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de cette zone ainsi qu'avec sa largeur; la largeur d'affleurement des mylonites et ultramylonites de la branche sud du cisaillement est de trois à quatre fois celle de la branche nord, une valeur de déplacement de 150 à 200 km le long de cette branche sud peut donc être raisonnablement envisagée. La participation de E. A. Rossello a été supportée par une bourse post-doctorale de l'Université de Buenos Aires (Resol. CS 2115/85). Note remise le 4 juillet 1988, acceptée le 13 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES (a) J. G. RAMSAY et R. H. GRAHAM, Canad. J. Earth Sci., 1, 1970, p. 786-813; (b) D. BERTHE, P. CHOUKROUN et P. JEGOUZO, J. Struct. Geol., 1, 1979, p. 31-42; (c) C. SIMPSON et S. M. SCHMID, Bull. Geol. Soc Am., 94, 1983, p. 1281-1288. (a) J. J. REED, N. Z. J. Geol. Geophys., 7, 1964, p. 654-684; (b) R. WEUERMARS, Ann. Geophys., 5B, (2), 1987, p. 201-210. (a) F. ARTHAUD et Ph. MATTE, Geol. Soc. Amer. Bull., 88, 1977, p. 1305-1320; (b) D. GAPAIS et Cl. LE CORRE, Nature, 288, 5791, 1980, p. 574-576; (c) Ph. MATTE, Bull. Soc. geol. Fr., (8), II, 1, p. 9-24. J. COGNE, Mém. Expl. Carte géol. Fr., 1960, 382 p; (b) L. CHAURIS, C R. Acad. Sci. Paris, série D, 268, 1969, p. 2859-2861; (c) P. JEGOUZO, J. Struct. Geol., 2, 1980, p. 39-47. Cl. LE CORRE, Thèse d'État, Université de Rennes, 1978, 381 p. S. K. HANMER, Cl. LE CORRE et D. BERTHE, J. Geol. Soc. London, 139, 1982, p. 85-93; J. J. PEUCAT, R. CHARLOT, A. MIFDAL, J. CHANTRAINE et A. AUTRAN, Bull. B.R.G.M., I, 4, 1979, p. 349-356; J. J. PEUCAT, P. JEGOUZO, Ph. VIDAL et J. BERNARD-GRIFFITHS, Earth Planet. Sci. Lett., 88, 1988, p. 60-68. M. N. PERCEVAULT, Thèse 3e cycle, Université de Rennes, 1983, 141 p. Cl. AUDREN, Mém. Soc. géol. minéral. Bretagne, 31, 1987, 365 p. E. MARCOUX, Thèse 3e cycle, Université de Clermont-Ferrand, 1980, 252 p. D. BERTHE, Thèse 3e cycle, Université de Rennes, 1980, 150 p. J. P. BRUN, Thèse d'État, Université de Rennes, 1980, 197 p. Y. QUÊTE,
1960, 382 p; (b) L. CHAURIS, C R. Acad. Sci. Paris, série D, 268, 1969, p. 2859-2861; (c) P. JEGOUZO, J. Struct. Geol., 2, 1980, p. 39-47. Cl. LE CORRE, Thèse d'État, Université de Rennes, 1978, 381 p. S. K. HANMER, Cl. LE CORRE et D. BERTHE, J. Geol. Soc. London, 139, 1982, p. 85-93; J. J. PEUCAT, R. CHARLOT, A. MIFDAL, J. CHANTRAINE et A. AUTRAN, Bull. B.R.G.M., I, 4, 1979, p. 349-356; J. J. PEUCAT, P. JEGOUZO, Ph. VIDAL et J. BERNARD-GRIFFITHS, Earth Planet. Sci. Lett., 88, 1988, p. 60-68. M. N. PERCEVAULT, Thèse 3e cycle, Université de Rennes, 1983, 141 p. Cl. AUDREN, Mém. Soc. géol. minéral. Bretagne, 31, 1987, 365 p. E. MARCOUX, Thèse 3e cycle, Université de Clermont-Ferrand, 1980, 252 p. D. BERTHE, Thèse 3e cycle, Université de Rennes, 1980, 150 p. J. P. BRUN, Thèse d'État, Université de Rennes, 1980, 197 p. Y. QUÊTE, J. PLAINE et B. HALLEGOUET, Carte géologique de la France à 1/50 000 : Malestroit (386), B.R.G.M., 1981. P. R. COBBOLD et H. QUINQUIS, J. Struct. Geol., 2, 1980, p. 119-126. D. BERTHE et J. P. BRUN, J. Struct. Geol., 2, 1980, p. 127-133. P. JEGOUZO, J. J. PEUCAT et Cl. AUDREN, Bull. Soc. géol. Fr., (8), II, 1986, p. 839-848. (a) R. H. SIBSON, J. Geol. Soc. London, 133, 1977, p. 191-213; (b) P. JEGOUZO, Bull. Soc. géol. minéral. Bretagne, C, 16, 1984, p. 17-23. (a) R. KERRICH, I. ALLISON, R. P. BARNETT, S. Moss et J. STARKEY, Contr. Minerai. PetroL, 73, 1980, p. 221-242; (b) D. MARQUER, Mém. Doc. Centre Arm. Et. Struct. Socles, 10, 1987, 287 p. G. RANALLI, Tectonophysics, 37, T1-T7. K. OTSUKI, J. geol. Soc. Japan, 81, p. 661-669. P. J.: C.A.E.S.S.-C.N.R.S., Institut de Géologie, Université de Rennes, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes Cedex; E. A. R.: Depto. de Cs. Geológicas, Univ. de Buenos Aires, y Conicet, Pabellón II, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires, Argentina. Inserts: D.N.A., North Armorican domain; C.N.A., North Armorican Shear Zone; D.C.A., Central Armorican domain; C.S.A., South Armorican Shear Zone (B.N., Northern Branch; B.S., Southern Branch); D.S.A., South Armorican domain. C.
Cl. AUDREN, Bull. Soc. géol. Fr., (8), II, 1986, p. 839-848. (a) R. H. SIBSON, J. Geol. Soc. London, 133, 1977, p. 191-213; (b) P. JEGOUZO, Bull. Soc. géol. minéral. Bretagne, C, 16, 1984, p. 17-23. (a) R. KERRICH, I. ALLISON, R. P. BARNETT, S. Moss et J. STARKEY, Contr. Minerai. PetroL, 73, 1980, p. 221-242; (b) D. MARQUER, Mém. Doc. Centre Arm. Et. Struct. Socles, 10, 1987, 287 p. G. RANALLI, Tectonophysics, 37, T1-T7. K. OTSUKI, J. geol. Soc. Japan, 81, p. 661-669. P. J.: C.A.E.S.S.-C.N.R.S., Institut de Géologie, Université de Rennes, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes Cedex; E. A. R.: Depto. de Cs. Geológicas, Univ. de Buenos Aires, y Conicet, Pabellón II, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires, Argentina. Inserts: D.N.A., North Armorican domain; C.N.A., North Armorican Shear Zone; D.C.A., Central Armorican domain; C.S.A., South Armorican Shear Zone (B.N., Northern Branch; B.S., Southern Branch); D.S.A., South Armorican domain. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1833-1836, 1988 1833 Hydrogéologie/Hydrogeology Absorption massive d'eau de mer et rejet d'eau saumâtre dans l'île karstique de Céphalonia (Grèce) : nouvelle interprétation du phénomène Claude DROGUE et Georges SOULIOS Résumé —Dans l'île de Céphalonia, un courant d'eau de mer permanent s'engouffre dans des cavités littorales naturelles creusées sur des fractures de la roche calcaire. Ce courant réapparaît sur la côte opposée de l'île, par des sources karstiques d'eau saumâtre. L'origine de ce phénomène a fait l'objet de nombreuses hypothèses. Une étude récente permet de proposer une nouvelle interprétation liée à l'énergie fournie par un courant marin et à des écoulements densitaires dans l'aquifère karstique. Absorption of salt water and outcoming of brackish water in the karstic Island of Céphalonia (Greece); a new interpretation Abstract — In the Island of Céphalonia (Ionian Archipelago, Mediterranean Sea) a permanent salt water flow runs into natural cavities located along the seaside and dug on fractures affecting the calcareous rocks. This flow comes to the surface on the opposite seaside of karstic outlets of brackish water. A number of assumptions have been proposed to describe this phenomenon's origin. A new interpretation is outlined here based on
dans des cavités littorales naturelles creusées sur des fractures de la roche calcaire. Ce courant réapparaît sur la côte opposée de l'île, par des sources karstiques d'eau saumâtre. L'origine de ce phénomène a fait l'objet de nombreuses hypothèses. Une étude récente permet de proposer une nouvelle interprétation liée à l'énergie fournie par un courant marin et à des écoulements densitaires dans l'aquifère karstique. Absorption of salt water and outcoming of brackish water in the karstic Island of Céphalonia (Greece); a new interpretation Abstract — In the Island of Céphalonia (Ionian Archipelago, Mediterranean Sea) a permanent salt water flow runs into natural cavities located along the seaside and dug on fractures affecting the calcareous rocks. This flow comes to the surface on the opposite seaside of karstic outlets of brackish water. A number of assumptions have been proposed to describe this phenomenon's origin. A new interpretation is outlined here based on a recent survey. The energy which gives birth to the absorption of salt water is like the energy provided by a permanent marine current which flows across the Ionian Archipelago. In addition density currents occurring within the karstic aquifer maintain this phenomenon. I. INTRODUCTION. — On connaît en certaines régions du monde, des exemples d'absorption massive d'eau de mer par des cavités littorales ou sous-marines, creusées dans des karsts côtiers ([1], [2]). Le cas le plus connu est certainement celui observé en l'île de Céphalonia, dans l'archipel ionien, près de la côte occidentale de la Grèce. Ici, un courant d'eau de mer s'engouffre en permanence dans des puits naturels creusés sur des fractures du karst. Il a été montré, à l'aide d'un traceur, que l'eau de mer absorbée, réapparaissait sur la côte opposée, par des sources d'eau saumâtre, après un trajet souterrain de 15 km [3] (fig. 1). Le courant absorbé, qui peut atteindre un débit de 0,3 m3.s-1 est suffisamment puissant pour avoir permis au début du siècle, le fonctionnement d'un moulin. Il s'agit là, comme pour les autres cas d'absorption d'eau de mer, d'un phénomène très étonnant si l'on considère que le niveau des océans représente pour les
du monde, des exemples d'absorption massive d'eau de mer par des cavités littorales ou sous-marines, creusées dans des karsts côtiers ([1], [2]). Le cas le plus connu est certainement celui observé en l'île de Céphalonia, dans l'archipel ionien, près de la côte occidentale de la Grèce. Ici, un courant d'eau de mer s'engouffre en permanence dans des puits naturels creusés sur des fractures du karst. Il a été montré, à l'aide d'un traceur, que l'eau de mer absorbée, réapparaissait sur la côte opposée, par des sources d'eau saumâtre, après un trajet souterrain de 15 km [3] (fig. 1). Le courant absorbé, qui peut atteindre un débit de 0,3 m3.s-1 est suffisamment puissant pour avoir permis au début du siècle, le fonctionnement d'un moulin. Il s'agit là, comme pour les autres cas d'absorption d'eau de mer, d'un phénomène très étonnant si l'on considère que le niveau des océans représente pour les eaux, dans le champ de la gravitation terrestre, la côte de référence à potentiel minimal, à laquelle elles ne peuvent fournir aucun travail. Un potentiel moindre ne peut donc être atteint qu'au prix d'un apport d'énergie; c'est le cas, lors d'une absorption massive d'eau de mer par un sous-sol côtier. Le problème à résoudre est alors celui de la nature de l'énergie à l'origine du phénomène. Pour l'île de Céphalonia, ceci a fait l'objet de nombreux travaux et hypothèses depuis près d'un siècle ([4], [5], [6]). Des observations effectuées au cours d'une étude récente, permettent de proposer une nouvelle explication du phénomène. II. CADRE GÉOLOGIQUE. — L'île de Céphalonia, voisine de l'île d'Ithaque, a une superficie de 750 km2. Le relief, montagneux culmine à 1628 m (Mont Aenos). La pluie annuelle, au poste d'Argostoli est comprise entre 800 et 900 mm en année moyenne. Note présentée par Jean WYART. 0249-6305/88/03071833 $ 2.00 © Académie des Sciences 1834 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1833-1836, 1988 Fig. 1. — Ile de Céphalonia en mer ionienne et résultats des expériences de traçages (Maurin et Zôtl, 1967). 1 : zones karstiques, 2 : sources d'eau saumâtres, 3 : cavité
Le problème à résoudre est alors celui de la nature de l'énergie à l'origine du phénomène. Pour l'île de Céphalonia, ceci a fait l'objet de nombreux travaux et hypothèses depuis près d'un siècle ([4], [5], [6]). Des observations effectuées au cours d'une étude récente, permettent de proposer une nouvelle explication du phénomène. II. CADRE GÉOLOGIQUE. — L'île de Céphalonia, voisine de l'île d'Ithaque, a une superficie de 750 km2. Le relief, montagneux culmine à 1628 m (Mont Aenos). La pluie annuelle, au poste d'Argostoli est comprise entre 800 et 900 mm en année moyenne. Note présentée par Jean WYART. 0249-6305/88/03071833 $ 2.00 © Académie des Sciences 1834 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1833-1836, 1988 Fig. 1. — Ile de Céphalonia en mer ionienne et résultats des expériences de traçages (Maurin et Zôtl, 1967). 1 : zones karstiques, 2 : sources d'eau saumâtres, 3 : cavité absorbant l'eau de mer (katavothre), 4 : écoulements souterrains prouvés par des traçages. Fig. 1. The Island of Céphalonia in the Ionian sea and the results of tracing experiments (Maurin and Zôtl, 1967). 1: Karst area, 2: brackish water spring, 3: sea katavothre, A: direction of tracer flow. Fig. 2. Schématisation des écoulements dans le sous-sol karstique de l'île de Céphalonia. Fig. 2. — Diagram showing the water flows in the karstic ground of the Céphalonia Island. Fig. 3. — Trajectoire du courant marin permanent, de direction SSE-NNW, dans lequel se trouve l'île de Céphalonia. Ce courant fait suite à celui de la mer Egée qui contourne la côte méridionale de la Grèce et rejoint au NNW, le circuit adriatique (d'après la carte Courants de surface en Méditerranée du Service hydrographique de la Marine, Paris, 1956). Fig. 3. — Routes of continuous SSE-NNW current which touches Céphalonia. This current follows the Aegean current which runs round the southern coast of Greece and joins the Adriatic circuit currents to the NNW (after the chart Courants de surface en Méditerranée du Service hydrographique de la Marine, Paris, 1956). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1833-1836, 1988 1835 Du
Schématisation des écoulements dans le sous-sol karstique de l'île de Céphalonia. Fig. 2. — Diagram showing the water flows in the karstic ground of the Céphalonia Island. Fig. 3. — Trajectoire du courant marin permanent, de direction SSE-NNW, dans lequel se trouve l'île de Céphalonia. Ce courant fait suite à celui de la mer Egée qui contourne la côte méridionale de la Grèce et rejoint au NNW, le circuit adriatique (d'après la carte Courants de surface en Méditerranée du Service hydrographique de la Marine, Paris, 1956). Fig. 3. — Routes of continuous SSE-NNW current which touches Céphalonia. This current follows the Aegean current which runs round the southern coast of Greece and joins the Adriatic circuit currents to the NNW (after the chart Courants de surface en Méditerranée du Service hydrographique de la Marine, Paris, 1956). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1833-1836, 1988 1835 Du point de vue géologique, l'île est constituée essentiellement, de calcaires et dolomies du Trias, Jurassique et Crétacé avec quelques dépôts paléogènes, également carbonates. Ces roches furent abondamment fracturées par une tectonique tertiaire, ce qui a favorisé une intense karstification avec : lapiaz, cavités, dolines, polje etc. Les points d'absorption d'eau de mer ou « katavothres », sont près de la ville d'Argostoli, dans la baie de Livadi sur la côte S-W de l'île. Les sources d'eau saumâtres apparaissent sur la côte opposée, près du port de Sami (fig. 2). III. COURANT MARIN ET EFFET DENSITAIRE. — Cette nouvelle étude a été suscitée par la prise en compte de l'existence, non considérée jusqu'à présent, d'un courant marin permanent traversant l'archipel ionien du SSE vers le NNW (fig. 3). Les points d'absorption d'eau de mer sont situés sur la côte placée face à ce courant et le gradient hydraulique, créé ainsi entre les deux côtes de l'île, pourrait expliquer le phénomène d'absorption comme cela avait été d'ailleurs envisagé dans un travail ancien [7]. Un nivellement de précision montre effectivement que le niveau de la mer sur la côte où se trouvent les « catavothres » est souvent plus élevé que sur la
de mer ou « katavothres », sont près de la ville d'Argostoli, dans la baie de Livadi sur la côte S-W de l'île. Les sources d'eau saumâtres apparaissent sur la côte opposée, près du port de Sami (fig. 2). III. COURANT MARIN ET EFFET DENSITAIRE. — Cette nouvelle étude a été suscitée par la prise en compte de l'existence, non considérée jusqu'à présent, d'un courant marin permanent traversant l'archipel ionien du SSE vers le NNW (fig. 3). Les points d'absorption d'eau de mer sont situés sur la côte placée face à ce courant et le gradient hydraulique, créé ainsi entre les deux côtes de l'île, pourrait expliquer le phénomène d'absorption comme cela avait été d'ailleurs envisagé dans un travail ancien [7]. Un nivellement de précision montre effectivement que le niveau de la mer sur la côte où se trouvent les « catavothres » est souvent plus élevé que sur la côte opposée. Mais ce n'est pas toujours le cas. Au cours de cette étude (mai-juin 1987) la différence d'altitudes a ainsi varié entre 0,30 + 0,02 et 0,02 + 0,02 m; vraisemblablement sous l'effet des vents et des marées. Ce gradient hydraulique ne peut pas être étranger au phénomène d'absorption; il n'en constitue cependant pas la cause unique puisque l'absorption fonctionne lors des périodes où le gradient est nul. De plus, on a pu observer dans le karst, sur le trajet de l'écoulement alimentant les sources de Sami, un niveau piézométrique à 1,00 + 0,04 m, plus haut qu'un autre niveau piézométrique relevé près des « catavothres ». Dans le karst, le gradient hydraulique est donc apparemment à l'inverse du sens des écoulements souterrains. Ce fait s'explique par la diminution de la densité de l'eau souterraine de l'amont vers l'aval. L'eau de mer absorbée a une densité de 1,02580 kg.dm-3 à 25°C, alors que la densité de l'eau saumâtre des sources de Sami n'est que de 1,0002 kg.dm-3 à 15°C (températures respectives de l'eau de mer et des eaux souterraines). Si l'on admet des circulations dans le karst jusqu'à une profondeur relative de 100 m sous le niveau actuel de
il n'en constitue cependant pas la cause unique puisque l'absorption fonctionne lors des périodes où le gradient est nul. De plus, on a pu observer dans le karst, sur le trajet de l'écoulement alimentant les sources de Sami, un niveau piézométrique à 1,00 + 0,04 m, plus haut qu'un autre niveau piézométrique relevé près des « catavothres ». Dans le karst, le gradient hydraulique est donc apparemment à l'inverse du sens des écoulements souterrains. Ce fait s'explique par la diminution de la densité de l'eau souterraine de l'amont vers l'aval. L'eau de mer absorbée a une densité de 1,02580 kg.dm-3 à 25°C, alors que la densité de l'eau saumâtre des sources de Sami n'est que de 1,0002 kg.dm-3 à 15°C (températures respectives de l'eau de mer et des eaux souterraines). Si l'on admet des circulations dans le karst jusqu'à une profondeur relative de 100 m sous le niveau actuel de la mer, d'après les résultats de certains travaux en Méditerranée ([8] à [12]), la piézométrie à Sami en statique, serait avec les densités ci-dessus, supérieure de 2,56 m à celle à Argostoli. La différence avec l'écart observé, justifie l'écoulement souterrain. Ainsi, le phénomène amorcé par les surrélévations temporaires du niveau marin à Argostoli serait entretenu par l'effet densitaire. (Le rôle des différences de densité des eaux avait été d'ailleurs suggéré antérieurement [13], [14].) IV. PALÉOKARSTIFICATION. — Mais ailleurs, dans le monde, des îles karstiques placées dans un courant marin, ne présentent pas ce phénomène. C'est donc qu'il y a à Céphalonia une caractéristique tout à fait particulière. Il s'agit de l'existence de très faibles pertes de charge pour l'écoulement souterrain, entre Argostoli et Sami. Si ce n'était pas le cas, les eaux douces alimentées par l'infiltration dans le coeur de l'île, entretiendraient une charge hydraulique supérieure au niveau de la mer à Argostoli, et les « catavothres » fonctionneraient alors en sources. Ces faibles pertes de charge seraient dues à l'existence entre Argostoli et Sami, de conduits karstiques formés lors des régressions du Messinien et de la glaciation Würm [4]. 1836 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série H,
marin à Argostoli serait entretenu par l'effet densitaire. (Le rôle des différences de densité des eaux avait été d'ailleurs suggéré antérieurement [13], [14].) IV. PALÉOKARSTIFICATION. — Mais ailleurs, dans le monde, des îles karstiques placées dans un courant marin, ne présentent pas ce phénomène. C'est donc qu'il y a à Céphalonia une caractéristique tout à fait particulière. Il s'agit de l'existence de très faibles pertes de charge pour l'écoulement souterrain, entre Argostoli et Sami. Si ce n'était pas le cas, les eaux douces alimentées par l'infiltration dans le coeur de l'île, entretiendraient une charge hydraulique supérieure au niveau de la mer à Argostoli, et les « catavothres » fonctionneraient alors en sources. Ces faibles pertes de charge seraient dues à l'existence entre Argostoli et Sami, de conduits karstiques formés lors des régressions du Messinien et de la glaciation Würm [4]. 1836 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série H, p. 1833-1836, 1988 V. CONCLUSIONS. — C'est donc un ensemble de trois facteurs qui permet d'expliquer ce phénomène. L'énergie à l'origine de l'absorption d'eau salée, est vraisemblablement, celle fournie par le courant marin qui relie le circuit de la mer Egée au circuit Adriatique. Le processus est entretenu ensuite par des écoulements densitaires. Enfin, il a été rendu possible par l'existence de conduits karstiques, mis en place probablement au Cénozoïque, lors des régressions marines, et orientés comme le courant marin. Note reçue le 14 septembre 1988, acceptée le 7 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] V. T. STRINGFIELD et H. E. LEGRAND, J. HydroL, 14, 1974, p. 139-157. [2] C. DROGUE et P. BIDAUX, Nature, 322, 1986, p. 361-363. [3] V. MAURIN et J. G. ZÖTL, Proc Dubrovnik Symp., Int. Assoc. Sci. Hydrology, 74, n° 1, 1967, p. 423-438. [4] Th. GLANZ, Steir. Beitr. Hydrogéologie, 17, 1965, p. 113-127. [5] V. T. STRINGFIELD et H. E. LEGRAND, J. HydroL, 9, 1969, p. 387-404. [6] M. L. FULLER, Géol. Soc. America Bull., 18, 1906, p. 221-232. [7] C. BROWN, Quart. J. Géol. Soc. London, 2, 1835. [8] K. J. Hsu, L. MONTABERT, D. BERNOVICCI, M. B. CITA, A. ERIKSON, R. E. GARRISON,
des écoulements densitaires. Enfin, il a été rendu possible par l'existence de conduits karstiques, mis en place probablement au Cénozoïque, lors des régressions marines, et orientés comme le courant marin. Note reçue le 14 septembre 1988, acceptée le 7 octobre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] V. T. STRINGFIELD et H. E. LEGRAND, J. HydroL, 14, 1974, p. 139-157. [2] C. DROGUE et P. BIDAUX, Nature, 322, 1986, p. 361-363. [3] V. MAURIN et J. G. ZÖTL, Proc Dubrovnik Symp., Int. Assoc. Sci. Hydrology, 74, n° 1, 1967, p. 423-438. [4] Th. GLANZ, Steir. Beitr. Hydrogéologie, 17, 1965, p. 113-127. [5] V. T. STRINGFIELD et H. E. LEGRAND, J. HydroL, 9, 1969, p. 387-404. [6] M. L. FULLER, Géol. Soc. America Bull., 18, 1906, p. 221-232. [7] C. BROWN, Quart. J. Géol. Soc. London, 2, 1835. [8] K. J. Hsu, L. MONTABERT, D. BERNOVICCI, M. B. CITA, A. ERIKSON, R. E. GARRISON, R. B. KIDD, F. MELIÈRES, C. MULLER et R. WRIGHT, Initial Report off the Deep Sea Drilling Project., 42, n° I, Washington, 1978, p. 1053-1078. [9] M. S. STECKLER et A. B. WATTS, Nature, 287, 1980, p. 425-429. [10] J. C. ALOISI, A. MONACO et J. THOMMERET, Rev. Géol. Dyna., 2, XVIII, 1975, p. 13-22. [11] G. MISTARDIS, Proc. Dubrovnik symp., Int. Assoc. Hydrology, 74, n° 1, 1967, p. 162-170. [12] L. MOULARD, B. MIJATOVIC, R. KARAD et B. MASSAD, Proc. Dubrovnik Symp., Int. Assoc. Sci. Hydrology, 74, n° 1, 1967, p. 237-250. [13] F. W. CROSBY et W. O. CROSBY, Techn. Quarterly and Proc. Society of Arts Mass. Inst. of Technology, Boston, 9, n° 1, 1886, p. 6-23. [14] D. J. BURDON, Proc. Dubrovnik Symp., Int. Assoc. Sci. Hydrology, 74, n° 1, 1967, p. 308-317. C. D. : Laboratoire d'Hydrogéologie, U.S.T.L., place E.-Bataillon, 34060 Montpellier Cedex-X; G. S. : Aristotle University of Thessaloniki, Faculty of Sciences, School of Geology, 54006 Thessaloniki, Grèce. Classiquement, il a été placé, avec les Lemuriformes, dans le sous-ordre Prosimii, opposé aux « Anthropoidea » (Simiiformes). Cependant, les travaux de Hubrecht et surtout ceux de Pocock ont conduit à le rapprocher des Simiiformes pour former