jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
al., 1992). Moreover, the radiometric measurement accuracy does not allow an exact correlation between deformations observed in the basins and the basement. Westphalian-Lower Stephanian deposits are located either in restricted areas (Decazeville, St-Etienne) or at the periphery of the Massif Central (Gard, Carmaux). Although their structural control is not constrained yet, age consideration suggests a relation with the northwest-southeast extension. The opening of coal basins with the northeast-southwest trend becomes general in Upper Stephanian in the whole Massif Central. Brittle and ductile tectonics clearly show that the two extensional stress fields are not coeval and that the Sillon Houiller is not a transfer fault since they are found on both sides of the fault. The transition between the two stress fields can be explained in two ways, either by a rotation of the stress ellipse around a vertical axis or by an exchange in modulus between σ2 and σ3. INTRODUCTION. — In all collisional chains, crustal thickening induces a gravitational instability responsible for an extensional stress field, characterized by a vertical compressive principal stress (σ1). During the exhumation of the chain, simultaneous ductile and brittle deformations, the emplacement of granitoids and the opening of sedimentary basins occur. The Variscan chain of the Massif Central, where Devonian-Carboniferous thickening (Matte, 1986; Ledru et al., 1986) is followed by Carboniferous unthickening, presents all these characteristics (Ménard and Molnar, 1988; Faure, 1989; Malavieille et al., 1990; Echtler and Malavieille, 1990; Faure et al., 1990; Van den Driesche and Brun, 1989). As has already been remarked (Burg et al., 1990), the directions of maximum extension during Carboniferous time are suborthogonal: northwest-southeast to the west and northeast-southwest to the east of the Sillon Houiller which is interpreted as a transfer fault. Nos observations en divers points du Massif Central, nous conduisent à modifier ce schéma. Selon nous, le désépaississement se produit en deux temps : 1) au Namuro-Westphalien, l'extension est maximale dans la direction NW-SE; 2) au Stéphano-Autunien, l'extension est maximale dans la direction NE-SW. L'EXTENSION NW-SE D'ÂGE NAMURO-WESTPHALIEN. La linéation NW-SE est très commune dans l'Ouest du Massif Central (Guillot, 1981; Floc'h, 1983, fig.). Pour
of the Massif Central, where Devonian-Carboniferous thickening (Matte, 1986; Ledru et al., 1986) is followed by Carboniferous unthickening, presents all these characteristics (Ménard and Molnar, 1988; Faure, 1989; Malavieille et al., 1990; Echtler and Malavieille, 1990; Faure et al., 1990; Van den Driesche and Brun, 1989). As has already been remarked (Burg et al., 1990), the directions of maximum extension during Carboniferous time are suborthogonal: northwest-southeast to the west and northeast-southwest to the east of the Sillon Houiller which is interpreted as a transfer fault. Nos observations en divers points du Massif Central, nous conduisent à modifier ce schéma. Selon nous, le désépaississement se produit en deux temps : 1) au Namuro-Westphalien, l'extension est maximale dans la direction NW-SE; 2) au Stéphano-Autunien, l'extension est maximale dans la direction NE-SW. L'EXTENSION NW-SE D'ÂGE NAMURO-WESTPHALIEN. La linéation NW-SE est très commune dans l'Ouest du Massif Central (Guillot, 1981; Floc'h, 1983, fig.). Pour certains auteurs (Brun et Burg, 1982; Burg et al., 1987), elle résulterait d'une rotation antihoraire du champ de contrainte pendant la convergence varisque et le sens de cisaillement serait systématiquement vers l'Ouest ou le NW. Pour Bouchez et Jover (1986), la linéation indiquerait le sens de transport, d'Est en Ouest, des chevauchements de type himalayen. Récemment, une partie des linéations NW-SE a été considérée comme la direction d'étirement maximum liée à une déformation ductile extensive (Faure, 1989; et al., 1990; Dumas et al., 1990). Cette interprétation est fondée sur la géométrie en faille normale des plans de cisaillement et sur la rétromorphose syntectonique des séries métamorphiques. L'extension NW-SE est également enregistrée par les leucogranites namuro-westphaliens Schéma structural de l'extension carbonifère du Massif Central. 1 : Bassins stéphaniens (noir) et permiens (points), M : Montvicq, C : Commentry; 2 : Dômes migmatitiques du Velay et de la Montagne Noire, 3 : Granites namuro-westphaliens, seuls les massifs cités dans le texte sont représentés, E : Echassières; 4 : Allochtone de Guéret et ses prolongements orientaux; 5 : Séries métamorphiques « péri-Guéret »; 6 : Socle varisque indifférencié; 7 : Sens du cisaillement namuro-westphalien; 8 : Sens du cisaillement stéphano-autunien. Structural map of
des chevauchements de type himalayen. Récemment, une partie des linéations NW-SE a été considérée comme la direction d'étirement maximum liée à une déformation ductile extensive (Faure, 1989; et al., 1990; Dumas et al., 1990). Cette interprétation est fondée sur la géométrie en faille normale des plans de cisaillement et sur la rétromorphose syntectonique des séries métamorphiques. L'extension NW-SE est également enregistrée par les leucogranites namuro-westphaliens Schéma structural de l'extension carbonifère du Massif Central. 1 : Bassins stéphaniens (noir) et permiens (points), M : Montvicq, C : Commentry; 2 : Dômes migmatitiques du Velay et de la Montagne Noire, 3 : Granites namuro-westphaliens, seuls les massifs cités dans le texte sont représentés, E : Echassières; 4 : Allochtone de Guéret et ses prolongements orientaux; 5 : Séries métamorphiques « péri-Guéret »; 6 : Socle varisque indifférencié; 7 : Sens du cisaillement namuro-westphalien; 8 : Sens du cisaillement stéphano-autunien. Structural map of the Carboniferous extension in the Massif Central, 1: Stephanian (black) and Autunian (dots) basins, M: Montvicq, C: Commentry; 2: Migmatitic domes of Velay and Montagne Noire; 3: Namurian-Westphalian granite, only the massifs referred to in the text are represented. E: Echassières; 4: Guéret allochthon and its eastern prolongations; 5: "Peri-Guéret" metamorphic series; 6: Undifferentiated Variscan basement; 7: Namurian-Westphalien shear sense; 8: Stephanian-Autunian shear sense. le cisaillement vers l'E-SE n'est pas systématique dans tout le Limousin. Des indications de mouvement de la partie supérieure vers le NW sont reconnus le long de la faille normale de Nantiat, dans l'antiforme de Sussac et le Sud Limousin, mais leur liaison avec l'extension n'est démontrée que dans le premier cas. L'allochtone de Guéret et son autochtone relatif (série du Chavanon), sont interrompus vers l'Est par le Sillon Houiller. Mais, compte tenu du jeu senestre stéphaniens de 60 km environ de cet accident (Grolier et Letourneur, 1968), on retrouve une structure analogue dans le massif de Trébans et dans la série de la Sioule. Notre étude microtectonique montre l'existence d'une déformation non-coaxiale vers le SE de la partie supérieure, pendant la rétromorphose de la série. Ces phénomènes tectono-métamorphiques s'accompagnent de l'extravasion, également vers le SE,
metamorphic series; 6: Undifferentiated Variscan basement; 7: Namurian-Westphalien shear sense; 8: Stephanian-Autunian shear sense. le cisaillement vers l'E-SE n'est pas systématique dans tout le Limousin. Des indications de mouvement de la partie supérieure vers le NW sont reconnus le long de la faille normale de Nantiat, dans l'antiforme de Sussac et le Sud Limousin, mais leur liaison avec l'extension n'est démontrée que dans le premier cas. L'allochtone de Guéret et son autochtone relatif (série du Chavanon), sont interrompus vers l'Est par le Sillon Houiller. Mais, compte tenu du jeu senestre stéphaniens de 60 km environ de cet accident (Grolier et Letourneur, 1968), on retrouve une structure analogue dans le massif de Trébans et dans la série de la Sioule. Notre étude microtectonique montre l'existence d'une déformation non-coaxiale vers le SE de la partie supérieure, pendant la rétromorphose de la série. Ces phénomènes tectono-métamorphiques s'accompagnent de l'extravasion, également vers le SE, du leucogranite namuro-westphalien d'Echassières et du microgranite de Pouzol-Servant. Les linéations d'allongement NW-SE, très répandues dans les séries métamorphiques de l'Est du Massif Central (Brun et Burg, 1982, Burg et al., 1987) peuvent être réinterprétées, en partie, en terme d'extension. Dans le Livradois, la rétromorphose de la série métamorphique (Forestier, 1963) s'accompagne d'une déformation ductile vers le S-SE de la partie supérieure (Mouktar, 1985). Dans les séries de la Truyère et du Haut-Allier, des linéations NW-SE (Burg et Matte, 1978) sont associées au métamorphisme de contact du granite de la Margeride. Leur caractère tardif est compatible avec un régime extensif. Dans le SE du Massif Central, les schistes des Cévennes sont intrudés par les plutons du Mont Lozère-Borne et de l'Aigoual-St-Guiral-Liron. Ces deux massifs sont caractérisés par une linéation d'allongement E-W à NW-SE, également marquée dans les minéraux de l'auréole de contact. L'architecture de ces plutons et leur cinématique de mise en place, suggère un enracinement à l'Ouest et un extravasement vers l'Est (Faure et al., 1992; Lucas, 1992). Le Sillon Houiller ne constitue nullement la limite orientale de l'extension NW-SE. En l'absence de sédiments namuro-westphaliens dans le Massif Central, on ne possède aucune donnée précise sur le comportement fragile
1963) s'accompagne d'une déformation ductile vers le S-SE de la partie supérieure (Mouktar, 1985). Dans les séries de la Truyère et du Haut-Allier, des linéations NW-SE (Burg et Matte, 1978) sont associées au métamorphisme de contact du granite de la Margeride. Leur caractère tardif est compatible avec un régime extensif. Dans le SE du Massif Central, les schistes des Cévennes sont intrudés par les plutons du Mont Lozère-Borne et de l'Aigoual-St-Guiral-Liron. Ces deux massifs sont caractérisés par une linéation d'allongement E-W à NW-SE, également marquée dans les minéraux de l'auréole de contact. L'architecture de ces plutons et leur cinématique de mise en place, suggère un enracinement à l'Ouest et un extravasement vers l'Est (Faure et al., 1992; Lucas, 1992). Le Sillon Houiller ne constitue nullement la limite orientale de l'extension NW-SE. En l'absence de sédiments namuro-westphaliens dans le Massif Central, on ne possède aucune donnée précise sur le comportement fragile de la croûte supérieure pendant l'extension NW-SE. Cependant, les filons NE-SW de microgranite d'âge namuro-westphalien qui traversent l'allochtone de Guéret correspondent à des remplissages de fentes de tension compatibles avec un étirement NW-SE. L'EXTENSION NE-SW D'ÂGE STEPHANO-AUTUNIEN. Le désépaississement post-collisionnel se manifeste aussi par la formation de dômes granito-migmatitiques. De telles structures existent dans la Montagne Noire et le Velay; la direction d'étirement maximum est NE-SW à N-S (Van den Driesche et Brun, 1989; Malavieille et al., 1990; Echtler et Malavieille, 1990). Ces dômes sont limités par des failles normales ductiles qui contrôlent l'ouverture de dépressions où se piègent les dépôts stéphano-autuniens. Les discordances observées localement ou phase bourbonnaise (Grolier, 1971; Paquette, 1980) sont dues au basculement synsédimentaire des couches pendant l'ouverture des bassins. Le contrôle structural des bassins houillers limniques du Massif Central est connu depuis longtemps (Bertrand, 1888; Vetter, 1971; Arthaud et Matte, 1975; Gélard et al., 1986; Blès et al., 1989). Les failles majeures bordières permettent d'établir une typologie (fig. 1). Le long du Sillon Houiller ou de la faille d'Argentat, ce sont des « pull-apart » senestres où la direction d'allongement maximum est voisine de NE-SW (Blès et al., 1989; Becq-Giraudon, 1985; Marest, 1985; Robert, 1985).
telles structures existent dans la Montagne Noire et le Velay; la direction d'étirement maximum est NE-SW à N-S (Van den Driesche et Brun, 1989; Malavieille et al., 1990; Echtler et Malavieille, 1990). Ces dômes sont limités par des failles normales ductiles qui contrôlent l'ouverture de dépressions où se piègent les dépôts stéphano-autuniens. Les discordances observées localement ou phase bourbonnaise (Grolier, 1971; Paquette, 1980) sont dues au basculement synsédimentaire des couches pendant l'ouverture des bassins. Le contrôle structural des bassins houillers limniques du Massif Central est connu depuis longtemps (Bertrand, 1888; Vetter, 1971; Arthaud et Matte, 1975; Gélard et al., 1986; Blès et al., 1989). Les failles majeures bordières permettent d'établir une typologie (fig. 1). Le long du Sillon Houiller ou de la faille d'Argentat, ce sont des « pull-apart » senestres où la direction d'allongement maximum est voisine de NE-SW (Blès et al., 1989; Becq-Giraudon, 1985; Marest, 1985; Robert, 1985). 2. Des décrochements dextres normaux E-W à NE-SW contrôlent les bassins de St-Étienne (Malavieille et al., 1990; Becq-Giraudon et Jacquemin, 1992), Blanzy (Vallé et al., 1988), Graissessac (Becq-Giraudon, 1973; Echtler et Malavieille, 1990) ou Rodez (Becq-Giraudon, 1986). 3. Plusieurs bassins comme Ahun, Commentry, Montvicq (Fayol, 1888; Freytet, 1960), sont limités par des failles NW-SE. Les données disponibles suggèrent un jeu normal pour ces failles. 4. Le bassin de Decazeville, localisé à la croisée de deux domaines de directions structurales différentes (Vetter, 1971), résulterait de l'interférence des jeux de failles normales NE-SW et NW-SE. Le bassin du Gard, situé à la jonction des failles de Villefort et des Cévennes (Gras, 1970; Frère, 1984; Délénin, 1990), admet une direction d'ouverture NE-SW. Ainsi, il est possible de reconnaître dans la plupart des bassins houillers du Massif Central, et malgré les nombreuses déformations postérieures au dépôt, des directions d'allongement maximum NE-SW et de raccourcissement ou allongement mineur NWSE, contemporaines de leur genèse. Ce résultat n'implique nullement que ces bassins résultent d'une compression, mais suggère simplement qu'au Stéphanien, les contraintes principales horizontales maximum (a^) et minimum (a") étaient respectivement proches de NW-SE et NE-SW. En fait, rien ne s'oppose à ce que Oi soit vertical
par des failles NW-SE. Les données disponibles suggèrent un jeu normal pour ces failles. 4. Le bassin de Decazeville, localisé à la croisée de deux domaines de directions structurales différentes (Vetter, 1971), résulterait de l'interférence des jeux de failles normales NE-SW et NW-SE. Le bassin du Gard, situé à la jonction des failles de Villefort et des Cévennes (Gras, 1970; Frère, 1984; Délénin, 1990), admet une direction d'ouverture NE-SW. Ainsi, il est possible de reconnaître dans la plupart des bassins houillers du Massif Central, et malgré les nombreuses déformations postérieures au dépôt, des directions d'allongement maximum NE-SW et de raccourcissement ou allongement mineur NWSE, contemporaines de leur genèse. Ce résultat n'implique nullement que ces bassins résultent d'une compression, mais suggère simplement qu'au Stéphanien, les contraintes principales horizontales maximum (a^) et minimum (a") étaient respectivement proches de NW-SE et NE-SW. En fait, rien ne s'oppose à ce que Oi soit vertical et que la contrainte horizontale maximum soit en réalité CT2. Par conséquent, il est tout à fait acceptable que les bassins soient formés en régime extensif. D'autres preuves d'allongement NE-SW d'âge stéphanien existent dans le domaine cassant, par exemple le long de la faille de Villefort (Arthaud et Matte, 1975), dans les minéralisations de la série de la Brévenne (Deroin et Benoit, 1992), dans les filons de fluorine de l'Albigeois (Blés et al., 1982), dans le granite de la Margeride (Vergely et Banc, 1981; Dutartre, 1982). LA TRANSITION ENTRE LES DEUX RÉGIMES EXTENSIFS. — Il existe de nombreux problèmes biostratigraphiques dans le Paléozoïque supérieur du Massif Central liés au rythme évolutif des paléoflores et aux paléo-environnements (Broutin et al., 1990; Doubinger et al., 1991); de plus la précision des mesures radiométriques ne permet pas de corréler très exactement les déformations observées dans les bassins et leur substratum. Les terrains d'âge Stéphanien inférieur-Westphalien sont soit très localisés, comme à Decazeville ou St-Étienne, soit situés à la périphérie du Massif Central (Gard, Carmaux). Bien que leur contrôle structural ne soit pas connu, leur âge suggère une relation avec l'extension NW-SE. À partir du Stéphanien supérieur (B, C, D auct.), l'ouverture de bassins
dans les minéralisations de la série de la Brévenne (Deroin et Benoit, 1992), dans les filons de fluorine de l'Albigeois (Blés et al., 1982), dans le granite de la Margeride (Vergely et Banc, 1981; Dutartre, 1982). LA TRANSITION ENTRE LES DEUX RÉGIMES EXTENSIFS. — Il existe de nombreux problèmes biostratigraphiques dans le Paléozoïque supérieur du Massif Central liés au rythme évolutif des paléoflores et aux paléo-environnements (Broutin et al., 1990; Doubinger et al., 1991); de plus la précision des mesures radiométriques ne permet pas de corréler très exactement les déformations observées dans les bassins et leur substratum. Les terrains d'âge Stéphanien inférieur-Westphalien sont soit très localisés, comme à Decazeville ou St-Étienne, soit situés à la périphérie du Massif Central (Gard, Carmaux). Bien que leur contrôle structural ne soit pas connu, leur âge suggère une relation avec l'extension NW-SE. À partir du Stéphanien supérieur (B, C, D auct.), l'ouverture de bassins limniques selon la direction NE-SW se généralise dans l'ensemble du Massif Central. L'examen des différentes structures ductiles et cassantes montre que les deux régimes extensifs du Carbonifère ne sont pas synchrones et ne sont pas séparés par le Sillon Houiller. En effet, on trouve à la fois, des déformations extensives NW-SE à l'Est, et des déformations NE-SW à l'Ouest de la faille. Le passage entre ces deux régimes successifs étant probablement un phénomène continu et rapide, deux mécanismes sont à priori envisageables : soit une rotation des contraintes CT2 et CT3 autour d'un axe vertical CTx; soit une permutation des valeurs de CT2 et CT3, leur direction restant constante. Les travaux en cours tendent à résoudre ce problème. Publication scientifique n° 93007 du BRGM. Note remise le 5 octobre 1992, acceptée après révision le 27 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES F. ARTHAUD et P. MATTE, Tectonophysics, 25, 1975, p. 139-171. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Bull. BRGM, n° 3, Ser. 1, 1973, p. 151-163. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Géol. de la France, 1985, p. 365-380. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Géol. de la France, 1986, p. 293-307. J.-F. BECQ-GIRAUDON et H. JACQUEMIN, Rapport Int. GeoBas, 1991, 37 p. M. BERTRAND, Bull. Soc. géol. France, 3, 16, 1888, p. 517-528.
NW-SE à l'Est, et des déformations NE-SW à l'Ouest de la faille. Le passage entre ces deux régimes successifs étant probablement un phénomène continu et rapide, deux mécanismes sont à priori envisageables : soit une rotation des contraintes CT2 et CT3 autour d'un axe vertical CTx; soit une permutation des valeurs de CT2 et CT3, leur direction restant constante. Les travaux en cours tendent à résoudre ce problème. Publication scientifique n° 93007 du BRGM. Note remise le 5 octobre 1992, acceptée après révision le 27 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES F. ARTHAUD et P. MATTE, Tectonophysics, 25, 1975, p. 139-171. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Bull. BRGM, n° 3, Ser. 1, 1973, p. 151-163. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Géol. de la France, 1985, p. 365-380. J.-F. BECQ-GIRAUDON, Géol. de la France, 1986, p. 293-307. J.-F. BECQ-GIRAUDON et H. JACQUEMIN, Rapport Int. GeoBas, 1991, 37 p. M. BERTRAND, Bull. Soc. géol. France, 3, 16, 1888, p. 517-528. J. L. BLÉS, D. BONIJOLY et Y. GROS, Bull. BRGM, Sér. 2, n° 4, 1982, p. 427-436. J. L. BLÉS, D. BONIJOLY, C. CASTAING et Y. GROS, Tectonophysics, 169, 1989, p. 79-111. J. L. BOUCHEZ et O. JOVER, C. R. Acad. Sci. Paris, 302, série II, 1986, p. 675-680. J. BROUTIN, J. DOUBINGER, G. FARJANEL, P. FREYTET, H. KERPS, J. LANGIAUX, M. L. LEBRETON, S. SEBBAN et S. SATTA, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 1563-1569. J. P. BRUN et J. P. BURG, Earth Planet. Sci. Lett., 61, 1982, p. 319-332. J. P. BURG et P. MATTE, Z. dt. Geol. Ges., 129, 1978, p. 429-460. J. P. BURG, P. BALÉ, J. P. BRUN et J. GIRARDEAU, Geodynamica acta, 1, 1987, p. 71-87. J. P. BURG, J. P. BRUN et J. Van Den DRIESSCHE, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 147-152. P. DELÉNIN, Thèse, Univ. Bourgogne, 1990, 221 p. J. P. DEROIN et P. BENOIT, C. R. Acad. Sci. Paris, 314, série II, 1992, p. 1339-1345. J. DOUBINGER, P. VETTER, J.-F. BECQ-GIRAUDON, D. MERCIER, H. JACQUEMIN, J. LANGIAUX, J. GALTIER et Z. G. WANG, Res. 4e Conf. Int. Paleobotanique, Paris, IFP Information 16
BROUTIN, J. DOUBINGER, G. FARJANEL, P. FREYTET, H. KERPS, J. LANGIAUX, M. L. LEBRETON, S. SEBBAN et S. SATTA, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 1563-1569. J. P. BRUN et J. P. BURG, Earth Planet. Sci. Lett., 61, 1982, p. 319-332. J. P. BURG et P. MATTE, Z. dt. Geol. Ges., 129, 1978, p. 429-460. J. P. BURG, P. BALÉ, J. P. BRUN et J. GIRARDEAU, Geodynamica acta, 1, 1987, p. 71-87. J. P. BURG, J. P. BRUN et J. Van Den DRIESSCHE, C. R. Acad. Sci. Paris, 311, série II, 1990, p. 147-152. P. DELÉNIN, Thèse, Univ. Bourgogne, 1990, 221 p. J. P. DEROIN et P. BENOIT, C. R. Acad. Sci. Paris, 314, série II, 1992, p. 1339-1345. J. DOUBINGER, P. VETTER, J.-F. BECQ-GIRAUDON, D. MERCIER, H. JACQUEMIN, J. LANGIAUX, J. GALTIER et Z. G. WANG, Res. 4e Conf. Int. Paleobotanique, Paris, IFP Information 16 B, 1992. E. DUMAS, M. FAURE et J. PONS, C. R. Acad. Sci. Paris, 310, série II, 1990, p. 1533-1539. P. DUTARTRE, Doc. BRGM, 41, 1982, 340 p. H. ECHTLER et J. MALAVIEILLE, Tectonophysics, 177, 1990, p. 125-138. M. FAURE, C. R. Acad. Sci. Paris, 309, série II, 1989, p. 1839-1845. M. FAURE, A. PROST et E. LASNE, Bull. Soc. géol. France, 8, 1990, p. 189-197. M. FAURE et J. PONS, Geology, 19, 1991, p. 730-733. M. FAURE, J. PONS et J. F. BABINAULT, C. R. Acad. Sci. Paris, 315, série II, 1992, p. 201-208. A. FAYOL, Bull. Soc. géol. France, 3, 16, 1888, p. 968-978. J. P. FLOC'H, Thèse d'État, Univ. Limoges, 1983, 445 p. F. H. FORESTIER, Bull. Serv. Carte géol. France, 271, 1963, 293 p. I. FRÈRE, Thèse 3e cycle, Univ. Dijon, 1984, 172 p. P. FREYTET, Bull. Soc. géol. France, 7, 1960, p. 621-629. J. P. GÉLARD, C. CASTAING, D. BONIJOLY et J. GROLIER, Mem. Soc. géol. France, 149, 1986, p. 57-72. H. GRAS, Thèse, Univ. Clermont-Ferrand, 1970, 305 p. J. GROLIER, Plein Air Service, Clermont-Ferrand, 1971, p. 215-268. J. GROLIER et J. LETOURNEUR, 23e Int. Geol. Congress, Prague, 1, 1968, p. 107-116. P. L. GUILLOT,