jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
moins de 2000 m de profondeur. Cette ride transversale se prolonge vers l’Ouest le long du segment inactif. LA COUPE DU MUR SUD DE LA FRACTURE VEMA A 42°42'W. — Un des objectifs majeurs de la campagne Vemanaute (13/08 au 16/09/88) était d’effectuer à partir du submersible Nautile deux coupes géologiques complètes du mur sud de la fracture aux environs de C. R., 1988, 2e Semestre (T. 307) Série D 14° 2064 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 2065 LÉGENDE DE LA
307, Série II, p. 2061-2067, 1988 2065 LÉGENDE DE LA FIGURE 1 Fig. 1. — Cartes de localisation : (a) des plongées de la campagne Vemanaute. CH78-02 : dragages du Jean-Charcot. Jean-Charcot. et CD : profils synthétiques; (b) la zone de fracture Vema dans l’Atlantique; (c) bathymétrie schématique de la zone de fracture Vema. En noir : les zones explorées. Fig. 1. — Location maps: (a) of the Vemanaute dives. CH78-02: Jean-Charcot dredgings. AB and CD: Synthetic profiles; (b) the Vema FZ in North Atlantic framework; (c) the Vema FZ schematic bathymetry. In black: the surveyed area. 42°42'W dans une
schematic bathymetry. In black: the surveyed area. 42°42'W dans une zone où avaient été draguées des serpentinites et des amphibolites lors de la campagne Vema 1977 du Jean-Charcot [11]. Cinq plongées ont été réalisées (fig. 1) et couvrent la pente depuis le fond de la vallée axiale de la fracture à 5 160 m de profondeur jusqu’au sommet de la ride transverse à moins de 2 000 m. Les coupes synthétiques de la figure 2 résument les observations et les échantillonnages réalisés. La séquence débute dans le fond de la vallée axiale de la fracture dans un domaine couvert de
vallée axiale de la fracture dans un domaine couvert de sédiments. À partir de 5 100 m débute un affleurement discontinu de serpentinites qui se poursuit jusqu’à 4200 m de profondeur. Cet affleurement est caractérisé essentiellement par des brèches de péridotites (harzburgites d'origine mantellaire) serpentinisées probablement d’origine tectonique. Cette série est structurée par des diaclases NS et des accidents cisaillants dextres de direction N 60-70, quelquefois jalonnés d’amphibolites et de mylonites de péridotites. À 5 100 m et 4710 m sur la plongée 1, des colonies de clams vivants sont alignés sur des accidents EW ce qui suggère une activité
alignés sur des accidents EW ce qui suggère une activité actuelle. De 4 200 à 3 700 m, des gabbros apparaissent, en alignements NS à la base de la série puis en niveaux plus massifs au sommet. Une première analyse pétrographique montre qu’il s’agit essentiellement de gabbros ferrotitanés, représentant d’habitude des termes différenciés cristallisant en sommet de chambre magmatique. Les niveaux sommitaux sont localement affectés par une bréchification d'origine tectonique. Les gabbros massifs sont couronnés par des niveaux où s'insèrent des dykes doléritiques. L'ensemble est recouvert par une cinquantaine de mètres de sédiments semi-consolidés. À partir de 3 700 m,
mètres de sédiments semi-consolidés. À partir de 3 700 m, affleure un spectaculaire complexe filonien caractérisé dans la plupart des cas par des contacts filon à filon. La direction moyenne de ces filons subverticaux est NS +10°, suggérant qu'ils ont été mis en place à l'axe de la dorsale. Ce complexe filonien présente à l'affleurement une puissance de 700 à 1 300 m. L'épaisseur réelle de ce complexe est probablement plus faible car des failles EW à jeu apparent normal décalent localement la série. Le complexe filonien est surmonté soit par des brèches basaltiques pour le sommet occidental (PL03), soit
par des brèches basaltiques pour le sommet occidental (PL03), soit par des niveaux de coulées et de pillow-lavas pour l'oriental (PL05), ces basaltes constituant le sommet de la ride transverse de la fracture (fig. 2). Les différents éléments de la coupe ainsi décrite présentent, lorsque cela est mesurable, un léger pendage vers l'Est ou le Sud-Est. Il semble donc possible que l'ensemble mur Sud de la zone de fracture et ride transverse constitue un bloc de manteau supérieur et de croûte océanique légèrement basculé, dont la ride transverse serait le sommet. Ce basculement résulterait d'événements tectoniques ayant affecté la fracture
sommet. Ce basculement résulterait d'événements tectoniques ayant affecté la fracture — réarrangement ancien de la zone active [12] ou phénomènes tectoniques actuels propres au fonctionnement de la zone de fracture. CONCLUSIONS. — Les cinq plongées réalisées avec le Nautile sur le mur sud de la zone de fracture Vema autour de 42°42'W mettent en évidence une coupe continue et pratiquement complète de la croûte océanique et du manteau supérieur puisqu'on a observé à l'affleurement la succession péridotites, gabbros, complexe filonien et laves. Cette coupe peut aisément être comparée à un certain nombre d'ophiolites à terre [13] et aux sections de
certain nombre d'ophiolites à terre [13] et aux sections de la croûte océanique résultant des données de la sismique réfraction [14]. Les péridotites serpentinisées affleurent sur environ 1 000 m d'épaisseur, les gabbros sur 500 à 600 m d'épaisseur. Il faut cependant noter que, d'après notre échantillonnage, seul le sommet de la séquence gabbroïque existe à l'affleurement. L'absence de la partie inférieure peut être due soit à un défaut d'échantillonnage, soit à un rejet tectonique l'ayant masqué. Le complexe filonien est, lui, très important, avec probablement une épaisseur réelle de l'ordre de 700 à 1 000 m. C'est la première
l'ordre de 700 à 1 000 m. C'est la première fois qu'un tel complexe est directement observé dans l'océan. La direction des filons qui le constituent est compatible avec une mise en place dans un contexte de dorsale. La présence d'une couronne de coulées basaltiques et de pillow-lavas conforte aussi cette démonstration. Nos observations confirment l'hypothèse que les zones de fracture peuvent dans certains cas exposer une coupe complète de la croûte océanique, hypothèse que certains d'entre nous avaient proposée [15] et qui a été illustrée par l'étude in situ avec le submersible Cyana du massif de Gorringe ([16], [17]).
avec le submersible Cyana du massif de Gorringe ([16], [17]). Ceci confirme, si besoin était, l'importance de l'exploration par submersible de telles structures océaniques. La campagne Vemanaute a été financée par l'IFREMER. Nous remercions le commandant Chatelet et l'équipage du N/O Nadir pour leur aide efficace ainsi que P. H. Nargeolet et toute l'équipe du Nautile. Nous remercions D. Needham de nous avoir permis de disposer du levé Seabeam réalisé pendant la campagne 77 du N/O Jean-Charcot. Note remise le 17 octobre 1988, acceptée le 17 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. T. WILSON, Nature, 207, 1965, p. 343-347. [2]
[1] J. T. WILSON, Nature, 207, 1965, p. 343-347. [2] J.-L. OLIVIER et coll., J. Geophys. Res., 79, 1974, p. 2059-2072. [3] ARCYANA, Science, 190, 1975, p. 108-116. [4] OTTER, Mar. Geophys. Res., 6, 1984, p. 108-116. [5] K. C. MACDONALD et coll., J. Geophys. Res., 91, 1986, p. 3334-3354. [6] E. BONATTI, Earth Planet. Sci. Letters, 37, 1976, p. 107-113. [7] B. C. HEEZEN et coll., J. Geophys. Res., 69, 1964, p. 733-739. [8] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Res., 25, 1967, p. 343-351. [9] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Geophys. Res., 1, 1971, p. 261-283. [10]
et coll., Mar. Geophys. Res., 1, 1971, p. 261-283. [10] E. BONATTI et coll., Tectonophysics, 91, 1983, p. 213-232. [11] J. HONNOREZ et coll., J. Geophys. Res., 89, 1984, p. 11379-11400. [12] E. BONATTI et K. CRANE, Nature, 300, 1982, p. 343-345. [13] R. C. COLEMAN, Springer-Verlag, New York, 229 p., 1977. [14] R. S. DETRICK et M. M. CORMIER, J. Geophys. Res., 87, 1982, p. 10599-10612. [15] E. BONATTI et J. HONNOREZ, J. Geophys. Res., 81, 1976, p. 4104-4116. [16] J.-M. AUZENDE et coll., Nature, 1978, p. 45-49. [17] J.-M. AUZENDE et coll., in Ophiolites and Oceanic Lithosphere, Geol.
J.-M. AUZENDE et coll., in Ophiolites and Oceanic Lithosphere, Geol. Soc. Spécial Publication n° 13, 1984, p. 113-120. J.-M. A. et D. B. : IFREMER CB, B.P. n° 70, 29263 Plouzané Cedex (G.l.S. Genèse et Evolution des Océans); E. B. : Lamont-Doherty Geological Observatory, Columbia University, Palisades, New York 10964, U.S.A.; M. C, Y. L. et V. M.-F. : U.B.O., 6, avenue Le Gorgeu, 29283 Brest Cedex (G.l.S. Genèse et Évolution des Océans); J. H. : Institut de Minéralogie, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex; J. M. : U.S.T.L., Laboratoire de Tectonique, place Eugène-Bataillon, 34060 Montpellier Cedex; C. M. :
de Tectonique, place Eugène-Bataillon, 34060 Montpellier Cedex; C. M. : Laboratoire de Pétrologie U.A. n° 040736, U.P.M.C, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05. 2069-2075, 1988 2069 Géologie/Geology Mise en évidence du Wealdien (Barrémien) dans le Moyen Atlas (région de Boulmane, Maroc) Bernard ANDREU, Joseph CANÉROT, André CHARRIÈRE et Monique FEIST Résumé — La présence d'une association des Charophytes Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis et Globator trochiliscoides permet de dater le Barrémien dans le Moyen-Atlas marocain (région de Boulmane). La formation terrigène de l'Oued el Atchane représente un dépôt wealdien localisé et se distingue de la formation supérieure de Sidi
localisé et se distingue de la formation supérieure de Sidi Larbi, également terrigène à sa partie inférieure, mais albo-cénomanienne(?) et d'origine marine littorale. Ainsi se trouve mise en évidence une nouvelle cuvette wealdienne, intramontagneuse, sur le domaine atlasique exhaussé qui, au Crétacé inférieur, séparait les bassins d'agadir et du domaine rifain oriental. Présence of Wealdian (Barremian) deposits in the Middle Atlas (Boulmane area, Morocco) Abstract — In the Boulmane area, a typical Barremian association of Charophytes was recently discovered including Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis and Globator trochiliscoides. The terrigenous Oued el Atchane formation is an alluvio-lacustrine Weald-type formation which
Oued el Atchane formation is an alluvio-lacustrine Weald-type formation which presents a reduced extension. Thus it differs from the following partly terrigenous Sidi Larbi formation, which is much more extensive, marine originated and Albo-Cenomanian(?) in âge. The Oued el Atchane formation belongs to a new Wealdian basin within the Atlasic high which separated the Agadir and Eastern Rif Lower Cretaceous basins. Abridged English Version — In the Middle Atlas (Morocco), two carbonate formations separated by a terrigenous unit commonly represent the Jurassic-Cretaceous séries. The lower one was long ago attributed to the Lias and the Dogger [1]. The marls and
to the Lias and the Dogger [1]. The marls and limestones of the upper formation yielded [2] Upper Cretaceous Foraminifera and Ostracoda. The intermediate unit has been assigned, without paleontological data, to the Dogger [1], the Infracenomanian ([3], [4], [5]) or to the Malm-Early Cretaceous? [6]. In the eastern limb of the Oudiksou-Tighboula syncline, near the Boulmane cluse (Fig. 1), two conglomeratic units (lower and upper Oued El Atchane conglomerates) have been recently recognized ([7], [8]). The discovery of Charophyte flora, Barremian in âge and associated to Ostracoda between these two units (Figs. 2 and 3), leads us to specify
two units (Figs. 2 and 3), leads us to specify the stratigraphy of the terrigenous complex and to propose a new paleogeographic sketch of this Middle Atlas area during the period under consideration. A. STRATIGRAPHY, SEDIMENTARY ÉVOLUTION. — Near Boulmane, the Dogger El Mers Formation [8] underlies the following three main units (Fig. 3) : — the terrigenous Oued El Atchane Formation (0-50 m), made up of coarse polygenic conglomerates (anastomosed channel fill deposits), followed by thinning upward séquences associating polygenic middle-sized conglomerates and wine colored sandstones or graywackes. These sediments indicate a progressive évolution from the middle to the
sediments indicate a progressive évolution from the middle to the down stream part of an alluvial fan; — the Barremian, marly calcareous, lacustrine level (2-3 m), which overlaps the terrigenous séries of the Oued El Atchane Formation and covers laterally the Jurassic bedrock (Fig. 2). 1 km north of the Boulmane cluse, this level has yielded Ostracoda (Cypridea cf. ventriosa Brenner and C. boulmanensis Andreu and Charophytes (Flabellochara harrisi (Peck) Gramb. Atopochara trivolvis trivolvis Peck and Globator trochiliscoides Gramb). The first Cypridea form is very similar to C. ventriosa from the Barremian of Spain [9] and the association of Charophytes
the Barremian of Spain [9] and the association of Charophytes clearly indicates a Barremian âge [10]; — the Sidi Larbi Formation (190 m) which presents three units: the lower terrigenous unit ("conglomérats supérieurs" [2]) overlaps the Barremian fossiliferous séries and successively covers the Wealdian Oued El Atchane conglomerates, the Dogger and the Liassic layers with an angular (more than 15°) unconformity [8]; the middle marly calcareous unit ("série rose" [2]) made up of increasing then decreasing séquences; the upper marly unit ("série jaune" [2]) crowned by a régional discontinuity. The Sidi Larbi Formation is marine (Foraminifera, Echinoidea, Bryozoa, red Algae),
Sidi Larbi Formation is marine (Foraminifera, Echinoidea, Bryozoa, red Algae), coastal originated (deltaic plane to inner platform environments) and situated within the Albian to Cenomanian interval (Albian association of Ostracoda in several layers (work at hand); Turonian Ammonites [8] upon the last discontinuity). B. PALEOGEOGRAPHY. — The Oued El Atchane alluvial fan gives evidence for the stripping of a near high which could correspond to the rising Tichouka anticline. Its Barremian âge leads us to assign the tectonic movements which generated this stripping to the Neocimmerian (post-Dogger and ante-Barremian) period. The angular discordance of the Albo-Cenomanian (?) Sidi Larbi conglomerates
The angular discordance of the Albo-Cenomanian (?) Sidi Larbi conglomerates on the Oued El Atchane terrigenous sédiments, indicates new tectonic stresses during the Autrichian phase. However, their larger extension announces the transgression of the Cenomano-Turonian overlying deposits. A similar geodynamic évolution has been recently presented [12] in the Northern High Atlas. Therefore, during Early Cretaceous time, many small basins seem to have been generated on the raised Atlasic zone which separated the Atlantic Agadir basin from the Mesogean Rif foreland basin. Dans le Moyen-Atlas marocain, la série jurassico-crétacée est, d'une manière générale, représentée par deux ensembles essentiellement carbonates encadrant un
manière générale, représentée par deux ensembles essentiellement carbonates encadrant un ensemble terrigène. Les assises calcaires-marneuses inférieures contiennent des faunes de Brachiopodes et d'Ammonites ayant permis leur attribution déjà ancienne [1] au Lias et au Dogger. Les marnes et calcaires supérieurs ont localement livré des microfaunes de Foraminifères et d'Ostracodes [2] du Crétacé supérieur. L'ensemble terrigène intermédiaire a été rapporté, sans preuves paléontologiques, au Dogger [1], à l'Infracénomanien ([3], [4], [5]) ou au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur ? [6]. Ces épandages terrigènes sont largement représentés sur le flanc oriental du synclinal d'Oudiksou-Tighboula, à la hauteur de la cluse de Boulmane (fig. 1),
à la hauteur de la cluse de Boulmane (fig. 1), où deux unités conglomératiques (conglomérats inférieurs » et « supérieurs » de l'Oued el Atchane) viennent d'être reconnues ([7], [8]). La découverte d'une flore de Charophytes d'âge barrémien, associée à une faunule d'Ostracodes, entre les « conglomérats inférieurs » et les « conglomérats supérieurs » (fig. 2 et 3), permet de préciser la stratigraphie du complexe terrigène et de proposer, pour la période éocrétacée considérée, un schéma nouveau d'évolution paléogéographique de cette région moyen-atlasique. I. STRATIGRAPHIE. ÉVOLUTION SÉDIMENTOLOGIQUE. — Sur le flanc oriental du synclinal de Tighboula (fig. 2), la
le flanc oriental du synclinal de Tighboula (fig. 2), la vallée de l'Oued el Atchane permet d'observer une bonne coupe du Crétacé comportant de bas en haut, au-dessus des marnes et marno-calcaires du Dogger de la formation d'El Mers [8], deux grands ensembles terrigènes successifs (fig. 3) encadrant le niveau lacustre daté. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série n, p. 2069-2075, 1988 Fig. 1 1. La formation terrigène de l'Oued el Atchane. — Il s'agit d'une unité localisée, d'épaisseur variable (0-50 m), concordante avec le Dogger sous-jacent dont elle apparaît cependant séparée par une rupture sédimentaire nette. On
elle apparaît cependant séparée par une rupture sédimentaire nette. On y reconnaît, de bas en haut : — des conglomérats polygéniques (20 m), correspondant à des remplissages de chenaux anastomosés, à base ravinante. Ils remanient des galets calcaires hétérométriques (d'ordre centimétrique à décimétrique), empruntés presque exclusivement aux assises terminales du Dogger sous-jacent. S'y associent quelques galets quartzeux et des débris de bois silicifiés [2]. Le liant gréso-grauwackeux est abondant, atteignant parfois 50 % du volume de la roche; — une succession de séquences (10 m) à base ravinante, associant des conglomérats polygéniques plus fins (galets centimétriques) et des niveaux gréso-grauwackeux,
conglomérats polygéniques plus fins (galets centimétriques) et des niveaux gréso-grauwackeux, lie-devin, d'importance croissante vers le haut. Cette évolution sédimentologique du complexe terrigène de l'Oued el Atchane traduit l'évolution graduelle d'environnements continentaux au sein de cônes de piedmont : partie moyenne dans les conglomérats de base, partie distale dans la série terrigène sus-jacente. 2. Le niveau lacustre daté du Barrémien. — Il est formé de marnes rosées, marmorisées, suivies de marnes et marno-calcaire blancs (2 à 3 m). Ces assises débordent les couches terrigènes sous-jacentes tant vers le Nord que vers le Sud (fig. 2), et recouvrent latéralement le Dogger. 2072
le Sud (fig. 2), et recouvrent latéralement le Dogger. 2072 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2069-2075, 1988 Fig. 2 À 1 km au Nord de la cluse de Boulmane (x = 361,10; y = 309,15), les marno-calcaires blancs, situés immédiatement au-dessous des conglomérats de la formation de Sidi Larbi, ont livré des Ostracodes dont Cypridea cf. ventriosa Brenner et Cypridea boulmanensis (étude en cours, B.A.) ainsi que des Charophytes dont Flabellochara harrisi (Peck) Gramb., Atopochara trivolvis trivolvis Peck et Globator trochiliscoides Gramb. (déterminations M.F.). La forme de Cypridea est très proche de l'espèce C. ventriosa
forme de Cypridea est très proche de l'espèce C. ventriosa du Barrémien d'Espagne [9]. Quant à l'association de Charophytes, elle est indubitablement d'âge crétacé inférieur et plus précisément barrémienne [10]. 3. La formation de Sidi Larbi. — Cet ensemble sus-jacent comprend trois unités successives (fig. 3) : C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2069-2075, 1988 2073 — une unité inférieure détritique (65 m) (« conglomérats supérieurs » [2]) présentant des séquences conglomérats -> grès -> silts, progressivement enrichies en terrigènes fins. Les poudingues polygéniques, chenalisés, remanient les calcaires du Dogger et du Lias, voire les conglomérats
les calcaires du Dogger et du Lias, voire les conglomérats de l'Oued el Atchane. Ils débordent les marnes et marno-calcaires sous-jacents et reposent en discordance angulaire (valeur minimale voisine de 15°) sur les conglomérats wealdiens de l'Oued el Atchane ainsi que sur le Dogger et le Lias [8]; — une unité moyenne (25 m) (« série rose » [2]) composée de séquences métriques marnes rosées -> marno-calcaires -> dolomies (ou calcaires dolomitiques), stratocroissantes, puis stratodécroissantes. Des intercalations lenticulaires conglomératiques se rencontrent à la base, puis ne réapparaissent que de façon sporadique dans le restant de la série. Les séquences terminales
sporadique dans le restant de la série. Les séquences terminales s'achèvent par plusieurs fonds durcis annonçant une discontinuité sommitale ferruginisée; — une unité supérieure (100 m) (« série jaune » [2]) essentiellement marneuse, composée dans le détail de séquences métriques à décamétriques : marnes ou argiles gypseuses -> calcaires dolomitiques ou dolomies jaunâtres. Cet ensemble est couronné par une discontinuité d'extension régionale. La présence de quelques Foraminifères usés dès la première unité, d'Echinodermes, Bryozoaires et Mélobésiées dans la seconde [2], permet de considérer que la formation de Sidi Larbi est marine, littorale. Globalement s'observe un passage graduel de dépôts de
marine, littorale. Globalement s'observe un passage graduel de dépôts de plaine deltaïque (conglomérats de l'unité inférieure) à une plate-forme interne (marnes, calcaires et dolomies des unités moyenne et supérieure). L'âge de ces sédiments n'est pas établi avec précision. L'association des Ostracodes (étude en cours) serait d'affinité albienne. Les Ammonites récoltées sur la discontinuité sommitale sont turoniennes [8]. On peut donc considérer que la série de Sidi Larbi se situe dans l'intervalle Albien-Cénomanien. II. PALÉOGRAPHIE. — Limité au seul secteur de Boulmane et essentiellement composé de matériaux issus du substrat Jurassique moyen, le cône fluvio-lacustre de l'Oued el Atchane témoigne du
moyen, le cône fluvio-lacustre de l'Oued el Atchane témoigne du démantèlement d'un relief émergé proche, pouvant correspondre à l'anticlinal du Tichoukht en voie de surrection. L'âge barrémien, nouvellement établi, conduit à rattacher les mouvements tectoniques ayant précédé l'érosion responsable de ce démantèlement à la période néocimmérienne (post-Dogger et anté-Barrémien). La discordance angulaire des conglomérats albo-cénomaniens (?) de Sidi Larbi sur ceux de l'Oued el Atchane témoigne de nouvelles perturbations tectoniques qui pourraient être rapportées à la période autrichienne. Par leur origine marine et leur vaste extension, comparable à celle des dépôts carbonatés sus-jacents, ils annoncent la large transgression cénomano-turonienne [2].
dépôts carbonatés sus-jacents, ils annoncent la large transgression cénomano-turonienne [2]. III. CONCLUSIONS. — Conséquence de travaux de terrains et d'études biostratigraphiques, l'identification d'une flore de Charophytes d'âge barrémien, dans la région de Boulmane, constitue une première mise en évidence de cet étage dans le domaine moyen-atlantique. Ce niveau lacustre et la formation terrigène de l'Oued el Atchane, sous-jacente, représentent un témoin de dépôts wealdiens dans le domaine atlasique. Par son origine fluvio-lacustre et sa faible extension géographique, cet ensemble se distingue de la formation marine (elle aussi détritique à sa base) de Sidi Larbi, sus-jacente, qui annonce, puis accompagne, la
base) de Sidi Larbi, sus-jacente, qui annonce, puis accompagne, la large transgression cénomano-turonienne. Le schéma d'évolution géodynamique éocrétacé nouvellement mis en évidence intègre ainsi une phase néocimmérienne créatrice de reliefs pourvoyeurs de sédiments terrigènes. Il est donc très comparable à celui qui a été récemment proposé pour le Haut Atlas septentrional [11]. Ces données témoignent de l'existence de plusieurs cuvettes wealdiennes, intramontagneuses, disséminées sur la zone atlasique surélevée qui, au Crétacé inférieur, séparait le bassin d'Agadir, à polarité atlantique, du bassin prérifain oriental, à polarité mésogéenne. Note remise le 28 septembre 1988, acceptée le 3 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I]
septembre 1988, acceptée le 3 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] H. TERMIER, Notes et Mém. Serv. Mines, Maroc, n° 33, 1936, 1566 p. [2] B. ANDREU et A. CHARRIÈRE, Revue Fac. Sciences, Marrakech, Sciences de la Terre, n° sp. 2, 1986, p. 5-29. [3] G. CHOUBERT et A. FAURE-MURET, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, n° 134, 1956, 165 p. [4] G. COLO, Notes et Mém. Serv. géol., Maroc, n° 139, 1961, 226 p.; ibidem, n° 139 bis, 1964, 21 p. [5] O. ZEMMOURI, Thèse Doct. 3e Cycle, Univ. Besançon, 1976, 93 p. [6] G. DUËE, Y. HERVOUET, E. LAVILLE,