jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
constitué par une ride transverse anormalement haute qui culmine à moins de 2000 m de profondeur. Cette ride transversale se prolonge vers l’Ouest le long du segment inactif. LA COUPE DU MUR SUD DE LA FRACTURE VEMA A 42°42'W. — Un des objectifs majeurs de la campagne Vemanaute (13/08 au 16/09/88) était d’effectuer à partir du submersible Nautile deux coupes géologiques complètes du mur sud de la fracture aux environs de C. R., 1988, 2e Semestre (T. 307) Série D 14° 2064 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 2061-2067, 1988 2065 LÉGENDE DE LA FIGURE 1 Fig. 1. — Cartes de localisation : (a) des plongées de la campagne Vemanaute. CH78-02 : dragages du Jean-Charcot. Jean-Charcot. et CD : profils synthétiques; (b) la zone de fracture Vema dans l’Atlantique; (c) bathymétrie schématique de la zone de fracture Vema. En noir : les zones explorées. Fig. 1. — Location maps: (a) of the Vemanaute dives. CH78-02: Jean-Charcot dredgings. AB and CD: Synthetic profiles; (b) the Vema FZ in North Atlantic framework; (c) the Vema FZ schematic bathymetry. In black: the surveyed area. 42°42'W dans une zone où avaient été draguées des serpentinites et des amphibolites lors de la campagne Vema 1977 du Jean-Charcot [11]. Cinq plongées ont été réalisées (fig. 1) et couvrent la pente depuis le fond de la vallée axiale de la fracture à 5 160 m de profondeur jusqu’au sommet de la ride transverse à moins de 2 000 m. Les coupes synthétiques de la figure 2 résument les observations et les échantillonnages réalisés. La séquence débute dans le fond de la vallée axiale de la fracture dans un domaine couvert de sédiments. À partir de 5 100 m débute un affleurement discontinu de serpentinites qui se poursuit jusqu’à 4200 m de profondeur. Cet affleurement est caractérisé essentiellement par des brèches de péridotites (harzburgites d'origine mantellaire) serpentinisées probablement d’origine tectonique. Cette série est structurée par des diaclases NS et des accidents cisaillants dextres de direction N 60-70, quelquefois jalonnés d’amphibolites et de
zone où avaient été draguées des serpentinites et des amphibolites lors de la campagne Vema 1977 du Jean-Charcot [11]. Cinq plongées ont été réalisées (fig. 1) et couvrent la pente depuis le fond de la vallée axiale de la fracture à 5 160 m de profondeur jusqu’au sommet de la ride transverse à moins de 2 000 m. Les coupes synthétiques de la figure 2 résument les observations et les échantillonnages réalisés. La séquence débute dans le fond de la vallée axiale de la fracture dans un domaine couvert de sédiments. À partir de 5 100 m débute un affleurement discontinu de serpentinites qui se poursuit jusqu’à 4200 m de profondeur. Cet affleurement est caractérisé essentiellement par des brèches de péridotites (harzburgites d'origine mantellaire) serpentinisées probablement d’origine tectonique. Cette série est structurée par des diaclases NS et des accidents cisaillants dextres de direction N 60-70, quelquefois jalonnés d’amphibolites et de mylonites de péridotites. À 5 100 m et 4710 m sur la plongée 1, des colonies de clams vivants sont alignés sur des accidents EW ce qui suggère une activité actuelle. De 4 200 à 3 700 m, des gabbros apparaissent, en alignements NS à la base de la série puis en niveaux plus massifs au sommet. Une première analyse pétrographique montre qu’il s’agit essentiellement de gabbros ferrotitanés, représentant d’habitude des termes différenciés cristallisant en sommet de chambre magmatique. Les niveaux sommitaux sont localement affectés par une bréchification d'origine tectonique. Les gabbros massifs sont couronnés par des niveaux où s'insèrent des dykes doléritiques. L'ensemble est recouvert par une cinquantaine de mètres de sédiments semi-consolidés. À partir de 3 700 m, affleure un spectaculaire complexe filonien caractérisé dans la plupart des cas par des contacts filon à filon. La direction moyenne de ces filons subverticaux est NS +10°, suggérant qu'ils ont été mis en place à l'axe de la dorsale. Ce complexe filonien présente à l'affleurement une puissance de 700 à 1 300 m. L'épaisseur réelle de ce complexe est probablement plus faible car des failles EW à jeu apparent normal décalent localement la série. Le complexe filonien est surmonté soit
puis en niveaux plus massifs au sommet. Une première analyse pétrographique montre qu’il s’agit essentiellement de gabbros ferrotitanés, représentant d’habitude des termes différenciés cristallisant en sommet de chambre magmatique. Les niveaux sommitaux sont localement affectés par une bréchification d'origine tectonique. Les gabbros massifs sont couronnés par des niveaux où s'insèrent des dykes doléritiques. L'ensemble est recouvert par une cinquantaine de mètres de sédiments semi-consolidés. À partir de 3 700 m, affleure un spectaculaire complexe filonien caractérisé dans la plupart des cas par des contacts filon à filon. La direction moyenne de ces filons subverticaux est NS +10°, suggérant qu'ils ont été mis en place à l'axe de la dorsale. Ce complexe filonien présente à l'affleurement une puissance de 700 à 1 300 m. L'épaisseur réelle de ce complexe est probablement plus faible car des failles EW à jeu apparent normal décalent localement la série. Le complexe filonien est surmonté soit par des brèches basaltiques pour le sommet occidental (PL03), soit par des niveaux de coulées et de pillow-lavas pour l'oriental (PL05), ces basaltes constituant le sommet de la ride transverse de la fracture (fig. 2). Les différents éléments de la coupe ainsi décrite présentent, lorsque cela est mesurable, un léger pendage vers l'Est ou le Sud-Est. Il semble donc possible que l'ensemble mur Sud de la zone de fracture et ride transverse constitue un bloc de manteau supérieur et de croûte océanique légèrement basculé, dont la ride transverse serait le sommet. Ce basculement résulterait d'événements tectoniques ayant affecté la fracture — réarrangement ancien de la zone active [12] ou phénomènes tectoniques actuels propres au fonctionnement de la zone de fracture. CONCLUSIONS. — Les cinq plongées réalisées avec le Nautile sur le mur sud de la zone de fracture Vema autour de 42°42'W mettent en évidence une coupe continue et pratiquement complète de la croûte océanique et du manteau supérieur puisqu'on a observé à l'affleurement la succession péridotites, gabbros, complexe filonien et laves. Cette coupe peut aisément être comparée à un certain nombre d'ophiolites à terre [13] et aux sections de la croûte océanique résultant des données de la sismique réfraction
pendage vers l'Est ou le Sud-Est. Il semble donc possible que l'ensemble mur Sud de la zone de fracture et ride transverse constitue un bloc de manteau supérieur et de croûte océanique légèrement basculé, dont la ride transverse serait le sommet. Ce basculement résulterait d'événements tectoniques ayant affecté la fracture — réarrangement ancien de la zone active [12] ou phénomènes tectoniques actuels propres au fonctionnement de la zone de fracture. CONCLUSIONS. — Les cinq plongées réalisées avec le Nautile sur le mur sud de la zone de fracture Vema autour de 42°42'W mettent en évidence une coupe continue et pratiquement complète de la croûte océanique et du manteau supérieur puisqu'on a observé à l'affleurement la succession péridotites, gabbros, complexe filonien et laves. Cette coupe peut aisément être comparée à un certain nombre d'ophiolites à terre [13] et aux sections de la croûte océanique résultant des données de la sismique réfraction [14]. Les péridotites serpentinisées affleurent sur environ 1 000 m d'épaisseur, les gabbros sur 500 à 600 m d'épaisseur. Il faut cependant noter que, d'après notre échantillonnage, seul le sommet de la séquence gabbroïque existe à l'affleurement. L'absence de la partie inférieure peut être due soit à un défaut d'échantillonnage, soit à un rejet tectonique l'ayant masqué. Le complexe filonien est, lui, très important, avec probablement une épaisseur réelle de l'ordre de 700 à 1 000 m. C'est la première fois qu'un tel complexe est directement observé dans l'océan. La direction des filons qui le constituent est compatible avec une mise en place dans un contexte de dorsale. La présence d'une couronne de coulées basaltiques et de pillow-lavas conforte aussi cette démonstration. Nos observations confirment l'hypothèse que les zones de fracture peuvent dans certains cas exposer une coupe complète de la croûte océanique, hypothèse que certains d'entre nous avaient proposée [15] et qui a été illustrée par l'étude in situ avec le submersible Cyana du massif de Gorringe ([16], [17]). Ceci confirme, si besoin était, l'importance de l'exploration par submersible de telles structures océaniques. La campagne Vemanaute a été financée par l'IFREMER. Nous remercions le commandant Chatelet et l'équipage du
soit à un rejet tectonique l'ayant masqué. Le complexe filonien est, lui, très important, avec probablement une épaisseur réelle de l'ordre de 700 à 1 000 m. C'est la première fois qu'un tel complexe est directement observé dans l'océan. La direction des filons qui le constituent est compatible avec une mise en place dans un contexte de dorsale. La présence d'une couronne de coulées basaltiques et de pillow-lavas conforte aussi cette démonstration. Nos observations confirment l'hypothèse que les zones de fracture peuvent dans certains cas exposer une coupe complète de la croûte océanique, hypothèse que certains d'entre nous avaient proposée [15] et qui a été illustrée par l'étude in situ avec le submersible Cyana du massif de Gorringe ([16], [17]). Ceci confirme, si besoin était, l'importance de l'exploration par submersible de telles structures océaniques. La campagne Vemanaute a été financée par l'IFREMER. Nous remercions le commandant Chatelet et l'équipage du N/O Nadir pour leur aide efficace ainsi que P. H. Nargeolet et toute l'équipe du Nautile. Nous remercions D. Needham de nous avoir permis de disposer du levé Seabeam réalisé pendant la campagne 77 du N/O Jean-Charcot. Note remise le 17 octobre 1988, acceptée le 17 novembre 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. T. WILSON, Nature, 207, 1965, p. 343-347. [2] J.-L. OLIVIER et coll., J. Geophys. Res., 79, 1974, p. 2059-2072. [3] ARCYANA, Science, 190, 1975, p. 108-116. [4] OTTER, Mar. Geophys. Res., 6, 1984, p. 108-116. [5] K. C. MACDONALD et coll., J. Geophys. Res., 91, 1986, p. 3334-3354. [6] E. BONATTI, Earth Planet. Sci. Letters, 37, 1976, p. 107-113. [7] B. C. HEEZEN et coll., J. Geophys. Res., 69, 1964, p. 733-739. [8] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Res., 25, 1967, p. 343-351. [9] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Geophys. Res., 1, 1971, p. 261-283. [10] E. BONATTI et coll., Tectonophysics, 91, 1983, p. 213-232. [11] J. HONNOREZ et coll., J. Geophys. Res., 89, 1984, p. 11379-11400. [12] E. BONATTI et K. CRANE, Nature, 300, 1982, p. 343-345. [13] R. C. COLEMAN, Springer-Verlag, New York, 229 p., 1977. [14] R. S. DETRICK et M. M. CORMIER,
[1] J. T. WILSON, Nature, 207, 1965, p. 343-347. [2] J.-L. OLIVIER et coll., J. Geophys. Res., 79, 1974, p. 2059-2072. [3] ARCYANA, Science, 190, 1975, p. 108-116. [4] OTTER, Mar. Geophys. Res., 6, 1984, p. 108-116. [5] K. C. MACDONALD et coll., J. Geophys. Res., 91, 1986, p. 3334-3354. [6] E. BONATTI, Earth Planet. Sci. Letters, 37, 1976, p. 107-113. [7] B. C. HEEZEN et coll., J. Geophys. Res., 69, 1964, p. 733-739. [8] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Res., 25, 1967, p. 343-351. [9] T. VAN ANDEL et coll., Mar. Geophys. Res., 1, 1971, p. 261-283. [10] E. BONATTI et coll., Tectonophysics, 91, 1983, p. 213-232. [11] J. HONNOREZ et coll., J. Geophys. Res., 89, 1984, p. 11379-11400. [12] E. BONATTI et K. CRANE, Nature, 300, 1982, p. 343-345. [13] R. C. COLEMAN, Springer-Verlag, New York, 229 p., 1977. [14] R. S. DETRICK et M. M. CORMIER, J. Geophys. Res., 87, 1982, p. 10599-10612. [15] E. BONATTI et J. HONNOREZ, J. Geophys. Res., 81, 1976, p. 4104-4116. [16] J.-M. AUZENDE et coll., Nature, 1978, p. 45-49. [17] J.-M. AUZENDE et coll., in Ophiolites and Oceanic Lithosphere, Geol. Soc. Spécial Publication n° 13, 1984, p. 113-120. J.-M. A. et D. B. : IFREMER CB, B.P. n° 70, 29263 Plouzané Cedex (G.l.S. Genèse et Evolution des Océans); E. B. : Lamont-Doherty Geological Observatory, Columbia University, Palisades, New York 10964, U.S.A.; M. C, Y. L. et V. M.-F. : U.B.O., 6, avenue Le Gorgeu, 29283 Brest Cedex (G.l.S. Genèse et Évolution des Océans); J. H. : Institut de Minéralogie, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex; J. M. : U.S.T.L., Laboratoire de Tectonique, place Eugène-Bataillon, 34060 Montpellier Cedex; C. M. : Laboratoire de Pétrologie U.A. n° 040736, U.P.M.C, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05. 2069-2075, 1988 2069 Géologie/Geology Mise en évidence du Wealdien (Barrémien) dans le Moyen Atlas (région de Boulmane, Maroc) Bernard ANDREU, Joseph CANÉROT, André CHARRIÈRE et Monique FEIST Résumé — La présence d'une association des Charophytes Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis et Globator trochiliscoides permet de dater le Barrémien dans le Moyen-Atlas marocain (région de Boulmane). La
et D. B. : IFREMER CB, B.P. n° 70, 29263 Plouzané Cedex (G.l.S. Genèse et Evolution des Océans); E. B. : Lamont-Doherty Geological Observatory, Columbia University, Palisades, New York 10964, U.S.A.; M. C, Y. L. et V. M.-F. : U.B.O., 6, avenue Le Gorgeu, 29283 Brest Cedex (G.l.S. Genèse et Évolution des Océans); J. H. : Institut de Minéralogie, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex; J. M. : U.S.T.L., Laboratoire de Tectonique, place Eugène-Bataillon, 34060 Montpellier Cedex; C. M. : Laboratoire de Pétrologie U.A. n° 040736, U.P.M.C, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05. 2069-2075, 1988 2069 Géologie/Geology Mise en évidence du Wealdien (Barrémien) dans le Moyen Atlas (région de Boulmane, Maroc) Bernard ANDREU, Joseph CANÉROT, André CHARRIÈRE et Monique FEIST Résumé — La présence d'une association des Charophytes Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis et Globator trochiliscoides permet de dater le Barrémien dans le Moyen-Atlas marocain (région de Boulmane). La formation terrigène de l'Oued el Atchane représente un dépôt wealdien localisé et se distingue de la formation supérieure de Sidi Larbi, également terrigène à sa partie inférieure, mais albo-cénomanienne(?) et d'origine marine littorale. Ainsi se trouve mise en évidence une nouvelle cuvette wealdienne, intramontagneuse, sur le domaine atlasique exhaussé qui, au Crétacé inférieur, séparait les bassins d'agadir et du domaine rifain oriental. Présence of Wealdian (Barremian) deposits in the Middle Atlas (Boulmane area, Morocco) Abstract — In the Boulmane area, a typical Barremian association of Charophytes was recently discovered including Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis and Globator trochiliscoides. The terrigenous Oued el Atchane formation is an alluvio-lacustrine Weald-type formation which presents a reduced extension. Thus it differs from the following partly terrigenous Sidi Larbi formation, which is much more extensive, marine originated and Albo-Cenomanian(?) in âge. The Oued el Atchane formation belongs to a new Wealdian basin within the Atlasic high which separated the Agadir and Eastern Rif Lower Cretaceous basins. Abridged English Version — In the Middle Atlas (Morocco), two carbonate formations separated by a terrigenous unit commonly represent the Jurassic-Cretaceous séries. The lower one was long ago attributed to the Lias and the Dogger [1]. The marls and
au Crétacé inférieur, séparait les bassins d'agadir et du domaine rifain oriental. Présence of Wealdian (Barremian) deposits in the Middle Atlas (Boulmane area, Morocco) Abstract — In the Boulmane area, a typical Barremian association of Charophytes was recently discovered including Flabellochara harrisi, Atopochara trivolvis trivolvis and Globator trochiliscoides. The terrigenous Oued el Atchane formation is an alluvio-lacustrine Weald-type formation which presents a reduced extension. Thus it differs from the following partly terrigenous Sidi Larbi formation, which is much more extensive, marine originated and Albo-Cenomanian(?) in âge. The Oued el Atchane formation belongs to a new Wealdian basin within the Atlasic high which separated the Agadir and Eastern Rif Lower Cretaceous basins. Abridged English Version — In the Middle Atlas (Morocco), two carbonate formations separated by a terrigenous unit commonly represent the Jurassic-Cretaceous séries. The lower one was long ago attributed to the Lias and the Dogger [1]. The marls and limestones of the upper formation yielded [2] Upper Cretaceous Foraminifera and Ostracoda. The intermediate unit has been assigned, without paleontological data, to the Dogger [1], the Infracenomanian ([3], [4], [5]) or to the Malm-Early Cretaceous? [6]. In the eastern limb of the Oudiksou-Tighboula syncline, near the Boulmane cluse (Fig. 1), two conglomeratic units (lower and upper Oued El Atchane conglomerates) have been recently recognized ([7], [8]). The discovery of Charophyte flora, Barremian in âge and associated to Ostracoda between these two units (Figs. 2 and 3), leads us to specify the stratigraphy of the terrigenous complex and to propose a new paleogeographic sketch of this Middle Atlas area during the period under consideration. A. STRATIGRAPHY, SEDIMENTARY ÉVOLUTION. — Near Boulmane, the Dogger El Mers Formation [8] underlies the following three main units (Fig. 3) : — the terrigenous Oued El Atchane Formation (0-50 m), made up of coarse polygenic conglomerates (anastomosed channel fill deposits), followed by thinning upward séquences associating polygenic middle-sized conglomerates and wine colored sandstones or graywackes. These sediments indicate a progressive évolution from the middle to the down stream part of an alluvial fan; — the Barremian, marly calcareous, lacustrine level (2-3 m), which overlaps the terrigenous
two conglomeratic units (lower and upper Oued El Atchane conglomerates) have been recently recognized ([7], [8]). The discovery of Charophyte flora, Barremian in âge and associated to Ostracoda between these two units (Figs. 2 and 3), leads us to specify the stratigraphy of the terrigenous complex and to propose a new paleogeographic sketch of this Middle Atlas area during the period under consideration. A. STRATIGRAPHY, SEDIMENTARY ÉVOLUTION. — Near Boulmane, the Dogger El Mers Formation [8] underlies the following three main units (Fig. 3) : — the terrigenous Oued El Atchane Formation (0-50 m), made up of coarse polygenic conglomerates (anastomosed channel fill deposits), followed by thinning upward séquences associating polygenic middle-sized conglomerates and wine colored sandstones or graywackes. These sediments indicate a progressive évolution from the middle to the down stream part of an alluvial fan; — the Barremian, marly calcareous, lacustrine level (2-3 m), which overlaps the terrigenous séries of the Oued El Atchane Formation and covers laterally the Jurassic bedrock (Fig. 2). 1 km north of the Boulmane cluse, this level has yielded Ostracoda (Cypridea cf. ventriosa Brenner and C. boulmanensis Andreu and Charophytes (Flabellochara harrisi (Peck) Gramb. Atopochara trivolvis trivolvis Peck and Globator trochiliscoides Gramb). The first Cypridea form is very similar to C. ventriosa from the Barremian of Spain [9] and the association of Charophytes clearly indicates a Barremian âge [10]; — the Sidi Larbi Formation (190 m) which presents three units: the lower terrigenous unit ("conglomérats supérieurs" [2]) overlaps the Barremian fossiliferous séries and successively covers the Wealdian Oued El Atchane conglomerates, the Dogger and the Liassic layers with an angular (more than 15°) unconformity [8]; the middle marly calcareous unit ("série rose" [2]) made up of increasing then decreasing séquences; the upper marly unit ("série jaune" [2]) crowned by a régional discontinuity. The Sidi Larbi Formation is marine (Foraminifera, Echinoidea, Bryozoa, red Algae), coastal originated (deltaic plane to inner platform environments) and situated within the Albian to Cenomanian interval (Albian association of Ostracoda in several layers (work at hand); Turonian Ammonites [8] upon the last discontinuity). B. PALEOGEOGRAPHY. — The Oued El Atchane
first Cypridea form is very similar to C. ventriosa from the Barremian of Spain [9] and the association of Charophytes clearly indicates a Barremian âge [10]; — the Sidi Larbi Formation (190 m) which presents three units: the lower terrigenous unit ("conglomérats supérieurs" [2]) overlaps the Barremian fossiliferous séries and successively covers the Wealdian Oued El Atchane conglomerates, the Dogger and the Liassic layers with an angular (more than 15°) unconformity [8]; the middle marly calcareous unit ("série rose" [2]) made up of increasing then decreasing séquences; the upper marly unit ("série jaune" [2]) crowned by a régional discontinuity. The Sidi Larbi Formation is marine (Foraminifera, Echinoidea, Bryozoa, red Algae), coastal originated (deltaic plane to inner platform environments) and situated within the Albian to Cenomanian interval (Albian association of Ostracoda in several layers (work at hand); Turonian Ammonites [8] upon the last discontinuity). B. PALEOGEOGRAPHY. — The Oued El Atchane alluvial fan gives evidence for the stripping of a near high which could correspond to the rising Tichouka anticline. Its Barremian âge leads us to assign the tectonic movements which generated this stripping to the Neocimmerian (post-Dogger and ante-Barremian) period. The angular discordance of the Albo-Cenomanian (?) Sidi Larbi conglomerates on the Oued El Atchane terrigenous sédiments, indicates new tectonic stresses during the Autrichian phase. However, their larger extension announces the transgression of the Cenomano-Turonian overlying deposits. A similar geodynamic évolution has been recently presented [12] in the Northern High Atlas. Therefore, during Early Cretaceous time, many small basins seem to have been generated on the raised Atlasic zone which separated the Atlantic Agadir basin from the Mesogean Rif foreland basin. Dans le Moyen-Atlas marocain, la série jurassico-crétacée est, d'une manière générale, représentée par deux ensembles essentiellement carbonates encadrant un ensemble terrigène. Les assises calcaires-marneuses inférieures contiennent des faunes de Brachiopodes et d'Ammonites ayant permis leur attribution déjà ancienne [1] au Lias et au Dogger. Les marnes et calcaires supérieurs ont localement livré des microfaunes de Foraminifères et d'Ostracodes [2] du Crétacé supérieur. L'ensemble terrigène intermédiaire a été rapporté, sans preuves paléontologiques, au Dogger [1], à l'Infracénomanien ([3], [4], [5])