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Delos, Tinos, Ikaria, Serifos, Naxos) ([7], [9]). On sait que c'est au cours du Miocène que se produit l'extension observée en Crète et en Égée ([10], [11], [12]). Dans cette Note nous nous proposons de décrire la déformation du granité de Mykonos et de l'interpréter dans le cadre de la distension égéenne. Foliation and lineation trends in the orthogneiss. The arrows show the sense of shear. Fig. 2. — Microphotographie d'une ultramylonite montrant une figure d'enroulement et des zones abritées (flèche) indiquant un sens de cisaillement du SW vers le NE. Fig. 2. — Microphotograph of ultramylonite showing a rolling structure and pressure shadows (arrow) indicating a shear sense from SW to NE. PLANCHE II/PLATE II Fig. 3. — Critères de cisaillement macroscopiques. A, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss œillés. B, Bandes de cisaillement du SW vers le NE dans les gneiss à grain fin. Fig. 3. — Macroscopic shear criteria. A, Shear bands from SW to NE in the augen gneiss. B, Shear bands from SW to NE in the fine grain gneiss. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 1557 L'ORTHOGNEISS DE MYKONOS. — Les îles de Mykonos et Delos (fig. 1 A) sont constituées [9], [13] d'un granité (s. l.) porphyroïde gneissifié et d'une nappe superficielle formée de grès continentaux d'âge oligo-miocène contenant des panneaux de schistes basiques et de calcaires permotriasiques, Cette unité est interprétée comme une nappe de glissement Charriée du Sud vers le Nord au Tortonien supérieur (entre 8 et 6,5 Ma. [14], [15]). Elle repose sur l'orthogneiss par une semelle de brèches témoignant de sa mise en place dans des conditions rupture-hésitantes superficielles. Plusieurs faciès d'orthogneiss sont reconnus : (i) des gneiss œillés issus de la déformation d'un granité porphyroïde; (ii) des gneiss fins à texture mylonitique, la taille des clastes n'excédant pas 0,5 cm; localement ils sont riches en enclaves de biotite et amphibole; (iii) des filons leucocrates, (iv) des granités acides. En outre dans la partie SW de Mykonos, on rencontre des enclaves polykilométriques de l'encaissant : micaschistes, amphibolites et
Mykonos et Delos (fig. 1 A) sont constituées [9], [13] d'un granité (s. l.) porphyroïde gneissifié et d'une nappe superficielle formée de grès continentaux d'âge oligo-miocène contenant des panneaux de schistes basiques et de calcaires permotriasiques, Cette unité est interprétée comme une nappe de glissement Charriée du Sud vers le Nord au Tortonien supérieur (entre 8 et 6,5 Ma. [14], [15]). Elle repose sur l'orthogneiss par une semelle de brèches témoignant de sa mise en place dans des conditions rupture-hésitantes superficielles. Plusieurs faciès d'orthogneiss sont reconnus : (i) des gneiss œillés issus de la déformation d'un granité porphyroïde; (ii) des gneiss fins à texture mylonitique, la taille des clastes n'excédant pas 0,5 cm; localement ils sont riches en enclaves de biotite et amphibole; (iii) des filons leucocrates, (iv) des granités acides. En outre dans la partie SW de Mykonos, on rencontre des enclaves polykilométriques de l'encaissant : micaschistes, amphibolites et marbres présentant des traces d'une migmatitisation plus ou moins avancée dont on peut penser qu'ils représentent, comme à Naxos, des restes d'une unité de schistes bleus postérieurement repris dans le métamorphisme de haute température. Des bandes métriques à décimétriques de cataclasites et pseudo-tachylites s'observent localement. Leur texture vitreuse témoigne d'une déformation par friction à grande vitesse (10-100 cm/s) le long de failles sismiques [16]. Les études géochronologiques, [7] donnent des âges K-Ar et Rb-Sr sur hornblende et biotite compris entre 14 et 10 Ma, et des âges traces de fission (TF) sur apatite autour de 10 Ma. Tous ces âges correspondant au refroidissement de l'intrusion, il est probable qu'elle n'est pas plus jeune que 15 Ma. L'orthogénéissification se produit donc entre 8 et 15 Ma. (Miocène moyen) et plus probablement avant 10 Ma. puisque les âges TF montrent qu'à cet âge le granité passait l'isotherme 120°C alors que la déformation ductile s'accompagne d'une recristallisation des biotites à une température supérieure et qui n'observe aucune trace de chloritisation syntectonique. Comme il est fréquent, les âges sont plus anciens à Delos et au SW de Mykonos là où la déformation est la plus faible et ils sont rajeunis au NE de l'île
déformation par friction à grande vitesse (10-100 cm/s) le long de failles sismiques [16]. Les études géochronologiques, [7] donnent des âges K-Ar et Rb-Sr sur hornblende et biotite compris entre 14 et 10 Ma, et des âges traces de fission (TF) sur apatite autour de 10 Ma. Tous ces âges correspondant au refroidissement de l'intrusion, il est probable qu'elle n'est pas plus jeune que 15 Ma. L'orthogénéissification se produit donc entre 8 et 15 Ma. (Miocène moyen) et plus probablement avant 10 Ma. puisque les âges TF montrent qu'à cet âge le granité passait l'isotherme 120°C alors que la déformation ductile s'accompagne d'une recristallisation des biotites à une température supérieure et qui n'observe aucune trace de chloritisation syntectonique. Comme il est fréquent, les âges sont plus anciens à Delos et au SW de Mykonos là où la déformation est la plus faible et ils sont rajeunis au NE de l'île où elle est plus intense. LÀ DÉFORMATION DUCTILE. — À Delos et au SW de Mykonos, la foliation macroscopique est une surface d'origine magmatique acquise à l'état visqueux comme en témoignent [17] : (i) les accrochages des phénocristaux de feldspath au cours du stade magmatique (syneusis), (ii) les inclusions de plagioclases orientées dans les phénocristaux de feldspath, (iii) l'absence de transformations des minéraux primaires à l'exception de faibles déformations : kinks des biotites, fracture des plagioclases, (iv) l'absence d'orientations préférentielles du quartz. L'orientation préférentielle des biotites, sphènes, hornblendes, plagioclases est d'origine magmatique [18]. En progressant vers le NE, une foliation d'origine tectonique orientée NW-SE à pendage faible vers le NE (moins de 30°) se développe. Elle porte une linéation minérale et d'allongement de feldspath (Lm) de direction oscillant entre N50°E et N70°E (fig. 1). La déformation s'accroît globalement du SW vers le NE, mais l'augmentation est discontinue dans le détail. La déformation est maximale dans les zones mylonitiques métriques. En lame mince, on observe surtout une structure protomylonitique, particulièrement nette dans les faciès leucocrates. Dans presque tous les faciès (fig. 2) on observe le développement de bandes de cisaillement (plans « C », fig. 3 A, B [19]) dont la
plagioclases orientées dans les phénocristaux de feldspath, (iii) l'absence de transformations des minéraux primaires à l'exception de faibles déformations : kinks des biotites, fracture des plagioclases, (iv) l'absence d'orientations préférentielles du quartz. L'orientation préférentielle des biotites, sphènes, hornblendes, plagioclases est d'origine magmatique [18]. En progressant vers le NE, une foliation d'origine tectonique orientée NW-SE à pendage faible vers le NE (moins de 30°) se développe. Elle porte une linéation minérale et d'allongement de feldspath (Lm) de direction oscillant entre N50°E et N70°E (fig. 1). La déformation s'accroît globalement du SW vers le NE, mais l'augmentation est discontinue dans le détail. La déformation est maximale dans les zones mylonitiques métriques. En lame mince, on observe surtout une structure protomylonitique, particulièrement nette dans les faciès leucocrates. Dans presque tous les faciès (fig. 2) on observe le développement de bandes de cisaillement (plans « C », fig. 3 A, B [19]) dont la densité est liée à la taille des clastes. Le caractère non coaxial de la déformation est aussi confirmé par l'existence dans le plan passant par Lm et perpendiculaire à la foliation, de biotites sigmoïdes, de zones abritées de quartz asymétriques, de feldspaths ou de sphènes tronquées de manière asymétrique et par le développement d'une fabrique de forme oblique des néoblastes de quartz [20]. Dans les ultramylonites, l'enroulement des queues autour des porphyroclastes (fig. 2, [21], [22]) montre que la déformation cisaillante est élevée et que le rapport des vitesses de recristallisation et de cisaillement est bas. Tous ces critères indiquent un déplacement vers le NE de la partie supérieure (fig. 1 A). Cette déformation peut être interprétée, soit comme un chevauchement vers le NE basculé postérieurement, soit comme une faille normale ductile à pendage initial vers le NE. Les données océanographiques montrent qu'il existe au NE de Mykonos un fossé bordé par des failles normales [23] orientées NW-SE. Donc, s'il y a eu basculement en bloc des îles, celui-ci a eu lieu vers le SW, diminuant ainsi le pendage de la foliation. Par conséquent, la géométrie en faille normale est originelle et la déformation a lieu en extension. La même
par le développement d'une fabrique de forme oblique des néoblastes de quartz [20]. Dans les ultramylonites, l'enroulement des queues autour des porphyroclastes (fig. 2, [21], [22]) montre que la déformation cisaillante est élevée et que le rapport des vitesses de recristallisation et de cisaillement est bas. Tous ces critères indiquent un déplacement vers le NE de la partie supérieure (fig. 1 A). Cette déformation peut être interprétée, soit comme un chevauchement vers le NE basculé postérieurement, soit comme une faille normale ductile à pendage initial vers le NE. Les données océanographiques montrent qu'il existe au NE de Mykonos un fossé bordé par des failles normales [23] orientées NW-SE. Donc, s'il y a eu basculement en bloc des îles, celui-ci a eu lieu vers le SW, diminuant ainsi le pendage de la foliation. Par conséquent, la géométrie en faille normale est originelle et la déformation a lieu en extension. La même direction d'extension est mesurée sur des plans de failles postérieures à la gneissification soulignées par des pseudo-tachylites et des cataclasites. Elle correspond à la direction d'extension mentionnée par Angelier [10] dans la nappe superficielle. INTERPRÉTATION : L'AMINCISSEMENT D'UNE CROÛTE ÉPAISSIE. — L'extension égéenne est interprétée soit comme un effet de l'expulsion latérale due au poinçonnement de l'Arabie [24] soit comme le fait d'un écoulement gravitaire due au recul de la subduction [11]. Mais il semble qu'il faille aussi tenir compte de l'influence de la collision Éo-oligocène. On sait que la tectonique paléogène des Hélénides correspond à la formation de nappes résultant de la subduction suivie de collision du continent apulien sous le continent pélagonien. Du point de vue thermo-mécanique, cette collision a pour effets d'épaissir la croûte égéenne (doublée en première approximation), d'induire son réchauffement et d'augmenter sa ductilité. Ce qui explique le métamorphisme de HT/BP oligocène et le magmatisme miocène. Ainsi la collision est suivie par une phase de retour à l'équilibre. Le jeu combiné de l'érosion, du soulèvement et de l'extension horizontale de la croûte provoque la mise à l'affleurement de zones métamorphiques le long de niveaux de décollement (cf. [25] pour une discussion de ces questions). Dans
l'expulsion latérale due au poinçonnement de l'Arabie [24] soit comme le fait d'un écoulement gravitaire due au recul de la subduction [11]. Mais il semble qu'il faille aussi tenir compte de l'influence de la collision Éo-oligocène. On sait que la tectonique paléogène des Hélénides correspond à la formation de nappes résultant de la subduction suivie de collision du continent apulien sous le continent pélagonien. Du point de vue thermo-mécanique, cette collision a pour effets d'épaissir la croûte égéenne (doublée en première approximation), d'induire son réchauffement et d'augmenter sa ductilité. Ce qui explique le métamorphisme de HT/BP oligocène et le magmatisme miocène. Ainsi la collision est suivie par une phase de retour à l'équilibre. Le jeu combiné de l'érosion, du soulèvement et de l'extension horizontale de la croûte provoque la mise à l'affleurement de zones métamorphiques le long de niveaux de décollement (cf. [25] pour une discussion de ces questions). Dans le cas de Mykonos, il n'y a pas de preuves que le décollement utilise un ancien chevauchement éo-oligocène, mais la mise en place du granité peut être contrôlée par les discontinuités préexistantes d'autant plus que la direction NW-SE de la foliation est dinarique et que le granité traverse le contact majeur de la nappe des schistes bleus [3]. D'après les données géophysiques [26] l'épaisseur crustale sous Mykonos est de 30 km ce qui montre un rééquilibrage subterminé. L'absence de marqueurs convenables ne permet pas de quantifier exactement l'extension dans l'orthogneiss d'autant que la quantité de déplacement associée aux pseudo-tachylites peut être très importante [16]. Les études en cours cherchent à estimer le taux d'extension ductile de la croûte et à le comparer avec la valeur de 30 à 40 % proposée d'après des études neotectoniques et des modélisations ([10], [27], [28], [29]). En fait la déformation ductile miocène n'est pas homogène ni à l'échelle du massif, ni à l'échelle de l'Égée où des granités de même âge et même chimisme sont déformés : Mykonos, Delos, Ikaria ou non : Tinos, Naxos, Serifos indépendemment de leur position géographique. Ce qui suggère l'existence d'un réseau de failles normales ductiles dont l'étude reste
majeur de la nappe des schistes bleus [3]. D'après les données géophysiques [26] l'épaisseur crustale sous Mykonos est de 30 km ce qui montre un rééquilibrage subterminé. L'absence de marqueurs convenables ne permet pas de quantifier exactement l'extension dans l'orthogneiss d'autant que la quantité de déplacement associée aux pseudo-tachylites peut être très importante [16]. Les études en cours cherchent à estimer le taux d'extension ductile de la croûte et à le comparer avec la valeur de 30 à 40 % proposée d'après des études neotectoniques et des modélisations ([10], [27], [28], [29]). En fait la déformation ductile miocène n'est pas homogène ni à l'échelle du massif, ni à l'échelle de l'Égée où des granités de même âge et même chimisme sont déformés : Mykonos, Delos, Ikaria ou non : Tinos, Naxos, Serifos indépendemment de leur position géographique. Ce qui suggère l'existence d'un réseau de failles normales ductiles dont l'étude reste à faire avant de pouvoir proposer un modèle quantitatif global de l'extension égéenne. Ce travail préliminaire a été réalisé dans le cadre du Programme « Tethys » du CNRS. Note reçue le 18 février 1988, acceptée le 12 septembre 1988. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1553-1559, 1988 1559 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. AUBOUIN, M. BONNEAU, J. DAVIDSON, P. LEBOULENGER, S. MATESCO et A. ZAMBETAKIS, Bull. Soc. geol. Fr., 18, 1976, p. 385-401. [2] S. DORR, R. ALTHERR, J. KELLER, M. OKRUSCH et E. SEIDEL, in H. CLOSS, D. ROEDER et K. SCHMIDT éd., I.U.C.G. Scientific Rept., 38, 1978, p. 537-564. [3] M. BONNEAU, Bull. Soc. geol. Fr., 24, 1982, p. 229-242. [4] R. ALTHERR, W. HARRE, H. KREUZER, M. OKRUSCH et E. SIEDEL, Int. Symp. Struct. Hist. Médit. Basins, 1977, p. 315-316. [5] H. MALUSKI, M. BONNEAU et J. R. KIENAST, Bull. Soc. geol. Fr., 8, 1987, p. 833-842. [6] J. B. H. JANSEN, Geological and Geophysical Research, Athens, 19, 1977, 100 p. [7] R. ALTHERR, H. KREUZER, I. WENDT, H. LENZ, G. WAGNER, J. KELLER, W. HARRE et A. HOHNDORF, Geol. Jb., 23, 1982, p. 97-164. [8] G. S. LISTER, G. BANGA et A.
1553-1559, 1988 1559 RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. AUBOUIN, M. BONNEAU, J. DAVIDSON, P. LEBOULENGER, S. MATESCO et A. ZAMBETAKIS, Bull. Soc. geol. Fr., 18, 1976, p. 385-401. [2] S. DORR, R. ALTHERR, J. KELLER, M. OKRUSCH et E. SEIDEL, in H. CLOSS, D. ROEDER et K. SCHMIDT éd., I.U.C.G. Scientific Rept., 38, 1978, p. 537-564. [3] M. BONNEAU, Bull. Soc. geol. Fr., 24, 1982, p. 229-242. [4] R. ALTHERR, W. HARRE, H. KREUZER, M. OKRUSCH et E. SIEDEL, Int. Symp. Struct. Hist. Médit. Basins, 1977, p. 315-316. [5] H. MALUSKI, M. BONNEAU et J. R. KIENAST, Bull. Soc. geol. Fr., 8, 1987, p. 833-842. [6] J. B. H. JANSEN, Geological and Geophysical Research, Athens, 19, 1977, 100 p. [7] R. ALTHERR, H. KREUZER, I. WENDT, H. LENZ, G. WAGNER, J. KELLER, W. HARRE et A. HOHNDORF, Geol. Jb., 23, 1982, p. 97-164. [8] G. S. LISTER, G. BANGA et A. FEENSTRA, Geology, 12, 1984, p. 221-225. [9] L. CAYEUX, C.R. Acad. Sci. Paris, 152, 1911, p. 1529-1531. [10] J. ANGELIER, Soc. Geol. Nord, Public, Spéc, 3, 1979, 418 p. [11] X. LE PICHON et J. ANGELIER, Tectonophysics, 60, 1979, p. 1-42. [12] G. PARASKEVOPOULOS, Ann. Geol. Pays Hell., 4, 1951, p. 215-260. [13] S. DURR et R. ALTHERR, Rapp. Comm. int. Mer Médit., 25/26, 1979, p. 33-34. [14] M. BONNEAU, in J. E. DIXON et A. H. F. ROBERTSON éd., Geol. Soc. London, Spec. Public, 17, 1984, p. 517-527. [15] R. H. SIBSON, J. Geol. Soc. London, 133, 1977, p. 191-213. [16] J. MARRE, Manuels et Méthodes, 3, B.R.G.M., 1982, 126 p.; J. A. VANCE, Contrib. Miner. Petroi, 24, 1969, p. 7-29.; J. PONS, Thèse 3e cycle, Univ. Toulouse, 1971, 228 p. [17] Nous remercions J. Pons pour son expertise des structures magmatiques en lame mince. [18] D. BERTHÉ, P. CHOUKROUN et P. JEGOUZ, J. Struct. Geol., 1, 1979, p. 31-42. [19] C. SIMPSON et S. SCHMID, Geol. Soc. Am. Bull, 1983, p. 1281-1288. [20] C. W. PASSCHIER et C. SIMPSON, J. Struct. Geol., 8, 1986, p. 813-843. [21] J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, J. Struct. Geol.,
p. 215-260. [13] S. DURR et R. ALTHERR, Rapp. Comm. int. Mer Médit., 25/26, 1979, p. 33-34. [14] M. BONNEAU, in J. E. DIXON et A. H. F. ROBERTSON éd., Geol. Soc. London, Spec. Public, 17, 1984, p. 517-527. [15] R. H. SIBSON, J. Geol. Soc. London, 133, 1977, p. 191-213. [16] J. MARRE, Manuels et Méthodes, 3, B.R.G.M., 1982, 126 p.; J. A. VANCE, Contrib. Miner. Petroi, 24, 1969, p. 7-29.; J. PONS, Thèse 3e cycle, Univ. Toulouse, 1971, 228 p. [17] Nous remercions J. Pons pour son expertise des structures magmatiques en lame mince. [18] D. BERTHÉ, P. CHOUKROUN et P. JEGOUZ, J. Struct. Geol., 1, 1979, p. 31-42. [19] C. SIMPSON et S. SCHMID, Geol. Soc. Am. Bull, 1983, p. 1281-1288. [20] C. W. PASSCHIER et C. SIMPSON, J. Struct. Geol., 8, 1986, p. 813-843. [21] J. VAN DEN DRIESSCHE et J. P. BRUN, J. Struct. Geol., 8, 1987, p. 691-704. [22] L. MARTIN, Thèse, Paris, 1987, 259 p. [23] P. TAPPONNIER, Bull. Soc. geol. Fr., 3, 1977, p. 437-460. [24] J. AUBOUIN Bull. Soc. geol. Fr., 15, 1973, p. 426-460. [25] J. ANGELIER, N. LYBERIS, X. LE PICHON, E. BARRIER et P. HUCHON, Tectonophysics, 86, 1982, p. 159-196. [26] X. LE PICHON et J. ANGELIER, Philos. Trans. R. Soc. London, série A, 300, 1981, p. 357-372. M. B. : Laboratoire de Géologie structurale, C.N.R.S.-U.A. n° 215, Dépt. Géotectonique, Université Pierre-et-Marie-Curie, Paris-VI; M. F. : Département Science de la Terre, Université d'Orléans, 45000 Orléans. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1561-1566, 1988 1561 Volcanologie/ Volcanology Les maars de Soleilhac (Blanzac, Haute-Loire) et leurs séries volcanosédimentaires Eugène BONIFAY et Jean MERGOIL Résumé — Le bassin de Soleilhac est constitué de deux structures volcaniques de type « maar » contenant une série sédimentaire lacustre dans laquelle ont été découverts des faunes fossiles et un important site préhistorique dont l'âge est voisin de 1 M.a. The "maars" of Soleilhac (Blanzac, Haute-Loire) in the French Massif Central, and their volcano-sedimentary séquences Abstract — Two maar-type structures (phreato-magmatic craters) have been found in the Soleilhac basin with lacustrine
p. 159-196. [26] X. LE PICHON et J. ANGELIER, Philos. Trans. R. Soc. London, série A, 300, 1981, p. 357-372. M. B. : Laboratoire de Géologie structurale, C.N.R.S.-U.A. n° 215, Dépt. Géotectonique, Université Pierre-et-Marie-Curie, Paris-VI; M. F. : Département Science de la Terre, Université d'Orléans, 45000 Orléans. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1561-1566, 1988 1561 Volcanologie/ Volcanology Les maars de Soleilhac (Blanzac, Haute-Loire) et leurs séries volcanosédimentaires Eugène BONIFAY et Jean MERGOIL Résumé — Le bassin de Soleilhac est constitué de deux structures volcaniques de type « maar » contenant une série sédimentaire lacustre dans laquelle ont été découverts des faunes fossiles et un important site préhistorique dont l'âge est voisin de 1 M.a. The "maars" of Soleilhac (Blanzac, Haute-Loire) in the French Massif Central, and their volcano-sedimentary séquences Abstract — Two maar-type structures (phreato-magmatic craters) have been found in the Soleilhac basin with lacustrine volcano-sedimentary séquences which contain an important palaeontology and archaeology site of the beginning of the Middle-Pleistocene (about 1 M.a. old B.P.). Abridged English Version — Known from the end of the last century for its rich fossil mammalian faunas of the beginning of Middle Pleistocene, the Basin of Soleilhac has been studied since 1974 by a pluridisciplinary team of volcanologists (University of Clermont Ferrand), geologists, sedimentologists, palaeobiologists and archaeologists (University of Marseilles). These researches, over 12 years, have provided good results in several fields of interest, in particular: — the discovery of two like-maar volcanic structures; — the studies on the palaeolake which existed in this Basin during the end of Late Pleistocene and beginning of Middle Pleistocene, its geological history and its sedimentary sequences; — the discovery and the excavation of a very important archaeological site of the Early Palaeolithic. VOLCANOLOGY. — Surface researches (geological cartography, geophysical profiles, numerous limited trenches), and two long cores (67 and 77 m), allowed a good general vision of the Soleilhac Basin geological structures. This depression is formed by two craters of phreatomagmatic origin. The age of these two sub-synchronous maars is about 1.1-1.2 Ma. STRATIGRAPHY. — The stratigraphy of the volcano-lacustrine sequence
been studied since 1974 by a pluridisciplinary team of volcanologists (University of Clermont Ferrand), geologists, sedimentologists, palaeobiologists and archaeologists (University of Marseilles). These researches, over 12 years, have provided good results in several fields of interest, in particular: — the discovery of two like-maar volcanic structures; — the studies on the palaeolake which existed in this Basin during the end of Late Pleistocene and beginning of Middle Pleistocene, its geological history and its sedimentary sequences; — the discovery and the excavation of a very important archaeological site of the Early Palaeolithic. VOLCANOLOGY. — Surface researches (geological cartography, geophysical profiles, numerous limited trenches), and two long cores (67 and 77 m), allowed a good general vision of the Soleilhac Basin geological structures. This depression is formed by two craters of phreatomagmatic origin. The age of these two sub-synchronous maars is about 1.1-1.2 Ma. STRATIGRAPHY. — The stratigraphy of the volcano-lacustrine sequence is the following: — at the base, we have a tuff ring (3 to 20 m thick F unit); — then, a layer of removed tuff ring with a mammal fauna (1 to 5 m; F' unit); — the lacustrine sequence begins with a thick deposit of marls (several decameters; E unit); — above it, we have a fluvio-lacustrine sequence of sands, gravels and marls which contains reddish gravels (10 to 20 m; D unit); — the main archaeological layer (1 to 1.5 m; C unit); — a new fluvio-lacustrine deposit (4 to 6 m; B unit); — and, at the top, a continental sequence (20 to 30 m; A unit), is constituted by two rock glaciers deposits at the base, and sandy gravels (torrential deposits) at the top. PALAEOGEOGRAPHIC EVOLUTION. — The palaeogeographic evolution of Soleilhac area is now well known. The volcanic activity gave, from 3 to 2 Ma, basaltic lava flows (Rachat and Nolhac Plateau) originated in strombolian volcanoes of this area. About 2.5 Ma, the Vialette lacustrine basin was created by a phreato-magmatic explosion; it contains the oldest European villafranchian mammal fauna. About 2 Ma, a new volcanic explosion created the maar of Nolhac in which