jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
nodules argues for an anatectic crustal origin of the rocks as does the chemical data (e. g. A/CNK > 1.4; table I). Relationships between the Saint-Brieuc diorite and the other formations. To the N and the E, the contact between the diorite and the country rocks is intrusive. Angular xenoliths of amphibolites can be observed within the diorite and the country rocks exhibit contact metamorphism which mainly affects rock texture and locally the primary paragenesis. In the Squiffiec gabbro-diorite and the Yffiniac formation, it is mainly marked by quartz recrystallization (triple points) and more scarcely by some amphibole recrystallization. In the Lanvollon amphibolites, the regional fabric is characterized by a preferred orientation of elongate amphibole needles. Near the Saint-Brieuc diorite, the strike of the regional schistosity remains unchanged but recrystallized amphiboles show a strong decrease of the length/width ratio. Quartz, amphibole and plagioclase often show triple points characteristic of annealing. Replacement of the primary assemblage by orthopyroxene, clinopyroxene, amphibole, plagioclase, quartz, ilmenite, biotite and epidote has been observed in one sample located at less than 50 m of the diorite. There, the regional fabric is completely overprinted by a granoblastic texture and calculated temperatures using Wells' Opx-Cpx thermometer range from 840 to 870°C. To the S, the contact between the Saint-Brieuc diorite and the Ploufragan granite is irregular at both map and outcrop scales. It is, however, rather sharp at sample scale and neither the diorite nor the granite contains evidence for contact metamorphism: both magmas were sub-contemporaneous. Chemical analyses indicate that the Ploufragan granitic magma could correspond to the crustal "contaminant" involved in the Saint-Brieuc diorite genesis. The Saint-Brieuc intrusion is undeformed, indicating that it intrudes already cooled formations (Lanvollon, Yffiniac and Squiffiec) that were deformed during the main tectono-metamorphic event around 590-570 Ma. The Saint-Brieuc and the Ploufragan intrusions were emplaced and crystallized at the same time. As the latter is classically linked to the Saint-Malo-Guingamp migmatite belt, which has provided a 540 Ma age, the crystallization age for the diorite, poorly constrained at 603#96 Ma, could also be close to 540 Ma. Interpretative cross-section of the Baie
840 to 870°C. To the S, the contact between the Saint-Brieuc diorite and the Ploufragan granite is irregular at both map and outcrop scales. It is, however, rather sharp at sample scale and neither the diorite nor the granite contains evidence for contact metamorphism: both magmas were sub-contemporaneous. Chemical analyses indicate that the Ploufragan granitic magma could correspond to the crustal "contaminant" involved in the Saint-Brieuc diorite genesis. The Saint-Brieuc intrusion is undeformed, indicating that it intrudes already cooled formations (Lanvollon, Yffiniac and Squiffiec) that were deformed during the main tectono-metamorphic event around 590-570 Ma. The Saint-Brieuc and the Ploufragan intrusions were emplaced and crystallized at the same time. As the latter is classically linked to the Saint-Malo-Guingamp migmatite belt, which has provided a 540 Ma age, the crystallization age for the diorite, poorly constrained at 603#96 Ma, could also be close to 540 Ma. Interpretative cross-section of the Baie de Saint-Brieuc. GEOCHRONOLOGICAL DATA. A morphological study was carried out on 100 zircons separated from the granodiorite sample 90-58. Twelve strongly coloured grains with abundant cracks or inclusions were not suitable for classification. Most of the others were clear, colourless crystals with euhedral shapes corresponding to the domain of calc-alkaline hybrid granites (crust + mantle). Several were concentrically zoned or had inherited cores. The single zircon-stepwise evaporation technique of Kober was used on five crystals to provide the Saint-Brieuc intrusion age. Crystal D gives three steps of Pb evaporation at 1,520, 1,560 and 1,640°C, all indicating the same ages with mean value of 533 ± 12 Ma. Zircons A and E give the same result but only in two steps. For zircon B, the first step gives a younger age, which could correspond to minor lead loss, and the second step is at 538 Ma. The single step obtained on zircon C gave an anomalously young age. The 206pb/204pb ratios are always very high (>7,700) implying a low common lead content. The 208 Pb/206 Pb ratio is stable around 0.1 indicating a homogeneous zircon population. The mean age calculated on four grains (eight evaporation steps, 369 207Pb*/206Pb* ratios) is 533
hybrid granites (crust + mantle). Several were concentrically zoned or had inherited cores. The single zircon-stepwise evaporation technique of Kober was used on five crystals to provide the Saint-Brieuc intrusion age. Crystal D gives three steps of Pb evaporation at 1,520, 1,560 and 1,640°C, all indicating the same ages with mean value of 533 ± 12 Ma. Zircons A and E give the same result but only in two steps. For zircon B, the first step gives a younger age, which could correspond to minor lead loss, and the second step is at 538 Ma. The single step obtained on zircon C gave an anomalously young age. The 206pb/204pb ratios are always very high (>7,700) implying a low common lead content. The 208 Pb/206 Pb ratio is stable around 0.1 indicating a homogeneous zircon population. The mean age calculated on four grains (eight evaporation steps, 369 207Pb*/206Pb* ratios) is 533 ± 12 Ma (I cr; fig. 1). This age is interpreted as the Saint-Brieuc intrusion crystallization age. CONCLUSIONS. — From these new field and geochronological data, the following evolution for the Baie de Saint-Brieuc area can be proposed: — Around 600 Ma, emplacement of the basic-ultrabasic complex and volcanosedimentary units (i.e. Yffiniac and Lanvollon fm) [2]. — Between 590 and 570 Ma, a compressive tectonic event, with development of a southwestward thrust system ([1], [8]). Emplacement of synkinematic intrusions (Squiffiec, Fort-la-Latte, St-Quay-Portrieux; [1], [12]). The Yffiniac and Lanvollon fm underwent an amphibolite-facies regional metamorphism ([1], [8]) which terminated before 570 Ma [3]. At 540-530 Ma the Saint-Brieuc hybrid pluton was emplaced contemporaneously with the Ploufragan anatectic granite [12]. Contact metamorphism overprinted the earlier regional metamorphism (fig. 3). This was the last Cadomian major event in the Baie de Saint-Brieuc. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée après revision le 23 décembre 1992. REFERENCES [1] J. P. BRUN and P. BALE, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 95-114. [2] C. GUERROT and J. J. PEUCAT, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 13-26. [3] R. D. DALLMEYER, R. A. STRACHAN and R. S. D'LEMOSS, Can. J.
(i.e. Yffiniac and Lanvollon fm) [2]. — Between 590 and 570 Ma, a compressive tectonic event, with development of a southwestward thrust system ([1], [8]). Emplacement of synkinematic intrusions (Squiffiec, Fort-la-Latte, St-Quay-Portrieux; [1], [12]). The Yffiniac and Lanvollon fm underwent an amphibolite-facies regional metamorphism ([1], [8]) which terminated before 570 Ma [3]. At 540-530 Ma the Saint-Brieuc hybrid pluton was emplaced contemporaneously with the Ploufragan anatectic granite [12]. Contact metamorphism overprinted the earlier regional metamorphism (fig. 3). This was the last Cadomian major event in the Baie de Saint-Brieuc. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée après revision le 23 décembre 1992. REFERENCES [1] J. P. BRUN and P. BALE, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 95-114. [2] C. GUERROT and J. J. PEUCAT, Geol. Soc. of London Spec. Pub., 51, 1990, pp. 13-26. [3] R. D. DALLMEYER, R. A. STRACHAN and R. S. D'LEMOSS, Can. J. Earth Sci., 28, 1991, pp. 762-773. [4] J. LE GALL and J. A. BARRAT, Geologie de la France, 1, 1987, pp. 3-22. [5] C. BARROIS, Carte géol. au 1/80000, 1ère éd., 1897, BRGM. [6] J. CHANTRAINE, Thèse Sci., Paris, 1966, 89 p. [7] P. VIDAL, Mém. Soc. Geol. Min. Bretagne, 21, 1980, 162 p. [8] R. HEBERT and M. BALLEVRE, Bull. Soc. Geol. Fr., 1993 (in press). [9] P. GRAVIOU, J. J. PEUCAT, B. AUVRAY and P. VIDAL, Hercynica, 1988, pp. 1-13. [10] B. W. CHAPPEL, A. J. R. WHITE and D. WYBORN, J. Petrol., 28, 6, 1987, pp. 1111-1138. [11] J. DIDIER and B. BARBARIN, In Dev. Petrol., 13, J. DIDIER et B. BARBARIN Eds., 1991, pp. 19-23. [12] E. HALLOT, Mem. Géosc. Rennes, 1, 1993 (in press). [13] A. CASTRO, I. MORENA VENTA and J. D. DE LA ROSA, Geol. J., 25, 1990, pp. 391-404. [14] J. J. PEUCAT, J. Geol. Soc. London, 143, 1986, pp. 875-885. [15] P. R. A. WELLS, Contrib. Miner. Petrol., 62, 1977, pp. 129-139. [16] B. KOBER, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, pp. 63-71. [17] A. COCHERIE, C. GUERROT and P. ROSI, Isotope Geoscience, 101, 1992, pp. 131-141. [18] J. P. PUPIN, Contrib.
21, 1980, 162 p. [8] R. HEBERT and M. BALLEVRE, Bull. Soc. Geol. Fr., 1993 (in press). [9] P. GRAVIOU, J. J. PEUCAT, B. AUVRAY and P. VIDAL, Hercynica, 1988, pp. 1-13. [10] B. W. CHAPPEL, A. J. R. WHITE and D. WYBORN, J. Petrol., 28, 6, 1987, pp. 1111-1138. [11] J. DIDIER and B. BARBARIN, In Dev. Petrol., 13, J. DIDIER et B. BARBARIN Eds., 1991, pp. 19-23. [12] E. HALLOT, Mem. Géosc. Rennes, 1, 1993 (in press). [13] A. CASTRO, I. MORENA VENTA and J. D. DE LA ROSA, Geol. J., 25, 1990, pp. 391-404. [14] J. J. PEUCAT, J. Geol. Soc. London, 143, 1986, pp. 875-885. [15] P. R. A. WELLS, Contrib. Miner. Petrol., 62, 1977, pp. 129-139. [16] B. KOBER, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, pp. 63-71. [17] A. COCHERIE, C. GUERROT and P. ROSI, Isotope Geoscience, 101, 1992, pp. 131-141. [18] J. P. PUPIN, Contrib. Miner. Petrol., 73, 1980, pp. 207-220. R. H. and E. H. Geosciences Rennes, UPR CNRS-4661, Université de Rennes-1, 35042 Rennes Cedex, France; C. G.: BRGM-SGN/GCH, BP n° 6009, 45060 Orléans-La-Source Cedex, France; J. C.: BRGM-Pays de la Loire, 10, rue Henri-Picherit, 44071 Nantes Cedex 3, France. Autochthonous ore (Sardinia type), in the form of a continuous deposit with a regular thickness (2-3 m), coming from the in situ ferrallitization of the illitic Berriasian marls to a boehmite-hematite-goethite-kaolinite bauxite. The upper part is truncated: an erosional surface is covered by a detrital bauxite. Type 2. — Deposits with plurimetric anastomosed pockets on the calcareous or dolomitic footwall of ante-Berriasian age. Type 2 is explained as a type 1 bauxite whose profile is sunk into the Berriasian, during the alteration of marls, and superimposed on the Tithonian substratum through the karstic pockets where the evolution of the weathering complex (5 to 10 m thick) continues. This mode of genesis is consistent with the parallochthony. Type 3. — The shape is a rather regular bed (0.5 to 5 m thick) on a post-Berriasian footwall where the reef Urgonian (Valanginian to early Aptian) limestones predominate. This type comes from the erosion of type 1
in the form of a continuous deposit with a regular thickness (2-3 m), coming from the in situ ferrallitization of the illitic Berriasian marls to a boehmite-hematite-goethite-kaolinite bauxite. The upper part is truncated: an erosional surface is covered by a detrital bauxite. Type 2. — Deposits with plurimetric anastomosed pockets on the calcareous or dolomitic footwall of ante-Berriasian age. Type 2 is explained as a type 1 bauxite whose profile is sunk into the Berriasian, during the alteration of marls, and superimposed on the Tithonian substratum through the karstic pockets where the evolution of the weathering complex (5 to 10 m thick) continues. This mode of genesis is consistent with the parallochthony. Type 3. — The shape is a rather regular bed (0.5 to 5 m thick) on a post-Berriasian footwall where the reef Urgonian (Valanginian to early Aptian) limestones predominate. This type comes from the erosion of type 1 or 2 with deposit of a mature or submature bauxitic material without (allochthony) or with (parautochthony) extension of the alteration. III. SYNTHETIC GEODYNAMIC MODEL, APPLICATION TO PROSPECTING. — Finally, the typology and the genesis of the deposits are controlled by the Berriasian marls and by the uplift rate which induces: 1) the beginning of the alteration; 2) the motion and the distribution of the aluminous material over the morphological landscape. The geodynamic model (fig. 2) presents types 1 and 2 on the more-or-less uplifted areas which deliver aluminous material to the lower ones (type 3). Therefore, type and genesis are connected with the working of a morphostructural paleosurface, tectonically unstable, on which aluminous complex is moving and undergoing weathering, evolving towards the pure bauxitic pole. The logical sequence of deposits and their characters can be adapted to guide prospecting to the most favourable traps of types 2 and 3. INTRODUCTION. — Les bauxites de la Nurra (Sardaigne NW) correspondent, au Crétacé moyen, à des gisements de type karstique intracontinentaux. Les travaux antérieurs (Pecorini, 1965; Ceccarini et al., 1984; Oggiano et al., 1987; Combes, 1990) et nos propres observations à l'affleurement ou dans la mine d'Olmedo (Grascioleddu) (fig. 1) permettent: 1)
1) the beginning of the alteration; 2) the motion and the distribution of the aluminous material over the morphological landscape. The geodynamic model (fig. 2) presents types 1 and 2 on the more-or-less uplifted areas which deliver aluminous material to the lower ones (type 3). Therefore, type and genesis are connected with the working of a morphostructural paleosurface, tectonically unstable, on which aluminous complex is moving and undergoing weathering, evolving towards the pure bauxitic pole. The logical sequence of deposits and their characters can be adapted to guide prospecting to the most favourable traps of types 2 and 3. INTRODUCTION. — Les bauxites de la Nurra (Sardaigne NW) correspondent, au Crétacé moyen, à des gisements de type karstique intracontinentaux. Les travaux antérieurs (Pecorini, 1965; Ceccarini et al., 1984; Oggiano et al., 1987; Combes, 1990) et nos propres observations à l'affleurement ou dans la mine d'Olmedo (Grascioleddu) (fig. 1) permettent: 1) de dégager des données géologiques significatives pour la genèse de la bauxite; 2) de définir la typologie des gisements et les modes de genèse; 3) de proposer une synthèse sous la forme d'un modèle géodynamique prévisionnel applicable à la prospection par sondages. I. LES DONNÉES GÉOLOGIQUES SIGNIFICATIVES POUR LA BAUXITOGENÈSE. — Lithostratigraphie et paléogéographie. — Le mur de la bauxite est constitué par des calcaires peu profonds, épais de 500 m environ, du Tithonien à l'Aptien inférieur avec développement du faciès urgonien à partir du Valanginien. Le Berriasien (faciès purbeckien) marneux et marno-calcaire représente le seul horizon alumineux de la série mésozoïque anté-bauxitique et joue un rôle important dans le genèse de la bauxite. Le toit le plus ancien est un calcaire lacustre du Cénomanien (?)-Turonien irrégulièrement présent à la base des calcaires transgressifs à Rudistes du Coniacien (Cherchi et Schroeder, 1987). La lacune bauxitique couvre donc la majeure partie de l'Aptien-Albien-Cénomanien, période particulièrement favorable, comme en France méridionale, à la genèse de la bauxite. Cette époque correspond en effet à une montée eustatique globale (Haq et al., 1987) déterminant l'envahissement des marges continentales, une humidification du climat et le développement de la ferrallitisation pour les domaines émergés qui, comme
— Lithostratigraphie et paléogéographie. — Le mur de la bauxite est constitué par des calcaires peu profonds, épais de 500 m environ, du Tithonien à l'Aptien inférieur avec développement du faciès urgonien à partir du Valanginien. Le Berriasien (faciès purbeckien) marneux et marno-calcaire représente le seul horizon alumineux de la série mésozoïque anté-bauxitique et joue un rôle important dans le genèse de la bauxite. Le toit le plus ancien est un calcaire lacustre du Cénomanien (?)-Turonien irrégulièrement présent à la base des calcaires transgressifs à Rudistes du Coniacien (Cherchi et Schroeder, 1987). La lacune bauxitique couvre donc la majeure partie de l'Aptien-Albien-Cénomanien, période particulièrement favorable, comme en France méridionale, à la genèse de la bauxite. Cette époque correspond en effet à une montée eustatique globale (Haq et al., 1987) déterminant l'envahissement des marges continentales, une humidification du climat et le développement de la ferrallitisation pour les domaines émergés qui, comme la Sardaigne, se trouvaient dans la bande intertropicale (Bardossy et Dercourt, 1990). Le maximum eustatique permet ensuite, au Turonien-Sénonien, le dépôt du toit par transgression sur les cratons. Dans le cadre paléogéographique de la Méditerranée occidentale (Combes, 1990), le domaine émergé sarde, en cours de bauxitisation, était limité au Sud-Est (antédérive) par le bassin liguro-piémontais, au Nord-Ouest par la partie orientale du bassin axial pyrénéen. Il se prolongeait vers l'Ouest, côté Ibérie, par le continent de l'Ebre où sont connues des bauxites et, vers le Nord, plus ou moins directement, par l'Isthme durancien fortement minéralisé. La Nurra apparaît ainsi dans une position intracontinentale de haut niveau relatif peu sensible aux fluctuations eustatiques et dont l'évolution est surtout contrôlée par les mouvements tectoniques. Les mouvements tectoniques anté-cénomaniens. — Ces mouvements, rapportés à la phase autrichienne, déterminent une discordance angulaire et une lacune importante entre l'Aptien inférieur et le Cénomanien supérieur (Cherchi et Trémolières, 1984). Dans cet intervalle, des distensions se traduisent par des panneaux plus ou moins exhaussés et des grabens limités par des failles normales EW à SE-NW (antédérive) qui montrent aussi une composante horizontale sinistre due à un serrage EW (Oggiano et al., 1987). Dans le graben d'Olmedo, représentant
(antédérive) par le bassin liguro-piémontais, au Nord-Ouest par la partie orientale du bassin axial pyrénéen. Il se prolongeait vers l'Ouest, côté Ibérie, par le continent de l'Ebre où sont connues des bauxites et, vers le Nord, plus ou moins directement, par l'Isthme durancien fortement minéralisé. La Nurra apparaît ainsi dans une position intracontinentale de haut niveau relatif peu sensible aux fluctuations eustatiques et dont l'évolution est surtout contrôlée par les mouvements tectoniques. Les mouvements tectoniques anté-cénomaniens. — Ces mouvements, rapportés à la phase autrichienne, déterminent une discordance angulaire et une lacune importante entre l'Aptien inférieur et le Cénomanien supérieur (Cherchi et Trémolières, 1984). Dans cet intervalle, des distensions se traduisent par des panneaux plus ou moins exhaussés et des grabens limités par des failles normales EW à SE-NW (antédérive) qui montrent aussi une composante horizontale sinistre due à un serrage EW (Oggiano et al., 1987). Dans le graben d'Olmedo, représentant la structure la plus importante, les sondages ont révélé la présence de plis, particulièrement d'un synclinal SSE-NNW à cœur urgonien, entre les failles bordières à jeu sinistre. Cette coexistence de distensions et de coulissements correspondrait à la même époque, dans les Pyrénées au NW de la Sardaigne, aux mouvements successifs en transtension et transpression mis en évidence entre les plaques européenne et ibérique (Peybernès et Souquet, 1984; Combes, 1990). Par ailleurs, la phase anté-cénomanienne a eu comme conséquence l'établissement de la paléosurface bauxitique qui apparaît assez irrégulière; l'âge du mur varie en effet de l'Oxfordien à l'Aptien inférieur ce qui indique des érosions relatives de 5 à 600 m. L'instabilité tectonique contrôlant cette paléosurface a joué aussi un rôle essentiel dans la mise en place des types de gisement. II. TYPOLOGIE DES GISEMENTS ET MODES DE GENÈSE. Trois types sont retenus: Type 1. — Correspond au « type Sardaigne » (Combes, 1990), autochtone, provenant de l'altération sur place des marnes illitiques berriasiennes en bauxite à boehmite-hématite-goethite-kaolinite comme le montrent les profils géochimiques et minéralogiques. Il forme une couche régulière (2 à 3 m d'épaisseur) tronquée au sommet par une surface d'érosion surmontée d'une bauxite détritique pluridécimétrique. Dans la mine de
en transtension et transpression mis en évidence entre les plaques européenne et ibérique (Peybernès et Souquet, 1984; Combes, 1990). Par ailleurs, la phase anté-cénomanienne a eu comme conséquence l'établissement de la paléosurface bauxitique qui apparaît assez irrégulière; l'âge du mur varie en effet de l'Oxfordien à l'Aptien inférieur ce qui indique des érosions relatives de 5 à 600 m. L'instabilité tectonique contrôlant cette paléosurface a joué aussi un rôle essentiel dans la mise en place des types de gisement. II. TYPOLOGIE DES GISEMENTS ET MODES DE GENÈSE. Trois types sont retenus: Type 1. — Correspond au « type Sardaigne » (Combes, 1990), autochtone, provenant de l'altération sur place des marnes illitiques berriasiennes en bauxite à boehmite-hématite-goethite-kaolinite comme le montrent les profils géochimiques et minéralogiques. Il forme une couche régulière (2 à 3 m d'épaisseur) tronquée au sommet par une surface d'érosion surmontée d'une bauxite détritique pluridécimétrique. Dans la mine de Grascioleddu, un intervalle calcaire dans le Berriasien constitue un mur transitoire pour la partie supérieure des marnes presque totalement altérées en bauxite (type 1). Type 2. — Caractérisé des gisements sur mur antérieur au Berriasien, en poches métriques à plurimétriques anastomosées contrôlées par un taux de fracturation important anté ou synbauxitique (Monte Murone) lié à la phase autrichienne. La bauxite (5 à 10 m d'épaisseur) est plus ferrifère que le type précédent, assez hétérogène, à nombreux nodule hématitiques ou goethitiques et pisolithes alumineux à boehmite irrégulièrement répartis, avec une partie inférieure (0,5 à 4 m d'épaisseur) argileuse (kaolinite et traces d'illite). Les profils géochimiques et minéralogiques montrent une évolution verticale des niveaux argileux inférieurs à la bauxite compacte (Montigiu de su Cossu). Dans certains gisements (Monte Murone) la partie inférieure a été, elle aussi, bauxitisée. Le type 2 peut être interprété comme une bauxite de type 1 dont le profil s'est déplacé de haut en bas par altération de la totalité du Berriasien et, ensuite, surimposé dans le substratum tithonien. Les tassements différentiels dans le karst et l'instabilité du matériel bauxitique en cours d'altération pendant l'enfoncement, produisent un mélange hétérogène de nodule, pisolithes, concrétions néoformés avec des profils géochimiques et