies paraissent moins abondantes au niveau de sa
que les colonies paraissent moins abondantes au niveau de sa branche N-S. L'analyse isotopique des fluides associés à des dépôts de barytine, prélevés sur ces colonies, indique des rapports en 87Sr/86Sr élevés semblant liés à un lessivage d'origine continentale plutôt qu'à un enrichissement authigène en strontium ([23], [24]). Une colonie de très grande extension (160 x20 m) a été observée au cours de la plongée NP 1-4. Elle se situe au coude de l'escarpement, c'est-à-dire à l'intersection des directions structurales N-S et EW. Ces dernières, bien matérialisées par les canyons de la pente supérieure, semblent ainsi jouer un rôle prépondérant
de la pente supérieure, semblent ainsi jouer un rôle prépondérant comme drain des écoulements de fluides à travers la marge et, par conséquent comme guide dans le déclenchement de la rupture. CONCLUSION. — Les observations du Nautile confirment que l'escarpement curviligne situé sur la pente moyenne de la marge nord-péruvienne à 5°40'S est le résultat d'un glissement gravitaire qui a eu lieu récemment. Cet escarpement met à l'affleurement les couches internes de la marge et présente de nombreuses sorties de fluides suggérant un récent relâchement de la pression lithostatique. La courbure généralisée des structures de la pente moyenne et la
courbure généralisée des structures de la pente moyenne et la présence du bloc effondré le long du MSS indiquent une instabilité gravitaire généralisée de l'ensemble de la pente moyenne. Le déclenchement de ce mégaglissement peut s'expliquer par l'association de plusieurs facteurs : 1) l'instabilité gravitaire due à la déformation de la pente moyenne par augmentation de son inclinaison sous l'effet d'une rotation le long d'une faille normale ou par subsidence générale de la marge; 2) la séismicité associée à la subduction qui peut jouer un rôle dans le déclenchement du glissement; 3) l'écoulement de fluides vers le bas de la
glissement; 3) l'écoulement de fluides vers le bas de la pente facilitant la création et la lubrification de surfaces de décollement; 4) le contrôle structural de la pente supérieure, marqué par la présence d'un canyon E-W guidant l'emplacement de la rupture. Note remise le 7 août 1992, acceptée après révision le 25 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] D. M. HUSSONG et L. K. WIPPERMAN, Mem. Geol. Soc. Am., 154, 1981, p. 509-524. [2] R. VON HUENE et al., J.G.R., 90, 1985, p. 5429-5442. [3] M. W. BALLESTEROS et al., Proc. Ocean Drill. Progr. Init. Rep., 112, 1988, p. 77-90. [4]
Ocean Drill. Progr. Init. Rep., 112, 1988, p. 77-90. [4] R. VON HUENE et J. MILLER, Proc. Océan Drill. Progr. Init. Rep., 112, 1988, p. 109-124. [5] G. F. MOORE et B. TAYLOR, Proc. Ocean Drill. Progr. Init. Rep., 112, 1988, p. 71-76. [6] L. D. KULM et al., Proc. Ocean Drill. Progr. Init. Rep., 112, 1988, p. 91-107. [7] E. SUESS et al., Geology, 16, 1988, p. 939-943. [8] R. VON HUENE et al., Geology, 16, 1988, p. 934-938. [9] G. L. SHEPHERD et R. MOBERLY, Mem. Geol. Soc. Am., 154, 1981, p. 351-391. [10] J. MILLER et al.,
Am., 154, 1981, p. 351-391. [10] J. MILLER et al., Geology, 26, 1986, p. 32-33. [11] J. BOURGOIS et al., C. R. Acad. Sci. Paris, 303, série H, 1986, p. 1599-1604. [12] Y. LAGABRIELLE et al., (abstract), E.O.S. Trans. AGU, 73, (14), Spring Meeting Suppl, 1992, p. 152. [13] J. BOURGOIS et al. Earth Planet. Sci. Lett., 87, 1988, p. 111-126. [14] R. VON HUENE et al., Geophys. Research, 94, n° B2, 1989, p. 1703-1714. [15] J. BOURGOIS et al., Geology, soumis. [16] J. AUBOIN et al., C. R. Acad. Sci. Paris, 298, série II, 1984, p. 351-358. [17] P.
Sci. Paris, 298, série II, 1984, p. 351-358. [17] P. CROS et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73, (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 157. [18] P. DE WEVER et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73, (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 152. [19] J. BOURGOIS et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73, (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 152. [20] A. FIALA-MEDIONI et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73, (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 153. [21] E. SUESS et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73, (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 153. [22] M. T. VON BREYMANN et
Suppl., 1992, p. 153. [22] M. T. VON BREYMANN et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73 (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 153. [23] A. N. DIA et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73 (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 153. [24] L. AQUILINA et al., (abstract), E.O.S. Trans A.G.U., 73 (14), Spring Meeting Suppl., 1992, p. 153. A. D. et J. B. : Laboratoire de Géodynamique, Tectonique et Environnement, Université Pierre-et-Marie-Curie, URA n° 1315, Boîte n° 119, Tour n° 26-16, étage 4, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France; Y. L. : Université de Bretagne Occidentale, GDR, GEDO,
France; Y. L. : Université de Bretagne Occidentale, GDR, GEDO, URA, n° 1278, CNRS, 6, avenue Le Gorgeu, 29287 Brest Cedex, France. Géologie / Geology La « Nappe des Couches Rouges » de Cuzco (Sud du Pérou) : mise en évidence stratigraphique, interprétations tectoniques et paléogéographiques Étienne JAILLARD, Victor CARLOTTO, José CÁRDENAS, Richard CHÁVEZ et Willy GIL Résumé L'étude sédimentologique et stratigraphique de la série de Cuzco montre que celle-ci comprend des termes sénoniens et paléocènes. Les épaisses « Couches Rouges », en partie crétacées, qui la surmontent forment donc une nappe subhorizontale d'extension régionale. Celle-ci, dont la patrie se
une nappe subhorizontale d'extension régionale. Celle-ci, dont la patrie se situerait au Sud de Cuzco, s'est mise en place entre le Paléocène et l'Oligocène, probablement par glissement gravitaire vers le Nord. The "Red Beds Overthrust" of Cuzco (Southern Peru): stratigraphic evidence, paleogeographic and tectonic interpretations Abstract — Sedimentological and stratigraphic studies show the Cuzco sedimentary series to include senonian and paleocene deposits. The thick overlying, partly Cretaceous "Red Beds" thus constitute a regional-scale subhorizontal nappe. This latter likely proceeded from the South and was emplaced probably by gravity sliding between Paleocene and Oligocene times. Abridged English Version During Cretaceous times,
Paleocene and Oligocene times. Abridged English Version During Cretaceous times, the Peruvian margin comprised a Western subsident trough which received thick marine sediments, and an Eastern, less subsident basin infilled by mainly continental deposits (Fig. 1). They were separated by a positive swell with reduced sedimentation (Maranon Geanticline, Puno-Cuzco Swell [11, [2], [3]). In the Central Andes, the "mid-Cretaceous" marine carbonates are overlain by Senonian to Paleocene red beds. The tectonic emergence of the margin (Peruvian phase) began earlier in Southern and Western Peru, and triggered the deposition of coarse-grained red beds there, whereas fine-grained and partly marine deposits prevailed
red beds there, whereas fine-grained and partly marine deposits prevailed in the Eastern basin ([3], [4]). Near the Paleocene-Eocene boundary, a major tectonic event led to the regional deposition of disconformable coarse-grained conglomerates (Inca 1 phase, [5], [3]). In the Cuzco area (Fig. 1), the Senonian red shales (Yuncaypata Fm, [6]) are geometrically overlain by thick, coarse-grained "Red Beds" ([7], [8]). However, the striking presence of such a thick series on the positive Cuzco-Puno Swell, as well as the difficult correlations with the better known series of Southern Peru and Bolivia ([9], [10]) led us to revise the Cuzco succession.
Bolivia ([9], [10]) led us to revise the Cuzco succession. THE POST-TURONIAN SUCCESSION OF THE CUZCO AREA. A few kilometres West of Cuzco (Puquin, Fig. 2), the mid-Cretaceous limestones are capped by green-coloured, calcareous shales and sandstones of probable Turonian age [9]. The overlying red beds comprise several sedimentary units (Fig. 3). The first unit (270 m) comprises two, mainly argillaceous regressive sedimentary sequences. The first 90 m probably represent a tectonic repetition. Each sequence begins with marine to brackish black limestones or cherts, continues with lacustrine to coastal evaporite-bearing variegated shales and ends up with continental red shales and
variegated shales and ends up with continental red shales and silts (Fig. 3 A). The second sequence contains numerous charophytes (Platychara perlata, Feistiella ovalis) of mid-Campanian to early Maastrichtian age [9]. Note présentée par Jean AUBOIN. 0764-4450/93/03160379 $ 2.00 © Académie des Sciences The upper unit (at least 1,500 m, upper part of the Punacancha Fm) disconformably overlies the preceding ones, and comprises torrential, coarse-grained conglomerates, within which reworked volcanic rocks prevail (Fig. 3 B). Its basal contact seems to correlate with the regional Inca 1 unconformity of latest Paleocene-earliest Eocene age (55-50 Ma). THE "RED BEDS NAPPE", ORIGIN, AGE
Eocene age (55-50 Ma). THE "RED BEDS NAPPE", ORIGIN, AGE AND NATURE OF THE OVERTHRUST. — The presence of dinosaur trackways near the top of the lower unit of the San Jerónimo Gp ensures its Cretaceous age ([7], [8]) and demonstrates that it is separated from the underlying paleocene Chilca Fm by a major fault. This latter cartographically delineates a large-scale "Red Beds Nappe" resting upon the autochthonous Cuzco series (Fig. 2). Paleocurrents and grain-size evolution in the Red Beds document a Southern detrital source area [8], suggesting that the fine-grained deposits of the Yuncaypata Fm were deposited Northward. Furthermore,
fine-grained deposits of the Yuncaypata Fm were deposited Northward. Furthermore, paleogeographic reconstructions show that the early tectonized Arequipa zone constitutes a potential source area ([3], [14]), whereas finer-grained, partly marine beds deposited in the Eastern basin ([2], [9], [10]). Thus, the Red Beds subsident basin was most probably created South or Southwest of Cuzco, near the boundary between the Western Trough and the Puno-Cuzco Swell. Finally, as Senonian red deposits are known West and Southwest of Cuzco ([6], [15]), the Cuzco Red Beds most probably deposited farther South. Thrusting occurred after the deposition of the paleocene Chilca Fm and seems
after the deposition of the paleocene Chilca Fm and seems to be concealed by the conglomeratic Paruro Gp of supposed Oligocene age (Fig. 2, [8]). However, further geological survey are necessary to study the basal contact of the Eocene upper Red Beds units, in order to determine the pre-Eocene, or late Eocene age of the thrusting. Though no structural study has been carried out, the "Red Beds Nappe" seems to have been emplaced by gravity sliding. As the Andean compression acted, the Red Beds basin might have inverted, and its sedimentary content would have slid, thanks to the evaporite layers
sedimentary content would have slid, thanks to the evaporite layers of the underlying Senonian sequences. This interpretation is supported by the abundance of the evaporites along the contact, and by the lack of typical Fold and Thrust Belt deformations within the nappe, such as minor thrusts or parallel trending synngenetic fold axis (Fig. 2). CONCLUSIONS. — The autochthonous series of Cuzco includes Senonian to Paleocene deposits which are correlative with those of Southern Peru and Bolivia. It is tectonically overlain by the partly Cretaceous "Red Beds Nappe". The thrusting is of post-Paleocene and pre-Oligocene, possibly late Eocene age. It was
of post-Paleocene and pre-Oligocene, possibly late Eocene age. It was probably emplaced by North or Northeastward gravity sliding thanks to the underlying evaporite beds, when the Red Beds Basin inverted as a result of the Andean compression. Durant le Crétacé, la marge péruvienne comprenait un bassin occidental subsident à sédimentation marine et un bassin oriental peu subsident à sédimentation principalement continentale, séparés par un seuil paléogéographique à sédimentation réduite, connu sous le nom de « Géanticlinal au Marañón » au Nord [1] et de « Seuil Puno-Cuzco » au Sud du Pérou ([2], [3], fig. 1). Dans les Andes centrales,
du Pérou ([2], [3], fig. 1). Dans les Andes centrales, les carbonates d'âge Aptien supérieur à Turonien ([1], [2]) font place à des dépôts rouges d'âge Sénonien et Paléocène résultant de l'émersion tectonique progressive de la marge (phase Péruvienne, [3]). Celle-ci, plus précoce et plus importante au Sud et à l'Ouest, y donne lieu à des dépôts continentaux grossiers, tandis que subsiste une sédimentation fine et partiellement marine à l'Est et au Nord-Est ([3], [4]). Vers la limite Paléocène-Éocène, un événement important (phase Inca 1, [5], [3]) provoque le dépôt généralisé de sédiments grossiers le plus souvent discordants. Dans la
généralisé de sédiments grossiers le plus souvent discordants. Dans la région de Cuzco (fig. 1), les argiles rouges datées du Crétacé supérieur (Fm Yuncaypata, [6]) sont surmontées géométriquement par d'épaisses « Couches Rouges » grossières, dont la partie inférieure contient des pistes de dinosaures ([7], [8]). Le problème posé par la présence du bassin très subsident des « Couches Rouges » sur le seuil positif Puno-Cuzco; et les difficultés à corréler cette série avec celles mieux datées du Sud péruvien [9] et de Bolivie [10] nous ont conduit à réviser les coupes classiques de la région de Cuzco. LA SUCCESSION
les coupes classiques de la région de Cuzco. LA SUCCESSION POST-TURONIENNE (?) DE LA RÉGION DE CUZCO. — La coupe principale a été étudiée juste à l'Ouest de Cuzco (Puquin, fig. 2). Au-dessus des calcaires cénomaniens, des séquences de marnes vertes et grès calcaires rappellent les grès supérieurs du Gp Cotacucho du Sud-Est péruvien attribués au Turonien ([2], [9]). Dans les dépôts rouges sus-jacents, on distingue plusieurs ensembles sédimentaires, équivalents à la Fm Yuncaypata sénonienne ([6], [7]), à la Fm Chilca paléocène [11], et aux Couches Rouges de Cuzco ([7], [8]). Le premier ensemble (270 m), à dominance argileuse, comporte
[8]). Le premier ensemble (270 m), à dominance argileuse, comporte deux séquences sédimentaires. Chacune débute par des bancs calcaires ou siliceux (silicifiés?) noirs, fins et laminés, parfois fossilifères (mollusques); se poursuit par des argiles gypsifères bariolées, et se termine par des argiles rouges à minces lits gréseux (fig. 3 A). Elles sont interprétées comme des séquences régressives, marines à saumâtres à la base, côtières (sabkha) à lacustres au milieu, et continentales (plaine d'inondation) au sommet. Le sommet de la première séquence, ainsi que la deuxième (30 m) ont fourni de nombreuses characées déterminées comme Platychara perlata et Fissilena ovalis, considérés
nombreuses characées déterminées comme Platychara perlata et Fissilena ovalis, considérés comme d'âge campanien moyen à maastrichtien inférieur dans le Nord-Est [12] et le Sud du Pérou [9]. La présence de Fissilena ovalis dans les 90 premiers mètres est interprétée comme résultant d'une répétition tectonique par faille. Le deuxième ensemble (190 m), en grande partie gréseux, comprend dans sa partie inférieure des argiles lacustres bleues et vertes à gastéropodes et débris végétaux. La présence d'oogones de Fissilena gildemeisteri et de Platychara grambastii indiquerait le Maastrichtien [9]. La partie supérieure, granocroissante, représente la progradation d'un système fluviatile. Au sommet, la présence d'argiles
la progradation d'un système fluviatile. Au sommet, la présence d'argiles et de grès fins laminés à « parting lineation » suggère l'existence sporadique de lacs. Les caractéristiques sédimentologiques et paléontologiques de ces ensembles de la Fm Yuncaypata en font les équivalents des deuxième et troisième mégaséquences du Sémonien du Sud Péruvien [9] et de Bolivie [10] (fig. 3 A). Si tel est bien le cas, cette mégaséquence, qui comporte normalement trois séquences mineures, est incomplète à Cuzco. Le troisième ensemble (150 m) repose donc sur la Fm Yuncaypata par l'intermédiaire d'une surface d'érosion. C'est un ensemble légèrement granocroissant d'argiles, grès
d'une surface d'érosion. C'est un ensemble légèrement granocroissant d'argiles, grès et conglomérats rouges. Vers le haut, l'abondance de bancs conglomératiques chenalisés à stratification obliques et à éléments centimétriques de croûte calcaire remaniée indique un milieu de dépôt fluviatile. Cette séquence contient, outre de nombreux restes de vertébrés, Lamprothamnium sp. et Nitellopsis supraplana, ce dernier caractérisant le Paléocène dans l'Est [12] et le Nord [13] du Pérou. Le quatrième ensemble (140 m), granocroissant, débute par des argiles rouges lacustres à lentilles de gypse et se termine par une alternance d'argiles rouges et de grès fins roses fluviatiles en bancs massifs, parfois