jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
fréquence de C. alpina. Dans la partie supérieure (sur 7 m environ) apparaît Calpionellopsis simplex (Colom). Cette association indique la sous-zone à Elliptica. La zone D à Calpionellopsis (39 m ?; Berriasien supérieur); on reconnaît dans les premiers bancs, l'association formée par T. carpathica et T. longa (Colom). À 28 m de la base se développe une importante surface durcie perforée (= discontinuité D2) avec des empreintes d'ammonites, de Pygopes ainsi que de grandes traces de Zoophycos. À environ 5 m plus haut, un banc micritique (affleurant sur le relief, à 200 m, à l'Est de la route) a livré de rares ammonites mal conservées de la zone à Boissieri, ce qui permet de confirmer l'âge Berriasien supérieur indiqué par les calpionelles. La zone E à Calpionellites (30 m?; Valanginien inférieur). Les calcaires micritiques noirs, à Zoophycos, deviennent de plus en plus feuilletés avec des structures laminaires planes qui caractérisent ici des laminites de décantation. En plus de T. carpathica on trouve Calpionellites darderi (Colom), espèce indice de cette zone, ainsi que Lorenziella hungarica. C. darderi, bien que rare, représente cependant un pourcentage élevé de l'association. Les couches calcaires sommitales (35 m environ), à structure nettement laminaire et apparemment dépourvues de calpionelles, ont livré (à 5-10 m de la base) des ammonites pyriteuses (Karakaschiceras inostranzewi (Karakasch), Olcostephanus tenuiculae Bulot) indiquant la limite des zones à Campylotoxum et à Verrucosum, ce qui correspond au passage Valanginien inférieur-Valanginien supérieur. Enfin, au-dessus d'une discontinuité majeure (D3), vient une épaisse formation détritique où dominent des marnes et argiles brun foncé (feuilletées et esquilleuses), entrecoupées de bancs de grès quartzites et de pélites laminaires. Elle est marquée dès la base par d'importants phénomènes de « slumping » (roll-over anticlines). III. MILIEUX DE DÉPÔT; CONSÉQUENCES PALÉOGÉOGRAPHIQUES. A. Le faciès de la série du Barrage de l'Oued Fodda indique clairement une sédimentation au large d'un bassin (Bassin tellien), dans des eaux calmes protégées, loin des sources terrigènes directes. Pendant le Malm et surtout au cours de l'Oxfordien (comme dans les massifs autochtones du Bou Rheddou-Bechtout sur la bordure sud-tellienne) (Atrops et Benest, 1986), le caractère pélagique des
de calpionelles, ont livré (à 5-10 m de la base) des ammonites pyriteuses (Karakaschiceras inostranzewi (Karakasch), Olcostephanus tenuiculae Bulot) indiquant la limite des zones à Campylotoxum et à Verrucosum, ce qui correspond au passage Valanginien inférieur-Valanginien supérieur. Enfin, au-dessus d'une discontinuité majeure (D3), vient une épaisse formation détritique où dominent des marnes et argiles brun foncé (feuilletées et esquilleuses), entrecoupées de bancs de grès quartzites et de pélites laminaires. Elle est marquée dès la base par d'importants phénomènes de « slumping » (roll-over anticlines). III. MILIEUX DE DÉPÔT; CONSÉQUENCES PALÉOGÉOGRAPHIQUES. A. Le faciès de la série du Barrage de l'Oued Fodda indique clairement une sédimentation au large d'un bassin (Bassin tellien), dans des eaux calmes protégées, loin des sources terrigènes directes. Pendant le Malm et surtout au cours de l'Oxfordien (comme dans les massifs autochtones du Bou Rheddou-Bechtout sur la bordure sud-tellienne) (Atrops et Benest, 1986), le caractère pélagique des sédiments est d'abord marqué par un ammonitico-rosso. Puis il est attesté par des micrites à calpionelles (associées à des ammonites à plusieurs niveaux) du Tithonien supérieur au Valanginien inférieur. Des boues calcaires, faiblement argileuses, se déposent ainsi jusque dans le Valanginien supérieur. Dès la base du Valanginien, se multiplient des laminites micritiques ou alternances millimétriques ( = périodites à laminations parallèles, sans grano-classement apparent) typiques des dépôts par décantation. On note que les indices de bioturbation, telles que les traces de fouissage, sont rares ou peu décelables dans ce milieu favorable à l'activité planctonique. Seules des pistes de Zoophycos sont bien reconnaissables, notamment à partir du Berriasien (dans plusieurs niveaux), sur les surfaces planes des bancs et sur différents plans de cassures parallèles à ces bancs. La sédimentation, malgré un faible taux (surtout au cours du Tithonien), apparaît continue dans l'ensemble. Les surfaces durcies soulignant des arrêts sont rares, exception faite des discontinuités D1 à D3. D1 en particulier semble correspondre à l'importante discontinuité qui marque la limite Tithonien-Berriasien dans de nombreuses régions périméditerranéennes (Atrops et al., 1991). Vers la limite Valanginien-Hauterivien, un changement brutal de faciès s'opère avec l'arrivée soudaine et massive de matériel terrigène. La répétition de petites
laminites micritiques ou alternances millimétriques ( = périodites à laminations parallèles, sans grano-classement apparent) typiques des dépôts par décantation. On note que les indices de bioturbation, telles que les traces de fouissage, sont rares ou peu décelables dans ce milieu favorable à l'activité planctonique. Seules des pistes de Zoophycos sont bien reconnaissables, notamment à partir du Berriasien (dans plusieurs niveaux), sur les surfaces planes des bancs et sur différents plans de cassures parallèles à ces bancs. La sédimentation, malgré un faible taux (surtout au cours du Tithonien), apparaît continue dans l'ensemble. Les surfaces durcies soulignant des arrêts sont rares, exception faite des discontinuités D1 à D3. D1 en particulier semble correspondre à l'importante discontinuité qui marque la limite Tithonien-Berriasien dans de nombreuses régions périméditerranéennes (Atrops et al., 1991). Vers la limite Valanginien-Hauterivien, un changement brutal de faciès s'opère avec l'arrivée soudaine et massive de matériel terrigène. La répétition de petites décharges finement gréseuses témoigne d'un hydrodynamisme temporairement élevé (courants tractifs). Ce détritisme et la discontinuité majeure (D 3) qui le précède sont la conséquence d'une importante phase d'instabilité conduisant probablement à un nouvel approfondissement (à-coup de la subsidence). B. La série du Barrage de l'Oued Fodda, au cœur du Bassin tellien, se situe à 40 km environ au Nord du haut-fond pélagique de Bou Hadjar-Bechtout (= paléohorst immergé seulement à partir du Callovien) (Benest et al., 1991) où les dépôts du Jurassique supérieur sont très réduits (50 m environ) (Atrops et Benest, 1991). Pendant toute cette période, ce haut-fond sépare deux domaines différents : 1) un domaine méridional très subsistant correspondant à l'avant-pays tellien. Dans le sillon préatlasique du Nador se dépose une puissante série (1 300 m d'épaisseur et beaucoup plus vers l'Est, dans les Monts de Chellala), d'abord à dominante terrigène (avec quelques passées à ammonites) (Atrops et Benest, 1981), puis nettement carbonatée (à partir du Kimmeridgien supérieur) sous un faciès de plate-forme interne (phases émersives intertidales fréquentes) (Benest, 1985). 2) un domaine septentrional (= Bassin tellien s. tr.) avec des sédiments de mer ouverte, marno-calcaires ou calcaires. Ces dépôts, épais de 170 m au Grand Pic de
tellien, se situe à 40 km environ au Nord du haut-fond pélagique de Bou Hadjar-Bechtout (= paléohorst immergé seulement à partir du Callovien) (Benest et al., 1991) où les dépôts du Jurassique supérieur sont très réduits (50 m environ) (Atrops et Benest, 1991). Pendant toute cette période, ce haut-fond sépare deux domaines différents : 1) un domaine méridional très subsistant correspondant à l'avant-pays tellien. Dans le sillon préatlasique du Nador se dépose une puissante série (1 300 m d'épaisseur et beaucoup plus vers l'Est, dans les Monts de Chellala), d'abord à dominante terrigène (avec quelques passées à ammonites) (Atrops et Benest, 1981), puis nettement carbonatée (à partir du Kimmeridgien supérieur) sous un faciès de plate-forme interne (phases émersives intertidales fréquentes) (Benest, 1985). 2) un domaine septentrional (= Bassin tellien s. tr.) avec des sédiments de mer ouverte, marno-calcaires ou calcaires. Ces dépôts, épais de 170 m au Grand Pic de l'Ouarsenis, se réduisent à 60 m environ au Barrage de l'Oued Fodda, où les conditions de sédimentation carbonatée pélagique se poursuivent jusque vers la fin (?) du Valanginien. CONCLUSIONS. — A la lumière des faits paléogéographiques précédents, on retiendra principalement que le détritisme silto-gréseux, d'origine saharienne, n'a atteint que très tardivement la zone de l'Ouarsenis au centre du Bassin tellien, c'est-à-dire après le dépôt, au cours du Berriasien-Valanginien, d'une formation argilo-gréseuse transgressive dans l'avant-pays Oranais : Argiles de Lamoricière dans les Monts de Tlemcen-Daïa (Benest, 1981, 1985), Argiles de Ghriss dans les Monts de Saïda-Frenda (Benest et Ghali, 1985). En conséquence, les premiers dépôts silico-clastiques (souvent assimilés à du flysch), qui succèdent aux calcaires pélagiques à calpionelles de l'Oued Fodda, doivent être interprétés comme la partie distale d'un vaste épandage gréseux représenté, en particulier, par l'épaisse formation des Grès de Berthelot (Auclair et Biehler, 1967) d'âge Hauterivien-Barrémien s. L, sur la bordure nord de la plate-forme ouest-algérienne. Note remise le 3 décembre 1992, acceptée le 8 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES F. ATROPS et M. BENEST, Données biostratigraphiques nouvelles sur l'Oxfordien et le Kimmeridgien du Djebel Nador de Tiaret (avant-pays tellien, Algérie); conséquences paléogéographiques, Geobios, Lyon, 14, 6, 1981, p. 115-122.
tardivement la zone de l'Ouarsenis au centre du Bassin tellien, c'est-à-dire après le dépôt, au cours du Berriasien-Valanginien, d'une formation argilo-gréseuse transgressive dans l'avant-pays Oranais : Argiles de Lamoricière dans les Monts de Tlemcen-Daïa (Benest, 1981, 1985), Argiles de Ghriss dans les Monts de Saïda-Frenda (Benest et Ghali, 1985). En conséquence, les premiers dépôts silico-clastiques (souvent assimilés à du flysch), qui succèdent aux calcaires pélagiques à calpionelles de l'Oued Fodda, doivent être interprétés comme la partie distale d'un vaste épandage gréseux représenté, en particulier, par l'épaisse formation des Grès de Berthelot (Auclair et Biehler, 1967) d'âge Hauterivien-Barrémien s. L, sur la bordure nord de la plate-forme ouest-algérienne. Note remise le 3 décembre 1992, acceptée le 8 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES F. ATROPS et M. BENEST, Données biostratigraphiques nouvelles sur l'Oxfordien et le Kimmeridgien du Djebel Nador de Tiaret (avant-pays tellien, Algérie); conséquences paléogéographiques, Geobios, Lyon, 14, 6, 1981, p. 115-122. F. ATROPS et M. BENEST, Stratigraphie du Jurassique supérieur du Djebel Bechtout au Nord-Ouest de Tiaret (Bordure sud-tellienne, Algérie); comparaison avec le Bou Rheddou, Geobios, Lyon, 19, 6, 1986, p. 855-862. F. ATROPS, M. BENEST et B. BENOSMAN, Nouvelles données stratigraphiques sur le Malm-Berriasien du Grand Pic de l'Ouarsenis (Bassin du Tell, Algérie), série de référence du domaine méditerranéen occidental, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 617-622. F. ATROPS et M. BENEST, Mise en évidence d'une série réduite de haut-fond pélagique de l'Oxfordien au Berriasien, dans les blocs calcaires sud-telliens de l'Ouest algérien : implications paléogéographiques et structurales, C. R. Acad. Sci. Paris, 316, série II, 1993, p. 107-114. D. AUCLAIR et J. BIEHLER, Étude géologique des Hautes-Plaines oranaises entre Tlemcen et Saïda, Publ. Serv. géol. Algérie, Alger, N.S., 34, 1967, p. 3-45. M. BENEST, La marge gondwanaïenne de l'Ouest algérien au Jurassique supérieur et à l'Éocène : les grands traits de l'évolution tectono-sédimentaire mégarythmique, Soc. géol. France, Paris, 7, XXIII, 1981, p. 663-672. M. BENEST, Évolution de la plate-forme de l'Ouest algérien et du Nord-Est marocain au cours du Jurassique supérieur et au début du Crétacé : stratigraphie, milieux de dépôt et dynamique sédimentaire, Thèse
du Tell, Algérie), série de référence du domaine méditerranéen occidental, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 617-622. F. ATROPS et M. BENEST, Mise en évidence d'une série réduite de haut-fond pélagique de l'Oxfordien au Berriasien, dans les blocs calcaires sud-telliens de l'Ouest algérien : implications paléogéographiques et structurales, C. R. Acad. Sci. Paris, 316, série II, 1993, p. 107-114. D. AUCLAIR et J. BIEHLER, Étude géologique des Hautes-Plaines oranaises entre Tlemcen et Saïda, Publ. Serv. géol. Algérie, Alger, N.S., 34, 1967, p. 3-45. M. BENEST, La marge gondwanaïenne de l'Ouest algérien au Jurassique supérieur et à l'Éocène : les grands traits de l'évolution tectono-sédimentaire mégarythmique, Soc. géol. France, Paris, 7, XXIII, 1981, p. 663-672. M. BENEST, Évolution de la plate-forme de l'Ouest algérien et du Nord-Est marocain au cours du Jurassique supérieur et au début du Crétacé : stratigraphie, milieux de dépôt et dynamique sédimentaire, Thèse Sci. Lyon, 1984, Doc. Labo. GéoL Lyon, 95, 1985, 581 p. (145 fig., 23 pl.). BENOSMAN, Découverte et dynamique d'une transgression au Callovien sur le socle tardi-hercynien, dans le domaine sud-tellien (Ouarsenis, Algérie), C. R. Acad. Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1555-1562. M. BENEST et M. GHALI, Caractérisation du Tithonique et du Berriasien dans la série de plate-forme des Monts de Saida (avant-pays tellien de l'Ouest algérien); précisions paléogéographiques, C. R. Acad. Sci, Paris, 300, série II, 1985, p. 693-698. A. BRIVES, Le Dôme jurassique du Koudiat Larouah (Algérie), Bull. Soc. Géol. France, Paris, 4, XXV, 1925, p. 555-559. F. CECCA, R. ENAY et G. LE HÉGARAT, L'ardècheien, Tithonique supérieur de la région stratotypique; séries de référence et faunes (ammonites calpionelles) de la bordure ardéchoise, Doc. Lab. Géol. Lyon, 107, 1989, 114 p. F. FARÈS et J. LASNIER, Les Tintinnoides fossiles; leur position stratigraphique et leur répartition en Algérie du Nord, Proceeding II Planktonic Conference, Roma, 1970, I, 1971, p. 539-547. E. FICHEUR, Sur la situation des couches à Terebratula diphya dans l'Ouarsenis (Algérie), Bull. Soc. Géol. France, Paris, 3, XIX, 1891, p. 556-564. Y. GOURINARD, La Géologie et les problèmes de l'eau en Algérie, XIXe Congr. géol.
du Tithonique et du Berriasien dans la série de plate-forme des Monts de Saida (avant-pays tellien de l'Ouest algérien); précisions paléogéographiques, C. R. Acad. Sci, Paris, 300, série II, 1985, p. 693-698. A. BRIVES, Le Dôme jurassique du Koudiat Larouah (Algérie), Bull. Soc. Géol. France, Paris, 4, XXV, 1925, p. 555-559. F. CECCA, R. ENAY et G. LE HÉGARAT, L'ardècheien, Tithonique supérieur de la région stratotypique; séries de référence et faunes (ammonites calpionelles) de la bordure ardéchoise, Doc. Lab. Géol. Lyon, 107, 1989, 114 p. F. FARÈS et J. LASNIER, Les Tintinnoides fossiles; leur position stratigraphique et leur répartition en Algérie du Nord, Proceeding II Planktonic Conference, Roma, 1970, I, 1971, p. 539-547. E. FICHEUR, Sur la situation des couches à Terebratula diphya dans l'Ouarsenis (Algérie), Bull. Soc. Géol. France, Paris, 3, XIX, 1891, p. 556-564. Y. GOURINARD, La Géologie et les problèmes de l'eau en Algérie, XIXe Congr. géol. intern. Alger, I, 1952, p. 155-174. GERMANE, Les Calpionelles dans les couches de passage Jurassique-Crétacé de la fosse vocontienne, Trav. Lab. Géol. Fac. Sci. Univ. Grenoble, 39, 1963, p. 25-82. J. REMANE, Calpionellids In: Plankton stratigraphy, Cambridge Univ. Press, 12, 1985, p. 555-572. J. REMANE, D. BAKALOVA-IVANOVA, K. BORZA, J. KNAUER, I. NAGY, G. POP et E. TARDY-FILACZ, Agreement on the subdivision of the standard Calpionellid zones defined at the II planktonic conference, Roma, 1970, Acta Geol Hung., Budapest, 29, 1-2, 1986, p. 5-13. J. REPHELIN, Étude géologique des environs d'Orléansville, Thèse Sci., Barthelet éd., Marseille, 1895, 198 p. L. VILLE, Notice minéralogique des provinces d'Alger et Oran, Imprimerie Impériale Paris, 1857, 349 p. M. B et F. A.: URA n° 11 du CNRS, Centre des Sciences de la Terre, Université Claude-Bernard, Lyon-I 27-43, boulevard du 11-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex, France M. G.: Centre Universitaire de Mostaganem, BP n° 227, Algérie. Géologie marine/Marine Geology Extrémités nord du bassin Nord-Fidjien et des fossés arrière-arc des Nouvelles-Hébrides: morphostructure et signature magnétique Bernard PELLETIER, François MISSEGUE, Yves LAFOY, Lucien MOLLARD, Roger DECOURT, Jacques DUPONT, Yvan JOIN, Julien PERRIER et Jacques RÉCY Résumé Les données obtenues lors de la campagne Santa Cruz (novembre-décembre 1991,
KNAUER, I. NAGY, G. POP et E. TARDY-FILACZ, Agreement on the subdivision of the standard Calpionellid zones defined at the II planktonic conference, Roma, 1970, Acta Geol Hung., Budapest, 29, 1-2, 1986, p. 5-13. J. REPHELIN, Étude géologique des environs d'Orléansville, Thèse Sci., Barthelet éd., Marseille, 1895, 198 p. L. VILLE, Notice minéralogique des provinces d'Alger et Oran, Imprimerie Impériale Paris, 1857, 349 p. M. B et F. A.: URA n° 11 du CNRS, Centre des Sciences de la Terre, Université Claude-Bernard, Lyon-I 27-43, boulevard du 11-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex, France M. G.: Centre Universitaire de Mostaganem, BP n° 227, Algérie. Géologie marine/Marine Geology Extrémités nord du bassin Nord-Fidjien et des fossés arrière-arc des Nouvelles-Hébrides: morphostructure et signature magnétique Bernard PELLETIER, François MISSEGUE, Yves LAFOY, Lucien MOLLARD, Roger DECOURT, Jacques DUPONT, Yvan JOIN, Julien PERRIER et Jacques RÉCY Résumé Les données obtenues lors de la campagne Santa Cruz (novembre-décembre 1991, R/V Le-Noroit), couplées aux données antérieures, permettent de présenter des cartes bathymétrique, magnétique et structurale complètes des terminaisons nord du bassin Nord-Fidjien et des fossés arrière-arc des Nouvelles-Hébrides. Aucun arc volcanique ne borde au Sud la paléo-fosse du Vitiaz. Deux systèmes d'accrétion, orientés NW-SE puis E-W et reconnus respectivement jusqu'à 8°30' S et 9°S, sont à l'origine de la formation du coin N-W du bassin. La ride de Tikopia pourrait correspondre ou se surimposer à l'axe sub-E-W du second système d'ouverture. Plus au Nord, cet axe serait décalé par la ride West Tikopia et se situerait au niveau de la ride de 9°30' S. L'expression topographique du domaine des fossés résulte essentiellement de la construction de la ride volcanique de Duff, continue sur 400 km. La partie orientale de ce domaine n'est finalement que la bordure ouest du bassin Nord-Fidjien. La partie occidentale du domaine des fossés est installée sur le bord de l'arc; sa terminaison nord correspond à un graben intra-arc sub E-W, le fossé de Santa Cruz. The northern ends of both the North Fiji Basin and the New Hebrides Back-Arc Troughs: morphostructure and magnetic fabric Abstract Data recorded during Santa Cruz cruise (Nov. -Dec. 1991, R/V Le-Noroit)
8°30' S et 9°S, sont à l'origine de la formation du coin N-W du bassin. La ride de Tikopia pourrait correspondre ou se surimposer à l'axe sub-E-W du second système d'ouverture. Plus au Nord, cet axe serait décalé par la ride West Tikopia et se situerait au niveau de la ride de 9°30' S. L'expression topographique du domaine des fossés résulte essentiellement de la construction de la ride volcanique de Duff, continue sur 400 km. La partie orientale de ce domaine n'est finalement que la bordure ouest du bassin Nord-Fidjien. La partie occidentale du domaine des fossés est installée sur le bord de l'arc; sa terminaison nord correspond à un graben intra-arc sub E-W, le fossé de Santa Cruz. The northern ends of both the North Fiji Basin and the New Hebrides Back-Arc Troughs: morphostructure and magnetic fabric Abstract Data recorded during Santa Cruz cruise (Nov. -Dec. 1991, R/V Le-Noroit) and compiled together with previous data, allow us to present detailed bathymetric, magnetic and structural maps of the northern ends of both the North Fiji Basin and the New Hebrides Back-Arc Troughs. No volcanic arc lies immediately south of the Vitiaz paleo-trench. The northwestern corner of the North Fiji Basin is created by oceanic accretion along two successive spreading systems trending NW-SE and E-W, respectively as far north as 8°30'S and 9°S. The Tikopia Ridge could either correspond to, or be superimposed on, the youngest EW spreading axis. Further north, this axis, offset by the West Tikopia Ridge, could be located near the 9°30' S Ridge. The eastern part of the Back-Arc Troughs domain, which in fact is the western edge of the North Fiji Basin, is only separated from the basin by a continuous and 400 km-long volcanic ridge, called the Duff Ridge. The western part of the Back-Arc Troughs domain lies on the edge of the New Hebrides Arc, its northern end being an EW intra-arc graben, the Santa Cruz Trough. Abridged English Version The northwestern corner of the North Fiji Basin has been interpreted as being the result of a fan-shaped opening along a NW-SE spreading axis,
is created by oceanic accretion along two successive spreading systems trending NW-SE and E-W, respectively as far north as 8°30'S and 9°S. The Tikopia Ridge could either correspond to, or be superimposed on, the youngest EW spreading axis. Further north, this axis, offset by the West Tikopia Ridge, could be located near the 9°30' S Ridge. The eastern part of the Back-Arc Troughs domain, which in fact is the western edge of the North Fiji Basin, is only separated from the basin by a continuous and 400 km-long volcanic ridge, called the Duff Ridge. The western part of the Back-Arc Troughs domain lies on the edge of the New Hebrides Arc, its northern end being an EW intra-arc graben, the Santa Cruz Trough. Abridged English Version The northwestern corner of the North Fiji Basin has been interpreted as being the result of a fan-shaped opening along a NW-SE spreading axis, due to the clockwise rotation of the New Hebrides Arc (Falvey, 1975; Malahoff et al., 1982; Auzende et al., 1988). This corner is poorly known except in its southern part where EVA 14 data reveal a more complex history with the functioning of two successive spreading systems (Pelletier et al., 1988). A few previous data seemed to reveal that the New Hebrides Back-Arc Troughs domain, known south of 12°S (Charvis and Pelletier, 1989), was more developed further north (Luyendijk et al., 1974) where intense shallow seismic activity occurs (Louat and Pelletier, 1989). We present here morphostructural and magnetic maps of the northernmost part of this area. Five morphostructural provinces can be distinguished from west to east (fig. 1). 1) The New Hebrides Arc trends NNW-SSE and ends further northward than the bend of the New Hebrides Trench. It is crosscut by left-lateral transverse structures south of Ndende Island (11°S), and cut by a N 95°E trending trough, the Santa Cruz Trough, at the latitude of the Tinakula Volcano which is the only aerial active volcano that occurs in this portion of the arc. Some seamounts have been found along the eastern edge of the platform. Note présentée par Jean AUBOUIN.