jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
des auteurs antérieurs). Nous l'interprétons comme un rejeu localement tangentiel d'un ensemble de fractures précoces limitant initialement les deux compartiments contigus et non pas comme charriage sur des séries autochtones d'unités dont la provenance (sous le Néogène?) serait d'ailleurs difficile à établir. III. VERS UNE NOUVELLE GÉOMÉTRIE DES ENSEMBLES SÉDIMENTAIRES. — D'un domaine à l'autre, les corrélations entre les systèmes sédimentaires sont encore difficiles. Les échelles macrofloristiques traditionnelles étant remises en cause [15], les meilleurs repères restent les cinérises ([18], [10]), utilisables à l'intérieur d'un même domaine mais difficilement corrélables de l'un à l'autre. Les formations de la région de
de l'un à l'autre. Les formations de la région de La Grand-Combe semblent les plus récentes d'après la typologie des zircons [10]. D'après la palynologie [19], les niveaux les plus anciens (Westphalien D), connus localement, seraient les siltites de Gagnières, tandis que des occurrences « autuniennes » à Vittatina se situent en fin de remplissage dans la cuvette de La Grand-Combe [14]. Les variations de flore d'un domaine à un autre s'expliqueraient par un cloisonnement paléogéographique. Dans les séries traversées par les grands sondages, il n'existe aucune preuve de charriage; les dépôts sont organisés en mégaséquences, chacun des domaines ayant
les dépôts sont organisés en mégaséquences, chacun des domaines ayant son type propre. Ce fonctionnement des dépôts-centres aurait été décalé dans le temps (les plus anciens à l'Est, les plus récents à l'Ouest). Cette interprétation réduit les charriages à des superpositions locales et de faible amplitude, de type pli-faille (fig. 3a), aux limites des compartiments initiaux. Aucune superposition de série d'un domaine paléogéographique sur l'autre n'a été constatée (fig. 3 b). Une telle structuration peut s'expliquer, comme dans les autres bassins houillers du Massif Central ([20], [21]), par une compression stéphanienne initialement N-S puis NE-SW associée à des décrochements (faille
stéphanienne initialement N-S puis NE-SW associée à des décrochements (faille de Villefort et, sans doute, faille des Cévennes) permettant la naissance des dépôts-centres, enfin E-W assurant la fermeture et le serrage final du bassin. CONCLUSIONS. — Aucune discontinuité tectonique majeure ne peut être mise en évidence dans les séries traversées par les grands sondages. La disposition des dépôts s'explique très simplement par un compartementage précoce en cinq domaines paléogéographiques possédant chacun sa séquence sédimentaire propre. Les seules superpositions tectoniques anormales apparaissent localement le long des fractures limitant ces différents domaines. Note reçue le 20 mai 1988, acceptée le 19 juillet
Note reçue le 20 mai 1988, acceptée le 19 juillet 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] E. DUMAS, Bull Soc. géol. Fr., VII, n° 2, 1846, p. 566-625. [2] C. GRAND'OURY, Géologie et paléontologie du bassin houiller du Gard, Impr. Théolier et Cic, Saint-Étienne, 1890, 354 p. [3] M. BERTRAND, C. R. Acad. Sci. Paris, 130, 1900, p. 213-220. [4] J.-B. MARSAULT, Bull. Soc. Ind. Min., V, 5e s., 1914, p. 337-413. [5] P. BERTRAND, C. R. Acad. Sci. Paris, 170, 1920, p. 331-333. [6] G. LIVET, Mém. Ind. Min., 1943, 253 p. [7] C. MONOMAKHOFF, Rev. Ind. Min., 41, n° 8,
p. [7] C. MONOMAKHOFF, Rev. Ind. Min., 41, n° 8, 1959, p. 628-646. [8] H. GRAS, Thèse Doct. Sc., Université de Clermont-Ferrand, 1970, 305 p. [9] D. BONTJOLY et H. GERMAIN, Document B.R.G.M., n° 76, 1984, 27 p. [10] I. FRÈRE, Thèse Doct. 3° cycle, Université de Dijon, 1984, 172 p. [11] Carte géologique de la France à 1/50000, feuille d'Alès, 1e édition 1978. [12] M. ARTHAUD, F. MÉGARD et M. SÉGURET, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 1, n° 1, 1977, p. 147-188. [13] J. BROUTIN, Thèse Doc. Sci, Université Paris-6, 1981, 234 p. [14] J. BROUTIN, J. DOUBINGER, J.
Paris-6, 1981, 234 p. [14] J. BROUTIN, J. DOUBINGER, J. LANGIAUX et D. PRIMEY, Mém. Soc. géol. Fr., 149, 1986, p. 15-25. [15] L. COUREL, J. DOUBINGER, J.-C. GALL, J. LANGIAUX, Y. PAQUETTE et P. VETTER, C. R. 13e Congr. Carbonifère, Madrid, 3, I.G.M.E., 1983, p. 7-15. [16] H. GRAS, C. R. Acad. Sci. Paris, 272, série D, 1971, p. 3005-3008. [17] A. BOUROZ, D. A. SPEARS et F. ARBEY, Mém. Soc. géol. Nord, XVI, 1983, p. 5-70. [18] A. BOUROZ, S. CAILLÈRE et H. GRAS, Ann. Soc. géol. Nord, LXXXIX, 3, 1969, p. 227-239. [19] J. DOUBINGER, in [10],
LXXXIX, 3, 1969, p. 227-239. [19] J. DOUBINGER, in [10], 1984, p. 140-145. [20] D. BONIJOLY et C. CASTAING, Ann. Soc. géol. Nord, CIII, 1984, p. 187-199. [21] J.-P. GÉLARD, Ch. CASTAING, D. BONIJOLY et J. GROLIER, Mém. Soc. géol. France, 149, p. 57-72. P. D. et L. C.: Centre des Sciences de la Terre, Université de Bourgogne, 6, boulevard Gabriel, 21100 Dijon, R.C.P. n° 642 et U.A. n° 157 du C.N.R.S.; J. C.: Géologie des Ensembles sédimentaires, Université de Nancy-I, B. P. n° 239, 54506 Vandœuvre-lès-Nancy Cedex et U.A. n° 157 du C.N.R.S.; M. D.: Houillères des Cévennes, B.
n° 157 du C.N.R.S.; M. D.: Houillères des Cévennes, B. P. n° 16, Le Fesc, 30110 La Grand-Combe; J. L.: Charbonnages de France, H.B.C.M., 9, avenue Benoît-Charvet, 42002 Saint-Étienne Cedex 01. 1245 CR. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1237-1243, 1988 EXPLICATIONS DE LA PLANCHE Fig. 1. — Carte (la) et coupe (16) dans le bassin des Cévennes, d'après H. Gras (1970). 1, socle; 2, faille; 3, charriage; 4, Stéphanien autochtone; 5-9, Unités tectoniques charriées (5, Unité A, 6, Unité B, 7, Unité C, 8, Unité D, 9, « lambeau de poussée »); 10, zones stratigraphiques; 11, Mésozoïque;
« lambeau de poussée »); 10, zones stratigraphiques; 11, Mésozoïque; 12, Cénozoïque; G, faille des Cévennes; C.V., faille de la Croix-des-Vents; G.B., Grand-Beaume; Me, Mercoirol; S.B., Montagne Sainte-Barbe; a, Arbousset; b, Bessèges; m, Malperthus (= charriages). Fig. 1. — Map (la) and W-E cross-section (16) in the Stephanian Cévennes basin (France) showing the former hypothesis; after H. Gras (1970). 1, basement; 2, fault; 3, overthrust; 4, autochthonous Stephanian; 5-9, overthrusted units (5, Unit A, 6, Unit B, 7, Unit C, 8, Unit D, 9, thrust slice); 10, stratigraphic zones; 11, Mesozoic; 12, Cenozoic; C, Cévennes fault; C.V., Croix-des-Vents fault; G.B.,
Mesozoic; 12, Cenozoic; C, Cévennes fault; C.V., Croix-des-Vents fault; G.B., Grand-Beaume; Me., Mercoirol; S.B., Montagne Sainte-Barbe; a, Arbousset; b, Bessèges; m, Malperthus overthrusted faults. Fig. 2. — Vertical sections, distribution of the sedimentary units and deduced early structure. 1, basement; 2, coarse deposits (alluvial fans); 3, sandy deposits; 4, swampy deposits (thick coal areas stippled); 5, silty and muddy deposits; 6, fluvial transits; 7, alluvial fan progradation; 8, present-day fault with a proved early function; 9, present-day fault with a supposed early function; 10, paleogeographic realms; 11, boreholes location; 12, lithology subdivision (a, coal; b, siltsone; c, sandy siltstone; d,
lithology subdivision (a, coal; b, siltsone; c, sandy siltstone; d, silty sandstone; e, fine-grained sandstones; f, medium-grained sandstones; g, coarse-grained sandstones; h, fine and medium-grained conglomerates; i, coarse-grained conglomerates); B., Bullidou; B.B., Bessèges-Banelle fault complex; C, Cévennes fault; S.G., sterile formation of Gagnières; S.R., sterile formation of Ricard. Fig. 3. — Proposed hypothesis in this Note. Map of the basin (a) and synthetic cross-section along a-bc(b). (a) 1, basement; 2, fractured and ore-bearing area with coal outliers; 3, strike-slip fault with a normal component; 4, anticline axis; 5, faulted overfold; 6, syncline axis; 7, Stephanian stress field rotation (adopted from
6, syncline axis; 7, Stephanian stress field rotation (adopted from Bonijoly and Castaing's chronology [20]. (b) 1, basement; 2, coarse deposits; 3, sandy deposits; 4, coal seams; 5, faulted overfold; 6, fine grained deposits; 7, Mesozoic overburden; 8, Cenozoic Aies basin. PLANCHE I/PLATE I PASCAL DELÉNIN CR. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1245-1250, 1988 Sédimentologie/Sedimentology Dynamique de la transition plate-forme/bassin en domaine carbonate : le Crétacé supérieur du massif de la Maiella (Abruzzes, Italie) Hugues ACCARIE et Bernard BEAUDOIN Résumé — Les formations carbonatées du Crétacé supérieur de la Maiella représentent un modèle de transition plate-forme/bassin. L'analyse,
de la Maiella représentent un modèle de transition plate-forme/bassin. L'analyse, à la fois géométrique et chronologique, des relations entre ces deux grands domaines révèle l'existence d'une discontinuité diachrone le long de laquelle s'effectue l'« onlap » des sédiments pélagiques. La définition de cette discontinuité majeure ainsi que l'évolution de la sédimentation témoignent du rôle prépondérant joué par les phénomènes tectoniques dans le fonctionnement de cette zone de transition. Dynamic of a carbonate shelf margin: the Upper Cretaceous of Maiella mountain (Abruzzi, Italy) Abstract — The Upper Cretaceous carbonate formations of the Maiella mountain represent a platform-to-basin transition model. Géométrie and
the Maiella mountain represent a platform-to-basin transition model. Géométrie and chronological analysis of relationships between these two depositional environments reveal a diachronous discontinuity where pelagic sediments lap on the shelf limestones. This major discontinuity and the sedimentary organization testify to the leading part of tectonic phenomena in the working of this margin. Abridged English Version — The Upper Cretaceous of the Maiella is divided into a platform area and a basin ([1] à [4]) (Fig. 1). I. On the platform, as early as the Middle Cenomanian, rudist limestones overlaid the terminal Lower Cretaceous continental deposits (karst, bauxites). Up to the
terminal Lower Cretaceous continental deposits (karst, bauxites). Up to the Maastrichtian, conditions continuously allowed a reefal complex to thrive to about 500 m thick. II. 2 km from the last reefal outcrops there are basin deposits from Middle Cenomanian to Maastrichtian. This series (up to 900 m thick) is composed of three major units which gradually change from one to the next. The first unit (Middle to Upper Cenomanian) consists of white poorly-bedded to channellized coarse-grained calcarenites (250 m) with interbedded lenticular breccia enclosing large clasts of lithified shelf limestones. Such sedimentary characteristics fit with a reef slope environment. The
Such sedimentary characteristics fit with a reef slope environment. The second term (Turonian to Campanian p.p.) is composed mainly of pelagic micrites (Scaglia limestones) (400 m) associated with numerous turbidites and widespread breccia levels. The large fragments are represented by Lower and Upper Cretaceous shelf facies. The upper unit (Campanian p.p. to Maastrichtian) consists again of coarse-grained bioclastic sands (150 to 200 m). This vertical organization defines a sedimentary cycle (talus -> basin s.s. -> talus). III. The shelf margin is characterized by a paleoslope up to 1,500 m high and dipping towards the north. The Lower and Upper Cretaceous
and dipping towards the north. The Lower and Upper Cretaceous shelf limestones, localized below that discontinuity, are affected by N100-110e and N160-170° normal faults. The basin deposits hide this fracturation and lap [5] on the paleoslope putting into contact facies of different type and age (Fig. 2). That discontinuity is characterized as of non-depositional and/or erosional surface origin, persistence of which is closely related to tectonic activity (Fig. 3). This paleogeographic evolution on a N-S oriented section is also true on a perpendicular one because of the complex framework of the escarpment. In fact, that paleoslope results from the merging
the escarpment. In fact, that paleoslope results from the merging of successive paleotopographies and is therefore diachronous. The continuous development of reefal carbonates and the set-back of the shelf edge provide constant modification of slope profile. In conclusion, the configurations of this faulted margin highlight the competition between tectonic activity and in drowning of filling. During the Cenomanian, an extensional tectonic event causes the seaward edge of the platform, thus gradually creating a pelagic environment. During the Senonian, on the contrary, gradual attenuation of the synsedimentary deformation yields greater stability of the previous morphology. The basins fills up slowly and
of the previous morphology. The basins fills up slowly and pelagic limestones are succeeded by slope bioclastic deposits. Future work will concern the quantitative modeling of this sedimentary evolution (subsidence, sedimentation rate, and so on) then a comparison with neighbouring carbonate margins ([6], [7]) will be carried out. INTRODUCTION. — Contrefort oriental de l'Apennin abruzzais, le massif de la Maiella est constitué d'une série carbonatée (2000 à 3 000 m) d'âge jurassique à miocène structurée en un large anticlinal légèrement déversé vers l'Est. Les formations du Crétacé supérieur sont représentées par des dépôts de plate-forme et de bassin ([1] à
par des dépôts de plate-forme et de bassin ([1] à [4]) dont l'organisation spatiale traduit l'anatomie sédimentaire d'une marge sensiblement E-W (fig. 1). (a) La plate-forme. — Après l'émersion généralisée du domaine neritique à la fin du Crétacé inférieur soulignée par l'existence d'un karst et de poches bauxitiques, s'installent dès le Cénomanien moyen des conditions favorables au développement de calcaires récifaux dont la puissance peut atteindre 500 m. Depuis la base vers le sommet de cette série, les rudistes reconnus, soit isolés ou en associations (Caprina cf. carinata associé à Orbitolina (C.) sp.; Sphaerucaprina forojuliensis; Durania sp., Biradiolites sp., Hippurites
Orbitolina (C.) sp.; Sphaerucaprina forojuliensis; Durania sp., Biradiolites sp., Hippurites sp.; Joufia reticulata, Vaccinites gosaviensis; Sabinia sp.; Hippurites cf. cornucopiae) témoignent de la pérennité de la sédimentation récifale jusqu'au Maastrichtien sans que l'on puisse y déceler de hiatus chronologique significatif. (b) Le bassin. — À Pennapiedimonte, 2 km au N des derniers affleurements de calcaires récifaux, on observe la succession des faciès de bassin depuis le Cénomanien moyen jusqu'au Maastrichtien. La série, puissante d'environ 900 m, se compose de trois grands termes lithologiques passant progressivement mais rapidement de l'un à l'autre. Le terme de base (250 m minimum), daté du
l'autre. Le terme de base (250 m minimum), daté du Cénomanien moyen à supérieur, est représenté par des biocalcarénites riches en débris de rudistes et en organismes benthiques remaniés, homogènes, sans bancs bien exprimés; seules quelques larges structures chenalisées peuvent y être observées. La présence de nombreux niveaux de brèches souligne le démantèlement d'une plate-forme carbonatée. Il s'agit d'un environnement de talus évoluant dans un contexte d'instabilité tectonique, comme l'attestent les nombreuses failles normales synsédimentaires reconnues tout au long. Le terme médian (400 m environ), d'âge Turonien à Campanien p.p., est formé de micrites à Globotruncana (calcaires Scaglia) associées à
est formé de micrites à Globotruncana (calcaires Scaglia) associées à des lits ou des rognons siliceux. Des turbidites calcarénitiques ainsi que de puissants corps bréchiques d'extension kilométrique viennent s'intercaler dans cette série régulière. Les éléments des brèches proviennent pour l'essentiel de l'érosion des faciès de plate-forme du Crétacé inférieur et supérieur. Dans le terme sommital (150 à 200 m), daté du Campanien p.p. au Maastrichtien, dominent à nouveau des biocalcarénites à fragments de rudistes et d'organismes benthiques. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1245-1250, 1988 1247 Cette organisation verticale des faciès définit un cycle sédimentaire (talus
Cette organisation verticale des faciès définit un cycle sédimentaire (talus -> bassin s.s. -> talus) qui enregistre la genèse puis le comblement progressif d'une morphologie. On se propose d'examiner les relations entre les séries de plate-forme et de bassin tant sur le plan géométrique que chronologique. Cette analyse conduit à une estimation des principaux facteurs contrôlant l'évolution sédimentaire de la zone de transition. LES RELATIONS PLATE-FORME/BASSIN. La limite entre le domaine de plate-forme et celui de bassin est matérialisée par une surface complexe d'orientation générale EW, pentée vers le Nord de 20 à 40° et qui montre un dénivelé maximal
de 20 à 40° et qui montre un dénivelé maximal visible d'environ 1500 m. Les faciès sous cette paléopente sont exclusivement des dépôts de plate-forme datés du Barrémien dans la partie observée la plus basse, du Sénonien supérieur dans la partie la plus haute. Ces formations sont hachées de failles normales d'orientations principales N100-110° et N160-170°. L'ensemble de la série du bassin, datée elle du Cénomanien moyen au Maastrichtien, recouvre la paléopente et scelle l'essentiel de la fracturation précitée. Les biocalcarénites de talus et les micrites à organismes pélagiques viennent buter contre la paléopente et sont d'autant plus jeunes que
buter contre la paléopente et sont d'autant plus jeunes que l'on s'élève sur celle-ci. Ils dessinent une géométrie particulière connue sous le terme d'« onlap ». Ainsi la paléopente met-elle en vis-à-vis des termes d'âge différent mais également de nature variée (fig. 2). Cette discontinuité à la limite plate-forme/bassin se distingue alors comme une surface de non-dépôt et/ou d'érosion dont l'origine et la pérennité apparaissent étroitement associées à l'activité tectonique (fig. 3). L'âge turonien des premiers faciès franchement pélagiques recouvrant les dépôts bioclastiques intensément fracturés du Cénomanien, suggère que la mise en place de la paléopente s'effectue au cours du
mise en place de la paléopente s'effectue au cours du Cénomanien moyen à supérieur. Le jeu d'un ensemble de failles normales sensiblement E-W et N-S, lié à un événement distensif majeur, induit une morphologie complexe en touches de piano à regard général vers le Nord. L'évolution paléogéographique esquissée ici le long d'un profil N-S se retrouve donc suivant une direction sensiblement orthogonale. Des données et de l'analyse qui précèdent, la paléopente telle que l'on peut l'observer sur l'affleurement se présente en réalité comme l'enveloppe de paléotopographies qui ne sont succédées au cours du Crétacé supérieur. Cette discontinuité révèle ainsi son
au cours du Crétacé supérieur. Cette discontinuité révèle ainsi son caractère diachrone. La modification constante du profil de la pente durant la sédimentation est la conséquence de deux phénomènes majeurs; le premier est d'ordre sédimentaire : parallèlement au remplissage par « onlap » des dépressions, se développe sur la plateforme une sédimentation récifale, continue (en première approximation) du Cénomanien moyen au Maastrichtien; le second est d'ordre mécanique : la pérennité de l'activité tectonique est à l'origine d'une déstabilisation continue de la bordure de la plate-forme et provoque son retrait progressif, les produits de démantèlement venant s'intercaler dans la série pélagique
les produits de démantèlement venant s'intercaler dans la série pélagique sous la forme de puissants niveaux bréchiques. CONCLUSION. — Le fonctionnement de cette marge carbonatée illustre clairement la compétition entre subsidence et sédimentation, l'empreinte des variations eustatiques y étant difficilement reconnaissable. Au Cénomanien moyen, l'activité tectonique s'exprime dans la création d'une discontinuité structurale majeure marquant le passage brutal, en moins de 2 km du domaine de plate-forme à celui de bassin. Durant cette période de structuration de la marge, la vitesse de subsidence est plus élevée que le taux de sédimentation : aux dépôts bioclastiques succèdent des micrites pélagiques. Au
sédimentation : aux dépôts bioclastiques succèdent des micrites pélagiques. Au Sénonien, à contrario, les déformations tectoniques s'estompent progressivement et autorisent le comblement en « onlap » des dépressions préexistantes. La vitesse de subsidence devient inférieure à la vitesse de sédimentation, les faciès de talus se substituent aux faciès pélagiques. L'étape suivante, en cours de développement, consiste en une modélisation quantitative de cette évolution sédimentaire, en intégrant à la démarche analytique des paramètres tels que la compaction, la paléobathymétrie, les taux de sédimentation et de subsidence. Une comparaison avec des systèmes voisins analogues permettra de mieux appréhender dans la dynamique sédimentaire
voisins analogues permettra de mieux appréhender dans la dynamique sédimentaire de ces marges carbonatées la part des phénomènes locaux à régionaux et celle des évolutions plus globales. Contribution C.N.R.S.-I.N.S.U.-D.B.T., n° 36. Thème : message sédimentaire. Note reçue le 9 mai 1988, acceptée le 4 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] A. W. BALLY, Geologische untersuchungen in den S.E. Abruzzen, Eulher, Zurich, 1954, 291 p. [2] U. CRESCENTI, Mem. Soc. geol. It., VIII, 1969, p. 155-204. [3] U. CRESCENTI, A. CROSTELLA, G. DONZELLI et G. RAFFI, Mem. Soc. geol. It., VIII, 1969, p. 343-420. [4] H. ACCARIE, Thèse de Doctorat, Ecole nationale
p. 343-420. [4] H. ACCARIE, Thèse de Doctorat, Ecole nationale supérieure des Mines de Paris, 1987, 162 p. [5] R. M. MITCHUM Jr, P. R. VAIL et S. THOMPSON III, in Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration, PAYTON éd., Am. Assoc Petrol. Geol Mem., 26, 1977, p. 53-62. [6] J. P. MASSE et J. BORGOMANO, C. R. Acad. Sci. Paris, 304, série II, 1987, p. 521-526. [7] A. PRATURLON et G. SIRNA, Geol. Rom., 15, 1976, p. 83-111. École nationale supérieure des Mines de Paris, C.G.G.M.-Sédimentologie, 35, rue Saint-Honoré, 77305 Fontainebleau Cedex. 1251-1258, 1988 1251 Sédimentologie / Sedimentology Stratigraphie et paléohydrologie
Cedex. 1251-1258, 1988 1251 Sédimentologie / Sedimentology Stratigraphie et paléohydrologie des épisodes lacustres du Quaternaire récent du rift Suguta (Kenya) Joël CASANOVA, Claude HILLAIRE-MARCEL, Nicole PAGE, Maurice TAIEB et Annie VINCENS Résumé — L'analyse des séries volcano-sédimentaires du rift de la Suguta indique l'existence de plusieurs phases de hauts niveaux lacustres post 0,75 Ma. Les deux plus récentes sont datées à ca 27000-31000 B.P. et à 9 650 B.P. Le niveau maximal atteint par le paléolac lors des deux dernières phases démontre une totale indépendance vis-à-vis des bassins Turkana au Nord et Baringo au Sud. La dernière phase hydroclimatique du
Nord et Baringo au Sud. La dernière phase hydroclimatique du Pléistocène supérieur s'inscrit dans un contexte de forte pluviosité interrompue par une saison sèche marquée. Palaeohydrology and late quaternary stratigraphy of lacustrine deposits in the Suguta rift (Kenya) Abstract — The analysis of volcano-sedimentary séries from the Suguta rift reveals several periods of high lake level since ca 0.75 My. The last two episodes are respectively 14C dated at ca 27,000-31,000 B.P. and at ca 9,650 B.P. The paleolake limits during the last two episodes indicate that no connection existed with neither the Turkana basin to the North, nor the
with neither the Turkana basin to the North, nor the Baringo basin to the South. The Upper Pleistocene hydroclimatic phase was characterized by abundant precipitations regularly interrupted by pronounced dry seasons. Abridged English Version — The Suguta rift (Fig. 1) is the most arid area of Kenya ([1]) [2]) It is characterized by a strongly negative hydrological budget [3]. We report here on the occurrence of volcano-sedimentary séquences representing several major lacustrine phases related to Late Quaternary climatic changes. The earliest one is represented by thick fluvio-lacustrine deposits well preserved in the southern part of the basin at Kamuge and