jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
([8] to [13]) (Fig. 1 a), is characterized by ondulating erosional surfaces (metric .. to plurimetric wavelength) never inclined more than 15°. Laminations are parallel to the underlying erosional surface and the dips of laminations are strongly dispersed in relation to the hummock topography. • The cogenetic interférent ripples ([7], [14]) (Fig. 1 b) when viewed in a plane are symmetric interférent polygonal or "bricks and tiles" ripples. The same laminae mould the différent crest ripple directions. The chronology of one crest direction in relation to the other cannot be determined since they are formed simultaneously. • The storm graded
determined since they are formed simultaneously. • The storm graded layers ([7], [15] to [18]) (Fig. 1 c) are thin (millimetric to centimetric scale) "pseudo-graded" strata which are the result of a superposition of ungraded layers with an upward increasing clay-matrix. The sole of each layer is marked by numerous microfurrows, micro-gutter casts and millimetric scale sharp incisions. Symmetric in-phase climbing ripple beddings are frequent. The top of each layer is generally sharp and erosive. Note présentée par Georges MILLOT. 0249-6305/88/03071909 $2.00 © Académie des Sciences 1910 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1909-1916, 1988 Other
Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1909-1916, 1988 Other sedimentary structures such as gutter casts, furrows and coquinas, are also good indications of storm activity. Three terms, ranging from the transition shoreface-upper offshore to the boundary between upper and lower offshore have been defined (Fig. 2, Table). They are easy to recognize in the field using strata geometry, thickness and the sedimentary structure associations. The source areas are the littoral System, deltas or offshore bars. • The proximal term is characterized by strongly lenticular strata with very rapid lateral changes of sedimentary structures. The interférent polygonal ripples associated with
changes of sedimentary structures. The interférent polygonal ripples associated with in-phase climbing bedding and storm graded layers are the more common features. HCS is restricted to this term and not very frequent, they pass laterally over a few meters to the storm graded layers. • The médian term consists of large lenticular connective strata (at least 10 m width). The dominant beddings are cogenetic interférent ripples and associated in-phase climbing ripples. The storm-graded layers and HCS are very exceptional. Furrows and gutter casts are common. • The distal term is defined by constant planar strata (1 to 5 cm thick).
defined by constant planar strata (1 to 5 cm thick). The lower and upper parts of the strata are sharp and planar without gutter casts. They are often homogeneous, ungraded, structureless, and micas-rich. Poorly defined in-phase symmetric climbing ripples are often visible. These strata have often been mistaken with storm graded layers and turbiditic deposits. The main indications of storm activity are in-phase symmetric climbing ripples which are cogenetic interference ripples when viewed in a plane. They are different from storm graded layers because they are constant and ungraded. The median term is the more sand-rich one. The proximal term
median term is the more sand-rich one. The proximal term is essentially a sediment transit zone affected by strong hydrodynamic storm activity. Les sédiments de plate-forme sont mis en place par quatre processus: les marées, les vagues permanentes (houle), les courants océaniques et les vagues exceptionnelles dues aux tempêtes [1]. Ces dernières sont l'agent de sédimentation principal sur la plus grande surface des plates-formes, et ce depuis la limite inférieure d'action de la houle, située entre 2 et 40 m, jusqu'à leur bordure externe, vers 200 m de profondeur. L'identification de l'action des tempêtes se fait, tant dans les séries
de l'action des tempêtes se fait, tant dans les séries actuelles qu'anciennes, par diverses figures sédimentaires spécifiques ([2] à [7]). L'étude comparative de terrain de plusieurs séries de plates-formes paléozoïques permet de proposer un modèle de zonation des dépôts de tempêtes, selon l'éloignement par rapport aux sources d'alimentation et donc selon un approfondissement bathymétrique. I. LE PRINCIPE DE RECONSTITUTION DE LA ZONATION. — Les séries de plates-formes paléozoïques (en particulier la plate-forme nord-gondwanienne en Afrique du Nord et la plate-forme armoricaine à l'Ordovicien moyen puis au Dévonien inférieur et moyen), par leur étendue et la qualité de leurs affleurements, ont
par leur étendue et la qualité de leurs affleurements, ont permis d'étudier les passages latéraux des faciès de tempêtes qui les constituent presque exclusivement. Les dépôts de nature argilo-gréseuse sont interstratifiés, tous les un à six mètres environ, par des niveaux carbonates bioclastiques d'épaisseur pluridécimétrique. Ces derniers, qui ont une fréquence moyenne de 100000 ans, peuvent être corrélés sur tout un sous-bassin, c'est-à-dire sur au moins 50 km. Ils constituent donc des niveaux repères qui permettent d'étudier un même ensemble de strates de tempêtes et d'en appréhender l'évolution latérale sur plusieurs dizaines de kilomètres. C. R. Acad. Sci. Paris, t.
plusieurs dizaines de kilomètres. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1909-1916, 1988 1911 II. LES FIGURES SÉDIMENTAIRES CARACTÉRISTIQUES DES DÉPÔTS DE TEMPÊTES. — Les dépôts de tempêtes sont des alternances de pélites et de strates silto-sableuses plus ou moins lenticulaires. Deux figures sédimentaires et une séquence-type de figures sédimentaires sont actuellement considérées comme caractéristiques des dépôts de tempêtes [7]. • Le litage oblique en mamelon (fig. la) (ou «Hummocky Cross-Stratification» ou «HCS») est considéré comme le plus caractéristique des dépôts de tempêtes et a fait l'objet de nombreuses études quant à son mode de formation ([8]
de nombreuses études quant à son mode de formation ([8] à [13]). Ce litage se caractérise par ([8]) : • des surfaces d'érosion ondulées métriques à plurimétriques n'excédant que rarement 15° d'inclinaison, • des lamines concordantes sur la surface d'érosion ondulée, quelle que soit la direction de l'espace considérée, • une dispersion des sens d'inclinaison des surfaces obliques due à la topographie en dômes de chaque lamine. Plusieurs types de litage oblique en mamelons peuvent être définis selon leur longueur d'onde, leur hauteur, leur degré d'amalgame et leurs associations avec les sillons d'érosion. Dans les sédiments étudiés, le litage oblique
les sillons d'érosion. Dans les sédiments étudiés, le litage oblique en mamelons n'est pas la figure sédimentaire caractéristique des tempêtes la plus fréquente. • Les rides interférentes cogenétiques (fig. 1 b) ([7], [14]) correspondent, vues de surface, à des rides symétriques interférentes, soit polygonales, soit disposées selon un réseau en «briques et tuiles» dont il est impossible de déterminer l'antériorité d'une direction de crête par rapport à une autre. De plus, c'est la même lamine qui moule les différentes crêtes de rides. Les différentes directions de crêtes se forment donc simultanément, d'où leur nom de rides cogénétiques. En coupe, elles
simultanément, d'où leur nom de rides cogénétiques. En coupe, elles forment un litage de rides symétriques chevauchantes en phase. C'est la figure sédimentaire la plus fréquente dans les séries étudiées. • Les strates gradées de tempêtes (fig. le) (ou «rythmites gradées» ou «storm graded layers» ou «S.G.L.») ([7], [15] [18]) qui ont été les premières attribuées à des dépôts de tempêtes, ont été définies dans les environnements actuels en Mer du Nord ([15] à [17]). Il s'agit de strates silteuses, d'épaisseur centimétrique qui remplissent des sillons de petite taille (8 à 50 cm de largeur) ou des microgouttières d'érosion. La
à 50 cm de largeur) ou des microgouttières d'érosion. La base des strates est soulignée par des incisions millimétriques irrégulières. De la base au sommet, le pourcentage de pélites augmente, d'où leur aspect «gradé». En fait, ce granoclassement est discontinu et correspond à la superposition de bandes de plus en plus riches en argiles. Le sommet est net et correspond à une surface d'érosion. Le litage dominant est un litage à lamines frustes ou un litage de rides symétriques chevauchantes en phase. D'autres figures sédimentaires, les sillons d'érosion (furrows), les gouttières d'érosion (gutter casts), et les lumachelles ([19], [20]), en
gouttières d'érosion (gutter casts), et les lumachelles ([19], [20]), en association avec les structures précédentes, sont également caractéristiques des dépôts de tempêtes. III. LE MODÈLE DE ZONATION DES DÉPÔTS DE TEMPÊTES. — Trois termes ont été définis (fig. 2, tableau). Ils sont aisément identifiables sur le terrain par l'aspect des strates (géométrie et épaisseur) et par l'association des figures sédimentaires. • Le terme proximal est défini par des strates très lenticulaires, le plus souvent non jointives et dans lesquelles les figures sédimentaires varient latéralement très rapidement. Les rides interférentes cogenétiques et leur litage associé, ainsi que les strates gradées de
et leur litage associé, ainsi que les strates gradées de tempêtes (S.G.L.) y sont les plus fréquentes. Le litage oblique en mamelons (HCS), bien que peu abondant, est quasiment spécifique du terme proximal. 1912 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1909-1916, 1988 TABLEAU Caractéristique des différents types de dépôts de tempêtes identifiés en milieu de plate-forme. Main characteristics of the different storm deposits associations recognized in shelf environment. • Le terme médian se caractérise par des strates moins lenticulaires jointives (lentilles de largeur au moins décamétrique). Les rides interférentes polygonales et leur litage associé sont les
Les rides interférentes polygonales et leur litage associé sont les plus fréquents; les strates gradées de tempêtes (S.G.L.) sont rares; le litage oblique en mamelon (HCS) est exceptionnel. Les sillons d'érosion (furrows) à fonds plats et les gouttières d'érosion (gutter casts) sont souvent associés à ce terme. Le terme distal est constitué de strates peu épaisses (quelques centimètres), planes, constantes non lenticulaires. Elles sont généralement sans structure et riches en micas; elles présentent parfois un litéage plus ou moins bien exprimé de rides chevauchantes en phase. IV. DISCUSSION. — Cet enchaînement latéral de figures sédimentaires en trois termes traduit à
enchaînement latéral de figures sédimentaires en trois termes traduit à la fois un éloignement par rapport à la source d'alimentation et un approfondissement. La connaissance de la paléogéographie contemporaine des dépôts de tempêtes étudiés permet de localiser les sources d'alimentation terrigènes, et indique, a priori, le caractère plus proximal ou plus distal de chacune des associations mises en évidence. La source d'alimentation peut être un littoral, un delta, ou un système de barres d'offshore. La formation des trois associations de figures sédimentaires requiert des conditions hydrodynamiques différentes. Le terme proximal à litéage oblique en mamelons (HCS) nécessite des vitesses d'écoulement
à litéage oblique en mamelons (HCS) nécessite des vitesses d'écoulement bien supérieures à celles du terme distal. Ces trois termes se formant simultanément lors d'un même événement, ces différences hydrodynamiques ne peuvent s'expliquer que par une différence de bathymétrie. Le terme proximal, moins profond, sera plus affecté par les écoulements induits par la tempête que le terme distal plus profond. La sablosoïté est maximale dans le terme médian. Elle traduit des variations hydrodynamiques très contrastées. Le terme proximal correspond à une zone de transit des particules silto-sableuses, le terme médian à un lieu d'épandage « actif » et le terme
à un lieu d'épandage « actif » et le terme distal à l'endroit d'un épandage « passif ». Les strates gradées de tempêtes et les strates constantes du terme distal ont souvent été confondues entre elles et avec des dépôts turbiditiques [21], [22]. Leurs associations de figures sédimentaires et leur position dans les épandages de tempêtes permet clairement de les distinguer. Leur attribution à des dépôts de tempête est fondée sur la présence de litéages de rides chevauchantes en phase associées à des rides cogénétiques interférentes (S.G.L., strates distales), de gouttières d'érosion et de sillons (S.G.L.), ainsi que sur leur
gouttières d'érosion et de sillons (S.G.L.), ainsi que sur leur passage latéral à des strates caractéristiques des dépôts de tempêtes. De plus, ces strates ne présentent pas les caractéristiques des turbidites classiques, figures de base de bancs (flute casts), vrai granoclassement, passage progressif avec l'interstate ou/et litéage de rides de courant et convolutes. V. CONCLUSION. — L'intérêt de ce modèle est de proposer un outil pour préciser, dans les corps sédimentaires de plate-forme, l'évolution paléobathymétrique, dont on s'aperçoit qu'elle est souvent indépendante des variations de volume de sable et des discontinuités [23], [24]. Ce modèle a pu être appliqué aux
discontinuités [23], [24]. Ce modèle a pu être appliqué aux sédiments mésozoïques de la plate-forme stable liasique germanique [23]. Il doit encore être confronté avec les données des plateaux continentaux actuels (s'ils sont comparables aux bassins de plate-forme anciens), afin de préciser les limites paléobathymétriques de ces trois termes et leur passage avec les dépôts adjacents. Note remise le 10 octobre 1988, acceptée le 20 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] H. D. JOHNSON et C. T. BALDWIN, in Sedimentary environments and facies, 2nd éd., 1986, Blackwell Scientific Publications, Oxford, p. 229-282. [2] R. GOLDRING et P. H. BRIDGES, Jour. Sed.
229-282. [2] R. GOLDRING et P. H. BRIDGES, Jour. Sed. PetroL, 43, 1973, p. 736-747. [3] G. EINSELE et A. SEILACHER éd., Cyclic and event stratification, 1982, Springer Verlag, Berlin, 536 p. [4] R. H. DOTT et J. BOURGEOIS, Geol. Soc. America Bull., 93, 1982, p. 663-680. [5] R. G. WALKER, W. L. DUKE et D. A. LECKIE, Geol. Soc America Bull., 94, 1983, p. 1245-1251. [6] R. G. WALKER, in Facies models, 2nd éd., 1984, Geoscience Canada, Reprint Ser. 1, p. 141-170. [7] P. J. BRENCHLEY, Modern Geol., 9, 1985, p. 369-396. [8] J. C. HARMS, in Depositional environments
1985, p. 369-396. [8] J. C. HARMS, in Depositional environments as interpreted from primary sedimentary structures and stratification sequences, Soc. Econ. Paleontologists Mineralogists, short course 2, 1975, p. 81-102. [9] P. A. ALLEN, Nature, 313, 1985, p. 562-564. [10] D. J. P. SWIFT, A. G. FIGUEIREDO, G. L. FREELAND et G. F. OERTEL, Jour. Sed. PetroL, 53, 1983, p. 1295-1317. [11] G. DE V. KLEIN, K. M. MARSAGLIA, D. J. P. SWIFT, D. NUMMEDAL et D. LECKIE, Sedimentology, 34, 1987, p. 333-359. [12] A. NOTTVEDT et R. D. KREISA, Geology, 15, 1987, p. 357-361. [13] D. LECKIE, Jour. Sed. PetroL,
15, 1987, p. 357-361. [13] D. LECKIE, Jour. Sed. PetroL, 58, 1988, p. 607-622. [14] F. GUILLOCHEAU, Thèse 3e cycle, Université de Bretagne occidentale, Brest, 1983, 223 p. [15] H. E. REINECK, W. F. GUTMAN et G. HERTWECK, Senckenbergiana Lethaea, 48, 1967, p. 217-275. [16] H. E. REINECK, J. DORJES, S. GADOW et G. HERTWECK, Senckenbergiana Lethaea, 49, 1968, p. 261-309. [17] H. E. REINECK et I. B. SINGH, Sedimentology, 18, 1972, p. 123-128. [18] T. AIGNER et H. E. REINECK, Senckenbergiana Maritima, 14, 1982, p. 183-215. [19] T. AIGNER et E. FUTTERER, N. Jb. Geol. Palàont., Abh., 156, 1976,
et E. FUTTERER, N. Jb. Geol. Palàont., Abh., 156, 1976, p. 285-304. [20] R. D. FLOOD, Geol. Soc America Bull., 94, 1983, p. 630-639. [21] A. P. HAMBLIN et R. G. WALKER, Canadian Jour. Earth. Sci., 16, 1979, p. 1673-1690. [22] C. H. NELSON, Jour. Sed. PetroL, 52, 1982, p. 537-545. [23] P. BIRCKEL, D.E.A., Université Louis-Pasteur, Strasbourg, 1988, 40 p. [24] F. GUILLOCHEAU, P. BIRCKEL et M. HOFFERT, in Colloque: Paléobathymétrie, eustatisme et séquences de dépôts, Assoc. Sedimentologistes Français, Marseille, 1988, p. 75. Laboratoire de Géodynamique sédimentaire, Centre de Sédimentologie et Géochimie de la Surface, 1, rue Blessig, 67084
Sédimentologie et Géochimie de la Surface, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1917-1923, 1988 1917 Géologie/Geo/ogy Proposition Géologie/Geo/ogy Proposition profil Paléogéographique au cambrien du versant sud (nappes de Pardailhan et du Minervois) de la Montagne Noire (France) Pierre COURJAULT-RADÉ Résumé — L'analyse sédimentologique du complexe à dominante carbonatée d'âge cambrien inférieur à moyen des nappes de Pardailhan et du Minervois (Versant sud de la Montagne Noire), conduit à préciser le profil paléogéographique régional. La faible inclinaison du Sud vers le Nord de la pente sédimentaire est en accord avec l'ordre
Nord de la pente sédimentaire est en accord avec l'ordre de l'empilement des différentes unités tectoniques et conforme aux polarités « plate-forme bassin » reconnues dans le versant nord. Cambrian palaeogeographic profile of southern Montagne Noire tectonic units (Pardailhan and Minervois nappes, France) Abstract — Sedimentological analysis of the Lower-Middle Cambrian carbonate complex of the southern flank of the Montagne Noire (Pardailhan and Minervois nappes) allows for a precise reconstruction of the regional paleogeographic profile. The south-to-north inclined carbonate ramp is in agreement with the presumed stacking order of the Variscan nappes and with the shelf-to-basin polarities of the northern
Variscan nappes and with the shelf-to-basin polarities of the northern flank. Abridged English Version — STRUCTURAL SETTING. — The Variscan structure in the southern Montagne Noire (Fig. 1 A) consists of a stack of recumbent folds which have been displaced southward. The fold pile is composed of the following units: the Fournès unit (MVN) (Northern Minervois) to the west, considered either para-autochthonous ([2], [3]), or allochthonous [1]; Minervois nappe (MVS) (southern Minervois) and the Pardailhan nappe (PDH) to the east [2] (Figs. 2 A and B). The latter is composed of three main units: the Ferrals-Malvies synform (northern Pardailhan), the
of three main units: the Ferrals-Malvies synform (northern Pardailhan), the Lucarnis-Naudet synform (Central Pardailhan) and the Camplong-Poussarou synform (southern Pardailhan). CAMBRIAN DEPOSITIONAL SYSTEMS. — The Lower-to-Middle Cambrian dominated carbonate complex of the southern Montagne Noire has been divided into tectonic episodes (Fig. IB) [4]. Firstly, carbonates developed from seaward to landward positions and siliciclastics prograded in the opposite direction [5] ( = E1 Episode). Afterwards, a sabkha System was established and carbonates slowly prograded from littoral to distal domains [4] ( = E2 Episode). Above, carbonates were repeatedly replaced by deeper-water black shales owing to periodic tensional tectonics [6] (
deeper-water black shales owing to periodic tensional tectonics [6] ( = E3 Episode). The Lower-Middle Cambrian transition (=E4 Episode) coincided with the acme of tectonics resulting in block-faulting processes [6], followed by subsidence which gradually decreased with time. The whole platform became leveled during the last episode ( = E5 Episode) by a thick distal deltaic sequence. REGIONAL VARIATIONS. — Comparative sedimentological analysis of the Minervois and Pardailhan, indicates that the sequences exposed in northern structural units were deposited in a more littoral and less subsident paleogeographic setting than those exposed in the southern units (Fig. 3 A and B).
exposed in the southern units (Fig. 3 A and B). MINERVOIS DISTRICT. — Northern Minervois ("Salsigne synform" sensu Démange et al. [1]). — The basin mixed sequence (Ej) commonly consists of lenticular massive carbonate beds embedded within fine-grained siliclastics; above, the massive early diagenetic dolostones (E2) Note présentée par Michel DURAND-DELGA. 0249-6305/88/03071917 S 2.00 © Académie des Sciences C. R., 1988, Série II (T. 307) 129 1918 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1917-1923, 1988 are blackish, with scattered stromatolites, intraformational breccias and evaporite pseudomorphs; the black shale intercalations characterizing the E3 episode, are poorly developed
black shale intercalations characterizing the E3 episode, are poorly developed and carbonates are only represented by early dolostones displaying intersupratidal diagenetic features. The Late-Lower Cambrian unit (E4), made up of bioclastic clayey limestone ( = 5 m), and the pure Middle Cambrian siliciclastic deposits transitional sequence (E5), consists of about 5 m of deep purple shales with scattered calcareous nodules. Southern Minervois. — Carbonates of the basin mixed sequence (Et) are well developed, forming thick (up to 100 m) tabular bodies; above, the massive dolostones (E2) are clearer and more homogeneous than in the northern sequence; a number of black
homogeneous than in the northern sequence; a number of black shale intercalations (up to 10 m) characterizing the E3 sequence; limestone lenses or beds, interbedding with early dolomitized facies, occur locally. The pure pale-grey waxy limestone (25 m) is overlain by a condensed rhythmic mixed sequence (up to 30 m) (E4); it is composed of marly yellowish limestones followed by small bioclastic limestone beds regularly alternating with deep-purple shaly layers. They pass in turn to calcareous nodules which gradually decrease upward in size and number. PARDAILHAN DISTRICT. — Northern Pardailhan. — The lower mixed sequence (Et) and the massive early
— The lower mixed sequence (Et) and the massive early dolostones (E2) are similar to those exposed in southern Minervois, but the black shale layers of the E3 sequence are thicker (up to 20 m); scattered limestone beds, interbedding with early dolomitized facies, may occur locally in the upper half of the sequence; above, the upper limestone unit (±30-35 m) and the overlying condensed rhythmic sequence (up to 45-50 m) (E4) are similar to those exposed in southern Minervois. Southern Pardailhan. — Southern Pardailhan sequences (northern and southern limbs of the synform) were deposited in a more distal and more
the synform) were deposited in a more distal and more subsident paleogeographic setting than the northern domain: — the basin mixed sequence (Ex) is thicker (450 versus 220 m); the upper siliciclastic intercalations are lacking and the whole sequence is made up of pale grey undolomitized homogeneous limestones; — the E2 sequence (±150 versus 120 m) is mostly made up of clear reflux diagenetic dolomite where some limestone lenses occur in patches; — the E3 sequence is more developed (±120 versus 70 m) and black shale intercalations are thicker than in the northern unit; furthermore, limestone beds or lenses occur
in the northern unit; furthermore, limestone beds or lenses occur in the whole sequence; — the upper part of the Late-Lower Cambrian white waxy limestone unit ( = 50 m) is roughly stratified; — the Middle Cambrian mixed sequence (E4 episode) is thicker (150 versus 70 m) and mainly composed of calcareous nodules interbedded within greenish thinly laminated detritus. The paleogeographic domain coinciding with the middle Lucernis-Naudet synform must be placed between northern Pardailhan and southern Pardailhan domains (Fig. 3B). CONCLUSION: REGIONAL PALEOGEOGRAPHIC PROFILE. — In Minervois and Pardailhan regions, the paleogeographic profile can be framed as a north-south (post-Variscan