jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
les plus évolués. V. CONCLUSIONS. — Les cuirasses ferrugineuses qui coiffent les épais profils d'altération latéritique du domaine intertropical apparaissent comme des accumulations superficielles de fer qu'accompagne un cortège de minéraux résistants (quartz, zircon, ilménite, tourmaline, etc.) et d'éléments peu mobiles majeurs (Al, Ti, Mn) ou en traces (P, V, Cr, Cu, Ni, Se, Y, etc.). 1. Ces accumulations sont le résultat de la descente verticale du paysage latéritique, en surface, et du front d'altération des roches mères, en profondeur. Cette fonte du paysage [6] accumule ainsi, au fur et à mesure, les matériaux les moins solubles au sommet des
à mesure, les matériaux les moins solubles au sommet des profils d'altération. Les cuirasses ferrugineuses sont donc les témoins relictuels d'une grande épaisseur de roches, autrefois situées au-dessus de la surface actuelle du sol et aujourd'hui escamotées par altération, fonte chimique et érosion de surface. L'accumulation relictuelle augmente et l'épaisseur de la cuirasse grandit, au fur et à mesure du cheminement, vers le bas, des horizons superficiels du profil d'altération. 2. Le principe de lithodépendance des cuirasses ne s'applique donc aux roches situées au-dessous, que dans le cas de structures verticales et de matériaux homogènes sur une hauteur au moins
verticales et de matériaux homogènes sur une hauteur au moins égale à celle de l'enfoncement vertical du paysage. Dans le cas de structures obliques, la dispersion des accumulations de surface par rapport aux racines sous-cutanées est d'autant plus grande que l'inclinaison de la structure est forte et que l'enfoncement du paysage est important. Ainsi comprise, cette dispersion n'est donc pas l'effet d'une imperfection ou d'un défaut d'application du principe de lithodépendance; bien au contraire, elle en est une conséquence obligatoire. 3. L'enfoncement vertical implique que les différents horizons s'emboîtent les uns dans les autres sont d'autant plus riches en fer,
uns dans les autres sont d'autant plus riches en fer, en hématite, en kaolinite et sont d'autant plus pauvres en quartz et en minéraux résistants qu'ils sont plus évolués et donc plus âgés et qu'ils sont situés plus haut dans le profil. 4. Ce que l'on catalogue souvent comme surface ou glacis cuirassé d'un âge donné présente toujours, sans que l'on puisse à proprement parler d'entaille, des zones plus ou moins érodées en surface, où affleurent des faciès carapaces ou cuirassés d'âges et de degrés d'évolution différents. Ils appartiennent tous cependant au même système, au même glacis, mais ne sont
cependant au même système, au même glacis, mais ne sont pas du même âge [22]. En effet, il faut sans doute voir, dans les glacis cuirassés, la rectification de paysages déjà cuirassés et non pas le cuirassement de surfaces déjà rectifiées [25]. 5. L'examen des variations de composition minéralogique et chimique des faciès indurés de degrés d'évolution différents montre que les latérites reflètent d'autant mieux les roches mères sous-jacentes qu'elles sont moins riches en fer, moins évoluées et plus jeunes. Le principe de lithodépendance s'applique donc bien aux argiles tachetées, aux carapaces et aux cuirasses pauvres en fer et riches
aux carapaces et aux cuirasses pauvres en fer et riches en quartz (lorsqu'elles se trouvent sur roches mères acides). D'une façon générale, le principe de lithodépendance s'applique donc bien aux carapaces et aux cuirasses de ce que l'on appelle communément, dans le cadre de l'Afrique, le bas et le moyen glacis. 6. Pour l'ensemble des cuirasses qui présentent des teneurs en fer élevées et apparaissent ainsi comme évoluées et âgées, on observe une homogénéisation des compositions minéralogiques et chimiques ainsi qu'une convergence de faciès pétrographiques. À partir d'un certain degré d'évolution, tous les minéraux primaires résiduels sont dissous, les teneurs
d'évolution, tous les minéraux primaires résiduels sont dissous, les teneurs en éléments traces sont contrôlées par les phénomènes d'incorporation ou d'adsorption à la surface des fins cristaux de kaolinite, d'hématite ou de goethite présents en proportions déterminées. La composition des cuirasses devient indépendante de celle des roches mères. La lithodépendance n'est, d'une manière générale, plus décelable dans les faciès les plus évolués caractéristiques des surfaces anciennes comme, en Afrique, celles du haut glacis ou du relief intermédiaire. La lithodépendance est, in fine, oblitérée par un mécanisme d'homogénéisation. Ainsi, pour peu que le temps d'action de l'altération ait été assez long,
que le temps d'action de l'altération ait été assez long, toutes les cuirasses finissent par se ressembler, quelle qu'ait été la nature des roches mères qu'elles ont pu remplacer et donc finalement quel que soit leur âge, pour peu que celui-ci soit assez grand. Ce travail a été mené dans le cadre de l'A.T.P. Latérites du C.N.R.S., de l'opération Latérites du Programme PIRAT de FI.N.S.U. et de l'O.R.S.T.O.M. et dans les perspectives du Réseau Européen d'Étude des Latérites EUROLAT. Note reçue le 3 octobre 1988, acceptée le 10 octobre 1988. 1772 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II,
1772 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1765-1772, 1988 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] L. C. KING, Quat. J. Geol. Soc London, 104, 1948, p. 439-459. [2] R. MAIGNIEN, Mém. Serv. Carte Géol. Als. Lorr., 16, 1958, 239 p. [3] P. MICHEL, Mém. O.R.S.T.O.M., 63, 1973, 752 p. [4] D. NAHON, Mém. Sci. Géol, 44, 1976, 232 p. [5] M. J. MCFARLANE, Latérite and landscape, Académie Press, 1976, 151 p. [6] J. C. LEPRUN, Mém. Sci. Géol, 58, 1979, 224 p. [7] G. MILLOT et H. PAQUET, La Recherche, 7, n° 65, 1976, p. 236-244. [8] M. LAMOTTE
Recherche, 7, n° 65, 1976, p. 236-244. [8] M. LAMOTTE et G. ROUGERIE, Rev. Géomorphol Dyn, 13, 1962, p. 145-160. 9] J. VOGT, Bull. Ass. sénégalaise Et. Quatern., 16, 1967, p. 23-26. [10] G. SERET, Acta geologica hispanica, 13, n° 5, 1978, p. 145-147. [11] A. BLOT, J.-C. PION et J. M. WACKERMANN, Cah. O.R.S.T.O.M., sér. Géol., 5, 1973, p. 25-34. [12] J. M. WACKERMANN, Thèse Se. U.L.P., Strasbourg, 1975, 373 p. [13] A. BLOT, M. CARN, J. C. LEPRUN et J.-C. PION, Cah. O.R.S.T.O.M., sér. Géol., 8, 1976, p. 113-146. [14] A. BLOT, J. C. LEPRUN et J.-C. PION,
113-146. [14] A. BLOT, J. C. LEPRUN et J.-C. PION, Bull. Soc. géol. Fr., 18, n° 7, 1976, p. 45-49 et p. 51-54. [15] A. BLOT, J. C. LEPRUN et J.-C. PION, C. R. Acad. Sci. Paris, 286, série D, 1978, p. 1331-1334. [16] R. BOULET, Mém. O.R.S.T.O.M., 85, 1878, 272 p. [17] J.-C. PION, Sci. Géol. Mém., 57, 1979, 220 p. [18] W. SCHELLMANN, Chem. Erde, 45, 1986, p. 39-52. [19] J. C. LEPRUN, C. R. Acad. Sci. Paris, 275, série D, 1972, p. 1207-1210. [20] J. MARCELIN, Notice Carte Géol. Gaoua-Batié, B.R.G.M., 1971, 31 p. [21] H. ZEEGERS
Carte Géol. Gaoua-Batié, B.R.G.M., 1971, 31 p. [21] H. ZEEGERS et J. C. LEPRUN, Bull. B.R.G.M., Orléans, II, n° 2-3, 1979, p. 229-239. [22] J.-L. BOEGLIN, Thèse Se. U.L.P., Strasbourg, 1989. [23] D. MAZALTAVIN, Thèse Se. U.L.P., Strasbourg, 1988. [24] Ph. FREYSSINET, Thèse Se. U.L.P., Strasbourg, 1988. [25] G. MILLOT, Mém. h. sér. Soc. géol. Fr., 10, 1980, p. 295-305. Y. T., D. M., C. R., H. P. et G. M. : Centre de Sédimentologie et de Géochimie de la Surface, C.N.R.S. et Institut de Géologie, U.L.P., 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex; J.-L. B. et J.-C. P. : O.R.S.T.O.M.,
67084 Strasbourg Cedex; J.-L. B. et J.-C. P. : O.R.S.T.O.M., Institut français de Recherche pour le Développement en Coopération, 213, rue Lafayette, 75480 Paris Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1773-1778, 1988 1773 Sédimentologie/Sedimentology Contributions dunaires et loessiques aux dépôts des tourbières des Niayes pendant l'Holocène : variations et interprétation climatique Mamadou FALL, Ramzy KHATIB et Jean-Yves GAC Résumé — Les études granulométriques et minéralogiques de la composante minérale des dépôts dans les tourbières des Niayes mettent en évidence deux apports détritiques différents, l'un sableux d'origine locale, l'autre silteux à silto-argileux loessique. L'importance quantitative de
d'origine locale, l'autre silteux à silto-argileux loessique. L'importance quantitative de ces deux apports varie au cours du Quaternaire récent en rapport avec la succession des régimes pluviométriques entre la fin du Pléistocène supérieur et l'Holocène supérieur. Dune and loess contributions to the Niayes peat bogs deposits during the Holocene: variations and climatic interpretation Abstract — Grain sizes and mineralogical studies of mineral load in the Niayes peat bog display two different detrital sources, a local sandy deposit and silt and silty clays loess. The importance of these fractions varies during the late Quaternary, in relation to the climatic factors which
the late Quaternary, in relation to the climatic factors which govern mineral sedimentation in the peat bogs. Abridged English Version — The Niayes peat bogs occupy dune valleys of the coast dunes system in NW Sénégal (Fig. 1). Core samples of 7 bore holes (Fig. 1) show that peat bog sediments are formed of three facies: silty clayey organic mud, silty sandy organic mud, and peat. 14C dating [1] gives an upper Pléistocene to lower and middle Holocene age (12,000 to 9,000-7,000 years B.P.) for the first facies and middle to upper Holocene age for the other two (9,000-2,000 years
to upper Holocene age for the other two (9,000-2,000 years B.P.). The organic mud detrital fraction has a large and poly-modal grain-size distribution. Families from medium sand to very fine silt are classified on the basis of Doeglas indexes [2] (Fig. 2, Table). This granulometric distribution contrasts with the coarse and medium sand, without silt and clay of surrounding dunes. The Sk-Mz plot (Fig. 3) using the Folk and Ward's formulas [3] clearly distinguishes the silty sandy from the silty clayey organic muds. The positive and negative skewness are probably due to an overloading of silt on two different grain-size
due to an overloading of silt on two different grain-size families: sandy and clayey. This is demonstrated in the Qj Md Qj diagram (Fig. 2) by the great difference between Q3 and Md (p values for the sandy family, and between Qj and Md (p values for the silty one. This overloading is also revealed by the grain-size frequency of the coarsest sandy fraction whose CQjMdQj indexes are similar to those of dune sand, while, the Qj 99% indexes present a difference of 5 to 6 (p (Table). According to the CM pattern (Fig. 4), the silty clayey sediments have
the CM pattern (Fig. 4), the silty clayey sediments have been transported in uniform suspension and deposited by settling. The length of the RS segment is determined by the variations in energy level [4]. The QR segment implies a deposition from a graded suspension. The sandy fraction of organic mud represented by the base of this segment should be considered as the finest fraction of the suspension which is composed of dune sand. Therefore, the detrital fraction in organic muds has two sources. Medium, fine and very fine sands were removed by winnowing from surrounding dunes during the peat bog
removed by winnowing from surrounding dunes during the peat bog formation, a phenomenon currently observed in Niayes. On the contrary, remote eolian inheritance is proposed for the silt and probably part of the clay because the limited watershed of Niayes and the geomorphological context limiting the alluviation do not favor a local origin. A loess origin is possible in view of the granulometric and mineralogical analogy between peat bog mineral fractions and present dust ([6] to [9]): a large amount of silt compared to sand and clay, the same total granulometry (Fig. 5, Table) and clay minerals mainly inherited (especially
granulometry (Fig. 5, Table) and clay minerals mainly inherited (especially illite and probably palygorskite). Moreover, loess activities are mentioned in the marine and lacustrine deposits of west African upper Pléistocene and Holocene ([10] to [12]). Two major periods of dust supply are documented: between 15,000 and 7,000 years B.P., and after 4,000 years B.P. ([10], [12]). The former corresponds to the period of silty clayey deposit. The period between 7,000 and 4,000 years B.P. is dominated by sandy deposit ([10], [12]). It corresponds to the period of silty sandy deposit. This mixture of dune sand and loess has changed through
This mixture of dune sand and loess has changed through late Quaternary: high content of loess during the upper Pleistocene — lower to middle Holocene, and more dune sand during the middle and upper Holocene. This variation could be attributed to climatic changes prevailing in the Sahel latitudes of West Africa. In fact, in the Niayes peat bogs, aerosol accumulations suppose removing, long transport and trapping of loess particles, while sandy deposit supposes reworking of the surrounding dunes. Then, we have to admit, as in the Holocene lakes, that there was a succession of two climatic periods: dust and homogeneous
was a succession of two climatic periods: dust and homogeneous monsoon with thin raindrops during the upper Pleistocene and lower Holocene (12,000-7,000 years B.P.), and erosive stormy rains during the middle and upper Holocene. I. INTRODUCTION. — Les tourbes et les vases organiques du littoral NW du Sénégal sont localisés dans les cuvettes interdunaires appelées Niayes entre 14°5' et 16° de latitude nord (fig. 1). Les carottes prélevées dans 7 sondages (fig. 1) ont permis d'étudier des sédiments dont les âges varient entre 12000 ans B.P. et le Subactuel. Trois lithofaciès principaux ont été individualisés. Il s'agit de vases organiques
lithofaciès principaux ont été individualisés. Il s'agit de vases organiques silto-sableuses, de vases organiques silto-argileuses et de tourbes (fig. 1). Les datations au 14C situent le dépôt des vases organiques silto-argileuses entre 12000 et 9000 à 7000 ans B.P., et les vases silto-sableuses et les tourbes entre 9000 à 7000 et 2000 ans B.P. Cette sédimentation constitue un mélange entre une composante biogénique autochtone liée à la production végétale des réceptacles et une composante minérale détritique essentiellement allochtone, dont la nature et l'importance quantitative dépendent des vecteurs hydrodynamiques et éoliens contrôlés par le régime climatique. L'existence d'une fraction détritique silto-argileuse
contrôlés par le régime climatique. L'existence d'une fraction détritique silto-argileuse dont les caractéristiques granulométriques et minéralogiques s'apparentent à celles des poussières atmosphériques actuelles, amène à envisager l'origine loessique de ce matériau. II. DONNÉES GRANULOMÉTRIQUES. La classification de Doeglas (fig. 2 et tableau) met en évidence plusieurs familles granulométriques allant des sables moyens aux silts très fins. Cette distribution contraste nettement avec celle du matériel des dunes environnantes qui sont formées de sables grossiers à moyens dépourvus de silts et d'argiles. L'assymétrie Sk et la médiane Md, calculée d'après les formules de Folk et Ward différencient nettement les vases silto-sableuses des
de Folk et Ward différencient nettement les vases silto-sableuses des vases silto-argileuses (fig. 3). L'assymétrie positive du matériel silto-sableux et négative du matériel silto-argileux peut être interprétée comme une surcharge de silt sur deux familles granulométriques différentes, l'une sableuse, l'autre argileuse. Le diagramme Qt Md Q3 (fig. 3) montre très clairement l'assymétrie des deux distributions granulométriques due aux valeurs très élevées de Q3 pour la première famille et Qt pour la deuxième. La composante sableuse la plus grossière des vases silto-sableuses, presque symétrique et apparemment proche du matériel dunaire, accuse cette surcharge, en présentant un écart important (5 à 6
cette surcharge, en présentant un écart important (5 à 6 cp) entre le diamètre Q3 et celui correspondant à l'extrémité de la distribution (99%) (tableau), d'où le mauvais classement obtenu pour ce faciès. La répartition CM (fig. 4) dessine dans l'ensemble un segment RS particulièrement long, à l'exception du faciès sableux cité ci-dessus qui occupe la base du segment QR qui caractérise l'ensemble du matériel dunaire. Selon Passaga, le matériel fin à très fin du segment RS est transporté en suspension non graduée uniforme. Le dépôt se fait par décantation en milieu calme. La longueur de RS est déterminée par
en milieu calme. La longueur de RS est déterminée par les variations de la teneur en particules très fines et non par les variations du niveau d'énergie. Le matériel du segment QR est transporté en suspension graduée et déposé par décroissance de la compétence du courant. Un segment QR court impliquerait de faibles variations granulométriques entre la base et le sommet de la suspension graduée, et une turbulence au voisinage du fond relativement basse. Cette suspension étant essentiellement formée du matériel dunaire, la composante sableuse des vases organiques peut correspondre à sa fraction la plus fine. III. DONNÉES MINÉRALOGIQUES. Le
à sa fraction la plus fine. III. DONNÉES MINÉRALOGIQUES. Le quartz est le constituant principal de la fraction sableuse et silteuse des sédiments. La fraction argileuse est formée dans l'ensemble de kaolinite désordonnée (20-60%), d'illite ouverte (20-40%), d'interstratifiés (0-50%), de vermiculite (0-20%) ainsi que de traces de smectite et de palygorskite rencontrées au sommet de certains sondages. Les tourbes fibreuses évoluées ne renferment pas d'argile. D'après Fall, la kaolinite et l'illite sont hérités. Il existe cependant une possibilité de néoformation pédogénétique d'une partie de la kaolinite à la base des profils, là où elle est la plus abondante et associée
profils, là où elle est la plus abondante et associée à des oxydes de fer amorphes et à de la goethite. Les interstratifiés et le cortège minéralogique associé (vermiculite et smectite) semblent procéder de la dégradation de l'illite. Ce processus serait favorisé par l'acidité du milieu. Cependant, les conditions pluviométriques défavorables, lors de la mise en place des horizons supérieurs des dépôts ont pu conduire à un confinement du milieu et une concentration progressive en ions alcalins, favorable à la néoformation de smectite, et éventuellement de palygorskite. Ce dernier minéral pourrait aussi être hérité des formations cénozoïques marno-calcaires à attapulgite
pourrait aussi être hérité des formations cénozoïques marno-calcaires à attapulgite qui affleurent à l'Ouest du Sénégal. IV. DISCUSSIONS. — Les études granulométriques ont montré que les silts et les argiles (autres que celles néoformées) sont étrangers au milieu des tourbières. La faible étendue des bassins versants des Niayes et le cadre géomorphologique limitant le phénomène d'alluvionnement, l'hypothèse d'une origine loessique de ces particules est à envisager. Arguments granulométriques et minéralogiques. — Les manifestations de poussières éoliennes (brumes sèches) d'origine saharienne sont devenues, de nos jours, des phénomènes saisonniers dans la frange sahélienne. Les nombreuses études consacrées à ce phénomène (6
frange sahélienne. Les nombreuses études consacrées à ce phénomène (6 à 9) au niveau de sites très divers (zones sahéliennes, côtes ouest-africaines, Atlantique nord et Atlantique sud) ont permis de retracer les trajectoires des aérosols actuels, et de préciser leurs caractéristiques granulométriques et minéralogiques. La comparaison entre les caractéristiques granulométriques et minéralogiques de la fraction minérale des tourbières et de celles des poussières actuelles fournit un certain nombre d'arguments en faveur d'une origine loessique des silts et d'une partie des argiles de ces sédiments : (a) les sédiments renferment une forte teneur en silts par rapport aux sables et argiles
forte teneur en silts par rapport aux sables et argiles alors que les ensembles dunaires environnants sont constitués de matériel de mode supérieur à 200 um et ne renferment pas de silts; (b) la granulométrie totale des sédiments s'apparente aux granulométries données pour des loess de différentes origines : — plus ou moins les mêmes teneurs en sables, limons et argiles (fig. 5); — valeurs C, Qt, Md, Q3 99 % des sédiments (tableau) équivalentes à celles obtenues pour les loess actuels [2] qui sont caractérisés par une médiane située entre 5 et 6 cp, un grand écart entre Md
entre 5 et 6 cp, un grand écart entre Md et Q3 et la valeur 99% d'une part, et entre Qx et Md d'autre part; (c) la présence de l'illite, minéral argileux hérité par excellence dans tous les niveaux des sondages plaide en faveur d'une origine éolienne d'une partie du cortège argileux des sédiments. Contextes paléogéographiques. — Des sédiments terrigènes silteux ou silto-argileux d'origine éolienne ont été décrits dans des carottes marines d'âge Pléistocène supérieur à Holocene au large des côtes ouest-africaines (10), (11) et dans des dépôts continentaux lacustres de même âge rencontrés en sondage entre 9 et 21°N
de même âge rencontrés en sondage entre 9 et 21°N (12). Ces sédiments présentent une distribution semblable à celle provenant actuellement du transport de poussières sahariennes par l'Harmattan, et correspondraient à des phénomènes de brumes sèches qui ont intéressé la zone sahélo-soudanienne au cours des derniers 20 000 ans. Les apports loessiques auraient connu deux épisodes majeurs. Le premier se situerait entre la fin du Pléistocène supérieur et l'Holocène inférieur (15 000-7000 ans B.P.) et le deuxième après 4000 ans B.P. (11), (12). L'Holocène moyen, entre 7000 et 4000 ans B.P. est caractérisé par des dépôts grossiers de type sableux
B.P. est caractérisé par des dépôts grossiers de type sableux (11), (12). V. CONCLUSION. — La charge minérale des tourbières doit être considérée comme un mélange entre une fraction sableuse dunaire et une fraction silteuse à silto-argileuse loessique d'origine lointaine. L'importance de ces deux fractions a changé au cours du temps. De la fin du Pléistocène supérieur à l'Holocène inférieur (12000-7000 B.P.), les apports loessiques dominants ont conduit au dépôt des vases silto-argileuses tandis qu'à l'Holocène moyen et supérieur, les apports sableux locaux devenus plus importants ont conduit à la formation des vases silto-sableuses. Cette répartition de la charge minérale
formation des vases silto-sableuses. Cette répartition de la charge minérale serait liée aux variations climatiques qui ont prévalu aux latitudes sahéliennes au Quaternaire récent. En effet, l'accumulation d'aérosols dans les tourbières des Niayes suppose enlèvement, long transport et piégeage de particules loessiques. Au contraire, les dépôts sableux supposent le ravinement des dunes voisines des tourbières. On est donc conduit à voir se succéder, comme dans les lacs holocènes, deux périodes climatiques : une première de la fin du Pléistocène à l'Holocène inférieur (12000-7000 ans B.P.) caractérisée par des brumes sèches et des pluies de mousson homogènes à gouttes fines; une
et des pluies de mousson homogènes à gouttes fines; une seconde au cours de l'Holocène moyen et supérieur (7000-2000 ans B.P.) avec des pluies orageuses et érosives. Note reçue le 14 septembre 1988, acceptée le 6 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] A. M. LEZINE, Thèse, Aix Marseille-II, 1987, 180 p. [2] D. J. DOUGLAS, Sedimentology, 10, n° 2, 1968, p. 83-100. [3] R. L. FOLK et C. WARD, J. Sédiment. Petrol, 27, n° 1, 1957, p. 2-27. [4] R. PASSEOA, Sedimentology, 24, 1977, p. 723-727. [5] M. FALL, Thèse 3e cycle, Dakar, 1986, 130 p. [6] A. E. KALU, Scope
cycle, Dakar, 1986, 130 p. [6] A. E. KALU, Scope 14 Saharan dust, 1977, p. 95-118. [7] A. R. GLACCUM et J. M. PROSPERO, Marine Geology, 37, 1980, p. 295-321. [8] G. COUDÉ-GAUSSEN, Bull. Centre Rech. Explor. Prod. Elf-Aquitaine, 8, n° 1, 1984, p. 167-182. [9] J.-Y. GAC, Bull. Veille Climatique satellitaire, 12, 1985, p. 52-56. [10] L. DIESTER-HAAS, « Meteor » Forsch.-Ergebnisse, 31, 1979, p. 53-58. [II] M. SARNTHEIN, H. ERLENKEUSER et R. SAHN, Bull. Inst. Géol. Bass. d'Aquitaine, 31, 1982, p. 393-407. [12] J. MALEY, Quaternary research., 18, 1982, p. 1-16. M. F. et R. K. : Département