jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
southerly situated and its upper part is not well known, due to its low grade metamorphism and the scarcity of its microfauna. So we cannot use only this sequence to establish the age of the nappes thrusting. A more northerly localized, and stratigraphically more complete sequence (at the Cretaceous-Tertiary boundary), would be helpful to constrain this age. The aim of this paper is to present new, or poorly known stratigraphic data concerning one of the more complete sequences of the northwestern taurids in the Kemalpasa massif near Izmir. This sequence was previously attributed to the Pontides [9], or to the
was previously attributed to the Pontides [9], or to the Izmir-Ankara zone (Neo Tethys suture) ([10], [11]). It reveals information which could contribute to resolving the above problem of nappes thrusting age onto the westernmost part of the Taurus. The sequence of the Kemalpasa massif includes the following formations: — A thick pile of neritic carbonates. The base of the series is dated as Middle Liassic (Foraminifera and Dasycladacean algae: Palaeodasycladus mediterraneus). The top reaches the Cenomanian or the Santonian (Rudists and Foraminifera) [15]. The Dogger, Malm and Early Cretaceous have not been characterized paleontologically. The lack of bauxites present
have not been characterized paleontologically. The lack of bauxites present Note présentée par Jean DERCOURT. 0249-6305/88/03071075 $2.00 © Académie des Sciences 1080 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1075-1080, 1988 in the neighbouring sequences (Fig. 2; [17], [18]), is in favour of a continued sequence in the Kemalpasa massif. — Pelagic limestones and red marls, including subordinate Late Maastrichtian calciturbidites reworking large foraminifera. The marls contain planktonic foraminifera of Maastrichtian age. — Marls and conglomerates overlain by a typical flysch series. The conglomerates include pebbles of the underlying neritic carbonates and of a metamorphic basement (Menderes
the underlying neritic carbonates and of a metamorphic basement (Menderes type). The marls have been dated as Early Paleocene [14] while some pebbles of the above conglomerate contain Dasycladacean algae of Middle Paleocene age. Thus we can conclude a Paleocene age for the base of the flysch. Early studies attributed this flysch to the Paleozoic [7], more recently to the Cretaceous [8], and most lately to the Tertiary ([5], [6], [14]). The difficulty of dating this flysch is the result of various factors: — Late Cretaceous fossils are frequently resedimented in the flysch. — Blocks of Cretaceous limestones, of various
in the flysch. — Blocks of Cretaceous limestones, of various sizes, are reworked in the flysch. — The structural geology of the Kemalpasa massif is badly known. It is highly probable that imbricated thrust sheets exist in it, but they are not yet mapped, except for the uppermost plateau (Fig. 1) which is clearly a klippe. — Up to now only two good sections revealed the transition between the Late Cretaceous marls and the flysch [north of Bornova ([5], [6]) and our observations near Kemalpasa). In conclusion we can retain: — The clear Tauric affinity of the Kemalpasa sequence (especially
— The clear Tauric affinity of the Kemalpasa sequence (especially with the presence of Palaeodasycladus). — The continuous sedimentation up until at least the Middle Paleocene. This implies that the tectonic emplacement of the ophiolitic nappes took place after the Middle Paleocene. It is well known that this event occurred before Eocene [19], — The existence of pelagic, more or less deep, basinal limestones and marls with resedimented fragments of the basement. These coarse deposits have to be related with a tensional tectonic event, well known in all the Tauric platforms during Late Cretaceous. I. INTRODUCTION. — Les séries carbonatées
platforms during Late Cretaceous. I. INTRODUCTION. — Les séries carbonatées du Taurus se sont déposées sur une plateforme subsidente, isolée de la plate-forme africano-arabe dès le Trias ([1], [2]) ou plus tardivement (Crétacé inférieur), selon une autre hypothèse [3], par des domaines océaniques néotéthysiens. La plate-forme taurique a été recouverte par des nappes issues de ces océans et dont l'âge de mise en place primitive varie d'Est en Ouest. Il est Maastrichtien dans les Taurides orientales et jusqu'à l'angle d'Isparta [1]. Plus à l'Ouest, cet âge est contraint par celui des séries de la plate-forme dont la plus complète était
des séries de la plate-forme dont la plus complète était jusqu'à présent celle du Sud Menderes ([4], 1, p. 37). Cette dernière monte jusqu'à l'Eocène mais il s'agit d'une série reconstituée à partir de plusieurs coupes partielles et sa continuité d'un terme à l'autre n'a pas été formellement établie. On ne peut donc se fonder uniquement sur cette coupe (par ailleurs relativement méridionale), pour établir l'âge de passage des nappes sur l'Ouest du Taurus. Il était donc important de rechercher d'autres séries à la fois plus septentrionales et présentant une continuité Crétacé-Tertiaire mieux établie. La série de Kemalpasa répond à
continuité Crétacé-Tertiaire mieux établie. La série de Kemalpasa répond à cet objectif et le but de cette Note est de présenter des données stratigraphiques nouvelles ou peu connues qui la concernent ([5], [6]). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1075-1080, 1988 1077 II. POSITION DU MASSIF DANS LE CADRE STRUCTURAL RÉGIONAL (fig. 1). — Le massif de Kemalpasa ceinture l'extrémité Est du Golfe d'Izmir. Il se présente comme un horst isolé des massifs voisins (Karaburun, Manisa et Menderes), par des fossés à remplissage néogène et quaternaire, dépendances des fossés égéens du golfe d'Izmir, du Gediz et
dépendances des fossés égéens du golfe d'Izmir, du Gediz et du Küçük Menderes. La morphologie contrastée (pentes abruptes, plateau sommital perché à 1500 m) est due à un remodelage néotectonique du paysage hérité de la période de structuration alpine. L'aspect chaotique du massif peut s'expliquer de deux manières : masses calcaires irrégulièrement interstratifiées dans un flysch (les « schistes » des anciens auteurs) ([7], [8]), ou bien, comme nous le proposons, olistolites de calcaires dans un flysch et débit en écailles empilées d'une série calcaire surmontée d'un flysch. Il est difficile actuellement de faire la part des olistolites et des
difficile actuellement de faire la part des olistolites et des écailles. Les deux existent comme l'a montré la cartographie de la partie NW du massif, réalisée par l'un d'entre nous (A.S.). Néanmoins, l'étude structurale détaillée de l'ensemble du massif reste à faire. À l'échelle de l'Ouest anatolien, ce massif avait été tout d'abord attribué aux Pontides [9] puis placé dans la suture téthysienne (zone d'Izmir-Ankara) ([10], [11]), alors que ses faciès au Crétacé supérieur permettaient de le rapprocher des Taurides [12]. Les seuls éléments attribuables à la suture téthysienne dans cette région sont représentés par des klippes de serpentinites, laves
cette région sont représentés par des klippes de serpentinites, laves en coussins et radiolarites des environs de Manisa. D'autres éléments de même nature ont été signalés au SW d'Izmir [13] dans le flysch mais leur position réelle (olistolites ou fragments de nappe) reste à préciser. III. LA SÉRIE DU KEMALPASA DAG. — La série comporte trois formations superposées passant de l'une à l'autre sans hiatus visible : des carbonates massifs de plate-forme à la base, des calcaires et marnes de bassin constituant des termes de transition à un flysch. Les carbonates massifs, épais de quelques centaines de mètres, non métamorphiques,
carbonates massifs, épais de quelques centaines de mètres, non métamorphiques, sont localement recristallisés et déformés avec étirement et aplatissement des bioclastes. Ils se composent des termes suivants : — dolomies et calcaires dolomitiques (100 à 200 m), de teinte claire, contenant des bancs (5 m) de grès à ciment calcaire à la base. La présence de Lituolidae permet d'attribuer un âge liasique à ce terme. — calcaires biomicritiques noirs à Mollusques (Megalodontidae, Lithiotis, Gastéropodes...) et à Algues Dasycladacées (Palaeodasycladus mediterraneus) (Lias moyen) (150 m environ); — calcaires gris-sombre ou blanchâtres (200 à 300 m), en bancs métriques, oolitiques à la
(200 à 300 m), en bancs métriques, oolitiques à la base, bioclastiques au sommet. Ce terme peut s'achever au Cénomanien identifié par des microfaunes benthiques (Cuneolines, Discyclines, Alveolinidae). Dans ce cas, il est surmonté par du Turonien pélagique. Ailleurs ce même terme atteint le Turonien-Santonien daté par des rudistes (Vaccinites gosaviensis, Hippuritella nabrasinensis, H. cf. resectus, Distefanella aff. parva) et des foraminifères (Scandonea samnitica et Accordiella cf. conica). Le terme pélagique qui vient au-dessus est daté du Santonien-Campanien (Globotruncanides). Il n'y a donc pas de lacune décelable entre les termes à faciès de plate-forme et de bassin. Le Dogger, le
à faciès de plate-forme et de bassin. Le Dogger, le Malm et le Crétacé inférieur n'ont pas été identifiés paléontologiquement. L'absence de niveaux d'émersion (bauxites), qui existent dans les massifs voisins, laisse penser qu'il n'y a pas de lacune ici. Les faciès de bassin comportent deux termes superposés en continuité sédimentaire : — calcaires micritiques à silex et marnes roses (20 à 50 m) datés du Turonien au Santonien-Campanien; — calcaires argileux et marnes violacées à galets, blocs de calcaires et (ou) bancs de calciturbidites à microfaune remaniée du Maastrichtien supérieur (Orbitoïdes medius, Siderolites calcitrapoides, Omphalocyclus macroporus...) (15 m et
supérieur (Orbitoïdes medius, Siderolites calcitrapoides, Omphalocyclus macroporus...) (15 m et nos observations). On passe ensuite aux conglomérats de la base du flysch. Le flysch affleure largement dans les massifs de Kemalpasa et de Manisa. Cependant le passage calcaires pélagiques-flysch s'observe rarement dans de bonnes conditions d'affleurement. Deux coupes le montrent clairement, l'une au Nord de Bornova [5] a livré des faunes, l'autre, à l'Ouest de Kemalpasa, est moins bien datée. Le flysch débute dans les deux coupes par un conglomérat grossier ravinant les marnes et calcaires violacés et une formation à blocs surmontée des termes marno-gréseux turbiditique. Les conglomérats sont
à blocs surmontée des termes marno-gréseux turbiditique. Les conglomérats sont polygéniques et leurs éléments sont d'origine proche (calcaires du Crétacé sousjacent) (quartz filonien, micaschistes, amphibolites, schistes verts et à talc, quartzites noirs, attribuables au socle du Menderes), ou plus lointaine (calcaires à Algues du Paléocène). La formation à blocs à l'Ouest de Kemalpasa consiste de marnes (localement schistosées) embalant des blocs (décimétriques à métriques) de calcaires divers (surtout de plate-forme). Au Nord de Bornova, des blocs exotiques de calcaires avaient été signalés dans des grès [5]. La série marno-gréseuse turbiditique fait suite stratigraphiquement au-dessus. Sa partie visible en continuité est
fait suite stratigraphiquement au-dessus. Sa partie visible en continuité est de l'ordre de 100 m. Les grès sont polygéniques et renferment des éléments de radiolarites, gabbros et laves. IV. LE PASSAGE CRÉTACÉ-TERTIAIRE ET L'ÂGE DU FLYSCH. — Admis initialement d'âge Crétacé [8], le flysch a livré assez tôt des fossiles tertiaires : — d'abord dans des galets du conglomérat de base au Nord de Bornova. Il s'agit de Foraminifères : Laffiteina sp, Miscellanea miscella, Lacazina sp, et surtout d'Algues dont plusieurs espèces sont cantonnées dans le Paléocène (Broekella belgica, Jodotella sloveniaensis, Acroporella anceps, Cymopolia barberae) alors que d'autres ont une
sloveniaensis, Acroporella anceps, Cymopolia barberae) alors que d'autres ont une répartition stratigraphique plus vaste : Cymopolia elongata, Dactylopora cylindracea... (Paléocène à Eocène supérieur, voire Miocène) ([5], [6]); — ensuite au Sud de Bornova dans la matrice. Il s'agit de Nannoflores du Danien [14] (Cruciplacolithus tenuis, Braarudosphaera bigelowi, Markalius inversus, Chiasmolithus danicus) et de microfaunes du Paléocène ([14], [16]) (Globorotalia sp, Lacazina sp, Parachaetetes asvapiti). Nous retiendrons un âge Paléocène pour la base du flysch. Dans la série de LÉGENDES DES FIGURES Fig. 1. — Schéma structural de la région d'Izmir. 1. Néogène et Quaternaire; 2. Éléments allochtones d'origine tethysienne; 3.
1. Néogène et Quaternaire; 2. Éléments allochtones d'origine tethysienne; 3. Série de Kemalpasa-Karaburun (en pointillé : flysch); 4. Massif du Menderes. K1 et K2 localisation des coupes du Mésozoïque de la péninsule de Karaburun (fig. 2). K : Massif de Kirsehir; M : massif de Menderes. Fig. 1. — Structural sketch map of the region of Izmir. 1. Neogene and Quaternary; 2. Allochthon from the Tethys; 3. Sequences of Kemalpasa-Karaburun; 4. Menderes massif, K1 and K2 localisation of the Mesozoic sections in the Karaburun peninsula (Fig. 2). K: Kirsehir massif; M : Menderes massif. Fig. 2. — Comparative stratigraphical columnar
M : Menderes massif. Fig. 2. — Comparative stratigraphical columnar sections (Mesozoic and Tertiary). 1. Radiolarites; 2. Nodulous limestones (ammonitico rosso pp); 3. Neritic carbonates (limestones and dolomites); 4. Conglomerates and sandstones; 5. Pelagic limestones; 6. Bioclastic limestones and limestone breccias; 7. Marls and flysch; 8. Ammonite; 9. Benthic Foraminifera; 10. Megalodontidae; 11. Rudists; 12. Planctonic Foraminifera; 13. Orbitoids; 14. Nummulites; 15. Dasycladacean Algae. K1: after Gümüs 1971; K2: after Brinkmann et al., 1971. C. R. Acad. Sci. Paris, t 307, Série II, p 1075-1080, 1988 1079 1080 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1075-1080, 1988
Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1075-1080, 1988 Kemalpasa il fait suite à des couches de passage du Crétacé terminal, qui ont quelquefois été incluses dans le flysch, d'où l'âge Crétacé attribué à la base de ce dernier [5]. Les âges crétacés qui ont été attribués au flysch l'ont été sur la base de faunes très probablement remaniées dans des turbidites [8], des conglomérats [15] voire des olistolithes [8]. S'il existe un flysch crétacé, il doit appartenir à une autre unité. V. DISCUSSION. — Trois points seront discutés : — Appartenance taurique. — Malgré le manque de datations
: — Appartenance taurique. — Malgré le manque de datations concernant Dogger, Malm et Crétacé inférieur, cette série semble continue du Lias au Paléocène. Par ses faciès carbonatés mésozoïques et, en particulier, le Lias à Palaeodasycladus, elle appartient au Taurus. Il s'agit probablement de la série taurique la plus complète au Nord du Menderes. Elle est plus complète en effet que celles des massifs voisins (fig. 2), d'affinités tauriques également, mais qui présentent des lacunes importantes avec dépôt de bauxites ([17], [18]). — Âge de mise en place des nappes sur le Taurus occidental. — L'existence de cette série continue
sur le Taurus occidental. — L'existence de cette série continue exclut toute translation de nappe sur cette transversale NS avant le Paléocène moyen au plus tôt (et au plus tard au Lutétien [19]). Nous disposons donc là du jalon taurique le plus complet et le plus occidental permettant de préciser le diachronisme E-W de mise en place des nappes nord-téthysiennes sur le microcontinent anatolien. Structuration de la marge nord-taurique. — Comme plus au Sud, dans les Taurides occidentales, une phase de distension provoque l’effondrement de larges panneaux de plate-forme au cours du Turonien et du Sénonien. L’écrosion des reliefs locaux
cours du Turonien et du Sénonien. L’écrosion des reliefs locaux alimente, en blocs et débris, les brèches et dépôts turbiditiques jusqu’au début du Paléocène et elle atteint des niveaux profonds d’un socle métamorphique de type Menderes. Cette phase est contemporaine du début de la résorption de la Neo-Tethys, mais est nettement antérieure à l’obduction de la croûte océanique sur cette transversale. Note reçue le 13 mai 1988, acceptée le 6 juillet 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] M. GUTNIC, O. MONOD, A. POISSON et J. F. DUMONT, Mém. Soc. Géol. France, n° 137, 1979, 109 p. [2] A. POISSON, Sc. de la
137, 1979, 109 p. [2] A. POISSON, Sc. de la Terre, Nancy, Mém. n° 47, 1986, p. 311-328. [3] J. DERCOURT, L. P. ZONENSCHAIN, L. E. RICOU et coll., Bull. Soc. Géol. France, (8), I, 1985, p. 637-652. [4] S. DURR, Thèse d’habilitation, Univ. Marburg, 1975, 106 p. [5] Y. T. KONUK, Jour. Faculty Science, Ege Univ., Izmir, 1, 1977. [6] M. DUZBASTILAR, Priva Doc. thesis, Ege Univ., Izmir, 1980, 150 p. [7] A. PHILLIPSON, Petermanns Mitt. Erg., 172, Gotha, 1911. [8] E. PAREJAS, Publ. Inst. Géol. Univ. Istanbul, 6, 1940. [9] I. KETIN, Bull. Min. Res. Expl. Inst. Turkey
1940. [9] I. KETIN, Bull. Min. Res. Expl. Inst. Turkey Ankara, 66, 1966, p. 23-34. [10] R. BRINKMANN, Geology of Turkey, Enke, Stuttgart, 1976, 158 p. [11] M. C. SENGOR et Y. YILMAZ, Tectonophysics, 75, 1981, p. 181-241. [12] A. POISSON, Thèse de doctorat d’État, Univ. Paris-XI-Orsay, 1977, 795 p. [13] M. AKARTUNA, Bull. Min. Res. Explor. Inst. Turkey, 59, 1962, p. 1-18. [14] S. OZER et D. IRTEM, Bull. Geol. Soc. Turkey Ankara, 25, 1982, p. 41-47. [15] J. VERDIER, Bull. Min. Res. Explor. Inst. Turkey Ankara, 61, 1963, p. 38-40. [16] F. YAGMURLU, Bull. Geol. Soc. Turkey Ankara,
p. 38-40. [16] F. YAGMURLU, Bull. Geol. Soc. Turkey Ankara, 23, 1980, p. 141-152. [17] H. GUMUS, Scient. Rep. Fac. Science, Ege Univ. Izmir, 100, 1971, 16 p. [18] A. BRINKMANN, H. GUMUS, F. PLUMHOFF et A. SALAH, N. Jb. Geol. Pal. Abh., 154, 1971, p. 1-20. [19] A. DIZER, Rev. Fac. Sc. Univ. Istanbul, 27, 1964, p. 30-37. A. P. : Laboratoire de Géologie historique, structurale et appliquée, U. A.-C.N.R.S. n° 730, Université Paris-XI, 91405 Orsay Cedex; A. S. : Jeoloji Kursusu Müh. Mim. Fakültesi Université Dokuz Eylül Bornova, Izmir, Turquie. Géologie structurale/Structural Geology Organisation structurale des « schistes
Izmir, Turquie. Géologie structurale/Structural Geology Organisation structurale des « schistes lustrés » du Cap Corse (Haute-Corse) Jean-Claude LAHONDÈRE et Didier LAHONDÈRE Résumé — Dans l'édifice des « schistes lustrés » du Cap Corse, cinq unités à matériel océanique et trois lames à matériel continental sont distinguées, sur des bases essentiellement cartographiques et pétrographiques. L'importance de l'unité de Morteda-Farinole, qui comprend des formations continentales et océaniques éclogitiques, est soulignée. The "schistes lustrés" tectonic pile from Cap Corse Abstract — In Alpine northern Corsica, we distinguish in the "schistes lustrés" five oceanic units with different lithologies and petro-structural evolution and discuss the
units with different lithologies and petro-structural evolution and discuss the tectonic setting of the three slices of pre-Mesozoic continental basement intercalated in the tectonic pile. Abridged English Version — The "schistes lustrés" of northern Corsica have been classically subdivided into two series: (1) monotonous calcareous schists considered to be detached from an oceanic basement (i. e. Castagniccia Series), and (2) dismembered meta-ophiolites and related cover ([1], [2], [3]). Slices of pre-Mesozoic continental basement are intercalated at different levels of this tectonic pile ([2], [4], [9], [10], [8], [13]). Based on new geological, structural and petrological data, we propose the subdivision
new geological, structural and petrological data, we propose the subdivision of the "schistes lustrés" into five main tectonic units. We then discuss the tectonic setting of continental basement units and their relationships with oceanic units. 1. OCEANIC UNITS: "SCHISTES LUSTRÉS" AND META-OPHIOLITES. — From the base to the top, we distinguish five structural units separated by major both syn and late-metamorphic tectonic thrusts. A. The Brando unit (B) is essentially composed of undifferentiated calcareous schists intercalated with calcareous and siliceous layers. It is partly equivalent to the Castagniccia Series of assumed Cretaceous age. B. The Sisco unit (S) comprises prasinites,
assumed Cretaceous age. B. The Sisco unit (S) comprises prasinites, lenses of metagabbro and a detached cover of metaquartzites (metaradiolarites), marbles, calcareous schists and siliceous schists with prasinitic intercalations. This unit differs from other post-ophiolitic cover [6] by the abundance of carbonates, suggesting deposition not far from a continental margin. C. The Mandriale-Lavasina unit (M-L) consists of metabasalts with a thin undetached cover of metaradiolarites and calc-schists. In these three units, high pressure-low temperature metamorphic assemblages were thoroughly overprinted by syn-kinematic greenschist facies assemblages. D. The Morteda-Farinole unit (M-F) is a composite unit including both oceanic and continental rocks, all
a composite unit including both oceanic and continental rocks, all with eclogitic mineral assemblages [5]. Mafic eclogite are derived from various gabbro, diabase and minor basalt associated with serpentinite and metaradiolaritic cover. Eclogitic orthogneisses are derived from granitoids. Estimated P-T conditions are: Pmin = 15 kb, T=600 + 50°C [5]. E. The upper Ophiolitic unit (U.O.) includes dismembered ophiolites and minor oceanic cover, all with lawsonite-glaucophane metamorphic assemblages, that form an imbricated structure. II. CONTINENTAL BASEMENT UNITS. — We distinguish three units with different lithology and metamorphic evolution. The Oletta-Serra di Pigno unit comprises granitoids and gabbros, and a metasedimentary
di Pigno unit comprises granitoids and gabbros, and a metasedimentary cover with conglomerates, calcareous schists and impure marbles of probable Mesozoic age. Its low-grade Alpine metamorphism (greenschist facies with blueschist amphiboles) allows the distinction with eclogitic orthogneisses of the Morteda-Farinole unit. The geometrically higher Ersa-Centuri unit, overlain by Monte Maggiore peridotites [14], consists of slightly retrogressed kinzigitic gneisses overlying orthogneisses. III. CONCLUSIONS. — The Morteda-Farinole unit alone is characterized by eclogitic mineral assemblages developed both in oceanic and continental rocks. ### CORRECTION ### Nous disposons donc là du jalon taurique le plus complet et le plus occidental permettant de préciser
le plus complet et le plus occidental permettant de préciser le diachronisme E-W de mise en place des nappes nord-téthysiennes sur le microcontinent anatolien. Structuration de la marge nord-taurique. — Comme plus au Sud, dans les Taurides occidentales, une phase de distension provoque l’effondrement de larges panneaux de plate-forme au cours du Turonien et du Sénonien. L’écrosion des reliefs locaux alimente, en blocs et débris, les brèches et dépôts turbiditiques jusqu’au début du Paléocène et elle atteint des niveaux profonds d’un socle métamorphique de type Menderes. Cette phase est contemporaine du début de la résorption de la Neo-Tethys, mais est
du début de la résorption de la Neo-Tethys, mais est nettement antérieure à l’obduction de la croûte océanique sur cette transversale. Note reçue le 13 mai 1988, acceptée le 6 juillet 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] M. GUTNIC, O. MONOD, A. POISSON et J. F. DUMONT, Mém. Soc. Géol. France, n° 137, 1979, 109 p. [2] A. POISSON, Sc. de la Terre, Nancy, Mém. n° 47, 1986, p. 311-328. [3] J. DERCOURT, L. P. ZONENSCHAIN, L. E. RICOU et coll., Bull. Soc. Géol. France, (8), I, 1985, p. 637-652. [4] S. DURR, Thèse d’habilitation, Univ. Marburg, 1975, 106 p. [5] Y.
DURR, Thèse d’habilitation, Univ. Marburg, 1975, 106 p. [5] Y. T. KONUK, Jour. Faculty Science, Ege Univ., Izmir, 1, 1977. [6] M. DUZBASTILAR, Priva Doc. thesis, Ege Univ., Izmir, 1980, 150 p. [7] A. PHILLIPSON, Petermanns Mitt. Erg., 172, Gotha, 1911. [8] E. PAREJAS, Publ. Inst. Géol. Univ. Istanbul, 6, 1940. [9] I. KETIN, Bull. Min. Res. Expl. Inst. Turkey Ankara, 66, 1966, p. 23-34. [10] R. BRINKMANN, Geology of Turkey, Enke, Stuttgart, 1976, 158 p. [11] M. C. SENGOR et Y. YILMAZ, Tectonophysics, 75, 1981, p. 181-241. [12] A. POISSON, Thèse de doctorat d’État, Univ. Paris-XI-Orsay, 1977, 795 p.