jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
à 40 % d'éléments volcaniques andésitiques), qu'il rattache néanmoins aux Grès de Taveyanne. Ces grès présentent 0249-6305/88/03071087 $ 2.00 © Académie des Sciences 1088 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1087-1090, 1988 En haut : La carte géologique, simplifiée d'après S. Rivano-Garcia, met en évidence un contact tectonique qui décale verticalement les couches. Ce décalage avait été interprété précédemment comme le chevauchement d'une unité plus interne, l'« Unité du Charvin-Dent-de-Cons », sur l'« Unité des Aravis ». En bas : Un profil à la même échelle montre une reconstitution au Nummulitique. La configuration est à peu
montre une reconstitution au Nummulitique. La configuration est à peu près la même que celle que l'on peut voir actuellement dans la falaise du « bord subalpin ». Noter que l'unité « chevauchante » est abaissée par le contact tectonique. Les « écailles » des auteurs sont ici un petit compartiment effondré et des blocs éboulés au pied de l'escarpement. Above: A geological map, simplified from [5], showing a tectonic contact. This contact was interpreted [5], [6], [8] as a thrust of a more internal unit ("Mont Charvin-Dent-de-Cons Unit") above the Aravis Unit. Below: A profile, at the same scale,
the Aravis Unit. Below: A profile, at the same scale, showing a reconstruction during Nummulitic age. The configuration is more or less the same as we can observe now in the cliff of the "subalpine edge". The "thrust unit" of [5], [6], [8] is located at the foot of the synsedimentary normal fault (with blocks and debris-flows of nummulitic age). également quelques affinités avec les Grès Ultrahelvétiques, puisqu'ils contiennent du matériel cristallin et des porphyrites quartzifères. Rivano-Garcia [5] publie en 1978 une carte détaillée de la région du Charvin, où l’on peut voir, montant dans la série du « bord
l’on peut voir, montant dans la série du « bord subalpin » puis disparaissant sous la Klippe de Sulens, un contact tectonique important qui ne figurait pas sur la carte géologique 1:80000 Albertville (2e éd.). Considérant les caractères « internes » du Paléogène et la présence des Couches de Wang dans l'« Unité du Charvin », il donne à ce contact tectonique la valeur d'un chevauchement. Dans cette unité chevauchante, il constate que le Nummulitique érode des niveaux stratigraphiques allant des Couches de Wang à l’Urgonien. Il attribue ces variations à un « bombement anté-lutétien ». D’autre part, il pense
à un « bombement anté-lutétien ». D’autre part, il pense que les brèches nummulitiques de l’« Unité de Charvin » sont dues au mouvement de failles intra-priboniennes à l'intérieur de cette unité. Doudoux et coll. [6], [8] ont développé plus tard l'idée d’une division du massif des Bornes en trois unités tectoniques allochtones superposées, analogues à celles que l’on trouve dans l’Helvétique. L’Unité du Charvin-Dent-de-Cons serait, dans ce schéma, l’unité supérieure et la plus interne. Son contact basal serait l’accident présenté ici comme faille normale paléogène. Elle s’individuerais de l’unité sous-jacente des Aravis par la variété polygénique des premiers niveaux
sous-jacente des Aravis par la variété polygénique des premiers niveaux des Grès de Taveyanne (Grès Intermédiaires). Il est remarquable de lire chez ces auteurs, que « les brèches signalées au sein des marnes à globigérines n’ont qu’une importance restreinte au (. . .) Col de Portette et au Sud de ce dernier (...). Au Nord du col, elles se développent par contre beaucoup, jusqu'à la limite tectonique de l’unité, oblitérant presque totalement la séquence marneuse qui les contient ». STRUCTURE DU MONT CHARVIN. — La structure générale des Aravis sous la Klippe de Sulens est relativement simple, les séries delphino-helvétiques
la Klippe de Sulens est relativement simple, les séries delphino-helvétiques plongent uniformément à 45° au NW. La cartographie de ce secteur, effectuée en détail par Rivano-Garcia [5], montre un important abaissement des formations dans la partie SW : l’Urgonien du Mont Charvin repose en contact tectonique sur le Berriasien du bord subalpin. Cette géométrie ne peut être réalisée par le chevauchement d’une unité plus interne, comme il était admis jusqu’ici; il s'agit en fait d’une faille normale anté-nummulitique importante, à orientation SW. Le compartiment du Charvin a été abaissé de 700 m, ce qui explique les particularités de la sédimentation
700 m, ce qui explique les particularités de la sédimentation et des érosions paléogènes (disparition brutale de 500 m de série Crétacé supérieur). Outre quelques petits mouvements de rétrochevauchement, cette faille ancienne n’a pas subi de déformations durant la tectonique alpine ultérieure. Enfin, les paléodirections anté-nummulitiques des couches, obtenues par rabattement sur l’horizontale du niveau de transgression s’orientent selon une direction N10, avec des pendages s’abaissant au SW, quelquefois au NE. Ces directions nous permettent de proposer pour la paléofaille une orientation N110, en cohérence avec les données cartographiques. LES SÉDIMENTS PALÉOGÈNES. — La particularité des sédiments antérieurs aux dépôts
SÉDIMENTS PALÉOGÈNES. — La particularité des sédiments antérieurs aux dépôts turbiditiques tient d’une part à leur répartition, d’autre part à la présence, dans leur partie sommitale, de faciès de pied de talus localisés dans le compartiment abaissé. Les sédiments nummulitiques montrent des changements très rapides, lorsqu’on se rapproche de la faille ancienne : au SW, une série relativement épaisse s’est déposée — ou a été préservée — dans le compartiment abaissé; on y trouve environ 50 m de sédiments bartoniens et priaboniens, littoraux et infralittoraux. A 1 km au NE, à l’endroit de la paléofaille, la série se réduit à
à l’endroit de la paléofaille, la série se réduit à des mégablocs hectométriques d’Urgonien, glissés depuis le compartiment haut, puis recouverts par quelques mètres de sédiments littoraux priaboniens. Au-dessus viennent 10 m (au moins) de marnes infralittorales (Marnes à foraminifères). Dans la partie supérieure des couches infralittorales apparaissent des coulées boueuses, dont les plus grossières contiennent des blocs de plusieurs mètres. La lithologie de ces blocs est la même que celle des niveaux atteints par l’érosion anté-nummulitique dans le compartiment haut. Les coulées boueuses, qui sont localisées au pied de l’escarpement, jusqu'à 1 km de la paléofaille au moins, témoignent
l’escarpement, jusqu'à 1 km de la paléofaille au moins, témoignent d’une réactivation de cette dernière durant l’Eocène supérieur-Oligocène basal (NP 21) [7]. La série turbiditique sus-jacente est peu épaisse au Col de Portette (100 m). Les turbidites de Grès Intermédiaires (20 % d'andésite) [7], sont caractéristiques d’un environnement de lobes distaux (faciès C1, F, G) déposés au pied d’un talus. Les nombreux « debris-flows » de matériel carbonate (Crétacé supérieur-Priabonien) intercalés dans la série turbiditique témoignent de l’instabilité persistante de la paléofaille. L’âge Priabonien supérieur-Oligocène inférieur des Marnes à foraminifères, ainsi que la pétrographie polygénique, mais riche en andésite, permettent
ainsi que la pétrographie polygénique, mais riche en andésite, permettent de rattacher le Mont Charvin au domaine sédimentaire des Aravis. L'individualisation d'une unité tectonique sur la base de la pétrographie des faciès turbiditiques n'est pas confirmée. CONCLUSIONS. — La géométrie de la structure du Mont Charvin, telle qu'elle ressort de la cartographie géologique et des observations de terrain, peut être expliquée simplement par le jeu d'une faille normale synsédimentaire d'âge Nummulitique, d'orientation N 110 et d'un rejet de 700 m. Cette faille synsédimentaire explique les particularités locales de la sédimentation et des érosions nummulitiques. Ainsi, le Mont Charvin se rattache
et des érosions nummulitiques. Ainsi, le Mont Charvin se rattache au domaine sédimentaire des Bornes-Aravis. Sa situation, à la bordure interne du domaine delphino-helvétique, en fait un élément important de la structure du bassin. Cette structure pourrait être un élément nouveau pour éclaircir la transition encore méconnue au domaine Ultrahelvétique. Cette nouvelle interprétation remet en question l'existence de l'unité chevauchante « Charvin-Dent-de-Cons ». Le Mont Charvin ne peut être considéré comme la prolongation de la nappe du Wildhorn. En conséquence, la division des chaînes subalpines septentrionales en trois unités tectoniques superposées, équivalentes aux nappes helvétiques, doit être reconsidérée. Note reçue
superposées, équivalentes aux nappes helvétiques, doit être reconsidérée. Note reçue le 19 juillet 1988, acceptée le 25 juillet 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] L. MORET, Mém. Soc. géol. France, N.S., X/l-2, 1934, 162 p. [2] J. MARTINI, Arch. Sc. Genève, 21/1, 1968, p. 35-70. [3] M. VUAGNAT, Matér. Carte géol. Suisse, 97e livr., N.S., 1952, p. 1-103. [4] G. SAWATZKI, Étude géologique et minéralogique des flyschs à grauwackes volcaniques du synclinal de Thônes (Haute-Savoie, France), Thèse No 1643, Univ. Genève, 1975, 368 p. [5] S. RIVANO-GARCIA, Contribution à l'étude géologique du SE du massif des Bornes : la partie méridionale de
SE du massif des Bornes : la partie méridionale de la chaîne des Aravis, le Col des Aravis et la Cluse de Faverge-Ugine (Haute-Savoie, France), Thèse 3e cycle, Univ. P.-et-M.-Curie, Paris-VI, 1978, 195 p. [6] B. DOUDOUX, B. MERCIER DE L'EPINAY et M. TARDY, C. R. Acad. Sci. Paris, 295, série II, 1982, p. 63-68. [7] C. MULLER, in O. LATELTIN, Les dépôts turbiditiques oligocènes d'avant-pays, entre Annecy (Haute-Savoie) et le Sanetsch (Suisse), Thèse, 1988, Univ. Fribourg. [8] B. DOUDOUX, M. CHAPELET et M. TARDY, Géol. Alpine, Mém. H.S., 13, 1987, p. 299-312. F. V. et D. M. : Département
1987, p. 299-312. F. V. et D. M. : Département de Géologie et Paléontologie, Université de Genève, 13, rue des Maraîchers 1211 Genève 4; O. L. : Institut de Géologie, Université de Fribourg, Pérolles, 1700 Fribourg. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1091-1095, 1988 1091 Géologie/Geology Dévonien supérieur et Carbonifère inférieur dans le nord de la province de Séville (Espagne). Âge et importance de la première phase hercynienne dans la zone d'Ossa-Morena Michel ROBARDET, Marcel WEYANT, Denise BRICE et Patrick R. RACHEBOEUF Résumé — Des niveaux du Dévonien supérieur (Famennien) sont découverts et datés paléontologiquement dans
du Dévonien supérieur (Famennien) sont découverts et datés paléontologiquement dans le Synclinal du Valle (Nord de la province de Séville, Espagne). Cette donnée, s'ajoutant à l'existence du Carbonifère inférieur (Tournaisien moyen) de type Culm, récemment reconnu dans le synclinal voisin du Cerron del Hornillo, conduit à discuter l'âge et l'importance de la première phase hercynienne en Ossa-Morena. Cette première phase semble, dans l'état actuel des connaissances, à la fois plus précoce et plus marquée dans l'Ouest de la Zone. Late Devonian and Early Carboniferous in the northern part of the Sevilla province (Spain). Age and importance of the first hercynian
Sevilla province (Spain). Age and importance of the first hercynian tectonic event in the Ossa-Morena zone Abstract — Late Devonian (Famennian) rocks have been identified in the Valle Syncline (northern part of the Sevilla province). The occurrence of Early Carboniferous (Middle Tournaisian) with Culm facies had recently been recognized in the same region (Cerron del Hornillo Syncline). These data allow to discuss the age and the effects of the first Hercynian tectonic event in the Ossa-Morena Zone: this first event appears to be older and more important in the NW than in the SE. Abridged English Version — The stratigraphy
than in the SE. Abridged English Version — The stratigraphy of the Paleozoic Series in the Ossa-Morena Zone (Fig.) remained for a long time rather poorly known ([1] to [4]). Recent studies, mainly in the northern part of the Sevilla province ([5] to [8]), provided additional information concerning the Ordovician and the Silurian strata and demonstrated that Devonian [9] and Carboniferous [10] formations occur in the Valle and in the Cerron del Hornillo synclines (respectively located to the W of Cazalla de la Sierra and to the SE of Constantina). In both units the Early Devonian succession consists of graptolitic
In both units the Early Devonian succession consists of graptolitic black shales (Lochkovian) and greenish siltstones (Pragian-Emsian) with benthic faunas (Brachiopods, Molluscs, Ostracods, Trilobites). In the Cerron del Hornillo syncline, Early Carboniferous rocks (conglomerates, sandstones, siltstones with plant remains and limestones with Conodonts) unconformably overlie the Lower Paleozoic. Plant remains are indicative of a Middle Tournaisian to Middle Visean age. Two limestone levels have yielded numerous and well preserved Conodonts: Polygnathus inornatus s. l., P. communis communis, Pseudopolygnathus primus and Siphonodella obsoleta are the most abundant species (about 75% of the fauna). The whole fauna clearly indicates the upper part
the fauna). The whole fauna clearly indicates the upper part of the "sandbergi Zone" and the "Lower crenulata Zone" i. e. Middle Tournaisian Tn1b-Tn2 [10]. In the Valle syncline, the above-mentioned Early Devonian rocks represent the lower part of a more complete Devonian succession known as "Embalse de El Pintado Group" [9]. Neither Middle Devonian nor Frasnian rocks can be paleontologically characterized in this succession (the lack of Middle Devonian strata is regarded ([12], [13]) as a general Note présentée par Michel DURAND-DELGA. 0249-6305/88/03071091 $ 2.00 © Académie des Sciences 1092 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II,
1092 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1091-1095, 1988 characteristics of the Central and Southern Iberian regions). The uppermost part of the Devonian succession in the Valle syncline consists of 10-15 m of grey sandy limestones and 60 m of alternating dark shales and black limestones. Limestones have yielded Brachiopods (Schizophoria sp. cf. striatula, Spinulicosta sp. cf. spinulicosta, Tenuisinuostrotum? sp., Centrorhynchus aff. letiensis, Stenaulacorhynchus? sp., Pampoecilorhynchus? sp., Evanescirostrum sp., Cyrtospirifer cf. asiaticus), Bivalves (Buchiola sp., Posidonia venusta, Lunulacardium sp.), Goniatites (Sporadoceras cf. biferum) and Conodonts (about fifteen forms among which Icriodus alternatus, Palmatolepis glabra glabra, P.
fifteen forms among which Icriodus alternatus, Palmatolepis glabra glabra, P. glabra pectinata, P. glabra prima, P. quadrantinodosalobata, Polygnathus glaber medius). The conodont fauna indicates that these levels correspond to an interval including the "Upper crepida", "rhomboidea" and "marginifera" Zones which is equivalent to do II a (upper part), do II b and do III a (lower part) of the Ammonoid zonation. These Famennian beds are the youngest Paleozoic rocks preserved in the Valle syncline. This is the first mention of Famennian rocks and faunas in the Ossa-Morena Zone which was previously interpreted as having been a shoal or an uplifted
previously interpreted as having been a shoal or an uplifted and eroded block during Late Devonian times. On the other hand, the Middle Tournaisian rocks of the Cerron del Hornillo syncline represent the oldest Carboniferous deposits of "Culm" facies in the southern part of the Iberian Peninsula where similar rocks are generally dated as Visean and in a few localities as Upper Tournaisian ([14], [15]). When considering both the Valle and the Cerron del Hornillo synclines, the sedimentary development of which had remained identical at least from Ordovician up to Early Devonian times, it can be assumed that the first
Early Devonian times, it can be assumed that the first Hercynian tectonic event in this area: — occurred between Famennian III and Middle Tournaisian, — was of minor importance as there is no significant structural difference between Lower Paleozoic and Tournaisian rocks. In the western and northwestern part of the Ossa-Morena Zone (in Vendas Novas area, Portugal), the first Hercynian tectonic event took place between Eifelian and Frasnian [17] and generated folds with cleavage as Paleozoic pebbles included in the Frasnian conglomerates (Cabrela Fm.) and in the Terena Fm [11] have a proper cleavage. The first Hercynian tectonic event thus
have a proper cleavage. The first Hercynian tectonic event thus appears to be older and much more important in the W than in the E of the Ossa-Morena Zone. However, it must be kept in mind that in both regions precise data are very few and in part interpretative, so that it would be rather unwise to draw large-scale geodynamical conclusions without fuller and more detailed information. Dans le Sud de la Péninsule Ibérique, les formations paléozoïques affleurent largement dans la Zone d'Ossa-Morena où elles constituent des unités synclinales complexes (fig.). La rareté des gisements fossilifères, la relative monotonie des
(fig.). La rareté des gisements fossilifères, la relative monotonie des faciès et la fréquence des failles parallèles aux structures rendent difficile l'établissement d'une stratigraphie précise et détaillée. Les travaux anciens [1] et quelques compléments ([2], [3], [4]) avaient fixé certains grands traits de la stratigraphie dans quelques localités, mais l'état des connaissances y demeurait néanmoins rudimentaire. Des recherches récentes ([5] à [8]) dans le Nord de la Province de Séville (Espagne) ont permis de préciser la stratigraphie de l'Ordovicien ([7], [8]), de reconnaître une succession silurienne complète [6] et de découvrir, dans le synclinal du Valle (à l'W de Cazalla
découvrir, dans le synclinal du Valle (à l'W de Cazalla de la Sierra) et dans celui du Cerron del Hornillo (au S.E. de Constantina), des formations dévoniennes [9] et carbonifères [10] jusque-là inconnues. Dans ces deux synclinaux, dont l'histoire sédimentaire est identique durant l'Ordovicien et le Silurien, le Dévonien inférieur est représenté par: — des schistes noirs à Graptolites (Lochkovien) qui surmontent en continuité la succession euxinique silurienne; — des schistes brun-verdâtre à faunes benthiques (Brachiopodes, Mollusques, Ostracodes, Trilobites) représentant le Praguien-Emsien et dont les équivalents avaient déjà été mentionnés, beaucoup plus à l'W, en Espagne [2] et au Portugal
beaucoup plus à l'W, en Espagne [2] et au Portugal [1], [11]). Dans le synclinal du Cerron del Hornillo, où le Carbonifère inférieur [10] est cartographiquement discordant sur les formations antérieures, on ne connaît aucun niveau dévonien plus récent. Le Carbonifère inférieur, de faciès "Culm", est constitué de conglomérats, de grès et de schistes à plantes contenant des intercalations calcaires, l'ensemble représentant une épaisseur d'environ 150 m. La flore rencontrée comprend des Lépidophytes (Lepidodendropsis cf. hirmeri), des Arthrophytes (Sphenophyllum sp.) et des Ptéridospermaphytes (Sphenopteridium sp. cf. dissectum, Fryopsis frondosa). Elle ne permet pas, à elle seule, une datation extrêmement précise
ne permet pas, à elle seule, une datation extrêmement précise et indique l'intervalle Tournaisien moyen-Viséen moyen. En revanche, les niveaux calcaires intercalés dans les schistes à plantes ont livré en deux localités une faune de Conodontes abondante (plusieurs centaines de spécimens) et bien conservée. Dominée par Polygnathus inornatus s.l. (50% des éléments inventoriés) et par Polygnathus communis communis, Pseudopolygnathus primus et Siphonodella obsoleta (25% pour l'ensemble de ces trois formes), cette faune est typiquement tournaisienne. Compte tenu de l'extension verticale des représentants du genre Siphonodella (S. lobata, S. cooperi, S. obsoleta et S. cf. isosticha) et de l'absence complète d'éléments
obsoleta et S. cf. isosticha) et de l'absence complète d'éléments caractéristiques du Tournaisien supérieur, les Conodontes du Cerron del Hornillo permettent de conclure à un âge tournaisien moyen (Tn1b-Tn2), correspondant, en termes de Zones de Conodontes, à la partie supérieure de la "Zone à sandbergi" et à la "Zone à crenulata inférieure". Dans le synclinal du Valle, le Dévonien inférieur (Lochkovien et Praguien-Emsien) signalé plus haut constitue la partie inférieure d'une succession dévonienne plus complète pour laquelle la dénomination compréhensive de « Groupe de l'Embalse de El Pintado » a été retenue [9] en raison d'incertitudes sur le détail précis
été retenue [9] en raison d'incertitudes sur le détail précis de la succession. Aucune faune n'a permis d'y démontrer l'existence ni de Dévonien moyen (comme c'est également le cas ([12], [13]) dans les autres régions du centre et du Sud de la Péninsule Ibérique) ni de Frasnien. En revanche, plusieurs niveaux fossilifères du Famennien ont été reconnus au sommet du Groupe: calcaires gréseaux gris (10 à 15 m) riches en Brachiopodes et alternances (60 m) de schistes fins, sombres, et de calcaires noirs riches en matière organique. Les niveaux calcaires ont livré: — des Brachiopodes: Schizophoria sp. cf. striatula; Spinulicosta
ont livré: — des Brachiopodes: Schizophoria sp. cf. striatula; Spinulicosta sp. of. spinulicostae Tenuisinurostrum ? sp.; Centrorhynchus aff. letiensis; Stenaulacorhynchus ? sp.; Pampoecilorhynchus ? sp.; Evanescirostrum sp.; Cyrtospirifer cf. asiaticus; — des Bivalves: Buchiola sp.; Posidonia venusta; Lunulacardium sp.; — des Goniatites: Sporadoceras cf. biferum; — des Conodontes, représentés par une quinzaine de formes parmi lesquelles: Icriodus alternatus, Palmatolepis glabra glabra, P. glabra pectinata, P. glabra prima, P. quadrantinodosalobata, Polygnathus glaber medius. Carte schématique de la Zone d'Ossa-Morena. 1, Zone Centre-ibérique; 1 a, Granite de Los Pedroches; 2, Zone Sud-portugaise; 3, Formations post-paléozoïques; 4, Zone d'Ossa-Morena; 4 a, Précambrien; 4
3, Formations post-paléozoïques; 4, Zone d'Ossa-Morena; 4 a, Précambrien; 4 b, Cambrien à Dévonien; 4 c, Massif de Evora-Béja; 4 d, Formations de Cabrela et de Terena; 4 e, Carbonifère; CA, Cazalla-de-la-Sierra; CO, Constantina; V.N., Vendas-Novas. Sketch map of the Ossa-Morena Zone. 1, Centro-Iberian Zone; 1 a, Los Pedroches batholith; 2, South Portuguese Zone; 3, Post-palaeozoic formations; 4, Ossa-Morena Zone; 4 a, Precambrian; 4 b, Cambrian to Devonian; 4 c, Evora-Béja Massif; 4 d, Cabrela and Terena Formations; 4 e, Carboniferous; CA, Cazalla-de-la-Sierra; CO, Constantina; V.N., Vendas-Novas. La conservation des Mollusques et des Brachiopodes et, en particulier pour ces derniers,
Mollusques et des Brachiopodes et, en particulier pour ces derniers, l'absence fréquente de structures internes, n'ont permis le plus souvent que des déterminations approchées. Toutefois, la plupart des formes appartiennent à des genres ou évoquent des espèces dont la répartition stratigraphique est limitée au Dévonien supérieur et même souvent au seul Famennien. Les Conodontes confirment et précisent cette indication: l'ensemble des formes reconnues permet de conclure que les niveaux fossilifères se placent dans l'intervalle de temps couvert par la «Zone à crepida supérieure», la «Zone à rhomboidea» et la «Zone à marginifera». Dans la zonation des Ammonoïdés, ceci correspond à
à marginifera». Dans la zonation des Ammonoïdés, ceci correspond à l'intervalle compris entre la partie supérieure du doIII et la base (incluse) du doIII. « La découverte et la datation précise du Carbonifère inférieur du Cerron del Hornillo et du Dévonien supérieur du Valle est intéressante à plusieurs titres. Daté du Tournaisien moyen, le Carbonifère inférieur de type «Culm» du Cerron del Hornillo apparaît comme plus ancien que les autres niveaux de ce type reconnus dans le Sud de la Péninsule ibérique et qui sont datés soit du Viséen soit, plus rarement, du Tournaisien supérieur ([14], [15]). La présence de