jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
à un réajustement en chaudron, au toit d'intrusions peu profondes (cf. [14] à [16]) un peu plus précoces. Des témoins de ces dernières, en partie cachés, seraient représentés par : une microgranodiorite porphyrique entourant les andésites à l'WSW de l'altérite, par un apex de granite à biotite au SE et par des dykes d'aplites et de rhyolites (certains sont hydrothermalisés comme les andésites). Nous lions donc l'hydrothermalisme responsable de l'altération peralumineuse des andésites P.II-3 à ces intrusions peu profondes antérieures au leucogranite; son âge serait donc P.III-2m à P.III-3m. MORPHOLOGIE DE L'ALTÉRITE. — Le blanchiment complet des andésites marque la limite de l'altérite (fig. 2-3). En plan, c'est une ellipse de 1 200 x 900 m allongée N 70. En coupe, c'est une lentille asymétrique, subhorizontale, peu épaisse (<40 m) qui semble s'enraciner selon un trajet en croissant (zone b 2) correspondant aux transformations les plus importantes. Sous un capuchon de quartz microcristallin (zone c), l'asymétrie se marque par l'extension différente du faciès b 1 de part et d'autre de b 2, tant latéralement que verticalement. Les structures laviques sont conservées dans a1, a 2, blet c (en partie), effacées dans b 2. La zone hydrothermalisée aurait donc la forme d'un champignon asymétrique, au chapeau subhorizontal et au pied semi-annulaire non centré. MINÉRALOGIE DE L'ALTÉRITE. — Les paragenèses apparaissent en trois stades successifs, guidées par la perméabilité primaire ou secondaire des andésites. La roche de départ (a0) est une andésite bréchique ou microlitique, déjà modifiée par métamorphisme de contact de la granodiorite yδ II-III (tableau II). Ces deux faciès sont reconnaissables de al à c où, dès le stade 1, sous le capuchon siliceux c, plusieurs fronts métasomatiques emboîtés se développent à partir de la zone d'alimentation supposée b 2, selon le schéma du tableau suivant (p. 129). Le stade 2 se limite à une tourmalinisation en veinules et nids de b 2 à a 0. Le stade 3 débute par la néogenèse d'apatite en veinules dans b 2-b 1 et de séricite de b 2 à a 1 et dans c. Ensuite il y a formation de pyrophyllite, paragonite,
d'un champignon asymétrique, au chapeau subhorizontal et au pied semi-annulaire non centré. MINÉRALOGIE DE L'ALTÉRITE. — Les paragenèses apparaissent en trois stades successifs, guidées par la perméabilité primaire ou secondaire des andésites. La roche de départ (a0) est une andésite bréchique ou microlitique, déjà modifiée par métamorphisme de contact de la granodiorite yδ II-III (tableau II). Ces deux faciès sont reconnaissables de al à c où, dès le stade 1, sous le capuchon siliceux c, plusieurs fronts métasomatiques emboîtés se développent à partir de la zone d'alimentation supposée b 2, selon le schéma du tableau suivant (p. 129). Le stade 2 se limite à une tourmalinisation en veinules et nids de b 2 à a 0. Le stade 3 débute par la néogenèse d'apatite en veinules dans b 2-b 1 et de séricite de b 2 à a 1 et dans c. Ensuite il y a formation de pyrophyllite, paragonite, svanbergite (sulfo-phosphate d'Al-Ca-Sr), dans b 2 et b 1. L'association barytine-quartz, plus tardive, se limite à b1 et c. INTERPRÉTATION. La forme en champignon de l'altérite et la distribution des paragenèses minérales sont liées à des zones de circulation privilégiées des fluides, induites par une plus grande perméabilité des andésites qui peut être soit originelle (faciès peu consolidés : tufs, brèches), soit acquise (ou accrue) par des fractures postérieures, régionales, péri-intrusions et/ou hydrauliques. La perméabilité originelle est marquée par des témoins, à la base de c, d'un faciès bréchique peu consolidé. Les fractures postérieures PLANCHE I/PLATE I MICHEL LÉCOLLE Fig. 1 Fig.2 PLANCHE II/PLATE II Fig. 3 Éléments lessivés dans la roche de départ Roche et Minéralogie de l'Altérite de départ — -—— (Andésite) K Ca Fe -Mg Na Si Quartz Quartz Quartz Andalousite 1 Andalousite 1 + 2 (Diaspore ?) Diaspore AI-Phosph. 1 Al-Phosph. 1 + 2 Ti-Magnétite Ti-Magnétite Hématite-Rutile Rutile 1 Rutile Plagio. Plagio. Rutile (An = 35) (An = 20) Albite Albite Ac. th. Chlorites pauvres Chlorites riches Biotite en AI en AI (Muscovite) (Muscovite) (Muscovite) a 0 a 1 al b 1 A ? (a2) Le grain du quartz néoformé dans la mésostase est plus petit
qui peut être soit originelle (faciès peu consolidés : tufs, brèches), soit acquise (ou accrue) par des fractures postérieures, régionales, péri-intrusions et/ou hydrauliques. La perméabilité originelle est marquée par des témoins, à la base de c, d'un faciès bréchique peu consolidé. Les fractures postérieures PLANCHE I/PLATE I MICHEL LÉCOLLE Fig. 1 Fig.2 PLANCHE II/PLATE II Fig. 3 Éléments lessivés dans la roche de départ Roche et Minéralogie de l'Altérite de départ — -—— (Andésite) K Ca Fe -Mg Na Si Quartz Quartz Quartz Andalousite 1 Andalousite 1 + 2 (Diaspore ?) Diaspore AI-Phosph. 1 Al-Phosph. 1 + 2 Ti-Magnétite Ti-Magnétite Hématite-Rutile Rutile 1 Rutile Plagio. Plagio. Rutile (An = 35) (An = 20) Albite Albite Ac. th. Chlorites pauvres Chlorites riches Biotite en AI en AI (Muscovite) (Muscovite) (Muscovite) a 0 a 1 al b 1 A ? (a2) Le grain du quartz néoformé dans la mésostase est plus petit (50 μm) que dans les phénocristaux (100 μm) (a 2, b 1, c). au * Andal. 1 : riche en Fe, microcristaux (<100 μm) sans forme propre dans b 1 et cœur de grands cristaux automorphes (1 mm) dans b2. le Andal. 2 : pauvre en Fe, rares cristaux (500 μm) subautomorphes dans b 1 et couronne des cristaux automorphes dans b 2. * Al-Phosph. 1 : Mg/Fe = 1 (lazulite); Al-Phosph. 2 : Fe = 0 (augélite). * Andal. 1, 2 remplacent sélectivement la mésostase (b 1). * Les oxydes sont en grains disséminés et soulignent les fantômes des ferromagnésiens. * La muscovite est tardive par rapport aux autres minéraux. sont cependant les drains dominants : 1) les accidents régionaux N 130 et N70 fixent les limites essentielles de l'altérite (leur influence a déjà été soulignée pour l'histoire du P.II-3, [9]; 2) l'étalement privilégié de l'altérite, dans un plan subhorizontal, vers l'ENE et une probable alimentation à partir d'une fracture semi-annulaire peuvent être liés à l'existence d'un réseau complexe de failles, concentriques, radiales et subhorizontales comme il en existe au toit d'intrusions ([14] à [16]); on suppose ici l'existence de telles intrusions sous les altérites, leur trace en surface
μm) subautomorphes dans b 1 et couronne des cristaux automorphes dans b 2. * Al-Phosph. 1 : Mg/Fe = 1 (lazulite); Al-Phosph. 2 : Fe = 0 (augélite). * Andal. 1, 2 remplacent sélectivement la mésostase (b 1). * Les oxydes sont en grains disséminés et soulignent les fantômes des ferromagnésiens. * La muscovite est tardive par rapport aux autres minéraux. sont cependant les drains dominants : 1) les accidents régionaux N 130 et N70 fixent les limites essentielles de l'altérite (leur influence a déjà été soulignée pour l'histoire du P.II-3, [9]; 2) l'étalement privilégié de l'altérite, dans un plan subhorizontal, vers l'ENE et une probable alimentation à partir d'une fracture semi-annulaire peuvent être liés à l'existence d'un réseau complexe de failles, concentriques, radiales et subhorizontales comme il en existe au toit d'intrusions ([14] à [16]); on suppose ici l'existence de telles intrusions sous les altérites, leur trace en surface étant la microgranodiorite porphyrique et quelques dykes d'aplites et rhyolites hydrothermalisés. 3) les fluides hydrothermaux, acides comme l'indiquent le lessivage des alcalins et la nature des néogenèses, s'injectent en trois stades successifs, un aquifère intra-P.II-3 Pouvant aussi jouer un rôle : 3 a) l'aquifère serait attesté par la planéité du toit des altérites, par l'asymétrie verticale des paragenèses d'altération (par rapport à b 2) et par la présence, à l'aplomb de la zone d'alimentation supposée, du capuchon siliceux; en effet, la précipitation massive de silice est interprétée, dans les gîtes superficiels à alunite, comme résultant du mélange des fluides hydrothermaux avec une nappe phréatique [17]; 3 b) au cours du stade 1, un fluide riche en PO4 lessive les andésites évacuant plus ou moins totalement Na, Ca, K, Fe, Mg, peu Si, tandis que Al, Ti restent sur place (zone b 2). La partie de Fe subsistante forme, avec Si et Al, l'andalousite, et des aluminophosphates avec PO4 et Mg (le cœur des andalousites et des phosphates est plus riche en Fe que leur bordure, les andalousites sont plus riches en Fe de b 2 vers b 1). K a un comportement analogue (les grandes muscovites néoformées sont aussi plus
toit des altérites, par l'asymétrie verticale des paragenèses d'altération (par rapport à b 2) et par la présence, à l'aplomb de la zone d'alimentation supposée, du capuchon siliceux; en effet, la précipitation massive de silice est interprétée, dans les gîtes superficiels à alunite, comme résultant du mélange des fluides hydrothermaux avec une nappe phréatique [17]; 3 b) au cours du stade 1, un fluide riche en PO4 lessive les andésites évacuant plus ou moins totalement Na, Ca, K, Fe, Mg, peu Si, tandis que Al, Ti restent sur place (zone b 2). La partie de Fe subsistante forme, avec Si et Al, l'andalousite, et des aluminophosphates avec PO4 et Mg (le cœur des andalousites et des phosphates est plus riche en Fe que leur bordure, les andalousites sont plus riches en Fe de b 2 vers b 1). K a un comportement analogue (les grandes muscovites néoformées sont aussi plus riches en Fe de b 2 vers a 2). L'association andalousite-diaspore fixe une température de 390 à 340°C à 1 kbar de pression, dans un fluide proche de la saturation en silice [4], à la fin du stade 1; 3 c) au cours du stade 2, un fluide boré agit sur des roches préalablement lessivées en Na; la tourmaline zonée, néoformée (riche en dravite) implique donc un apport de Na; 3 d) au cours du stade 3, un fluide riche en SO4 déstabilise silicates et phosphates, agissant sur des roches préalablement lessivées en Ca. La néogenèse d'apatite et de svanbergite, qui accompagne la séricitisation, implique l'apport de Ca et Sr. La pyrophyllite, stable avec l'andalousite et le diaspore, fixe une température de 340°C à 1 kbar de pression, dans un fluide proche de la saturation en silice [4]. CONCLUSIONS. — Des éléments de modélisation (fig. 4) seraient les suivants : au toit d'une intrusion peu profonde (à moins de 2 km), en fin de cristallisation, montent, le long d'une zone étroite semi-annulaire, des fluides modérément chauds qui s'écoulent latéralement plus près de la surface, sous l'action combinée d'une barrière de perméabilité et d'un aquifère plus froid. L'installation de tels systèmes
sur des roches préalablement lessivées en Na; la tourmaline zonée, néoformée (riche en dravite) implique donc un apport de Na; 3 d) au cours du stade 3, un fluide riche en SO4 déstabilise silicates et phosphates, agissant sur des roches préalablement lessivées en Ca. La néogenèse d'apatite et de svanbergite, qui accompagne la séricitisation, implique l'apport de Ca et Sr. La pyrophyllite, stable avec l'andalousite et le diaspore, fixe une température de 340°C à 1 kbar de pression, dans un fluide proche de la saturation en silice [4]. CONCLUSIONS. — Des éléments de modélisation (fig. 4) seraient les suivants : au toit d'une intrusion peu profonde (à moins de 2 km), en fin de cristallisation, montent, le long d'une zone étroite semi-annulaire, des fluides modérément chauds qui s'écoulent latéralement plus près de la surface, sous l'action combinée d'une barrière de perméabilité et d'un aquifère plus froid. L'installation de tels systèmes est fréquente à proximité des failles bordières de rifts contrôlant une activité magmatique répétée [17]. Un tel contexte correspond à celui qui a été proposé pour la période P.II-3 du Saghro [9]. On suggère donc l'existence, sous l'altérite de Tassa-n-Talghamt, d'intrusions de type « porphyry » peut-être minéalisées, soit en Cu ou Mo (des indices de ces métaux sont connus dans et autour de cette zone), soit en Au-Ag. Note remise le 20 août 1992, acceptée après révision le 20 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. GEIGER, Archiv. för Mineral. och Geol., 3, n° 24, 1963, p. 423-465. [2] R. G. SCHMIDT, U.S. Geol. Surv. Bull., 1562, 1984, p. 1-152. [3] B. LEMIÈRE, J. DELFOUR, B. MOINE, M. PIBOULE, A. PLOQUIN, P. ISNARD et M. TEYGEY, Miner. Deposita, 21, 1986, p. 147-155. [4] J. J. HEMLEY, J. W. MONTOYA, J. W. MARINENKO et R. W. LUCE, Econ. Geol., 75, 1980, p. 210-228. [5] P. B. LARSON et H. P. TAYLOR, Econ. Geol., 82, 1987, p. 1019-1036. [6] T. L. KLEIN et R. E. CRISS, Econ. Geol., 83, 1988, p. 801-821. [7] D. A. JOHN, Econ. Geol., 84, 1989, p. 879-902. [8] L. B. GUSTAFSON, Econ. Geol., 73, 1978, p. 600-607.
Cu ou Mo (des indices de ces métaux sont connus dans et autour de cette zone), soit en Au-Ag. Note remise le 20 août 1992, acceptée après révision le 20 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. GEIGER, Archiv. för Mineral. och Geol., 3, n° 24, 1963, p. 423-465. [2] R. G. SCHMIDT, U.S. Geol. Surv. Bull., 1562, 1984, p. 1-152. [3] B. LEMIÈRE, J. DELFOUR, B. MOINE, M. PIBOULE, A. PLOQUIN, P. ISNARD et M. TEYGEY, Miner. Deposita, 21, 1986, p. 147-155. [4] J. J. HEMLEY, J. W. MONTOYA, J. W. MARINENKO et R. W. LUCE, Econ. Geol., 75, 1980, p. 210-228. [5] P. B. LARSON et H. P. TAYLOR, Econ. Geol., 82, 1987, p. 1019-1036. [6] T. L. KLEIN et R. E. CRISS, Econ. Geol., 83, 1988, p. 801-821. [7] D. A. JOHN, Econ. Geol., 84, 1989, p. 879-902. [8] L. B. GUSTAFSON, Econ. Geol., 73, 1978, p. 600-607. [9] M. LÉCOLLE, C. DERRÉ, E. C. RJLIMATI, K. NERCI, A. AZZA et A. BENANNI, C. R. Acad. Sci. Paris, 213, série II, 1981, p. 1563-1568. [10] M. LEBLANC, Mém. Serv. géol. Maroc, Thèse Doct. ès Sci., Univ. de Montpellier, 280, 1981, 238 p. [11] G. CHOUBERT, Mém. Serv. géol. Maroc, Thèse Doct. ès Sci., Univ. de Paris, 162, 1963, 352 p. [12] M. SAADI, E. A. HALALI et M. BENSAID, Feuille Dj. Saghro-Dadès, Carte géol. Maroc, 1/200000, 1974-1977. [13] M. BENHARREF, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Marrakech, Cadi Ayyad, 1991, 209 p. [14] N. KELLY et O. RYE, Econ. Geol., 74, 1979, p. 1721-1822. [15] C. DERRÉ, M. LÉCOLLE et G. ROGER, Ore Geol. Reviews, 1, 1986, p. 43-56. [16] F. NORONHA, A. DORIA, J. DUBESSY et B. CHAROY, Mineral. Deposita, 27, 1992, p. 72-79. [17] B. R. BERGER et R. W. HENLEY, Econ. Geol., Monograph., 6, 1988, p. 404-423. M. L., C. D. et M. F. : U.R.A. du C.N.R.S. n° 736, Géologie appliquée, Université Pierre et Marie Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; E. C. R., A. A. et A. B. Ministère de l’Énergie et des Mines, Haut Agdal, Rabat, Maroc. Géologie/Geology La matière organique
Maroc, Thèse Doct. ès Sci., Univ. de Paris, 162, 1963, 352 p. [12] M. SAADI, E. A. HALALI et M. BENSAID, Feuille Dj. Saghro-Dadès, Carte géol. Maroc, 1/200000, 1974-1977. [13] M. BENHARREF, Thèse Doct. 3e cycle, Univ. Marrakech, Cadi Ayyad, 1991, 209 p. [14] N. KELLY et O. RYE, Econ. Geol., 74, 1979, p. 1721-1822. [15] C. DERRÉ, M. LÉCOLLE et G. ROGER, Ore Geol. Reviews, 1, 1986, p. 43-56. [16] F. NORONHA, A. DORIA, J. DUBESSY et B. CHAROY, Mineral. Deposita, 27, 1992, p. 72-79. [17] B. R. BERGER et R. W. HENLEY, Econ. Geol., Monograph., 6, 1988, p. 404-423. M. L., C. D. et M. F. : U.R.A. du C.N.R.S. n° 736, Géologie appliquée, Université Pierre et Marie Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05; E. C. R., A. A. et A. B. Ministère de l’Énergie et des Mines, Haut Agdal, Rabat, Maroc. Géologie/Geology La matière organique figurée des membres de Hartland et Bridge Creek (Cénomanien supérieur, Bassin Intérieur Nord-Américain) et son interprétation séquentielle Bernard COURTINAT, Serge FERRY, Jean ESPITALIE et Henriette MEON Résumé Les données palynologiques qui opposent le membre de Hartland (homogénéité) à celui de Bridge Creek (variabilité) résulteraient de l'isolement du bassin pendant une phase de bas niveau marin de 3e ordre (Hartland) au sein d'une transgression de 2e ordre. En haut niveau marin (Bridge Creek) s'expriment les cycles à haute fréquence soulignés par les oscillations du rapport des débris noirs qui traduisent des cycles climatiques; les alternances d'associations de dinokystes ne sont pas en phases avec les rythmes lithologiques. The organic matter of Upper Hartland and Lower Bridge Creek Members (Upper Cenomanian, U.S. Western Interior Basin) and its sequential interpretation Abstract — The homogeneity of palynological data from Hartland Shale member contrasts with a strong variability in Bridge Creek Limestones Member. This opposition is interpreted as a result of pervasive restricted marine conditions due to a sill during a third-order sea-level lowstand (Hartland Shale Member) within a second-order transgression. High-frequency cycles (Bridge Creek Member) appear only when the sea level is high enough to suppress the sill effect. The Bridge Creek Member cycles
phase de bas niveau marin de 3e ordre (Hartland) au sein d'une transgression de 2e ordre. En haut niveau marin (Bridge Creek) s'expriment les cycles à haute fréquence soulignés par les oscillations du rapport des débris noirs qui traduisent des cycles climatiques; les alternances d'associations de dinokystes ne sont pas en phases avec les rythmes lithologiques. The organic matter of Upper Hartland and Lower Bridge Creek Members (Upper Cenomanian, U.S. Western Interior Basin) and its sequential interpretation Abstract — The homogeneity of palynological data from Hartland Shale member contrasts with a strong variability in Bridge Creek Limestones Member. This opposition is interpreted as a result of pervasive restricted marine conditions due to a sill during a third-order sea-level lowstand (Hartland Shale Member) within a second-order transgression. High-frequency cycles (Bridge Creek Member) appear only when the sea level is high enough to suppress the sill effect. The Bridge Creek Member cycles show lithology-linked oscillations in the brown phytoclasts/black phytoclasts perhaps reflecting climatic cycles. Changes in dinoflagellate assemblages are not clearly tied to carbonate cycles. Abridged English Version Paleogeography, stratigraphy and sequence stratigraphy. The classical Pueblo section is paleogeographically situated in the middle of the U.S. Interior Seaway, a wide Upper Cretaceous foreland basin in front of the Sevier orogenic belt (Fig. 1 A). The flooding of that moderately deep basin began by late Albian (?) Cenomanian times and peaked with the early Turonian worldwide transgression [1]. The peak transgression is represented here by the bed-scale limestone-marl alternation of the 12 m thick Bridge Creek Member (uppermost Cenomanian to middle Turonian) of the Greenhorn Formation (middle Cenomanian to middle Turonian). This member overlies the organic-matter-rich Hartland Member, and is overlain by the dark Blue Hill Member through the transitional Fairport Member. From correlations with the marine stratigraphic sequences of S-E France, we interpret the interfingering of upper Dakota Formation tongues within the Mancos Formation [10] as a result of third-order sea-level falls ("forced regressions" [12]), not as a result of progradational phases during stillstands in sea level, within the second-order T6 transgression [1]. The upper part of Hartland Member is thus interpreted
foreland basin in front of the Sevier orogenic belt (Fig. 1 A). The flooding of that moderately deep basin began by late Albian (?) Cenomanian times and peaked with the early Turonian worldwide transgression [1]. The peak transgression is represented here by the bed-scale limestone-marl alternation of the 12 m thick Bridge Creek Member (uppermost Cenomanian to middle Turonian) of the Greenhorn Formation (middle Cenomanian to middle Turonian). This member overlies the organic-matter-rich Hartland Member, and is overlain by the dark Blue Hill Member through the transitional Fairport Member. From correlations with the marine stratigraphic sequences of S-E France, we interpret the interfingering of upper Dakota Formation tongues within the Mancos Formation [10] as a result of third-order sea-level falls ("forced regressions" [12]), not as a result of progradational phases during stillstands in sea level, within the second-order T6 transgression [1]. The upper part of Hartland Member is thus interpreted as a third-order lowstand system tract, as much as the above Blue Hill Member would represent the next sea level fall. Although the submarine play, during the Cenomanian, of the former (Albian) Transcontinental Arch (drainage divide in fluvial Albian sandstones) is contested [5], we consider that these thick black shales are the result of the barrier effect of such sills on the turnover of bottom waters during third-order sea-level falls during the Cenomanian-Turonian second-order transgression. Our aim is to study the changes in the organic matter composition from the lithologically homogeneous third-order supposedly lowstand systems tract (upper Hartland Member) to the lithologically fluctuating first half of the Bridge Creek Member interpreted as a third-order transgressive systems tract (uppermost Cenomanian). Note présentée par Jean DERCOURT. 0764-4450/93/03160131 $ 2.00 Académie des Sciences Palynological data. — Three dinocyst associations have been defined. The first one, the Achomosphaera complex (association 1, Fig. 1 B) comprises abundant forms such as Achomosphaera ramulifera, Spiniferites cornutus, S. crassimuratus, S. multibrevis and S. ramosus. The species Odontochitina costata, O. operculata, Palaeohystrixophora infusorioides, Pterodinium cingulatum, Eurydinium saxoniense, Pervosphaeridium truncigerum and Trichodinium castanea are episodically abundant. Earlier [13], we had interpreted this association to be relative of a sea with
are the result of the barrier effect of such sills on the turnover of bottom waters during third-order sea-level falls during the Cenomanian-Turonian second-order transgression. Our aim is to study the changes in the organic matter composition from the lithologically homogeneous third-order supposedly lowstand systems tract (upper Hartland Member) to the lithologically fluctuating first half of the Bridge Creek Member interpreted as a third-order transgressive systems tract (uppermost Cenomanian). Note présentée par Jean DERCOURT. 0764-4450/93/03160131 $ 2.00 Académie des Sciences Palynological data. — Three dinocyst associations have been defined. The first one, the Achomosphaera complex (association 1, Fig. 1 B) comprises abundant forms such as Achomosphaera ramulifera, Spiniferites cornutus, S. crassimuratus, S. multibrevis and S. ramosus. The species Odontochitina costata, O. operculata, Palaeohystrixophora infusorioides, Pterodinium cingulatum, Eurydinium saxoniense, Pervosphaeridium truncigerum and Trichodinium castanea are episodically abundant. Earlier [13], we had interpreted this association to be relative of a sea with normal salinity and oxygenation. The second one, the Cyclonephelium association (association 2, Fig. 1 B), groups the preceding major species of the Achomosphaera complex and abundant specimens of Cyclonephelium brevispinatum, Circulodinium distinctum, Maghrebinia membraniphorum and Tenua hystrix. We have suggested that such an association is a response to a stressed environment [13]. The last one, "ind." association is composed of low specific diversity assemblages, corresponding to rich total organic carbon marls and limestones. The spores and pollens involve 6 to 92% of the whole microflora. Spores of Pteridophyta, disaccate pollens, Classopollis, Araucaciacites and Normapolles in some levels are the most abundant and the most frequent. The ratio of brown remains/black remains corrected by the total terrestrial rests (V/1 ratio), to take into account the terrestrial flux, shows the lowest values in limestones (Fig. 1 C). Conclusions. — Low values of the V/1 ratio are interpreted either as deep deposits [15] or proximal ones [16]. At Pueblo, they are tied to limy beds, that is to say to dry periods ([17], [18]). This ratio would figure the alternation of dry (beds) and wet (interbeds) periods in Bridge Creek Member. If right, what is then the significance of underlying Hartland Member. Do