jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
8 cm above the contact zone with the Maastrichtian. This is the Globigerina eugubina zone. Above this bed one finds an alternation of grey and pink limestones, mostly micritic, and marls. This is the G. edita zone in which one sample only was collected. The nannoplankton zonation is the following: In the Cretaceous, the Micula murus and M. prinsii zones were identified. In the Tertiary, the lower limit of the NP 1 zone, corresponding to the mass occurrence of Braarudosphaera bigelowii and Thoracosphaera operculata (Romein [7]), is at the contact zone between the top of the reddish Maastrichtian marls and
zone between the top of the reddish Maastrichtian marls and the base of the dark brown clay bed. Cretaceous coccoliths persist in the first centimeters of the Paleocene clay and their abundance is drastically reduced with the first occurrence of Tertiary foraminifera. 3. ANALYTICAL PROCEDURE. — Samples were analyzed by instrumental neutron activation analysis. Iridium concentrations were measured with a bi-dimensional HP Ge spectrometer detecting in coincidence the 316 and 468 keV gamma rays produced by the decay of 192Ir. 4. RESULTS. — The iridium distribution (Table, PL, B) shows a sharp rise starting in the Maastrichtian and two well-separated
a sharp rise starting in the Maastrichtian and two well-separated maxima in coincidence respectively with the extinction of Tertiary planktonic foraminifera and the nannoplankton crisis. A significant concentration is also observed up to the top of the G. eugubina zone. 5. DISCUSSION. — The occurrence of two iridium spikes in coincidence with the steps of the planktonic crisis is not commonly observed at the K-T boundary. However, at the Brazos River site, one of the most complete and well-preserved K-T boundary sections, Hansen and Kauffman [8] noticed the same correlation. Such results for very distant sites are probably due to
Such results for very distant sites are probably due to a global phenomenon and not to local sedimentation conditions. The hypothesis of a single cosmic collision destroying most of the planktonic species in a few weeks or months does not provide a straightforward explanation. The extinctions of nannoplankton and planktonic foraminifera were not actually synchronous. This can be reconciled with the single catastrophe hypothesis if one assumes a triggering event with long-term consequences. The two iridium spikes could be the result of biochemical activity: bacterial activity, depending on the stepwise character of planktonic extinctions, could explain a gradual incorporation of
character of planktonic extinctions, could explain a gradual incorporation of iridium into the boundary sediments. This hypothesis does not explain why extinctions were stepwise ones. Moreover, because of the drop in carbonate production at the boundary, the time interval between the two planktonic crises is undetermined at the present time; the crises could well be independent ones and not linked to a common primary cause. If so, we can envisage another scenario involving a series of discrete events. Multiple cosmic collisions produced by a shower of comets [9] or the volcanic events of Deccan [10], [11] which took place at
volcanic events of Deccan [10], [11] which took place at about the right time [12] could account not only for the stepwise planktonic extinctions but also for the late Cretaceous precursor events, i.e. extinctions of inoceramids, rudistids and ammonites some 105 years and slight modifications of planktonic populations starting a few 104 years prior to the great planktonic extinctions at the very K-T boundary [5]. 1. INTRODUCTION. — En étudiant le diagramme d'extinction et de renouvellement des fossiles les plus abondants, Smit et Romein [1] ont montré qu'à la limite Crétacé-Tertiaire le passage des espèces dominantes de foraminifères planctoniques du
Crétacé-Tertiaire le passage des espèces dominantes de foraminifères planctoniques du Crétacé aux espèces dominantes du Tertiaire précède systématiquement le remplacement du nanoplancton. Localement, ceci peut être expliqué par un remaniement différentiel, mais le caractère quasi global et systématique du phénomène suggère plutôt que phytoplancton et foraminifères planctoniques ont réagi différemment aux bouleversements climatiques de la fin du Crétacé. De ce point de vue, la comparaison du diagramme de disparition des divers planctons avec les anomalies chimiques qui caractérisent la limite Crétacé-Tertaire revêt une importance particulière car ces anomalies sont les témoins les plus directs du mécanisme ayant déclenché la ou
témoins les plus directs du mécanisme ayant déclenché la ou les crises biologiques. Nous nous sommes intéressés aux platinoïdes et, en particulier, à l'iridium dont l'abondance est souvent considérée comme résultant de l'apport d'une masse importante de matière extraterrestre [2]. L'importance de l'analyse fine de la distribution de l'iridium à la transition C-T a déjà été démontrée par la mise en évidence de structures suggérant un ou plusieurs événements s'étendant sur une période de quelques dizaines de milliers à quelques centaines de milliers d'années ([3], [4]). En comparant anomalies chimiques et données paléontologiques, on peut espérer mieux comprendre les causes
et données paléontologiques, on peut espérer mieux comprendre les causes des bouleversements de la fin du Crétacé. Les coupes qui présentent au voisinage de la limite C-T une continuité reconnue et une vitesse de sédimentation élevée sont les mieux adaptées à ce type d'étude. Dans ce qui suit, nous exposons les résultats de l'étude du site de Sopelana au pays basque espagnol, qui présente ces caractéristiques et qui, de plus, a été bien étudié sur le plan paléobiologique. 2. DESCRIPTION DU SITE. — La coupe de Sopelana a été décrite en détail par Lamolda et coll. [5], Orue-Etxebarria [6]. Sopelana
en détail par Lamolda et coll. [5], Orue-Etxebarria [6]. Sopelana est située sur la côte basque espagnole, dans la province de Bizkaia, à 15 km environ au nord de Bilbao (pi., A). La limite Crétacé-Tertiaire affleure à proximité de la plage. Dans le Maastrichtien supérieur, la zone à Abathomphalus mayaroensis est représentée par une alternance de calcaires et de marno-calcaires gris. Elle contient Ichnofossiles, Ammonites et Echinides. Les Inocérames disparaissent un peu avant le début de la séquence dont la partie terminale, épaisse de 7 à 8 m, est constituée essentiellement de marnes de couleur évoluant du gris au rougeâtre.
essentiellement de marnes de couleur évoluant du gris au rougeâtre. Les échantillons, SP 1 à 14, ont été prélevés dans les 2 derniers mètres du sommet de cette séquence (pi, B). Foraminifères et coccolithes y sont abondants. Dans le dernier demi-mètre de cette série on observe de légères variations des proportions des différents foraminifères planctoniques lesquels disparaissent graduellement au sommet des marnes rougeâtres. Au-dessus, on trouve un lit gris brun de 30 cm, plus argileux, qui représente le début du Paléocène et dans lequel nous avons prélevé les échantillons SP 15 à 27. Les deux premiers centimètres, riches en argile,
15 à 27. Les deux premiers centimètres, riches en argile, ont une couleur brun foncé. Les premières espèces de foraminifères planctoniques (Globigerina eugubina et G. fricta) caractéristiques du 1222 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1217-1223, 1988 TABLEAU Distribution de l'iridium dans la coupe de Sopelana. Colonne 1 : identification de l'échantillon. Colonne 2 : position des échantillons. Le niveau de référence est situé à la base du niveau d'argile brun foncé (pi, B). Colonne 3 : teneur en iridium (ng. g"L). Colonne 4 : incertitude sur la teneur en iridium (la). Iridium concentration at Sopelana
sur la teneur en iridium (la). Iridium concentration at Sopelana section. Column 1: Sample identification. Column 2: sample position. The reference level is at the base of the dark brown boundary clay. Column 3: iridium content (ng.g-1). Column 4: iridium measurement accuracy (la). Nom Position Teneur Erreur/teneur échantillon (cm) (ng/g) (ng/g) SP1 -160 0,058 0,026 SP3 -73 0,024 0,042 SP5 -47 0,039 0,071 SP9 -22 0,052 0,065 SP10 -16 0,077 0,053 SP11 -8 0,091 0,050 SP12 -6 0,068 0,023 SP13 -3 0,189 0,037 SP14 -1 0,520 0,080 SP15 0 1,710 0,080 SP16 0,5 2,250 0,130 SP17 1 0,662 0,095 SP18
0,080 SP16 0,5 2,250 0,130 SP17 1 0,662 0,095 SP18 3 0,584 0,140 SP19 5 1,308 0,094 SP20 7,5 4,451 0,202 SP21 10 1,007 0,156 SP22 12 0,890 0,093 SP24 22 0,519 0,039 SP26 31 0,230 0,064 SP27 33 0,124 0,071 SP28 35 0,024 0,026 Paléocène n'apparaît que 7 à 8 cm au-dessus de la base de ce niveau. C'est la zone à G. eugubina. Au-dessus, on trouve la zone à G. édita à la base de laquelle un seul échantillon, SP 28, a été prélevé. La zonation déduite de l'étude du nanoplancton est la suivante. — Dans le Crétacé,
l'étude du nanoplancton est la suivante. — Dans le Crétacé, on trouve les biozones à Micula murus et M. prinsii, la dernière n'occupant que les quelques centimètres du sommet de la série marneuse rougeâtre. Dans le Tertiaire, le début de la zone à Markalius inversus (NP1) correspond, d'après la définition introduite par Romein [7], à l'accroissement de l'abondance de Braarudosphaera bigelowii et Thoracosphaera operculata (échantillon SP 15). Les coccolithes du Crétacé persistent dans les quelques premiers centimètres du lit d'argile du Paléocène mais leur abondance décroît fortement avec l'apparition des premiers foraminifères planctoniques tertiaires (échantillons SP 20 et 21). On
premiers foraminifères planctoniques tertiaires (échantillons SP 20 et 21). On retrouve donc dans la coupe de Sopelana la séquence identifiée par Smit et Romein [1]. 3. RECHERCHE DE L'IRIDIUM : MÉTHODE D'ANALYSE. — Le dosage de l'iridium est fait par activation neutronique instrumentale. La concentration est mesurée par spectrométrie y avec deux capteurs en germanium (Ge HP) détectant en coincidence les raies y de 316 et 468 keV émises en cascade lors de la désintégration de l'192Ir [9]. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1217-1223, 1988 1223 4. RÉSULTATS. — La teneur en iridium présente une
1223 4. RÉSULTATS. — La teneur en iridium présente une croissance rapide dans les derniers centimètres du Maastrichtien (tableau et pi., B). La distribution présente deux maximums très prononcés et bien séparés dont l'un coïncide sensiblement avec la disparition des espèces secondaires de foraminifères planctoniques, l'autre avec le déclin du nanoplancton. On observe également une teneur en iridium significative jusqu'au sommet de la zone à G. eugubina. 5. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS. — A Sopelana, la structure de l'anomalie en iridium est parfaitement corrélée avec le diagramme d'extinction du plancton. Une telle corrélation a également été observée dans la coupe de
telle corrélation a également été observée dans la coupe de Brazos River (Texas), une des plus complètes et des mieux conservées [8]. Dans ce dernier site, les deux pics d'iridium sont séparés par un lit de 30 à 60 cm de grès dont la formation semble avoir été provoquée par un tsunami. La similitude des observations faites dans des sites très éloignés nous incite à penser que nous avons affaire à un phénomène global indépendant des conditions locales de sédimentation. Qu'une corrélation entre les étapes de la disparition du plancton et la structure de l'anomalie en iridium ne soit pas
et la structure de l'anomalie en iridium ne soit pas observée systématiquement peut s'expliquer par la qualité des sites, le taux de sédimentation et la densité de l'échantillonnage. L'hypothèse d'une collision cosmique unique à la fin du Crétacé, anéantissant en quelques semaines ou quelques mois la quasi-totalité du plancton, ne rend pas compte de ces observations. Nous devons admettre que les disparitions des espèces planctoniques ne sont pas synchrones et que la catastrophe initiale a eu des conséquences sélectives à long terme ayant affecté les foraminifères planctoniques avant le nanoplancton. Dans ces conditions, on peut penser que les deux pics
Dans ces conditions, on peut penser que les deux pics d'iridium ne reflètent pas le phénomène de déclenchement, mais traduisent la vitesse à laquelle cet élément a été incorporé dans les sédiments. Cette vitesse peut avoir été modulée par une activité bactérienne liée à la disparition par étape du plancton. Cette hypothèse n'explique pas les effets sélectifs et non simultanés du phénomène initial sur le plancton. De plus, la chute de production des carbonates au passage de la limite rend difficile l'évaluation de l'intervalle de temps séparant les deux étapes de la crise planctonique, lesquelles pourraient bien avoir été provoquées
de la crise planctonique, lesquelles pourraient bien avoir été provoquées par des phénomènes totalement indépendants. Ceci nous conduit à envisager un scénario faisant intervenir une série d'événements discrets ou, éventuellement, un phénomène de longue durée procédant par crises. Les collisions cosmiques provoquées par une averse de comètes ou les éruptions volcaniques du Deccan pourraient expliquer non seulement la disparition par étape du plancton mais aussi les événements biologiques et géochimiques « précurseurs » observés dans le Maastrichtien supérieur (disparition des ammonites, des inocérames et modification de la population planctonique amorcée quelques 104 ans avant la crise planctonique finale, anomalies en
quelques 104 ans avant la crise planctonique finale, anomalies en 13C et 18O). Chaque niveau de disparition devrait alors être accompagné d'une anomalie en iridium. Les deux pics observés à Sopelana et Brazos River ne seraient que les témoins des plus importantes catastrophes, cosmiques ou volcaniques, responsables des extinctions majeures de la fin du Crétacé. La découverte de pics secondaires, en coïncidence avec les autres extinctions et anomalies isotopiques du Maastrichtien, confirmerait ce scénario. Contribution C.F.R. n° 958. Note reçue le 21 juin 1988, acceptée le 19 juillet 1988. 1222 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p.
C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1217-1223, 1988 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [J] J. SMIT et A. J. T. ROMEIN, Earth Planet. Sci. Lett., 74, 1985, p. 155-170. [2] L. W. ALVAREZ, W. ALVAREZ, F. ASARO et H. V. MICHEL, Science, 208, 1980, p. 1095-1108. [3] R. ROCCHIA, D. BOCQUET, Ph. BONTÉ, J. DEVTNEAU, C. JÉHANNO et M. RENARD, Mem. Soc. géol. France, N.S., 150, 1987, p. 95-103. [4] J. H. CROCKET, C. B. OFFICIER F. C. WEZEL et G. D. JOHNSON, Geology, 16, 1988, p. 77-80. [5] M. A. LAMOLDA, X. ORUE-ETXEBARRIA et F. PROTO-DECIMA, Zitteliana, 10,
M. A. LAMOLDA, X. ORUE-ETXEBARRIA et F. PROTO-DECIMA, Zitteliana, 10, 1983, p. 663-670. [6] X. ORUE-ETXEBARRIA, Newsletter on Stratigraphy, 15, n° 2, 1985, p. 71-80. [7] A. J. T. ROMEIN, Utrecht Micropaleont. Bull, 22, 1979, p. 1-231. [8] T. A. HANSEN et E. G. KAUFFMAN, Conférence on « Paleontology and Evolution Extinction Events », Leioa (Viscaya), October 20-23, 1987, Abstracts, p. 136. [9] G. MEYER, H. JAFFREZIC et M. TREUIL, Geostandards Newsletter, 9, 1985, p. 79. [10] P. HUT, W. ALVAREZ, W. P. ELDER, T. HANSEN, E. G. KAUFFMAN, G. KELLER, E. M. SHOEMAKER et P. R. WEISSMAN, Nature, 329,
KELLER, E. M. SHOEMAKER et P. R. WEISSMAN, Nature, 329, 1987, p. 118-126. [11] V. E. COURTILLOT et S. CISOWSKI, Eos, 68, 1987, p. 193-200. [12] A. HALLAM, Science, 238, 1987, p. 1237-1242. [13] V. COURTILLOT, G. FÉRAUD, H. MALUSKI, D. VANDAMME, M.-G. MOREAU et J. BESSE, Nature, 1988 (sous presse). [14] S. V. MAROOLIS, J. F. MOUNT, E. DOEHNE, W. SHOWERS et P. WARD, Paleoceanography, 2, n° 4, 1987, p. 361-377. E. B. et J.-J. J. : Laboratoire de Paléontologie des Vertébrés, Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; X. O.-E. : Universidad del Pais Vasco, Facultad
Cedex 05; X. O.-E. : Universidad del Pais Vasco, Facultad de Ciencias, Apartado 644, 48080 Bilbao Espagne; Ph. B., C. J. et R. R. : Centre des Faibles Radioactivités, Laboratoire mixte C.E.A.-C.N.R.S. Domaine du C.N.R.S. 91190 Gif-sur-Yvette; D. B. : Service d'Astrophysique, C.E.N.-Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex. EXPLICATIONS DE LA PLANCHE A, Position géographique du site de Sopelana. B, Colonne stratigraphique et distribution de l'abondance de l'iridium de la coupe de Sopelana. A, Geographical position of the Sopelana section. B, Stratigraphie log and iridium concentration in the Sopelana section. PLANCHE/PLATE I ROBERT ROCCHIA C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série
ROBERT ROCCHIA C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1225-1230, 1988 1225 Pétrologie/Petrology Le Complexe de Santa-Lucia di Mercurio (Corse) : un équivalent possible des complexes de la Zone d'Ivrée Guy LIBOUREL Résumé — Sur la base des données lithologiques, minéralogiques, géochimiques et thermobarométriques, le Complexe de Santa-Lucia (ultramafites mantelliques, intrusion basique stratifiée, paragneiss granulitiques) est interprété comme un équivalent des complexes de la Zone d'Ivrée. Le fragment de croûte inférieure continentale, préservé à Santa-Lucia, est de nature « austro-alpine ». Dans ces conditions, la position externe du Complexe de Santa-Lucia dans l'orogène alpin et la position
du Complexe de Santa-Lucia dans l'orogène alpin et la position interne de la Zone d'Ivrée amènent à concevoir que la même croûte continentale de type « austro-alpin », scindée par la distension jurassique, se trouve actuellement dans des panneaux séparés, de part et d'autre de la suture de l'océan liguro-piémontais. The Santa-Lucia di Mercurio Complex (Corsica): a possible equivalent of the Ivrea Zone Abstract — On the basis of lithological, mineralogical, geochemical and thermobarometric data, the Santa-Lucia Complex (Mantle type peridotites, mafic layered intrusion, granulitic paragneisses) is interpreted as an equivalent of the Ivrea Zone. The Santa-Lucia deep crust "chip"
equivalent of the Ivrea Zone. The Santa-Lucia deep crust "chip" can be compared to the Ivrea Zone, belonging to the austro-alpine domain. The external position of the Santa-Lucia Complex together with the internal position of the Ivrea Zone in the Alpine orogeny, indicate that the same kind of continental crust was on both sides of the Ligurian Tethys. Abridged English Version — The Santa-Lucia nappe, located in Alpine Corsica to the NE of Corte, is composed of an old basement and an unconformable cretaceous detrital cover. On the basis of alpine paleogeographic arguments, this nappe is considered to have an
alpine paleogeographic arguments, this nappe is considered to have an external origin (Corsican affinity) contrary to the "Schistes-Lustres domain". The basement is composed mainly of amphibole and biotite granodiorites comparable to those from the central Corsican calc-alkaline plutons: 330-300 Ma. These granitic rocks are in contact (tectonic?) with the Santa-Lucia Complex. This Complex, considered as a cross-section of the deep crust, is composed of a kilometric mafic stratiform intrusion with intercalations of granulitic paragneisses representing the country rock. A mafic type association of peridotite-pyroxenite can be observed at the bottom of this mafic body. In the Western Alps, the Ivrea
of this mafic body. In the Western Alps, the Ivrea Zone (Fig. 1) is usually interpreted as a section of the deep continental crust. It is composed of a sequence of meta-sediments and metabasic rocks with mafic type peridotite in its lower parts (Baldissero, Balmuccia). In the Ivrea Zone, the complex of Val Sesia-Balmuccia is composed of: — Balmuccia mafic type peridotite, showing an association of spinel lherzolites and several websterite types. — A huge stratiform layered intrusion composed from the bottom to the top by cumulative peridotites and pyroxenites (LLG), plagioclase-rich pyroxenites, layered gabbros and anorthosites (ULG), a large
(LLG), plagioclase-rich pyroxenites, layered gabbros and anorthosites (ULG), a large gabbroic body enriched in plagioclase with gabbro-norites and some anorthosites (MG), monzogabbros and diorites (Diorites). — Metasediments with metabasic intercalations (Kinzigitic formation) are commonly interlayered within the mafic body and represent the country rock. These paragneisses show a prograde metamorphism towards the NW from amphibolite facies to granulite facies conditions. Noté présentée par Michel DURAND-DELGA. 0249-6305/88/03071225 € 2.00 © Académie des Sciences 1226 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1225-1230, 1988 There are many similarities between the Santa-Lucia Complex (SL) and Ivrea Zone (IZ): The lithological
the Santa-Lucia Complex (SL) and Ivrea Zone (IZ): The lithological sequences are the same. The metasediments are preserved at different levels within the stratiform intrusions. The metamorphic zoning is equivalent with an upwards decrease in the degree of metamorphism, namely towards diorites. The conditions of granulitic primary parageneses correspond, in both cases, to those of medium pressure granulites (SL: 7+1 kb, 800°C; IZ: 6-9 kb, 700-800°C). The stratiform layered intrusion ends in both complexes, by diorites or similar rocks. These intrusions are considered as synmetamorphic and occurred under granulite facies conditions. The existence of "garnet with corona" indicates an in
conditions. The existence of "garnet with corona" indicates an in situ reequilibration of these intrusions by isobaric cooling (SL: 7 kb; IZ: 7-8 kb) implying for some compositions the intersection of the gabbro-granulite transition. These two intrusions have calc-alkaline affinities and show traces of cumulative processes even in dioritic terms. The remarkable similarities between Santa-Lucia peridotites and those from Balmuccia and Baldissero have been established already. As an example, the compositions of clinopyroxenes from spinel lherzolites account for such an analogy (Fig. 2). On the basis of this comparison, the Santa-Lucia deep crust "chip" is, in many respects, comparable to
Santa-Lucia deep crust "chip" is, in many respects, comparable to the one preserved in the Ivrea Zone, belonging to the "austro-alpine domain". The external position of the Santa-Lucia Complex together with the internal position of the Ivrea Zone in the Alpine orogeny, indicate that the same kind of continental crust was on both sides of the Ligurian Tethys. La nappe de Santa-Lucia située en Corse alpine au NE de Corte, est composée d'un socle ancien et d'une couverture crétacée discordante à matériel conglomératique et flyschoïde. Ce matériel détritique mésozoïque remanie aussi bien des éléments des terrains autochtones ou para-autochtones de
aussi bien des éléments des terrains autochtones ou para-autochtones de la Corse alpine (granitoïdes hercyniens et calcaires jurassiques) que des éléments du socle ancien sous-jacent. Le socle ancien de la nappe de Santa-Lucia est composite. Il comprend dans sa partie occidentale un vaste ensemble granitique, composé principalement de granodiorites à amphibole et biotite rattachables aux granodiorites à grain moyen de la série calca-calcaire de Corse centrale (330-300 Ma). Ces granodiorites, lardées de filons de dolérites, passent localement à des granités leucocrates à grain fin injectés de nombreuses passes pegmatitiques riches en quartz et muscovite (faciès de bordure?). À l'opposé, dans
en quartz et muscovite (faciès de bordure?). À l'opposé, dans la partie orientale de la nappe, ces roches granitiques sont en contact avec ce que l'on convient d'appeler le Complexe de Santa-Lucia. I. LE COMPLEXE DE SANTA-LUCIA. — Il se compose d'une association de trois ensembles lithologiques caractéristique d'une section de la croûte inférieure: des paragneisses granulitiques, une intrusion basique stratifiée et des ultramafites mantelliques. Ce complexe, d'épaisseur kilométrique, est constitué d'une intrusion gabbroïque stratifiée, d'affinité calco-alcaline et d'âge hercynien, dans laquelle s'intercalent à différents niveaux des paragneisses granulitiques. Une association de péridotites-pyroxénites mantelliques, fortement serpentinitisée, se place à la