jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
rigides au sein d'une matrice plus ductile. Ceci explique d'une part leur mode de gisement (lentilles étirées) au sein des gneisses et d'autre part l'excellente préservation de leur structure mylonitique interne. Dans les Monts du Lyonnais, la juxtaposition de roches infracrustales (éclogites et granulites) et de roches mantelliques résulte donc de laminations lithosphériques en contexte de collision continentale, postérieurement à un épisode de subduction. CONCLUSIONS. — 1. Une évolution thermodynamique prograde liée à une augmentation de pression et de température est, pour la première fois, mise en évidence dans les péridotites des Monts du Lyonnais. Ce métamorphisme précoce atteste de la subduction du manteau supérieur lors de l'orogenèse paléozoïque. 2. Durant cette subduction, les péridotites sont déformées plastiquement. Les textures mylonitiques connues, pour ce type de roches, en contexte d'obduction peuvent se développer en conditions de hautes pressions (20<kbar<30 kbar). 3. La similitude des histoires thermodynamiques des roches mantelliques et crustales conduit à considérer le complexe métamorphique des Monts du Lyonnais comme une écaille de lithosphère subductée, laminée et exhumée. Note remise le 26 septembre 1988, acceptée le 20 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. KORNPROBST, J. P. BARD, B. BRIAND, J. M. CANTAGREL, G. GUITARD, J. R. KIENAST, B. LASNIER, C. LE CORRE et D. SANTALLIER, Mém. Bur. Rech. Géol Min., 107, 1980, p. 161-189; C. PIN et D. VIELZEUF, Tectonophysics, 93, 1982, p. 47-74. [2] F. H. FORESTIER, B. LASNIER, A. LEYRELOUP et J. MARCHAND, Bull. Soc. géol. Fr., 15, 1973, p. 562-578; J. MARCHAND, Thèse 3e cycle, Nantes, 1974, 207 p.; B. LASNIER, Thèse 3e cycle, Nantes, 1977, 351 p. et E. DUFOUR, Lithos, 18, 1985, p. 97-113. [3] B. LASNIER, Bull. Soc. géol. Fr., X, 1968, p. 179-185; B. LASNIER, Contrib. Miner. Petrol., 34, 1971, p. 29-42; D. BLANC, Thèse 3e cycle, Lyon, 1981, 152 p.; E. DUFOUR, Thèse 3e cycle, Lyon, 1982, 240 p. et E. DUFOUR, J.-M. LARDEAUX et D. COFFRANT, C.R. Acad. Sci. Paris, 300, série II, 1985, p. 141-144. [4] M. J. O'HARA, Mineral facies in ultrabasic rocks, In P. T. WYLLIE éd., Ultramafic and related rocks, 1967, p. 7-18; J. KORNPROBST,
LASNIER, C. LE CORRE et D. SANTALLIER, Mém. Bur. Rech. Géol Min., 107, 1980, p. 161-189; C. PIN et D. VIELZEUF, Tectonophysics, 93, 1982, p. 47-74. [2] F. H. FORESTIER, B. LASNIER, A. LEYRELOUP et J. MARCHAND, Bull. Soc. géol. Fr., 15, 1973, p. 562-578; J. MARCHAND, Thèse 3e cycle, Nantes, 1974, 207 p.; B. LASNIER, Thèse 3e cycle, Nantes, 1977, 351 p. et E. DUFOUR, Lithos, 18, 1985, p. 97-113. [3] B. LASNIER, Bull. Soc. géol. Fr., X, 1968, p. 179-185; B. LASNIER, Contrib. Miner. Petrol., 34, 1971, p. 29-42; D. BLANC, Thèse 3e cycle, Lyon, 1981, 152 p.; E. DUFOUR, Thèse 3e cycle, Lyon, 1982, 240 p. et E. DUFOUR, J.-M. LARDEAUX et D. COFFRANT, C.R. Acad. Sci. Paris, 300, série II, 1985, p. 141-144. [4] M. J. O'HARA, Mineral facies in ultrabasic rocks, In P. T. WYLLIE éd., Ultramafic and related rocks, 1967, p. 7-18; J. KORNPROBST, Contrib. Minerais PetroL, 29, 1970, p. 290-309; C. T. HERZBERG, Geochim. et Cosmochim. Acta, 42, 1978, p. 947-957; T. GASPARIK, Contrib. Miner. Petrol., 87, 1984, p. 87-97. D. H. LINDSLEY, Am. Mineral., 68, 1983, p. 477-493; T. GASPARIK et R. C. NEWTON, Contrib. Miner. Petrol., 85, 1984, p. 186-196; T. GASPARIK, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, p. 357-370. D. J. ELLIS et D. H. GREEN, Contrib. Miner. Petrol., 71, 1979, p. 13-22; H. S. C. O'NEILL et B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 70, 1979, p. 59-70; T. KAWASAKI, J. Jap. Assoc. Miner., Petrol., Econ., Geol., 74, 1979, p. 395-405; E. J. KROGH, Norsk. Geol. Forening Med., 1982, p. 17-33; J. FABRIES in V. GABIS et M. LAGACHE, éd., Thermométrie et barométries géologiques, Soc. Fr. Minéral. Cristallo., 1983, p. 203-233; S. K. SEEN et A. BATTACHARYA, Contrib. Miner. Petrol., 88, 1984, p. 67-71. B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 46, 1974, p. 1-15. D. M. JENKINS, Contrib. Miner. Petrol., 77, 1981, p. 166-176. F. BOUDIER, A. NICOLAS et J. L. BOUCHEZ, Nature, 296, 1982, p. 825-827; M. CANNAT, Thèse 3e cycle, 1983, Nantes, 159 p.; F. BOUDIER, J. L. BOUCHEZ, A. NICOLAS, M. CANNAT, G. CEULENCE, M. MISSERI et R.
GASPARIK, Contrib. Miner. Petrol., 96, 1987, p. 357-370. D. J. ELLIS et D. H. GREEN, Contrib. Miner. Petrol., 71, 1979, p. 13-22; H. S. C. O'NEILL et B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 70, 1979, p. 59-70; T. KAWASAKI, J. Jap. Assoc. Miner., Petrol., Econ., Geol., 74, 1979, p. 395-405; E. J. KROGH, Norsk. Geol. Forening Med., 1982, p. 17-33; J. FABRIES in V. GABIS et M. LAGACHE, éd., Thermométrie et barométries géologiques, Soc. Fr. Minéral. Cristallo., 1983, p. 203-233; S. K. SEEN et A. BATTACHARYA, Contrib. Miner. Petrol., 88, 1984, p. 67-71. B. J. WOOD, Contrib. Miner. Petrol., 46, 1974, p. 1-15. D. M. JENKINS, Contrib. Miner. Petrol., 77, 1981, p. 166-176. F. BOUDIER, A. NICOLAS et J. L. BOUCHEZ, Nature, 296, 1982, p. 825-827; M. CANNAT, Thèse 3e cycle, 1983, Nantes, 159 p.; F. BOUDIER, J. L. BOUCHEZ, A. NICOLAS, M. CANNAT, G. CEULENCE, M. MISSERI et R. MONTIGNY, Earth and Planetary Sciences Letters, 75, 1985, p. 215-222. J.-M. LARDEAUX et E. DUFOUR, C.R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 61-64. Laboratoire de Pétrologie, Université Claude-Bernard, Lyon-I et U.R.A.-C.N.R.S. n° 713, 27-43 boulevard du 11-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1973-1976, 1988 1973 Stratigraphie/Stratigraphy Les niveaux marins « transgressifs inverses » du Sahel occidental d'Alger-Tipaza-Algérie Nour-Eddine SAOUDI Résumé — Synchrones d'une phase tectonique récente, les terrasses marines pleistocènes révèlent dans deux transects différenciés, leurs modalités particulières de mise en place. A travers l'étude des séries « siciliennes » de la région de Tipaza, une nouvelle interprétation des mécanismes climatosédimentaires et eustatiques est proposée. The sea-levels "transgressives inverses" in occidental Sahel of Algiers-Tipaza-Algeria Abstract — Synchrones of a recent tectonic stage, the pleistocene marine deposits reveal in two differentiated zones the particular modalities of their formation. Through the study of the "sicilian" séries in occidental Sahel of Algiers, a new interpretation of the climatic sedimentary and eustatic mechanisms is proposed. CADRE MORPHO-STRUCTURAL ET STRATIGRAPHIQUE. De structure anticlinale, le Sahel est un ensemble de croupes comprises entre 50 et 200 m d'altitude (fig. 1). Les études menées sur le Pliocène
II, p. 1973-1976, 1988 1973 Stratigraphie/Stratigraphy Les niveaux marins « transgressifs inverses » du Sahel occidental d'Alger-Tipaza-Algérie Nour-Eddine SAOUDI Résumé — Synchrones d'une phase tectonique récente, les terrasses marines pleistocènes révèlent dans deux transects différenciés, leurs modalités particulières de mise en place. A travers l'étude des séries « siciliennes » de la région de Tipaza, une nouvelle interprétation des mécanismes climatosédimentaires et eustatiques est proposée. The sea-levels "transgressives inverses" in occidental Sahel of Algiers-Tipaza-Algeria Abstract — Synchrones of a recent tectonic stage, the pleistocene marine deposits reveal in two differentiated zones the particular modalities of their formation. Through the study of the "sicilian" séries in occidental Sahel of Algiers, a new interpretation of the climatic sedimentary and eustatic mechanisms is proposed. CADRE MORPHO-STRUCTURAL ET STRATIGRAPHIQUE. De structure anticlinale, le Sahel est un ensemble de croupes comprises entre 50 et 200 m d'altitude (fig. 1). Les études menées sur le Pliocène de l'Oued Nador (région de Tipaza) ont permis d'individualiser [10], à travers l'investigation paléomagnétique, deux niveaux calabriens s'inscrivant dans la phase régressive du Pliocène. Le Calabrien II que l'on peut non sans réserve attribuer à l'Emilien, se relève vers l'Est pour occuper les parties sommitales des collines du Sahel, à plus de 200 m d'altitude. De même, le Tyrrhénien est actuellement assez bien connu dans le Sahel d'Alger [3]; il est circonscrit entre deux dates : 140000 ans [11] pour le niveau marin inférieur des coupes littorales, attribué à l'Eulyrrhénien; 30000 ans [8]), datant une patelle calcinée, retirée d'un gisement asturién, contenu dans un dépôt dunaire qui surmonte un deuxième niveau marin, rapporté au Néotyrrhénien. Cette stratigraphie est aussi guidée par une morphologie littorale (fig. 2) dans laquelle se juxtaposent trois paliers topographiques. Trois générations de terrasses marines étagées s'inscrivent dans le palier moyen individualisé. En raison de leur indépendance par rapport au Calabrien du sommet du Sahel et au Tyrrhénien de la frange littoral, j'attribue les niveaux marins du palier intermédiaire, au Sicilien moyen (Milazzien) et supérieur [1], car ces formations semblent bien occuper la position chronologique que leur assigne cet étage marin. Ces niveaux siciliens, confondus dans le
plus de 200 m d'altitude. De même, le Tyrrhénien est actuellement assez bien connu dans le Sahel d'Alger [3]; il est circonscrit entre deux dates : 140000 ans [11] pour le niveau marin inférieur des coupes littorales, attribué à l'Eulyrrhénien; 30000 ans [8]), datant une patelle calcinée, retirée d'un gisement asturién, contenu dans un dépôt dunaire qui surmonte un deuxième niveau marin, rapporté au Néotyrrhénien. Cette stratigraphie est aussi guidée par une morphologie littorale (fig. 2) dans laquelle se juxtaposent trois paliers topographiques. Trois générations de terrasses marines étagées s'inscrivent dans le palier moyen individualisé. En raison de leur indépendance par rapport au Calabrien du sommet du Sahel et au Tyrrhénien de la frange littoral, j'attribue les niveaux marins du palier intermédiaire, au Sicilien moyen (Milazzien) et supérieur [1], car ces formations semblent bien occuper la position chronologique que leur assigne cet étage marin. Ces niveaux siciliens, confondus dans le même palier moyen, s'abaissent vers le Nord/Ouest en direction de la baie du Chenoua, pour former la falaise marine actuelle, dominée par le plateau calabrien, déjeté dans le même sens. Apparaissant initialement en niveaux étages, ces formations se présentent dans les coupes de la nécropole romaine (500 m à l'Est de Tipaza), en séries superposées et cumulées sur plus de 30 m de puissance. COUPES DE LA NÉCROPOLE ROMAINE. — La transgression sicilienne débute par un raclage considérable du flanc nord du Sahel, amenant la disparition du Pliocène de faciès plaisancien (en partie) et asturièn, et du Calabrien. Les niveaux issus de cette incursion marine, matérialisés par des poudingues et des dalles coquillières, surmontent directement et en discordance, les marnes bleues plaisanciennes. Le complexe sicilien de plus de 30 m d'épaisseur offre la juxtaposition de trois tendances eustatiques majeures, de signification différenciée, marquée chacune par une série d'oscillations secondaires (fig. 3-4). La base de ce complexe de près de 10 m de puissance, définie par son faciès à grosses coquilles de pectens et huîtres, traduit de nettes tendances transgressives. Le niveau intermédiaire, matérialisé par une sédimentation marine variée, traduit le maximum transgressif du cycle sicilien sahélien. Ce caractère est révélé
de Tipaza), en séries superposées et cumulées sur plus de 30 m de puissance. COUPES DE LA NÉCROPOLE ROMAINE. — La transgression sicilienne débute par un raclage considérable du flanc nord du Sahel, amenant la disparition du Pliocène de faciès plaisancien (en partie) et asturièn, et du Calabrien. Les niveaux issus de cette incursion marine, matérialisés par des poudingues et des dalles coquillières, surmontent directement et en discordance, les marnes bleues plaisanciennes. Le complexe sicilien de plus de 30 m d'épaisseur offre la juxtaposition de trois tendances eustatiques majeures, de signification différenciée, marquée chacune par une série d'oscillations secondaires (fig. 3-4). La base de ce complexe de près de 10 m de puissance, définie par son faciès à grosses coquilles de pectens et huîtres, traduit de nettes tendances transgressives. Le niveau intermédiaire, matérialisé par une sédimentation marine variée, traduit le maximum transgressif du cycle sicilien sahélien. Ce caractère est révélé par le faciès sédimentaire, plus neritique que littoral par rapport au contexte sous et sus-jacent. Le niveau supérieur introduit par le biais des différents joints continentaux interstratifiés, la tendance à l'émersion de cette partie de la côte et le retrait progressif et définitif de la mer sicilienne, que matérialisent d'épaisses formations dunaires. COUPES DU SAHEL. — A l'Est de Tipaza, les affleurements siciliens se relèvent rapidement en altitude; la côte de 150 m est atteinte en 3 km seulement. La synthèse des niveaux identifiés fait ressortir l'existence d'un étagement de trois générations de terrasses marines depuis Kouali (3 km Est de Tipaza) jusqu'à Bou-Haroun (20 km Est de Tipaza) : niveaux de 60, 100 et 160 m (altitude moyenne), caractérisés par une grande variabilité altitudinale. Le faciès paléontologique de la terrasse de 160 m, très particulier par l'abondance de taille des ostracodes et pectinides, est à mettre en parallèle avec la base du complexe sicilien de la nécropole romaine. Les niveaux de 100 et 60 m à faune banale, rappellent par leur faciès sédimentaire et paléontologique, les unités intermédiaires et supérieures des affleurements de Tipaza (fig. 5). INTERPRÉTATION. — Dans ces deux cas de figures, les formations décrites restent encadrées
formations dunaires. COUPES DU SAHEL. — A l'Est de Tipaza, les affleurements siciliens se relèvent rapidement en altitude; la côte de 150 m est atteinte en 3 km seulement. La synthèse des niveaux identifiés fait ressortir l'existence d'un étagement de trois générations de terrasses marines depuis Kouali (3 km Est de Tipaza) jusqu'à Bou-Haroun (20 km Est de Tipaza) : niveaux de 60, 100 et 160 m (altitude moyenne), caractérisés par une grande variabilité altitudinale. Le faciès paléontologique de la terrasse de 160 m, très particulier par l'abondance de taille des ostracodes et pectinides, est à mettre en parallèle avec la base du complexe sicilien de la nécropole romaine. Les niveaux de 100 et 60 m à faune banale, rappellent par leur faciès sédimentaire et paléontologique, les unités intermédiaires et supérieures des affleurements de Tipaza (fig. 5). INTERPRÉTATION. — Dans ces deux cas de figures, les formations décrites restent encadrées par deux régressions généralisées d'origine eustatique. Elles sont révélées par les faciès des dépôts et surtout par l'existence d'une morphologie en paliers : palier inférieur supportant les séries tyrrhéniennes bien représentatives le long du littoral sahélien; palier moyen formant l'entablement des unités siciliennes. L'analyse de la superposition des unités lithostratigraphiques de la nécropole romaine fait ressortir le caractère transgressif de la mer sicilienne à cet endroit de la côte. Fig. 3 Fig. 4 Fig. 3. — Coupe type du Sicilien de la nécropole romaine. Fig. 3. — Sicilian section of roman necropolis. Fig. 4. — Oscillations marines perçues dans le complexe sicilien de la nécropole romaine. Fig. 4. — Marine oscillations in sicilian séries (roman necropolis). Fig. 5. — Schéma montrant la relation stratigraphique entre les unités marines de Tipaza et les niveaux perches de Bou-Haroun. Fig. 5. — Graphie showing the stratigraphic relation between marine units of Tipaza and levels of Bou-Haroun. 1976 C R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1973-1976, 1988 L'étalement longitudinal, au contraire, des différentes terrasses marines du Sahel, traduit des modalités de mers régulièrement régressives. Dans cette optique, les niveaux de 160, 100 et 60 m correspondent à des unités régressives. Au
de la nécropole romaine fait ressortir le caractère transgressif de la mer sicilienne à cet endroit de la côte. Fig. 3 Fig. 4 Fig. 3. — Coupe type du Sicilien de la nécropole romaine. Fig. 3. — Sicilian section of roman necropolis. Fig. 4. — Oscillations marines perçues dans le complexe sicilien de la nécropole romaine. Fig. 4. — Marine oscillations in sicilian séries (roman necropolis). Fig. 5. — Schéma montrant la relation stratigraphique entre les unités marines de Tipaza et les niveaux perches de Bou-Haroun. Fig. 5. — Graphie showing the stratigraphic relation between marine units of Tipaza and levels of Bou-Haroun. 1976 C R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1973-1976, 1988 L'étalement longitudinal, au contraire, des différentes terrasses marines du Sahel, traduit des modalités de mers régulièrement régressives. Dans cette optique, les niveaux de 160, 100 et 60 m correspondent à des unités régressives. Au phénomène de superposition à Tipaza correspond un étagement sur le Sahel. Cette inversion des modalités de dépôt d'un même cycle marin est déterminée par la tectonique. La tendance à la surrection du Sahel, la subsidence de la baie de Tipaza (liée à l'axe synclinal de l'oued Nador et aux failles bordières du massif du Chenoua) ont été synchrones de la transgression sicilienne : la subsidence a déterminé la superposition, tandis que le soulèvement continuel du Sahel a permis, au contraire, une plus grande extension de cette mer (sans pour autant que l'amplitude de celle-ci y soit plus importante). Ces éléments nous permettent d'introduire les notions de « vitesse de déformation et vitesse de remontée de la tranche d'eau de la mer sicilienne ». L'extension des terrasses sur le Sahel, leur étagement, l'épaisseur des formations dunaires enjambant chaque génération des niveaux marins individualisés, révèlent l'étalement négatif de la transgression, en rapport avec une plus grande vitesse de soulèvement du Sahel. Le résultat de cette interaction est l'existence de niveaux régressifs durant une période d'évidente remontée de la mer (période interpluviale-interglaciaire Mindel/Riss) (2), sur la base de l'analyse des séries de la nécropole romaine : phénomène tectono-sédimentaire que je nomme « niveaux
bordières du massif du Chenoua) ont été synchrones de la transgression sicilienne : la subsidence a déterminé la superposition, tandis que le soulèvement continuel du Sahel a permis, au contraire, une plus grande extension de cette mer (sans pour autant que l'amplitude de celle-ci y soit plus importante). Ces éléments nous permettent d'introduire les notions de « vitesse de déformation et vitesse de remontée de la tranche d'eau de la mer sicilienne ». L'extension des terrasses sur le Sahel, leur étagement, l'épaisseur des formations dunaires enjambant chaque génération des niveaux marins individualisés, révèlent l'étalement négatif de la transgression, en rapport avec une plus grande vitesse de soulèvement du Sahel. Le résultat de cette interaction est l'existence de niveaux régressifs durant une période d'évidente remontée de la mer (période interpluviale-interglaciaire Mindel/Riss) (2), sur la base de l'analyse des séries de la nécropole romaine : phénomène tectono-sédimentaire que je nomme « niveaux transgressifs inverses ». Dans le cas du Sahel, à une déglaciation correspondent des niveaux régressifs. (') Cette terminologie précise seulement la position stratigraphique par rapport aux cycles marins et ne fait en aucune manière référence à un stratotype précis. (z) Le retrait de la mer sicilienne et l'amorce d'un nouveau cycle pluvial (synchrone de la glaciation rissienne) nous sont déjà démontrés par le niveau marin supérieur du complexe sicilien de la nécropole ainsi que par la terrasse de 60 m du Sahel, que surmontent d'épaisses formations gréso-limoneuses. Note remise le 18 août 1988, acceptée après révision le 9 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] A. AYME, Bull. Soc Hist. Nat. Afr. du Nord, XXII, 1951, p. 15-16. [2] M. BETROUNI et N. SAOUDI, Libyca, XXVII, 1978-1979, p. 9-24. [3] M. BETROUNI, Thèse de 3e cycle, Géologie du Quaternaire, Université d'Aix-Marseille-II, Luminy, 1983, 202 p. (inédit). [4] J. CABOT et A. PRENANT, Ann. Alg. de Géogr., n° 5, 1968, p. 77-93. [5] M. GIGOUT, Bull. Soc. Géol. de Fr., n° 25, 1954, p. 122. [6] L. GLANGEAUD, Bull. Soc. Géol. de Fr. 4° série, XXVII, 1927, p. 239-546. [7] L. GLANGEAUD, Bull. Serv. Carte Géol. de l'Algérie, 2e série, n° 8, 1932,
cycle pluvial (synchrone de la glaciation rissienne) nous sont déjà démontrés par le niveau marin supérieur du complexe sicilien de la nécropole ainsi que par la terrasse de 60 m du Sahel, que surmontent d'épaisses formations gréso-limoneuses. Note remise le 18 août 1988, acceptée après révision le 9 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] A. AYME, Bull. Soc Hist. Nat. Afr. du Nord, XXII, 1951, p. 15-16. [2] M. BETROUNI et N. SAOUDI, Libyca, XXVII, 1978-1979, p. 9-24. [3] M. BETROUNI, Thèse de 3e cycle, Géologie du Quaternaire, Université d'Aix-Marseille-II, Luminy, 1983, 202 p. (inédit). [4] J. CABOT et A. PRENANT, Ann. Alg. de Géogr., n° 5, 1968, p. 77-93. [5] M. GIGOUT, Bull. Soc. Géol. de Fr., n° 25, 1954, p. 122. [6] L. GLANGEAUD, Bull. Soc. Géol. de Fr. 4° série, XXVII, 1927, p. 239-546. [7] L. GLANGEAUD, Bull. Serv. Carte Géol. de l'Algérie, 2e série, n° 8, 1932, p. 350-598. [8] F. E. ROUBET, 6e Cong. Panafi Dakar, 1967, p. 144-145. [9] N. SAOUDI et M. BETROUNI, Libyca, XXVIII, 1980-1981, p. 9-25. [10] N. SAOUDI, Thèse de 3e cycle, Géologie du Quaternaire, Université d'Aix-Marseille-II, Luminy, 1982, 227 p. [II] Ch. STEARNS et D. L. THURBER, Quaternaria, Rome, VII, 1965, p. 29-42. Centre national d'Études historiques, 3, rue F.-D.-Roosevelt, Alger, Algérie. Les travaux cartographiques récents ont individualisé trois unités lithotectoniques superposées en disposition « monoclinale » vers le sud-ouest : unités de Leyme, de Saint-Paul-de-Vern et du Sud-Millevaches; leur contenu et leur évolution métamorphique permettent de les assimiler respectivement aux unités de Thiviers-Payzac, « inférieure des gneiss » et de la Dronne en Limousin. L'unité de Saint-Paul-de-Vern comprend de bas en haut la succession suivante (vallée du Celé, fig.) : (a) orthogneiss oeillés (orthogneiss de Bagnac); (b) un ensemble de leptynites à fréquents niveaux amphiboliques (leptynites et amphibolites de Bagnac); (c) gneiss plagioclasiques micacés et micaschistes. Le métamorphisme, barrovien, atteint le faciès amphibolite dans les zones à disthène, disthène-sillimanite. Les eclogites ont été découvertes dans les leptynites et amphibolites de Bagnac qui, par leurs caractères pétrographiques et géochimiques appartiennent aux « Leptynites de Vergonzac-Tulle » qu'elles prolongent cartographiquement vers