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Title : [Comptes rendus des séances de l'Académie des sciences. Série 2, Mécanique-physique, Chimie, Sciences de l'univers, Sciences de la Terre]

Author : Académie des sciences (France). Auteur du texte

Publisher : (Paris)

Publication date : 1981-01

Type : text

Type : printed serial

Language : multilingue

Format : Nombre total de vues : 15143

Description : janvier 1981

Description : 1981/01 (SER2,T292,PART1)-1981/03.

Rights : public domain

Identifier : ark:/12148/bpt6k56537480

Source : Bibliothèque nationale de France, département Collections numérisées, 2009-3754

Relationship : http://catalogue.bnf.fr/ark:/12148/cb34383597d

Provenance : Bibliothèque nationale de France

Date of online availability : 19/01/2011

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COMPTES RENDUS

DES SEANCES DE L'ACADEMIE DES SCIENCES


GAUTHIER-VILLARS IMPRIMEUR-LIBRAIRE DES COMPTES RENDUS DE L'ACADEMIE DES SCIENCES

70, rue de Saint-Mandé, 93100 Montreuil

197440-81 Imprimé en France


COMPTES RENDUS

DES SEANCES DE L'ACADEMIE DES SCIENCES

TOME DEUX CENT QUATRE-VINGT-DOUZIEME

SERIE II : MECANIQUE, PHYSIQUE, CHIMIE, SCIENCES DE LA TERRE, SCIENCES DE L'UNIVERS

PREMIÈRE PARTIE : JANVIER-MARS 1981

PARIS

GAUTHIER-VILLARS IMPRIMEUR

1981



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

Série II — 1

MÉCANIQUE DES FLUIDES. — Importance du mouvement secondaire dans un écoulement en conduite courbe; mesures pariétales. Note (*) de Michel Wolff et Gérard Cognet, transmise par Michel Combarnous.

On détermine l'orientation de la ligne de courant pariétale dans un écoulement courbe à l'aide de deux méthodes expérimentales et on compare les résultats obtenus aux prévisions théoriques issues de la littérature.

Orientation of the wall streamlines in a curved pipe is determined by two expérimental methods. Results are compared with theoretical prédictions from the literature.

1. On considère l'écoulement dans une conduite de section circulaire de diamètre 2 a, coudée selon un demi-cercle (rayon R). La courbure induit un mouvement secondaire formant deux tourbillons symétriques par rapport au plan de la ligne centrale du coude. Cette configuration de l'écoulement modifie de façon considérable le frottement et le transfert à la paroi. On se propose d'évaluer l'importance du tourbillon en déterminant la limite du rapport de la vitesse circonférentielle à la vitesse principale (v/w) à la paroi sur la ligne de fond C¥ = 0; fig. 1).

2. METHODES EXPERIMENTALES. — On utilise deux types de techniques électrochimiques : visualisation par dépôt électrolytique et sonde double polarographique. L'écoulement amont se fait dans un tube rectiligne de même section que celle de la partie coudée. Le nombre de Reynolds varie de 600 à 13 000 dans la section amont.

(a) Visualisation des lignes de courant pariétales par dépôt. — Le principe de la méthode, décrite par Tuhault [1], consiste à réaliser un dépôt de cuivre par électrolyse sur une paroi jouant le rôle de cathode. Sous certaines conditions on observe des lignes sur le dépôt qui représentent les lignes de courant pariétales.

Le coude est constitué par l'assemblage de deux coquilles en cuivre servant d'électrodes et séparées par un mince isolant. Les lignes, parallèles à l'axe dans la partie droite amont, s'incurvent dès l'entrée dans le coude. Après une longueur d'établissement inférieure à 2 a, les lignes de courant sont identiques d'une section à l'autre. En suivant le sens de l'écoulement, la

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 1)

Série II — 1

Fig. 1. — Système d'axes en écoulement courbe. Fig. 2. — Ligne de courant pariétale.


2 — Série II

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ligne part près du plan de symétrie (4^ = 90°) tangentiellement au cercle extérieur puis s'oriente vers le centre de courbure. L'angle (a) que fait la ligne de courant avec la direction principale augmente jusqu'à la ligne de fond (*F = 0), puis décroît; la ligne de courant rejoint le plan de symétrie du côté intérieur (fig. 2).

Sur la ligne de fond, le mouvement secondaire a donc une amplitude maximale par rapport au mouvement principal.

(b) Mesure de l'angle a par une sonde double polarographique orientable. — La sonde double est formée par deux électrodes rectangulaires identiques séparées par une mince bande isolante. La sonde double affleure la paroi sur un disque de 3 mm de diamètre qui peut tourner autour d'un axe vertical. Lorsque la bande isolante est parallèle à la direction de l'écoulement, il n'y a pas d'effet de sillage d'une électrode sur l'autre et les coefficients de transfert sont identiques. En ajustant la position de la sonde, de telle sorte que la différence des intensités des courants de réduction dans les deux électrodes soit nulle, nous avons déterminé a.

Les valeurs de a, mesurées sur les photos de visualisation et par la sonde double, sont représentées sur la figure 3. L'angle évolue de 26 à 30° lorsqu'on passe du régime laminaire au régime turbulent, la transition laminaire-turbulent étant donc marquée par une légère augmentation de cet angle ex.

3. CALCUL A PARTIR DES RÉSOLUTIONS ANALYTIQUES. — Nous considérons un écoulement établi en régime laminaire. Compte tenu de ces conditions, les composantes du gradient pariétal de vitesse s'écrivent en fonction des vitesses :

La résolution de Dean [2], valable pour des faibles nombres de Reynolds (Re<144) est obtenue en cherchant une perturbation de l'écoulement dans une conduite droite. Les

Fig. 3. — Évolution de l'angle en fonction du nombre de Reynolds.


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Série II - 3

vitesses sont développées en série de puissances de D2(D = Rex/a/R). A partir des premiers termes calculés par Dean on déduit [3] :

On en déduit la tangente de l'angle :

qui est proportionnelle au nombre de Reynolds.

Pour les nombres de Dean (D) plus élevés, Mori et Nakayama [4] utilisent un modèle d'écoulement avec deux zones : à coeur, écoulement en bloc de l'intérieur vers l'extérieur d'un fluide parfait et recirculation de l'extérieur vers l'intérieur dans la couche limite pariétale où les forces visqueuses sont prises en compte. A partir des résultats de [4], on obtient en régime laminaire :

Lorsque D augmente, tg oc tend vers une valeur limite indépendante de D soit 0,968 x 2,59 (a/R)1/ 2 dans le cas où a/R = 0, 1 : a = 38°.

4. CONCLUSION. — Les deux méthodes expérimentales donnent des résultats concordants sur la valeur de l'angle qui apparaît peu sensible au nombre de Reynolds en régime laminaire

Photo. — Visualisation par dépôt électrochimique.


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comme en régime turbulent. Par comparaison, la résolution théorique, en écoulement laminaire, prévoit une valeur de l'angle légèrement supérieure à celle mesurée.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] J. L. TUHAULT, Mise en oeuvre et conditions d'application d'une méthode électrochimique de visualisation des lignes de courant pariétales (Thèse de 3e cycle, Poitiers, 1973).

[2] W. R. DEAN, Phil. Mag., (7), n° 4, 1927, p. 208-223.

[3] M. WOLFF, Etude expérimentale de la zone pariétale dans un écoulement en conduite courbé (Thèse de DocteurIngénieur, I.N.P.L., Nancy, 1980).

[4] Y. MORI et W. NAKAYAMA, Int. J. Heat Mass. Transfer., 18, 1965, p. 67-82.

E.R.A. - C.N.R.S., n° 893, LEMTA, 2, rue de la Citadelle, B.P. n° 850, 54011 Nancy Cedex.


C.R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 5

MEGANIQUE DES FLUIDES. — Ondes dans un liquide limité par des membranes tendues longitudinalement. Note (*) de Michel Bitbol et Gabriel Pelle, présentée par Pierre-Gilles de Gennes.

Une étude théorique de la propagation d'ondes de faible amplitude dans un liquide compris entre deux membranes tendues longitudinalement est présentée. Ces membranes, fixées à une extrémité, sont initialement parallèles. Une pression transmurale variant au cours du temps est imposée à l'extrémité fixée. Le caractère dispersif d'un tel processus de propagation est mis en relief.

We présent a theoretical study of the propagation of small amplitude waves in a liquid limited by two flexible walls submitted to a longitudinal tension. Thèse walls, fixed at one end, are initially parallel. A variable transmural pressure is imposed at the fixed end. The dispersive characteristics of such propagation process are emphasized.

INTRODUCTION. — Les phénomènes de propagation sont très répandus dans le système vasculaire des Vertébrés. Les termes utilisés pour les décrire sont essentiellement : l'inertie longitudinale du fluide contenu dans les conduits (artères ou veines) et les forces de rappel provenant des parois élastiques de ces conduits. Les forces de rappel prises en compte sont généralement de deux types distincts. Lorsque le tube est soumis à une pression transmurale positive (cas des artères dans les conditions physiologiques), la force de rappel considérée comme principale est la tension azimutale résultant de l'augmentation du périmètre de ce tube par rapport à sa valeur non contrainte ([1], [2]). Lorsqu'au contraire le conduit est soumis à une pression transmurale négative (cas des veines dans de nombreuses situations physiologiques, ou des artères soumises à compression externe), la force de rappel prédominante est constituée par les moments de flexion azimutaux consécutifs à la pliure des parois du tube [3]. Le caractère dispersif de ces phénomènes de propagation est pris en compte au moyen de termes surajoutés : processus dissipatifs internes à la paroi des tubes [4], inertie radiale du fluide, moments de flexion longitudinaux et inertie de la paroi [5].

Une troisième force de rappel est reconnue comme pouvant avoir une grande importance dans les vaisseaux sanguins ([3], [6]), puisque ceux-ci sont soumis à de fortes extensions longitudinales [2] : il s'agit de la force liée aux courbures et tensions longitudinales. Dans certains cas (vaisseaux soumis à faible pression transmurale en valeur absolue, ou valves auriculo-ventriculaires), cette force de rappel peut même devenir du même ordre de grandeur que les autres.

Pourtant les caractéristiques qu'elle impose aux processus propagatifs ont à peine été abordés à notre connaissance. C'est pourquoi nous présentons un modèle théorique de propagation des ondes de pression d'un fluide incompressible compris entre deux membranes tendues longitudmalement, initialement parallèles, et ne pouvant prendre de courbure que longitudinale. Cette étude est une première approche en géométrie bidimensionnelle, du problème de la propagation le long d'un tube longitudinalement tendu.

1. CONDITIONS AUX LIMITES ET EQUATIONS. — Soit H(x, t) la distance entre les deux membranes en un point x et à l'instant t. Cette distance est mesurée (dans le plan de courbure des membranes) le long de la direction Oy perpendiculaire à l'axe longitudinal Ox.

En considérant que les longueurs d'ondes sont toujours grandes devant H(x, t), nous pouvons employer l'approximation dite « quasi-unidimensionnelle » des équations de conservation de la masse et de la quantité de mouvement. On ne considérera donc que la vitesse débitante notée V(x, t). Les conditions initiales du problème sont :

H (x,0) = Ho et V (x,0) = Vo,

Ho et Vo étant des constantes. C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 1) Série II — 2


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Les conditions aux limites choisies s'écrivent :

PE , pression extérieure à la région d'espace délimitée par les deux membranes, est supposée constante. P (x, t) est la pression du fluide situé entre les deux membranes. Si y est la tension longitudinale d'une membrane, on peut écrire (en négligeant l'inertie de la paroi de celle-ci) :

ce qui peut se réduire, compte tenu de l'hypothèse de grandes longueurs d'ondes, à :

La condition à l'origine sur la pression transmurale peut donc s'écrire :

Les équations unidimensionnelles du mouvement du fluide situé entre les deux membranes s'écrivent, en négligeant les termes de frottement visqueux (écoulement à nombre de Reynolds élevé) :

Considérons à présent h (x, t) et v (x, t) perturbations de faible amplitude par rapport à H0 et V0, et définies comme suit : (4) H(x, t) = H0 + h(x,t); V(x, t) = V0 + v(x, t).

En négligeant les termes du second ordre, et en utilisant (2), puis en éliminant les termes contenant v(x, t), on obtient :

en posant une solution de type intégrale de Fourier :

Ce résultat est à comparer avec la relation obtenue pour des ondes capillaires dans le cas où V0 est nulle [7] :

Lorsque yk2/p$>g, c2(fc) = (yk/p)th(kH) ce qui se réduit bien à (6) pour kH<^l, et (H-H0)/H0^l.

Si yjy H0 / p fc > V0, c'est-à-dire si le nombre de Mach reste très inférieur à 1, l'équation (5) peut se réduire à :


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Le problème constitué par les conditions aux limites choisies et l'équation (7) admet une solution analytique sous forme d'une intégrale [8]. Posons :

L'utilisation de l'équation (7) et l'application des conditions aux limites <D —0 et ô2^/SX2=Fi(T) en X=0 entraîne:

Dans cette expression F1 (x) est la primitive de Fi (x) qui est telle que F1 (x ->■ — oo)==0,

2. INTÉGRATION NUMÉRIQUE ET RÉSULTATS. — Un changement de variable est utile : p = a 2.

De plus, les fonctions F'1 (x) et Fx (x) choisies comme dérivées secondes de <D (X, x) en X— 0 étant nulles pour x<0, la borne inférieure d'intégration est choisie telle; que : x —X2/2pâ0 c'est-à-dire que P^X2/2x.

On obtient donc :

L'intégration de (10) a été effectuée en utilisant une méthode de Newton-Côtes de degré 6 (méthode dite de Hardy).

Le résultat représenté à la figure 1 est obtenu en imposant en X=0 une pression transmurale décroissant linéairement à partir d'une valeur nulle en x=0 : Fî (x)=(1 /20) x.

Il est possible d'observer, aux quatre différents instants représentés, le processus de creusement de la membrane, et de propagation. Pour des X croissants, on constate également que la perturbation liée à la décroissance de la pression transmurale à l'entrée est rapidement amortie, et que sa longueur d'onde diminue. Les phénomènes ont une allure différente


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C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

lorsque la pression transmurale en X=0 après avoir pris des valeurs négatives, redevient positive. C'est ce que montre la figure 2, obtenue en imposant en X=0, Fi(T) = (l/8)sin(x/2).

La période de cette fonction étant 4n, le processus de déformation de la membrane se décompose en deux phases essentielles. Pour x<2n les phénomènes sont voisins de ceux représentés sur la figure 1. Cependant en x = 6, on note que la dérivée seconde à l'origine devient quasi-nulle. Pour x > 2 n, la dérivée seconde à l'origine devient négative et, en X = 10, la perturbation de H /H0 prend même une amplitude supérieure à 1 au voisinage de X = 0. Ce dernier instant correspond à une situation où la pression transmurale est positive en X = 0, et proche de son maximum. Le caractère hautement dispersif de ce processus de propagation, directement lié à la force de rappel prise en compte, est mis en évidence à la figure 3. Une première courbe y représente l'évolution de la position du minimum sur les tracés de la figure 1. La deuxième courbe représente l'évolution de la position de l'intersection des mêmes tracés avec la droite H/H0 = 1.

Deux traits marquants se dégagent de ces courbes. Le point le plus éloigné de l'origine se déplace plus vite que le point le plus rapproché, ce qui est à mettre en rapport avec le fait que la longueur d'onde de la perturbation diminue lorsque X croît à x donné, et avec la relation (6). D'autre part, la vitesse d'onde diminue lorsque x augmente, phénomène lié à l'augmentation de la longueur d'onde à mesure que x augmente. Ces courbes (X, x) sont des paraboles, ainsi qu'on peut le voir sur l'expression (9).

La connaissance de ce type de processus propagatifs, très différents de ceux étudiés usuellement dans le système vasculaire peut avoir des conséquences importantes sur la compréhension de nombreux phénomènes tels que le profil longitudinal des valves auriculo*- ventriculaires durant leur fermeture, ou les bruits de Korotkoff.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] S. C. LING et H. B. ATABEK, J. Fluid. Mech., 55, 1972, p. 493.

[2] D. A. MCDONALD, Blood flow in Arteries, Edward Arnold, London, 1974. [3] A. H. SHAPIRO, J. Biomech. Engng., 99, 1977, p. 126.

[4] J. A. MAXWELL et M. ANLIKER, Biophysical Journal, 8, 1968, p. 920.

[5] T. BRYANT MOODIE et J. B. HADDOW, J. Acoust. Soc. Amer., 64, 1978, p. 522. [6] R.D. KAMM et A. H. SHAPIRO, J. Fluid. Mech., 95, 1979, p. 1.

[7] J. LIGHTHILL, Waves in Fluids, Cambridge University Press, 1978.

[8] J. BOUSSINESQ, Application des potentiels à l'étude de l'équilibre et du mouvement des solides élastiques, A. Blanchard, Paris, 1969, 1re éd., 1885.

Laboratoire de Biorhéologie et d'Hydrodynamique physiologique, Université Paris-VII, Tour 33-34, 2, place Jussieu, 75005 Paris.


C.R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 9

PHYSIQUE STATISTIQUE. — Diamagnétisme de grains supraconducteurs près d'un Seuil de percolation. Note (*) de Pierre-Gilles de Gennes, Membre de l'Académie.

Dans Un ensemble de grains fins supraconducteurs (mélangés à des grains isolants) se forment des amas de percolation. On étudie ici la contribution des amas finis au diamagnétisme. Seuls les amas qui comportent des boucles fermées participent : les effets sont contrôlés par deux exposants critiques x et y relatifs à la fraction en boucles et à la surface effective des bouclés. Selon les valeurs de x et y, on peut avoir diamagnétisme faible ou fort; près du seuil.

A set of very small superconducting particles randomly mixed with insulator particles generates certain percolation

clusters. We investigate here the diamagnetic response due to finite clusters: this comes only from the clusters which

contain closed loops. The response is controlled by two critical exponents x and y, related respectively to the loop

fraction and to the effective area of the clusters. Depending on x and y, one expects either weak or strong

diamagnetism near the percolation threshold.

Certains films indium/germanium coévaporés réalisent une structure composite, où les deux partenaires sont présents en microcristaux [1]. Spatialement l'indium forme des amas aléatoires ramifiés; il existe un amas infini lorsque la fraction en indium p dépasse un seuil de l'ordre de 15 %. A basse température, les parties indium sont supraconductrices. Les propriétés électriques et magnétiques de ces supraconducteurs hétérogènes sont activement étudiées ([2]-[5]).

Nous voulons ici attirer l'attention sur une propriété géométrique remarquable concernant les amas grands mais finis, dans la limite (réaliste) où la taille des grains individuels est très petite devant l'épaisseur de pénétration de London [6] (c'est-à-dire quand le champ magnétique H ne perturbe pas un grain isolé). On peut alors décrire un grand amas comme un polymère branché, formé de chaînes aléatoires qui se raccordent à certains points de jonction. Chaque chaîne est infiniment fine et douée localement d'un vecteur unitaire tangent u. Dans ce modèle, l'énergie de Landau-Ginsburg du supraconducteur, exprimée en fonction du paramètre d'ordre local À (r), a la forme [7] :

où A désigne le potentiel vecteur, 2 e la charge des paires de Cooper, et les autres notations sont celles de la référence [6]. On explicite facilement la constante C dans la limite dite des supraconducteurs sales [8] :

Ici N(0) est la densité d'états électroniques au niveau de Fermi (nous convenons de mesurer F et N (0) par grain plutôt que par centimètre cube). D0 est un coefficient de diffusion des porteurs le long de la chaîne [9].

La conséquence essentielle de l'équation (2) est que, pour une chaîne linéaire, ou plus généralement pour un amas simplement connexe, l'énergie libre est indépendante du champ magnétique : il n'y a pas de diamagnétisme. En effet, comme le potentiel vecteur n'intervient jamais sur un circuit fermé, il peut être éliminé par une transformation de jauge :

où ds' est l'élément de longueur d'une chaîne, et où l'origine est prise à un point arbitraire de l'amas.


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Donc l'étude du diamagnétisme peut fournir une information sur la topologie des amas.

Nous allons préciser cette notion en supposant, par exemple, les grains supraconducteurs

identiques en taille et répartis sur un réseau périodique compact. Soit cp„ la probabilité pour

un site donné du réseau d'être occupé par un grain supraconducteur appartenant à un amas

de n grains. On connaît la forme de la distribution cp„ [10] :

où p et y sont les exposants critiques de la percolation, définis comme dans la référence [10], et N* est une coupure qui dépend de l'écart au seuil Ap = p — pc :

En réalité la coupure n'est pas abrupte à N*, mais ceci ne joue pas sur notre discussion. (1) Pour chaque amas on peut définir une fraction en boucles f : un grain fait partie de la fraction f si, en enlevant ce grain, on garde un amas connexe. La moyenne de f sur les amas de n grains sera désignée parf n. Pour 1 < n -4 N* il est possible que fn tende vers une constante finie; mais nous utiliserons ici une hypothèse plus générale :

avec x positif, nul ou négatif.

(2) Pour chaque amas on peut définir une surface efficace Seff à partir de l'effet d'un champ magnétique faible H.

Après élimination des parties simplement connexes, on est ramené à un système de « boucles ».

(a) Pour une boucle unique, portant un courant J, l'énergie est :

où <Î> = SH est le flux traversant la boucle, et où la constante K se déduit de l'équation (1) :

Le courant minimisant (7) est J = <D/(KL) et la susceptibilité (par grain) vaut :

où l'on a introduit une surface effective :

La définition (8) est choisie pour redonner la surface exacte dans le cas d'une boucle circulaire normale à H.

(b) Un système de boucles interconnectées peut être décomposé en un certain nombre, b, de boucles élémentaires (orientées), chacune associée à un courant Ja (oc = 1, ..., b). Le choix des boucles élémentaires comporte une part d'arbitraire, mais la « somme » de deux boucles élémentaires n'est pas une boucle élémentaire, etc.


C.RvAcad.Sc. Paris, t. 292 (5 janvier1981) Série II - 11

Dans la boucle (a) une portion qui n'est pas commune à plusieurs boucles élémentaires porte, exactement le courant Ja. L'énergie qui généralise (7) a la forme:

où L^ est le périmètre de la boucle (a), alors que Loep est l'élément d'arc commun à (a) et (p) — compté positif si il est parcouru dans le même sens pour les deux boucles. Le flux passant dans::(bt):est'3>^=HSa; Après minimisation de U (J) on trouve que x peut encore être mis sous la forme (8), avec :

où Ltot est la lonsueur totale du système de boucles.

Pour l'ensemble des amas de n grains, la moyenne de S sera désignée par Sn et on postulera S„ = Si n5".

Considérons maintenant la susceptibilité diamagnétique en champ bas des amas finis dans l'état supraconducteur. Nous supposons que le champ traverse sans difficulté les chaînes supraconductrices, et nous discutons la susceptibilité réversible %. A partir des équations (2) et (8) on montre que l'énergie magnétique par grains due aux amas finis est UH = — % H2/2 avec :

où À(T) est le paramètre d'ordre en champ nul, donné par la théorie BCS. Donc :

Deux cas sont possibles :

(a) si u > 0 la somme (10) converge vite; la susceptibilité magnétique est faible (comparable à celle du grain isolé) et n'est pas singulière près du seuil de percolation;

(b) si u<0 la somme est dominée par la bonne supérieure N* [équation (5)] :

Les exposants x et y pourront être extraits de données numériques sur les amas de percolation — sans trop de difficulté pour x, mais plus péniblement pour y [11].

Certaines estimations grossières suggèrent u~0 à trois dimensions et u<0 à deux dimensions. Elles devront être révisées par les données de l'analyse numérique ([11], [12]). Mais le principe d'une relation entre diamagnétisme et topologie est intéressant. Il se peut d'ailleurs qu'il se retrouve pour d'autres systèmes, comme par exemple des molécules hydrocarbonées à liaisons II formées de façon stochastique (maturation, ou au contraire pyrolyse partielle des pétroles).

Ces: réflexions ont été initiées par des discussions avec G. Deutscher. Elles ont aussi bénéficié de remarques très stimulantes du groupe de Boston ([11], [12]), et de S. Alexander.


12 — Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] G. DEUTSCHER, M. RAPPAPORT et Z. OVADYAHU, Solid State Comm., 28, 1978, p. 593.

[2] B. ABELES, R. COHEN et W. STOWELL, Phys. Rev. Lett., 18,1967, p. 902; R. COHEN et B. ABELES, Phys. Rev., 168, 1968, p. 444.

[3] G. DEUTSCHER, O. ENTIN-WOHLMAN et Y. SHAPIRA, Phys. Rev., B22, 1980, p. 4264.

[4] G. DEUTSCHER et S. DODDS, Phys. Rev., B 16, 1977, p. 3936.

[5] G. DEUTSCHER, I. GRAVE et S. ALEXANDER (à paraître).

[6] Voir par exemple, P. G. DE GENNES, Superconductivity of Metals and Alloys, W. A. Benjamin, N. Y., 1966.

[7] Ibid., éq. 6.2, p. 172 et suivantes.

[8] Ibid., p. 267 et suivantes.

[9] Si les grains le long d'une même chaîne sont séparés par des barrières tunnel, le coefficient Do est dominé par ces barrières et devient petit, mais l'analyse reste valable.

[10] D. STAUFFER, J. Chem. Soc. (Faraday Trans. II), 72, 1976, p. 1354.

[11] H. E. STANLEY, Communication privée. [12] W. KLEIN, Communication privée.

Laboratoire de Physique de la Matière condensée,

C.N.R.S., E.R.A. n° 542,

Collège de France, 75231 Paris Cedex 05.


G. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 13

PHYSIQUE DE LA MATIERE CONDENSEE. - Phases à structures modulées de la thiourée : accrochages sur des valeurs entières de la période de modulation. Note (*) de Françoise Denoyer, Abdel Hamid Moudden, Alain Bellamy, Roland Currat, Christian Vetrier

et Marianne Lambert, transmise par André Guinier.

Nous présentons les résultats obtenus, par diffraction de neutrons, en fonction de la température et de la pression

dans les phases à structure modulées de la thiourée. Des mesures très précisés du vecteur d'onde de la distorsion nous

ont permis de mettre en évidence l'existence d'accrochages aux valeurs rationnelles 1 /3, 1/7 et 1/9; ceci nous amène

à discuter le problème de transitions de phase en escalierdu diable. Enfm, l'ensemble de ces mesures nous a permis de

tracer le diagramme de phase (P, T).

This paper présents the neutron diffraction results obtained in the modulated phases of thiourea as a function of température and hydrosiatic pressure. Very accurate modulation wavevector measurements reveal the existence of lock-in at the rational values 1/3, 1/7 and. 1/9. These results lead us to discuss the problem of the devil staircase phase transitions. Fihally the resulting phase diagram is discussed.

La thiourée SC (ND2)2 est un matériau isolant connu depuis très longtemps [1] et qui présente une transition de phase incommensurable. Au-dessus de T0= 213 K, il existe une phase non polaire orthorhombique (P n m a) renfermant quatre molécules par maille [2]. En dessous de Tc = 185 K, le cristal, tout en restant orthorhombique avec quatre molécules par maille, devient ferroélectrique (P21 ma) [2]. Entre T0 et Tc, le cristal présente un certain nombre de phases intermédiaires à structure modulée ([3], [4], [5]), celles-ci se traduisent par l'existence, dans le diagramme de diffraction, de réflexions supplémentaires (h k± n81), hkl : indices de Miller, n = 1 à 4 et 8 représente en unités réduites le vecteur d'onde de la modulation. Dans une étude antérieure ([6], [7]) en fonction de la température, nous avions montré qu'avant de devenir ferroélectrique (5=0), 8 se bloquait pendant 1,5 K à la valeur rationnelle commensurable de 1/9. D'autre part, Bridgman [9], par des mesures volumétriques en fonction de la pression, avait mis en évidence une transition de phase entre 298 et 420 K vers une phase haute pression. Kabalkina [10] en 1961, par une étude aux rayons X (Debye-Scherrer), a pu décrire cette phase haute pression par une structure orthorhombique renfermant 12 molécules par maille élémentaire.

Nous avons alors effectué des expériences de diffraction des rayons X sur un monocristal en fonction de la pression [11]; partant de la phase incommensurable, à une température donnée, nous avons montré que 8 augmentait avec la pression et qu'il existait bien une phase haute pression où 8 venait s'accrocher à la valeur 1/3. Il nous a alors semblé important de reconsidérer complètement le diagramme de phase de la thiourée en faisant varier pression et température de manière à préciser l'évolution du vecteur d'onde de la modulation dans les phases intermédiaires.

Les expériences ont été effectuées par diffraction de neutrons au réacteur à haut flux de Grenoble sur le spectromètre trois axes IN2. Des mesures très précises du vecteur d'onde de la distorsion 8 ont pu être obtenues grâce à l'utilisation d'une longueur d'onde incidente grande (X = 4,08 Â).

La figure 1 montré les Variations du vecteur d'onde de la modulation en fonction de la pression pour un certain nombre d'isothermes. A 200,8 K, 5 croît linéairement avec la pression, la transition de phase incommensurable-désordonnée est continue et se produit à 880 bar pour un vecteur d'onde de modulation égal à 0,150. Aucune anomalie n'est détectée sur 5. A température plus basse, 184,6 K par exemple, la transition de la phase ferroélectrique vers la phase de surstructure 9 b se produit entre 20 et 40 bar, lorsque la


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Fig. 1. — Variations du vecteur d'onde de la distorsion 8 (en unités réduites) en fonction de la pression à différentes

températures. Toutes les courbes ont été tracées à pression croissante. Fig. 2.-8 (P) à T = 184,6 K. Les mesures ont été effectuées en partant de la phase ferroélectrique vers la phase

désordonnée (mesures à pression croissante), puis partant de la phase désordonnée vers la phase ferroélectrique

(mesures à pression décroissante).

Fig. 3. — Diagramme de phase (P, T); les parties hachurées montrent les régions où 8 est ancrée soit sur 1/7, soit sur 1/9.


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pression augmente, S reste accroché à cette valeur de 1/9 sur 80 bar, puis croît continûment jusqu'à une nouvelle valeur commensurable de 0,1429 ( = 1/7), valeur à laquelle il reste accroché entre 740 et 1000 bar, 8 croît ensuite à nouveau continûment jusqu'à 0,163 à 1920 bar, valeur pour laquelle la transition de phase incommensurable-désordonnée se produit à nouveau. Enfin, pour des isothermes à température plus basse, la phase de surstructure 9 b disparaît, on passe directement de la phase ferroélectrique où 8 vaut zéro à la phase incommensurable (exemple isothermes à 169,5 K et à 160,4 K), 8 varie continûment très rapidement avec la pression jusqu'à ce qu'il s'accroche à la valeur rationnelle de 1/7 pendant plusieurs centaines de bars, puis S croît à nouveau continûment jusqu'à ce que se produise une nouvelle transition de phase vers une phase commensurable de surstructure 3 b (voir l'isotherme 171,8 K). Cette dernière transition est du premier ordre telle que le cristal casse.

Là figure 2 montre les variations de 8 en fonction de la pression pour l'isotherme 184,6 K. Les mesures ont été effectuées en partant de la phase ferroélectrique vers la phase desordonnée, puis partant de la phase désordonnée vers la phase ferroélectrique. Les différences observées entre la montée et la descente en pression sont reproductibles; d'autres expériences sont nécessaires pour compléter l'étude de cette « pseudo hystérésis globale », qui pourrait être comparée à l'hystérésis globale prévue par S. Aubry [8].

L'ensemble de ces mesures nous a permis de tracer le diagramme de phase (P, T) (fig. 3). La ligne de transition désordonnée incommensurable a été déterminée jusqu'à P = 1930 bar, T=185 K ; sa pente dT/dP — 14,1 (K/kbar) est légèrement plus faible que celles déterminées par des mesures diélectriques par Gesi [12] (— 19 K/kbar), puis par Klimowski et coll [13] (— 16,8 K/kbar) sur des échantillons hydrogénés. Le vecteur d'onde initial de modulation 80 varie continûment le long de cette ligne; à P = 0, T = 213,6 K, 80 = 0,141 est légèrement inférieur à 1/7 alors qu'à P = 1930 bar, T = 185 K, 80 = 0,163 est légèrement inférieur à 1/6.

La mesure en pression des paliers 8 = 1/7 pour différents isothermes a permis de tracer un « ilôt » dans le diagramme de phase où le vecteur d'onde de la modulation est bloqué en 1/7. Cet ilôt semble s'établir pour une pression d'environ 450 bar et une température approximativement égale à 201 K; pour des températures plus élevées, jusqu'à environ 210 K, 8 passe par la valeur 1/7, mais ne s'y ancre pas.

De la même manière, la mesure en pression des paliers 8 = 1/9 pour différentes isothermes a permis de tracer les deux lignes de transitions incommensurable - commensurable 9 b - ferroélectrique (8 = 0). Ces deux lignes se rencontrent en un point triple (T~ 175 K, P = 520 bar) correspondant à la coexistence des trois phases : incommensurable, ferroélectrique et commensurable 9 b.

Contrairement à la phase de surstructure 7b, la phase de surstructure 9 b existe déjà à P = 0 et disparaît progressivement quand on augmente la pression; le domaine d'existence de cette phase 9 b est beaucoup plus restreint que celui de la phase 7 b. La ligne de transition incommensurable - ferroélectrique a été déterminée jusqu'à (P=1240 bar, T = 160,4 K); sa pente d T/dP— — 19,8 K/kbar est là encore plus faible que celles mesurées par Gesi [12] (—26 K/kbar), puis par Klimowski [13] ( — 25,5 K/kbar) sur des échantillons hydrogénés.

Enfin, nous avons tracé la ligne de transition haute pression; sa pente dT/dP^102,7 K/kbar. Cette ligne de transition vient couper les lignes de transition désordonnée -> incommensurable - commensurable 7 b —► incommensurable -» phase ferroélectrique. Des mesures supplémentaires sont nécessaires, afin de préciser la nature de ces différents points d'intersection.


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Nous pouvons maintenant discuter les résultats obtenus sur 8 à la lumière d'une nouvelle approche théorique due à S. Aubry [8]. Le modèle considéré consiste en une chaîne linéaire d'atomes couplés élastiquement et soumise à un potentiel périodique de période différente de celle du réseau. Un tel modèle donne pour la variation du vecteur d'onde de modulation en fonction des paramètres du modèle une courbe continue qui présente des paliers à. chaque valeur rationnelle commensurable. Une telle courbe est appelée « escalier du diable ». On peut distinguer deux cas limites :

l° la limite où la modulation est presque sinusoïdale. La transformation est douce et réversible et, dans ce cas, les marches sont très étroites. Expérimentalement, on s'attend à mesurer pour 8 une variation lente et continue, sans hystérésis (escalier du diable incomplet);

2° la limite où le système peut être décrit par un arrangement périodique de défauts ancrés sur le réseau; dans ce cas, la courbe 8 en fonction des paramètres du modèle n'est constituée que de marches et présente une hystérésis globale (escalier du diable complet).

La situation telle qu'elle se présente dans la thiourée est extrêmement variée. Pour certaines conditions de température et de pression, 8 varie continûment et doucement, passe par la valeur rationnelle 7 sans s'y accrocher; on se trouve certainement plus proche de la première situation, alors que pour d'autres régions du diagramme de phase le système semble avoir un comportement plus proche de la deuxième situation. Ayant trouvé en plus de la phase ferroélectrique où 8 = 0 trois « accrochages » aux valeurs rationnelles 3, 7 et 9, nous nous sommes posés la question : à savoir s'il n'était pas possible de trouver d'autres accrochages à d'autres valeurs rationnelles simples. Des mesures très fines effectuées au voisinage de 8 ne semblent pas révéler d'ancrage.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] A. L. SOLOMON, Phys. Rev., 104, 1956, p. 1191.

[2] M. M. ELCOMBE et J. C. TAYLOR, Acta Cryst., A 24, 1968, p. 410.

[3] H. FUTAMA et A. CHIBA, Reported at Annual Meeting of the Physical Society of Japan, held in Fukuoka, 1963.

[4] T. MITSIU, E. NAKAMURA, Y. SHIOZAKI, H. MOTIGI, T. SEKIDO, M. ICHIKAWA, T. TAKAMA, M. HOSOYA, K. SHIBUKAWA, N. WAKAKI et J. FURUICHI, Proc. Intern. Meeting on Ferroelectrics, Prague, 1, 1966, p. 222.

[5] H. FUTAMA, Y. SHIOZAKI, A. CHIBA, E. TANAKA, T. MITSUI et J. FURUICHI, Phys. Letters, 25 A, 1967, p. 8.

[6] A. H. MOUDDEN, F. DENOYER, M. LAMBERT et W. FITZGERALD, Solid State Comm., 32, 1979, p. 933.

[7] F. DENOYER, A. H. MOUDDEN et M. LAMBERT, Ferroelectrics, 24, 1980, p. 43.

[8] S. AUBRY, Seminar on the Riemann Problem, Spectral Theory and Complète lntegrability, 1978/1979, D. G. CHUDNOVSKY, éd., (Lecture Notes in Math., Springer-Verlag, 1980).

[9] P. W. BRIDGMAN, Proc. Amer, Acad. Art. Sc., 72, 1937, p. 227; 76, 1948, p. 71.

[10] S. S. KABALKINA, Zh. Fiz. Khim., 35, 1961, p. 276.

[11] A. H. MOUDDEN, L. GATEBOIS, F. DENOYER et M. LAMBERT, Rev. Sc. Instrum., 51,(6), 1981, p. 836. [12] K. GESI, J. Phys. Soc. Japan, 26, 1969, p. 107.

[13] J. KLIMOWSKI, W. WANARSKI et D. OZGO, Phys. Stat. Sol. A, 34, 1977, p. 697.

F. D., A. H. M., A. B. et M. L. : Laboratoire de Physique des Solides associé au C.N.R.S.,

Bât. 510, Université Paris-Sud, 91405 Orsay; R. C. et C. V. : I.L.L., B.P. n° 156, 38042 Grenoble Cedex.


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ACOUSTIQUE. — Une formulation variationnelle par équations intégrales pour la résolution de l'équation de Helmholtz avec des conditions aux limites mixtes. Note (*) de Mohamed Ali Hamdi, présentée par Robert Legendre.

Nous proposons une formulation variationnelle par équations intégrales qui évite la « Partie Finie » et qui conduit après discrétisation par une méthode d'éléments finis de surface à un système linéaire dans lequel la matrice globale est symétrique.

In order to solve the Helmholtz problem."P" [equations (1), (2), (3) and (4)] we présent a variational formulation corresponding to the integral equations which avoid the explicit evaluation of the "Finite Part". This leads to symmetrical matrices after discretisation with boundary finite element methods.

Pour résoudre le problème « P » de Helmholtz (cf. fig.):

Pour chercher les solutions du problème « P », nous utiliserons « une méthode indirecte » [1] basée sur l'utilisation de variables auxiliaires qui sont les densités <J et µ de deux potentiels, l'un de simple couche [5] défini sur S1 et l'autre de double couche ([3], [4]) défini sur S2.

Avant d'accéder au potentiel cp, nous sommes d'abord amenés à calculer ces deux variables auxiliaires.

En effet le potentiel cp est lié implicitement aux densités CT et µ par la relation :

où : M est un point du domaine Q, P est un point de la frontière 80. du domaine Q et G(M, P) = e'tR/4nR est la solution élémentaire de Green de l'équation (1), qui vérifie la condition de rayonnement de Sommerfeld (4).

Il est immédiat dé vérifier, en tenant compte des propriétés de la fonction G (M, P), que le potentiel cp (M) ainsi obtenu satisfait les équations (1) et (4) et que µ et u représentent


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respectivement les sauts du potentiel cp et de sa dérivée normale à la traversée de S2 et S1 :

Pour finir, l'application des conditions aux limites (2) et (3) établit le système d'équations intégrales permettant la détermination des densités inconnues ci et µ.

Ceci s'obtient en faisant tendre le point M, dans un premier temps vers la surface S1 ce qui permet d'appliquer la condition aux limites (2), ensuite vers la surface S2 ce qui permet d'appliquer la condition aux limites (3) :

Sous réserve que l'on puisse calculer correctement les termes d'auto-influence relatifs au potentiel de double couche qui nécessitent la détermination de la partie finie (P.F.) de l'intégrale singulière sur S2, la discrétisation du système (8) par la méthode des collocations [6] conduirait à un système linéaire dans lequel la matrice globale serait pleine non symétrique.

Au lieu de résoudre directement le système (8), nous allons lui associer une forme variationnelle qui nous permettra d'acquérir les deux avantages suivants :

1° la régularité de toutes les intégrales intervenant dans cette forrne variationnelle;

2° la symétrie de la matrice globale obtenue après discrétisation de cette forme variationnelle.

Le système (8) est équivalent à l'équation variationnelle suivante :

où A est la forme bilinéaire donnée par :


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On montre facilement en tenant compté des propriétés de symétrie du noyau G (M, P) que la forme bilinéaire est elle même symétrique. Ainsi, la résolution du système (8) équivaut finalement à résoudre l'équation :

Pour calculer A((a, u), (a, u)) nous devons pouvoir évaluer l'intégrale :

En tenant compte encore une fois des propriétés de la fonction de Green nous montrons que l'intégrale I est aussi donnée par :

où U(M, P) est la fonction vectorielle définie par :

Si la surface S2 est suffisamment régulière et si µ e C1 (S2), le deuxième terme de I = 11 +12. dans l'expression (13) se transforme à l'aide de la formule de Stokes et nous obtenons :

Pour des bords de S2 suffisamment réguliers, le potentiel 9 reste borné et ne présente pas de saut le long de ÔS2, ce qui se traduit par la condition :

(16); µ(P)=0 pour tous les points P de 3S2.

En tenant compte de la relation (16) l'intégrale portant sur le bord de S2 est identiquement nulle et (15) se réduit, après avoir remplacé U(M, P) par son expression dans (14), à :

Moyennant les mêmes hypothèses que précédemment et en utilisant la seconde forme de la formule de Stokes, le terme entre crochets dans (17) se transforme en la somme de deux intégrales, la première portant sur S2 et la seconde sur le bord 5S2 de S2 et s'écrit :


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Pour les mêmes raisons que précédemment l'intégrale sur 3S2 est identiquement nulle et nous avons :

Nous obtenons finalement le résultat suivant :

La forme bilinéaire A ((CT, µ), (a, µ)) donnée par (10) est aussi donnée par :

où µ est nulle le long des bords 3S2 de la surface S2.

CONCLUSION. — Contrairement à la méthode des collocatiohs, l'équation variationnelle obtenue en reportant (20) dans (11) évite d'une part, le calcul de la partie finie de l'intégrale singulière sur S2, ce qui facilite considérablement la mise en oeuvre des approximations numériques, et conduit d'autre part, après discrétisation par éléments finis à un système linéaire dans lequel la matrice globale est symétrique, ce qui permettra l'utilisation d'algorithmes de résolutions performants.

Résumé d'un texte qui sera conservé 5 ans dans les Archives de l'Académie et dont copie peut être obtenue.

(*) Remise le 17 novembre 1980, acceptée le 8 décembre 1980.

[1] R. R. BALDINO, An Integral Equation Solution of the Mixed Problem for the Laplacian in R 3, Rapport interne du centre de mathématiques appliquées de l'École polytechnique, avril 1979.

[2] J. GlROIRE, Intégral Equation Methods For Exterior Problems for the Helmholtz Equation, Rapport interne du centre de mathématiques appliquées de l'École polytechnique, septembre 1978.

[3] J. GlROIRE et J. C. NEDELEC, Math. Comput., 32, n° 144, octobre 1978, p. 973-990.

[4] J. C. NEDELEC, Comptes rendus, 286, série A, 1978, p. 103.

[5] J. C. NEDELEC et J. PLANCHARD, R.A.I.R.O., série rouge, 7, n° 3, 1973, p. 105-129.

[6] N. SAYHI, Résolution du problème de rayonnement par collocation des formulations intégrales directe et indirecte à l'aide des potentiels de simple et double couche (Thèse de Docteur-Ingénieur, Université de Technologie de Compiègne, 1979).

Université de Compiègne, B.P. n° 233, 60206 Compiègne.


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PHYSIQUE GÉNÉRALE.— Analyse limite d'un circuit RLC. Analogie mécanique. Note (*) de Michel Fremond; Ahmed Friaâ et Marco Raupp, présentée par Paul Germain.

En adoptant un formalisme analogue à celui de l'analyse limite en mécanique, on définit deux méthodes d'approche du convexe des forcés électromotrices supportables par un circuit RLC, muni d'une cellule qui claque si la différence de potentiel entre ses bornes dépasse un seuil donné. Ces méthodes, dont l'intérêt est montré sur un exemple, sont les analogues des méthodes statique et cinématique en analyse limite. Elles se généralisent de plus à des circuits plus complexes.

Using a formalism analogous to that of limit analysis in mechanics, we define two methods of study of the convex set of. electromotive forces which a RLC circuit can support when it includes a cell which blows if the potential difference between its two connections exceeds some given threshold. These methods are demonstrated on an exemple; they are the analogue of static and kinematic methods in limit analysis. They do generalize to more complex circuits,

1. LE PROBLEME. — Soit le circuit électrique représenté sur la figure 1, comportant une résistance, une inductance et une capacité placées en série. On désignera, comme d'habitude par R,L et C les caractéristiques respectives de ces éléments.

Par ailleurs, une cellule dont la loi de comportement est représentée sur la figure 2, est montée parallèle avec le condensateur. En particulier, la cellule claque si la différence de potentiel centre ses bornes dépasse un seuil donné vc.

Aux bornes de ce circuit, est appliquée une force électromotrice :

les en ( ) désignent des fonctions (du temps t) données, et les Xn sont des paramètres variables : les commandes à la disposition de l'utilisateur.

A l'instant initial t=0, pu le circuit est au repos (le condensateur étant déchargé et l'intensité qui le traverse nulle), un utilisateur applique la force électromotrice e(t) caractérisée par la commande l=(k1, X2, ..., ?v.N).

Le problème consiste à savoir si pour la commande A, la cellule va claquer ou non dans l'intervalle [0, T] (durée d'utilisation du circuit).

Ainsi posé, ce problème présente une analogie, avec les problèmes de l'analyse limite en mécanique ([1], [4], [6]), La différence principale est qu'en analyse limite, les problèmes sont quasi-statiques tandis que le problème qui nous intéresse ici est essentiellement dynamique,

2. LES ÉQUATIONS. — Soient v1, la différence de potentiel entre les bornes de l'ensemble rèsistance-inductance (élément consommateur 1 ), traversé par le courant j1, j2, la somme des courants a2 et b2 qui traversent le condensateur et la cellule (élément consommateur 2), i le courant qui traverse l'élément producteur d'énergie.

C. R.; 1981, 1er Semestre. (T, 292, N° 1) Série II — 3


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On a alors les relations :

où ô\|/, désigne le sous-différentiel de la fonction indicatrice de l'intervalle [ — vc, vc]. Les conditions initiales sont :

Le problème d'évolution (1 ) à (6) a été résolu dans [5]. Le problème qui nous intéresse ici consiste à trouver l'ensemble K des commandes A, supportables par le circuit, qui est défini par :

3. QUELQUES NOTATIONS ET DÉFINITIONS. — En adoptant une notation classique pour les espaces de Sobolev munis de leurs structures habituelles [3], on pose : I=H2(0, T), l'espace des intensités possibles dans l'élément producteur d'énergie; E = H1(0, T), l'espace des forces éléctromotrices dans l'élément producteur d'énergie. Le travail de la force électromotrice e e E dans l'intensité i e I est :

J1 = J2 =H 2 (0, T), l'espace des intensités possibles dans les éléments consommateurs 1 et 2;

les espaces des courants et des différences de potentiel dans les éléments consommateurs 1 et 2. Le travail de j = (Ji,J2)e J, dans v = (v1, c2)eV est :

La première loi de Kirchoff (équilibre des noeuds) s'écrit :

L'opérateur s est linéaire, continu et injectif de I dans J. On note 1s son transposé.


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La deuxième loi de Kirchoff (équilibre des boucles) traduit la conservation de l'énergie et s'écrit :

ou 's(v)=e, ou encore e = v1+v2;

On définit l'ensemble des différences de potentiel qui équilibrent une commande X :

et l'ensemble des différences de potentiel qui sont Supportables par les éléments consommateurs du circuit :

On peut noter que :

Cette relation définit deux applications linéaires et surjectives ;

On peut alors montrer la :

PROPOSITION 1. — On a K = L (G n S). L'ensemble K est convexe, fermé dans RN et contient l'origine.

En adoptant une démarche analogue à celle utilisée en analyse limité, on peut définir deux méthodes d'approche du convexe K.

4. APPROCHE DE K PAR L'INTÉRIEUR (approche statique en mécanique). — La méthode consiste à se donner des forces électromotrices e' qui sont des combinaisons linéaires indépendantes des en, et à trouver des a'eR tels que :

L'enveloppe convexe des points Xl est contenu dans K. Cette méthode conduit à la résolution d'un certain nombre d'équations différentielles.

5. APPROCHE DE K PAR L'EXTÉRIEUR(approche cinématique en mécanique). — La fonction d'appui du convexe G est définie, pour s (i)eJ, par :


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On montre que :

La méthode d'approche de K par l'extérieur est alors basée sur les remarques suivantes : Soit qeRn, q#0, on a :

et K est contenu dans le demi-espace :

On peut montrer [1], [2] que :

L'approche par l'extérieur conduit donc à un problème de minimisation.

6. EXEMPLE. — On prend R = 0, N = 1, Vt, e1 (t)= 1, on pose co = l/%/LC- On démontre alors par la méthode du paragraphe 5, sans avoir à résoudre une équation différentielle :

PROPOSITION 2. — Le convexe K (ici un intervalle) est défini par K = [ — X0, X0] avec :

Remarque. — Il est normal que pour T petit la force électromotrice limite soit grande puisque le potentiel v1 est continu et part de la valeur 0 pour t = 0. Il faut enfin noter que les méthodes définies aux paragraphes 4 et 5 se généralisent aisément à des circuits linéaires plus complexes.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] M. FREMOND et A. FRIAÂ, Comptes rendus, 286, série A, 1978, p. 107.

[2] A. FRIAÂ, Le matériau de Norton-Hoff généralisé en plasticité et viscoplasticité (Thèse, Université Pierreet-Marie-Curie, 1979).

[3] J.-L. LIONS, Problèmes aux limites dans les équations aux dérivées partielles, Presses de l'Université de Montréal, 1972.

[4] B. NAYROLES, J. Méc, 9, n° 3, 1970, p. 491-506.

[5] M. RAUPP et D. BAIOCCHI, Bol. Soc. Mat. Brasil, 1980 (à paraître).

[6] J. SALENÇON, Calcul à la rupture et plasticité, Cours de D.E.A., École Nationale des Ponts et Chaussées, Paris, 1978.

M. F. : Laboratoire central des Ponts et Chaussées,

58, boulevard Lefebvre, 75732 Paris Cedex 15;

A. F. : Ecole nationale d'Ingénieurs de Tunis,

B.P. n° 37, Belvédère, Tunis, Tunisie;

M. R. : Centro Brasileiro de Pesquisas Fisicas,

avenida Wehceslau-Braz 71, CEP 2000,

Rio de Janeiro, R. J., Brésil.


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Série II - 25

PHYSIQUE DE L'ATMOSPHERE. — Le Lidar : un instrument d'étude de la température stratosphérique et mésosphérique. Note (*) de Alain Hauchecorne et Marie-Lise Chanin, présentée par Jacques E. Blamont.

La mesure de la rétrodiffusion Rayleigh d'un faisceau laser permet d'obtenir le profil de densité dans la stratosphère et la mésosphère et d'en déduire le profil de température. Deux exemples, basés sur les premiers résultats obtenus en latitude moyenne, montrent le type d'études que permet cette méthode : la surveillance quotidienne d'un échauffement stratosphérique en février 1980 indique la montée de réchauffement à cette latitude et l'étude du refroidissement nocturne stratosphérique confirme un désaccord avec la théorie. L'emploi de cette technique pour la surveillance en continu d'un événement apparaît prometteuse,

Range-résolved Rayleigh scattering of a laser beam is able to provide density profiles in the stratosphère and mésosphère from which température profiles can be deduced. From preliminary results obtained at middle latitude (44°N, 6°E) two examples of the type of study to be undertaken are given a daily survey of a stratospheric warming in February 1980 indicating an upward motion of the warming at this latitude and a study of the night-time stratospheric cooling confirming a disagreement with the theoretical model. The possibility of using this technique to survey an event on a continuous basis appears promising.

INTRODUCTION. — La rétrodiffusion Rayleigh d'un faisceau laser émis verticalement permet de mesurer le profil de densité atmosphérique de nuit entre 30 et 80 km et d'en déduire le profil de température [1] avec une précision dépendant des performances de la station Lidar. La station fonctionnant à l'Observatoire de Haute-Provence (O.H.P.; 44°N, 6°E)

depuis mai 1980 permet d'obtenir le profil de température moyen au cours d'une nuit avec une précision de 0,2K à 35 km, 1 K à 50 km et 4 K à 70 km [2]. Pour les données obtenues avant mai 1980, la précision est d'environ trois fois moins bonne.

Cette Note présente deux exemples de ce que peut apporter le Lidar à l'étude de la température dans la haute stratosphère et la basse mésosphère. La première étude concerne l'évolution de la température observée au cours de l'anomalie d'hiver de 1980 et la secondé présente le refroidissement moyen de la stratosphère au cours de 10 nuits d'été de 1979 à 1980.

Fig. 1. — Profils de température mesurés par Lidar à l'O.H.P. avec leur incertitude (grisé) par sondage-ballon à Berlin ( — ) et modèle CIRA 1972 interpolé à 44°N pour le mois de mesure (—).


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ANOMALIE D'HIVER. — Les profils de température entre 30 et 65 km obtenus au cours de l'hiver 1979-1980 et intégrés pour chaque nuit d'observation sont présentés sur la figure 1. Ils sont comparés au modèle CIRA 1972 interpolé à 44°N pour le mois de la mesure. Leur résolution verticale a été dégradée de 1,2 à 3,6 km par une moyenne glissante afin d'améliorer la précision de la mesure. La qualité variable des données est due aux conditions météorologiques qui limitent les périodes de fonctionnement du Lidar.

Ces profils sont comparés, entre 30 et 35 km, aux radio-sondages effectués à Berlin (52°N, 14°E), le jour précédent ou suivant la nuit d'observation par Lidar (fig. 1). La différence entre les deux profils ne dépasse jamais 10°C malgré l'éloignement d'environ 1000 km entre les lieux d'observation.

Le profil du 20 décembre 1979 (fig. 1 a) montre une stratosphère peu perturbée mais plus froide que la normale. Les cartes de température à 30 mb [3] indiquent que la stratosphère moyenne est restée froide de la mi-décembre 1979 à la fin janvier 1980 au-dessus de presque toutes les régions situées au nord de 40°N. La série de profils Lidar du 6 au 14 février 1980 (fig. 1 b, c, d et e) permet de suivre un échauffement de l'atmosphère dont le maximum se situe à 35 km dans la nuit du 6 au 7 février. Les radio-sondages de Berlin montrent également la disparition de cet échauffement à 35 km entre le 6 et le 14 février. Les 28-29 février apparaît un second échauffement qui est signalé comme l'un des plus intenses observés à Berlin à 35 km depuis que des données existent [3]. La stratopause observée par Lidar est exceptionnellement basse (44 km) et chaude (290 K) pour la saison. Au-dessus de ce niveau, la température s'effondre de 30 K entre 44 et 47 km. Il est donc possible qu'il se soit créé une couche de 3 km d'épaisseur en équilibre convectif présentant un gradient adiabatique de — 10 K/km, mais la médiocre précision des mesures cette nuit là, ne permet pas d'être affirmatif. L'événement observé le 28-29 février correspond au début de réchauffement stratosphérique majeur de l'hiver pour lequel l'alerte a été donnée le 27 février [3]. Celui-ci a ensuite détruit le vortex polaire et établi la circulation générale d'été durant la première moitié de mars. Le profil de température du 11-12 mars n'est pratiquement pas perturbé.

Les profils très structurés observés par Lidar du 6 au 14 février font penser que la montée de l'échauffement au cours de cette période est liée à la propagation d'une onde planétaire. L'étude de l'évolution du profil de température pendant un tel événement, pourrait permettre d'estimer le flux montant d'énergie qui lui est associé. Malgré l'insuffisance des données, on peut estimer sa période à 12-15 jours, son amplitude à 35 km à environ 12 K et le flux d'énergie à 35 km à environ 500 mW/m 2, au cours de cette période.

La comparaison de l'évolution de la température observée du 6 au 22 février 1980 par sondage-fusée à Thulé (77°N, 69°W) avec celle observée par Lidar à l'O.H.P. (fig. 2) permet de mieux comprendre l'événement de début février. A Thulé, un échauffement apparaît vers le

Fig. 2. — Coupe temps-altitude des isothermes en °C à l'O.H.P. (a) Thulé (b) et l'île de Heiss (c).


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13 février à 52 km, au moment où il atteint cette altitude à l'O.H.P. et descend pour atteindre 35 km Vers le 20 février, ce qui est l'évolution classique d'un échauffement stratosphérique en région polaire, mais qui est l'inverse de la montée de la phase observée à l'O.H.P.

Les cartes des niveaux 1 mb (44-48 km) et 10 mb (28-31 km), obtenues à partir des données du satellite SS U [4] montrent le déplacement de la dépression polaire vers le Sud-Est entré le 6 et le 21 février (fig. 3); ce qui permet à partir du12-13 février la pénétration en zone polaire d'air chaud provenant des latitudes moyennes. Le vent moyen déduit de ces cartes explique le délai de 2 jours entre les échauffements respectivement à l'O.H.P. et à Thulé vers 45-50 km et le délai plus-long observé à 30-35 km.

Il sera nécessaire de confirmer ce processus de la propagation d'un échauffement stratosphérique sur d'autres exemples pour pouvoir affirmer que l'observation de la température stratosphérique à l'O.H.P. permet de prévoir l'arrivée d'une masse d'air chaud en région polaire. Il faut noter que la situation géographique de l'O.H.P., au sud de la dépression polaire déplacée vers 60-70°N, est très favorable à cette observation.

Fig. 3. — Déplacement de la dépression polaire à 1 et 10 mb en février 1980 et trajet d'une masse d'air chaude après son observation à l'O.H.P.

Fig. 4. — Evolution de la température nocturne en été mesurée par. Lidar à l'O.H.P. (—)

et sinusoïde de moindres carrés de période 24 h ( —-—). Fig. 5. — Amplitude de là variation diurne de température mesurée par Lidar à 44°N en été (———), par sondage fusée à 59°N en septembre [7] (.) et de 28 à 38°N [6] (X) et déterminée théoriquement à 45°N [5] (--—-).


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VARIATION NOCTURNE DE TEMPERATURE. — Une étude statistique du refroidissement nocturne de la stratosphère a été menée à partir des sondages Lidar effectués au cours de 8 nuits de l'été 1979, entre le 9 juillet et le 2 septembre, et de 2 nuits de 1980, du 12 au 14 août. Cette étude porte sur les nuits pour lesquelles nous disposions d'au moins 4 h de données. Chaque nuit est décomposée en périodes de 1 h, et pour chaque tranche horaire, on détermine la température moyenne de 4 couches de 5 km d'épaisseur centrées à 35, 40, 45 et 50 km d'altitude, ainsi que l'écart par rapport à la moyenne de la nuit. La valeur moyenne des écarts horaires au cours des 10 nuits, est ensuite calculée en affectant à chaque donnée un poids qui augmente avec la précision des mesures. On effectue ensuite une moyenne glissante sur 2 h pour améliorer la précision du résultat.

La figure 4 présente l'évolution nocturne de température ainsi obtenue. On observe un refroidissement au cours de la nuit, à toutes les altitudes. Les réchauffements apparaissant parfois en cours de nuit, ne dépassent jamais l'incertitude des mesures. Dans la haute stratosphère, la théorie prévoit que la principale variation diurne de la température est celle induite par la marée diurne [5], l'amplitude de la marée sèmi-diurne étant sensiblement plus faible. Les données expérimentales ont donc été approximées par leur sinusoïde de moindres carrés de période 24 h, et ayant pour phase celle prédite par la théorie [5], ce qui permet d'évaluer l'amplitude de la marée diurne à partir des résultats expérimentaux. La figure 5 compare le résultat obtenu à l'amplitude théorique [5] ainsi qu'à celle mesurée par différentes expériences par sondages en fusée ([6], [7]). L'amplitude observée par Lidar est, en général, supérieure à la valeur théorique, particulièrement vers 45 km où le désaccord est d'un facteur 3.

Ce désaccord avec la théorie se retrouve sur les déterminations de l'amplitude de la marée diurne par sondage-fusée (fig. 5), ce qui laisse penser qu'il ne' provient pas d'erreurs expérimentales, étant donné que les sources d'erreurs qui affectent les deux méthodes de mesure sont totalement différentes. Pour tenter d'expliquer ce désaccord, il serait nécessaire d'affiner le modèle théorique en y incluant la marée semi-diurne et en tenant compte du gradient méridional de température.

CONCLUSION. — Le Lidar apparaît comme un instrument précieux pour l'étude de l'atmosphère entre 30 et 70 km, région dans laquelle seuls actuellement les sondages en fusée fournissent des mesures présentant une résolution verticale comparable. Une surveillance de la température stratosphérique et mésosphérique, à partir du sol et de façon continue de nuit, limitée seulement par les conditions météorologiques est maintenant à notre portée.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] A. HAUCHECORNE et M. L. CHANIN, Geophys. Res. Lett., 7, 1980, p. 565-568.

[2] M. L. CHANIN et A. HAUCHECORNE, Lidar Observation of Density Gravity waves in the Stratosphère and Mésosphère (soumis au J. Geophy. Res., septembre 1980). [3] K. LABITZKE, Beilage zur Berliner Wetterkarte, 4, 1980. [4] T. N. PALMER, Bracknell Meteorological Office Data, 1980. [5] R. S. LINDZEN, Quart. J. R. Met. Soc, 93,1967, p. 18-42. [6] L. R. HOXIT et R. M. HENRY, J. Atmos. Sc., 30, 1973, p. 922-933. [7] F. R. CHUKWUEMEKA EZEMENARI, J. Atmos. Sc., 33, 1976, p. 695-706.

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GÉOPHYSIQUE. — Mesure de la vapeur d'eau troposphérique par absorption différentielle laser. Note (*) de Claude Cahen, Jacques Pelon, Pierre Flamant et Gérard Mégie, présentée par Jacques E. Blamont.

Le rapport de mélange de la vapeur d'eau dans la troposphère jusqu'à une altitude de 8 km est mesuré avec une résolution verticale supérieure à 300 m par absorption différentielle laser. La résolution temporelle est supérieure à 8 mn et la précision meilleure que 10 % pour l'ensemble d'un profil de vapeur d'eau. L'étude de la variabilité des profils de vapeur d'eau au-dessus du site de l'Observatoire de Haute-Provence (44°N, 6°E) est également présentée.

The watervapor mixing ratio in the troposphere up to an altitude of8 km is measured with a vertical resolution better than 300 m using the differential absorption lidar technique. The temporal resolution is less than 8 mn and the relative accwacy on the water vapor profile is better than 10 %. A comprehensive study of the variability of the water vapor mixing ratios observed at the Haute-Provence Observatory (44°N, 6°E) is presented.

INTRODUCTION. — Nous présentons les premières mesures par absorption différentielle laser de la répartition verticale de la vapeur d'eau dans la troposphère jusqu'à une altitude de 8 km. Le rapport de mélange de la vapeur d'eau est obtenu avec une résolution temporelle supérieure à 8 mn et une résolution verticale supérieure à 300 m. La validité des mesures est démontrée d'une part, par une comparaison avec les radiosondages effectués sur le même site d'observation et d'autre part, par là bonne reproductibilité de mesures successives. Les expériences ont eu lieu à l'Observatoire de Haute Provence durant les mois de juillet et août 1980, et nous rapportons ici les résultats de dix nuits de mesure.

MÉTHODOLOGIE. — La méthode d'absorption différentielle laser [1] nécessite l'émission de deux impulsions dont les fréquences V1 et v2 sont centrées: respectivement l'une sur un maximum d'absorption de la molécule d'eau, l'autre en dehors de toute absorption. La comparaison des signaux rétrodiffusés par l'atmosphère aux deux fréquences, pour des altitudes voisines z et z+Az, permet de calculer l'épaisseur optique locale de la vapeur d'eau, AT, dans l'intervalle d'altitude Az [2] dans la limite des hypothèses suivantes :

(a) les fluctuations atmosphériques durant la mesure sont négligeables [3];

(b) l'écart spectral entre les deux fréquences de mesuré est faible [3];

(c) l'émission laser peut être considérée comme monochromatique [4].

Afin de minimiser l'erreur sur la mesure, l'épaisseur optique intégrée entre le sol et l'altitude considérée doit être : % a 1,1 [2]. Pour la vapeur d'eau troposphérique cette condition impose le choix d'une section efficace a 0 au maximum de là raie d'absorption :a0~2.10- 23 cm 2. Plusieurs raies de la bande de vibration-rotation (301) de la molécule d'eau, centrée dans le proche infrarouge à 13 850 cm- 1 (longueur d'onde 722nm), possèdent une telle section efficace Ç0. Cependant seules les raies pour lesquelles a0 reste insensible aux variations de température avec l'altitude, peuvent convenir. Cette condition détermine le niveau d'énergie rotationhel inférieur E" dé la transition : E"=310cm'~ 1 pour les températures troposphériques. La transition 40—4_1, centrée à 13 823,173 cm- 1 (723,236 nm), satisfait à la double condition d'insensibilité aux variations de température (niveau d'énergie inférieur 4- 1 [5]) et d'optimisation du sondage laser (x ~ 1,1, choix du niveau supérieur 40 [6]). Dans ce cas, le rapport de mélange de la vapeur d'eau est directement proportionnel à l'épaisseur, optique locale :

où n0 est la densité atmosphérique au sol et Az la résolution verticale de la mesure.


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MONTAGE EXPERIMENTAL. — La partie active du système de mesure est composée d'un laser à colorant (un oscillateur et une chaîne d'amplificateurs utilisant la carbazine 122 en solution dans l'eau distillée) pompé par un laser Nd 3 + YAG doublé en fréquence. Le laser à colorant émet à un taux de répétition de 10 Hz des impulsions de 12 ns, d'une énergie de 70 mJ. L'émission du laser à colorant est accordable en fréquence entre 14000 et 13 800 cm- 1 (710725 nm). Sa largeur spectrale d'émission (0,02 cm- 1) est très inférieure à la largeur de la transition moléculaire (0,1 cm- 1) satisfaisant ainsi à l'hypothèse (c) ci-dessus. La stabilisation de la fréquence d'émission et la commutation entre les deux fréquences de mesure v1 et v2 sont obtenues au moyen d'un interféromètre de Fizeau et d'un système

d'analyse multicanaux [7]. Une commutation rapide (0,1 Hz) des fréquences d'émission et un faible écart spectral (0,3 cm- 1) entre celles-ci répondent aux hypothèses (a) et (b). Un télescope de 60 cm de diamètre collecte le signal rétrodiffusé qu'un photomultiplicateur détecte. Le signal analogique est échantillonné par un analyseur de transitoires de type Biomation 1010. Un calculateur PDP 11-34 gère l'ensemble de l'expérience et permet en temps réel le traitement des données.

RESULTATS. DISCUSSION. — Les résultats obtenus durant le mois de juillet 1980 permettent de distinguer deux domaines d'altitude (pour des altitudes inférieures ou égales à 8 km) dans lesquels les variations temporelles du rapport de mélange de la vapeur d'eau sont différentes.

Sur la figure 1 nous présentons les résultats pour le domaine d'altitude compris entre 1 et 2,5 km, La résolution temporelle de chaque sondage est de 4 mn, la résolution verticale de 100 m. Les écarts en rapport de mélange pour une même altitude sont significatifs si on les compare à l'erreur statistique sur la mesure qui reste inférieure à 10 % sur l'ensemble du profil : une variabilité de 20 % a été observée pour une période de 30 mn.

Les profils de vapeur d'eau entre 2 et 8 km (fig. 2 a) obtenus au cours de la même nuit (pour une résolution temporelle de 8 mn) ne présentent pas quant à eux de variations significatives; celles-ci restent inférieures ou égales à l'erreur statistique sur le signal. La reproductibilité satisfaisante des mesures permet alors une comparaison entre le profil moyen obtenu en 50 mn par sommation des différents profils enregistrés et le radiosondage effectué simultanément sur le même site (fig. 2 b). La résolution verticale de la mesure laser est de

Fig. 1. — Profils verticaux en fonction de l'altitude du rapport de mélange (g/kg) de la vapeur d'eau entre 1 km et 2,5 km obtenus le 23 juillet 1980, entre 2h 46 TU et 3h 03 TU. Chaque profil correspond à une intégration temporelle de 4 mn. L'altitude de référence (0 km) est prise au niveau de la mer; l'altitude de la station est de 670 m.


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300 m, et la précision minimale est de 10 % à 7 km. Compte tenu de l'incertitude sur la mesuré d'humidité par radiosondage [6] ces deux profils sont donc en bon accord.

Les différentes échelles de temps observées pour les variations du rapport de mélange de la vapeur d'eau et les vitesses des vents moyens mesurées au cours des mêmes nuits montrent que l'échelle horizontale de ces variations correspond dans les basses couches (1 à 2,5 km) à l'échelle locale (< 30 km) et dans la moyenne troposphère (2,5 à 8 km) à la mésoéchelle. La variabilité de l'humidité dans les basses couches peut être considérée comme représentative de l'advection orographique locale (le site de l'Observatoire est situé dans les pré-Alpes) et de la dynamique de turbulence et de convection des premiers kilomètres de l'atmosphère. L'existence d'un profil stable de vapeur d'eau dans la moyenne troposphère permet de définir

Fig. 2. — Profils verticaux en fonction de l'altitude du rapport de mélange de la vapeur d'eau obtenus le 23 juillet

1980 (a) Profils successifs entre Oh 07 TU et 0h 54 TU correspondant à une intégration temporelle de 8 mn.

(b) Courbe (a) : sondage laser correspondant à une intégration temporelle de 50 mn entre 0 h 07 TU et

0h 57 TU, Courbe (b) : radiosondage local à l'Observatoire de Haute-Provence entre 0 h 15 et 1 h TU. Courbe

(c) : rapport de mélange saturé déduit dû profil de température mesuré par radiosondage local.

Fig. 3. - (a) Profils verticaux du rapport de mélange de la vapeur d'eau (g/kg) mesurés à 8 mn (a et b) et 15 mn (b et c) d'intervalles et profil de température obtenu par radiosondage, les isolignes correspondant au rapport de mélange saturé sont portées pour différentes valeurs de la température séparées de 5 K, (b) Rapport de diffusion (cf. texte) en fonction de l'altitude (échelle arbitraire). Courbes a et b : diffusion par les particules. Courbe c : augmentation de la diffusion due à l'apparition d'un nuage. Les courbés (a), (b), (c) des figures (a) et (b) se correspondent.


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une hauteur d'échelle H (1,7 km) par analogie avec la hauteur d'échelle atmosphérique : cette valeur est en accord avec la hauteur d'échelle calculée par la relation de Clapeyron [8] pour un profil à la saturation.

OBSERVATION DE LA FORMATION D'UN NUAGE. — Nous présentons sur la figure 3 a trois profils successifs d'humidité dans la moyenne troposphère, séparés respectivement de 8 et 15 mn, obtenus au cours d'une nuit sans vent de surface (< 10 km/h). Les vitesses verticales calculées à partir des profils expérimentaux sont de 1 m/s à 2 km d'altitude et de 0,2 m/s à 2,5 km. Ces vitesses semblent trop importantes pour être représentatives d'un phénomène de convection de nuit et doivent être partiellement du moins, reliées à des vents ascendants liés à l'orographie locale. Le gradient adiabatique local de l'air saturé [8], calculé à partir des données météorologiques, est égal à — 5,7 K.km- 1. Il est supérieur au gradient de température moyen observé : d T/dz = — 7,6 K. km - 1, ce qui confirme l'instabilité verticale de la masse d'air étudiée.

Le signal rétrodiffusé à la fréquence non absorbée v2 permet de détecter simultanément à la mesure de vapeur d'eau la présence d'aérosol (nuages, poussières). Sur la figure 3 b sont portées les valeurs du rapport de diffusion : R = (Bp + Bm) / Bm, où Bp, m est le coefficient de rétrodiffusion des particules ou des molécules atmosphériques. Les mesures révèlent la présence d'une couche de particules à 3,2 km, là où l'humidité relative est de 100 % (fig. 3 a) provoquant ainsi la formation d'un nuage de condensation qui apparaît sous la forme d'une rupture de pente sur le profil c de la figure 3 b. La bonne résolution temporelle de la mesure permet ainsi de suivre les variations de la répartition verticale de l'humidité au cours de la formation et de la disparition d'un nuage de faible extension horizontale.

CONCLUSION. — Nous avons montré que la mesure du rapport de mélange de la vapeur d'eau par la méthode d'absorption différentielle laser peut être effectuée de façon opérationnelle dans la troposphère jusqu'à une altitude de 8 km. La résolution verticale de la mesure et la possibilité d'effectuer une surveillance continue font du laser, en association avec les autres systèmes de télédétection déjà utilisés en météorologie (radar Doppler, sodar), un instrument d'étude essentiel de la basse atmosphère.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] R. T. H. COLLIS et P. B. RUSSELL, in Laser Monitoring of the Atmosphere, E. D. HINCKLEY, éd., SpringerVerlag, Berlin, 1976, p. 140. [2] G. MEGIE et R. T. MENZIES, Appl. Opt., 19, 1980, p. 1173. [3] R. M. SCHOTLAND, J. Appl. Meteor., 13, 1974, p. 71.

[4] C. CAHEN et G. MEGIE, J. Quant. Spectros. Rad. Transfer, 1981 (sous presse). [5] C. C. MOORE, M. G. J. MINNAERT et J. HOUTGAST, Monograph, 61, 1966. [6] E. V. BROWELL, T. D. WILKERSON et T. J. MCILRATH, Appl. Opt., 18, 1979, p. 3474. [7] C. CAHEN et coll., soumis à Rev. Phys. Appl., 1980. [8] J. T. HOUGHTON, in The Physics of Atmospheres, Cambridge University Press, 1977, p. 19.

C. C., J. P. et G. M. : Service d'Aéronomie du C.N.R.S.,

B.P. n° 3, 91370 Verrières-le-Buisson ;

P. F. : Laboratoire de Météorologie dynamique du C.N.R.S.,

Ecole polytechnique, 91128 Palaiseau.


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CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLÉCULAIRE. - Influence des azotes sur les spectres ultraviolets de dérivés benzyliques de la pipéridine et de la pipérazine. Note (*) de Bernard Vidal et Guy Bastaert, présentée par Paul Laffitte.

Nous mettons en évidence l'influencé sur le spectre ultraviolet de la 4-benzylpipéridine d'une interaction à longue distance transmise par le squelette o- entre le noyau aromatique et l'azote. Cette interaction lointaine existe dans la N-benzylpipérazine mais, paradoxalement, elle semble conduire à des effets spectroscopiques inverses de ceux observés dans le cas précédent. Nous interprétons ce phénomène.

We show the effect of a long range interaction, between the aromatic chromophore and the nitrogen atom, on the ultraviolet spectrum of 4-benzylpiperidine. This interaction involves the a frame. It exists also in N-benzylpiperazine but it seems that its spectroscopic effects are opposite to those observed in 4-benzylpiperidine. We explain thatbehaviour.

Nous exposons ici un travail où est mise à profit la sensibilité de la fonction amine au milieu pour étudier l'influence qu'elle a sur le spectre ultraviolet du chromophore benzénique, dans des amines cycliques comme la N-benzylpipérazine, la N-benzylpipéridine ou la 4-benzylpipéridine. Le substituant X dans une structure de type <3>-CH2X, comme c'est ici le cas, s'il est électroattracteur, élimine une partie de la perturbation qu'exerce le méthylène oc par effet donneur (inductif et hypérconjugatif) sur le noyau aromatique. La transition de celui-ci tend alors à redevenir électroniquement interdite et E00, intensité de la bande 00, diminue. Mais si le caractère électroattracteur de X est très marqué le substituant peut annuler l'influence du méthylène et exercer une perturbation de type attracteur par-delà ce dernier et s00 peut donc croître ([1], [2]).

Intensités de la bande 00 (E00)

Cyclohexane Méthanol

Espèces

totalement

protonées

(méthanol+ H+)

INFLUENCE DES AZOTES SUR LA « BANDE SECONDAIRE ». — L'étude de la « bande secondaire » du benzène, en présence d'une aminé tertiaire dans la molécule, est rendue délicate par le fait que cette transition subit un recouvrement prononcé de la part d'une transition voisine située vers les courtes longueurs d'ondes et ayant un caractère de transfert de charge [3]. Les différences de comportement entre la diméthylbenzylamine et la N-benzylpipéridine sont peu marquées, du fait de la similitude des caractères basiques, et ne mettent pas en évidence d'interaction lointaine particulière qui pourrait être attribuée au cycle en tant que tel.

Un point remarquable, qui est partagé avec les autres corps ayant un azote tertiaire en (3, est l'exaltation considérable de la bande 00 lorsqu'on acidifie le milieu pour obtenir l'espèce


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protonée. Ce phénomène que nous avons déjà étudié dans le cas des n-phénylalcoylamines [6] est ici surprenant par son extrême amplitude. On pourrait avancer des différences de constantes inductives [7] mais elles sont faibles par rapport aux effets constatés.

Lorsque l'azote est reporté en bout de cycle, comme dans la 4-benzylpipéridine, il conserve malgré la distance où il se trouve du chromophore une influence notable sur le spectre. Cette influence est mise en évidence lors du changement de milieu cyclohexane-» méthanol, par l'abaissement très net de la bande 00. Ceci est attribuable à une augmentation du caractère électroattracteur de l'azote dans le méthanol : la mobilisation du doublet libre par solvatation tend à donner à l'azote un élément de charge positive que cet atome compense par une augmentation de son pouvoir attracteur.

L'influence lointaine de l'azote sur le chromophore se remarque nettement lors du passage en milieu acide. La bande 00 voit son intensité diminuer d'environ 20 %. Cette décroissance est légèrement plus marquée que pour l'homologue linéaire pour lequel la variation est d'environ 10-15 % (<&-(CH2)4-NH2). Il s'agit d'une amine secondaire dont la basicité est plus marquée ([4], [5]), ce qui accroît la sensibilité au milieu, ici au milieu acide, néanmoins on est surpris par la différence observée. En effet un azote secondaire a sensiblement les mêmes capacités électroattractrices qu'un azote primaire [7].

Lorsque azote tertiaire et azote secondaire sont présents dans la même molécule la majeure partie de l'interaction provient, comme on doit s'y attendre, de l'azote tertiaire plus proche du chromophore. Cependant les spectres montrent que malgré l'effet très important qu'exerce cet azote on peut encore déceler celui de l'azote secondaire en bout de cycle. Mais, contrairement au cas de la 4-benzylpipéridine où la protonation de cet azote provoque une diminution de la valeur de s00, paradoxalement sa protonation concourt désormais à l'exaltation du système. On constate en effet que s00 est pour la benzylpipérazine plus élevé de 20, % environ que pour la N-benzylpipéridine en milieu acide dans les mêmes conditions. Ce phénomène peut s'expliquer si l'on répartit les points expérimentaux sur la courbe s00 = f (L) où S est un caractère électroattracteur corrigé des interactions du système aliphatique (fig.).

Évolution de e00 en fonction de 2 : @, N-benzylpipérazine; O, N-benzylpipéridine; 4-benzylpipéridine. Le point le plus à gauche de chaque couple correspond à l'espèce totalement protonée dans le méthanol, le plus à droite à l'espèce non protonée. La courbe est déterminée à partir de [6] et permet de calculer les S à partir des s00. Les flèches indiquent le déplacement du point représentatif lors de la protonation.


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Nous avons en effet montré dans un travail précédent [6] que l'intensité de la bande 00 variait dans les in-phénylalcoylamines linéairement en fonction de l'effet inductif o" de la chaîne; qui exalte ou diminue le caractère donneur (inductif et hyperconjugatif) du méthylène a. Une réaction de la part du système aliphatique à l'effet attracteur de l'auxochrome en co modifie la pente K des droites avec une amplitude qui dépend de la nature de l'auxochrome. Si l'on utilise 2 =k a les droites obtenues sont valables pour tout type de substituant fixé sur le méthylène oc. Le minimum que l'on peut observer sur la figure au point de concourt des segments linéaires correspond à l'annulation des effets de la chaîne sur le chromophore (symétrie D6 h de n restaurée, donc transition électroniquement interdite). L'intensité résiduelle est due au recouvrement avec le reste de la transition. Nous avons reporté sur cette courbe en V dont les deux branches indiquent une exaltation de s00 pour un effet donneur croissant (à droite) ou pour un effet; attracteur croissant (à gauche) s'éxerçant au niveau du chromophore.

Il apparaît à l'examen de la figure que les différences apparentes dans les effets de l'azote secondaire sur le comportement spectroscopique proviennent de ce que lorsqu'il est le seul azote de la molécule le point représentatif des effets électroniques se trouve sur la branche droite de la courbe en V, Par protonation le caractère donneur X du substituant décroît,; donc s00 aussi. Le point se déplace vers la gauche et s'abaisse. Les points représentatifs correspondant aux formes non protonées de la N-benzylpipéridine et de la N-benzylpipérazine sont, du fait de la présence de l'azote tertiaire proche du méthylène et exercent donc sur celui-ci un effet électroattracteur important, situés à proximité du minimum de la courbe. La protonation de la N-benzylpipéridine fait déplacer le point représentatif vers la gauche, celui-ci change alors de branche et s'élève donc. La N-benzylpipérazine ayant deux azotes la protonation totale rend le substituant plus électroattracteur que dans le cas précédent. Le point représentatif se déplace ainsi plus loin vers la gauche que pour la N-benzylpipéridine, ce faisant il s'élève plus haut. La différence de comportement lors de la protonation de l'azote secondaire : diminution de e00 dans le cas de la 4-benzylpipéridine, contribution au contraire à son exaltation quand il y a un azote tertiaire dans la molécule, provient donc uniquement des domaines de S où s'exercent les effets électroniques. Ces domaines sont illustrés par les positions respectives des points représentatifs sur la courbe en V. D'ailleurs on peut constater à l'appui de cette interprétation que laprotonation totale de la N-benzylpipérazine provoque un déplacement de 230 E, celui de la N-benzylpipéridine de 200 S environ. Soit unedifférence de 30 X qui correspond à l'effet attracteur supplémentaire dû à la protonation de l'azote secondaire. Or c'est bien approximativement le déplacement que l'on observe pour la 4rbenzylpipéridine. La précision expérimentale que l'on peut espérer obtenir sur ces différencesne permet cependant pas de dire si la présence des deux azotes dans la même molécule introduit un facteur non additif dans l'influence qu'a le regroupement au niveau du chromophore. En particulier les interactions dues au recouvrement éventuel des orbitales non liantes des azotes à travers l'espace, ou de leur participation au système a des deux liaisons G—C qui les séparent [8] à (11], n'ont pas d'influence notable sur les spectres ultraviolets du benzène. Ceci ne veut pas dire que cette influence n'existe pas, mais que de tels effets sont submergés par ceux, plus considérables, des interactions électroattractrices, ou du moins en sont difficilement séparables. Il convient aussi de noter que, dans ce travail, comme dans d'autres ([3], [6]) concernant l'influence de substituants en B sur le spectre du chromophore bènzénique, aucune interaction spatiale directe entre le centre fonctionnel perturbateur et le chromophore n'a été décelée. Ces influences, en effet, qui nécessitent des configurations privilégiées pour


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s'exercer, ne peuvent être dans le cas général que d'un ordre de grandeur inférieur à celles qui peut véhiculer le système o\

CONCLUSION. — Les effets spectroscopiques de l'interaction à longue distance, dans la 4-benzylpipéridine ou dans la N-benzylpipérazine, de l'azoté secondaire avec le noyau aromatique soulignent la nécessité de la prise en compte de ce genre d'interaction pour comprendre les intensités dans les spectres des dérivés benzéniques où elles sont susceptibles de se produire. Celles que nous avons mises en évidence dans cette étude s'exercent essentiellement à l'intérieur du système a.

(*) Remise le 6 octobre 1980, acceptée le 13 octobre 1980.

[1] G. BASTAERT, B. VIDAL et J. BROCARD, Spectrochimica Acta, 35 A, 1979, p. 1043.

[2] J. TOURNON et M. ASHRAFEL BAYOUMI, J. Amer. Chem. Soc., 93,197.1, p. 6396 et J. Chem. Phys., 56, 1972, p. 5128. [3] G. BASTAERT et B. VIDAL, Comptes rendus, 290, série C, 1980, p. 193.

[4] C. J. BLOYS VAN TRESLONG, Rec Trav. Chim. Pays-Bas (J. Roy. Neth. Chem. Soc), 97, 1978, p. 13. [5] S. A. ROBINSON et A. K. KIANG, Trans. Farad. Soc, 52, 1956, p. 327. [6] B. VIDAL et G. BASTAERT, Comptes rendus, 291, série C, 1980, p. 85. [7] M. CHARTON, J. Org. Chem., 29, 1964, p. 1222.

[8] W. L. JORGENSEN et L. SALEM, The Organic Chemist Book of Orbitals, Academic Press, New York, 1973, p. 27. [9] A. W. J. D. DEKKERS, J. W. VERHOEVEN et W. N. SPECKAMP, Tetrahedron, 29, 1973, p. 1691. [10] P. PASMAN, J. W. VERHOEVEN et Th. J. DE BOER, Tetrahedron, 32, 1976, p. 2827.

[11] D. GONBEAU, M. LOUDET et G. PFISTER-GUILLOUZEAU, Tetrahedron, 36, 1980, p. 381.

Laboratoire de Physicochimie C2, U.E.R. Chimie,

Université des Sciences et Techniques de Lille,

59655 Villeneuve-d'Ascq Cedex.


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CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLECULAIRE. - Effet de la température sur les photocourants obtenus sur une anode de cuivre. Note (*) de Bernard Pointu et Pierre Poncet, transrnise par Adolphe Pacault.

Au cours de l'oxydation anodique du cuivre en milieu phosphorique, les valeurs expérimentales du courant limite et du photocourant sont reliées à la température par une relation qui traduit l'influence de la phase solide sur ces courants.

During anodic oxidation of copper in orthophosphoric acid media, experimental values of limiting current and photocurrent are connected with température. Relations between these, different parameters show solid phase influence on limiting current and photocurrent.

La polarisation anodique d'une électrode tournante de cuivre dans une solution concentrée d'acide orthophosphorique conduit à l'obtention d'une caractéristique courant/potentiel anodique présentant deux particularités que nous avions décrites dans une publication antérieure [1] :

— une densité de courant limite ilim;

— un domaine de potentiel à l'intérieur duquel le courant i et le potentiel anodique VRA oscillent spontanément. Ce domaine est limité par des potentiels notés V1 et V2.

On utilise une anode de cuivre polycristallin (99,999 %) montée sur une turbine tournant à 3 500 tr. mn -1 dans une solution aqueuse, à 59,5 % d'acide H3P04, dont on peut faire varier la température. On porté l'anode à différents potentiels VRA et on l'illumine en lumière blanche, par des éclairs de 1 s à l'aide d'une lampe au xénon de 1000 W (Hanovia 976 Cl, Oriel 6269). L'éclairement est ainsi de 0,89 W.cm- 2 au niveau de l'anode, Pour un éclair présentant ces caractéristiques, la densité de courant augmente simultanément d'une quantité Ai, puis décroît dès que cesse l'illumination pour reprendre sa valeur initiale dans l'obscurité ([2]-[3]). Sur la figure 1 on a représenté les variations de ce photocourant positif Ai en fonction du potentiel anodique VRA et du paramètre température 0 du bain. Dans les domaines d'oscillation, limités par les points cerclés et schématisés par les régions hachurées, les oscillations d'amplitude 150 mA. cm- 2 et de fréquence 5 Hz se superposent aux photocourants et l'étude de ces derniers nécessiterait une technique spécifique. Pour les potentiels d'anode VRA précédant l'apparition des oscillations, on observe un photocourant croissant avec VRA; ce résultat doit traduire la formation progressive d'un film d'oxyde semiconducteur recouvrant l'anode, comme le prouve l'examen de la surface [2] par la technique de diffraction par réflexion des électrons rapides (RHEED). Pour les potentiels d'anode croissant, correspondant au palier de densité de courant, le photocourant décroît, au voisinage du domaine d'oscillation, jusqu'à ce que le potentiel VRA atteigne une valeur Vmin, puis varie très peu pour les valeurs plus élevées de VRA. Nous interprétons ces résultats par la présence d'un film anodique superficiel d'oxydes de cuivre semi-conducteurs. La structure de l'interface anode/solution serait ainsi :

Le tableau I fournit quelques valeurs numériques des différentes grandeurs que nous venons dé décrire.

Nous avons vérifié que, dans l'obscurité, la conductivité était reliée à la température par la loi de Meyer-Neldel [4], ce qui est compatible avec la nature semi-conductrice de l'oxyde présent à l'interface. En particulier la densité de courant limite peut s'écrire :

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Fig. 1. — Variations des photocourants Ai (éclairs de 1 s en lumière blanche) en fonction du potentiel d'anode VRA avec la température comme paramètre.

Fig. 2. — Relation entre Log ilim (en 3 points du palier) et 1/k T.


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comme le montre la figure 2. La valeur de l'énergie d'activation E0 étant E0 = 0,290 eV quelle que soit la valeur du potentiel anodique VRA,

Sur la figure 3 nous montrons que les grandeurs Log Ai et 1/k T sont liées par une relation linéaire. Les photocourants Ai peuvent donc s'écrire sous la forme :

La constante b dépend en particulier de la puissance lumineuse. L'énergie d'activation E1. prend différentes valeurs selon le potentiel anodique pour lequel on illumine l'électrode comme le montre le tableau II.

TABLEAU I

Évolution en fonction de la température 0 de différentes grandeurs telles que :Potentiels V1 et V2 limitant le domaine d'oscillations, densité de courant ilim du palier, photocourants Ai pour (V2+500) mV et pour des éclairs de 1 s en lumière blanche, enfin potentiel Vmin correspondant à la valeur minimale du photocourant sur le palier.

Ai[mA.cm 2] pour e[°C] V1[mV] V2[mV] ilim[mA. cm- 2] (V2 + 500)mV Vmin[mV]

9°3 735 941 170 . . 9,6 1075

19°0 . .... 787 1002 257 13,1 1150

3° 94 945 1198 381 17,6 1300

38°4. . 1060 1313 503 23,2 1425

Sur l'ensemble de ces résultats, nous pouvons formuler les remarques suivantes :

— la loi de Meyer-Neldel est vérifiée par la densité de courant ilim et par le

photocourant Ai. Cela confirme le rôle essentiel du film d'oxyde semi-conducteur sur les

phénomènes de diffusion à l'interface et sur les photoeffets;

Fig. 3. — Évolution de Log Ai (éclairs de 1 s en lumière blanche) en fonction de 1/k T pour différentes valeurs du potentiel anodique VRA.


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TABLEAU II

Évolution de l'énergie d'activation E1, avec le potentiel d'anode VRA, pour des photocourants produits par des éclairs de 1 s en lumière blanche.

Potentiel

d'illumination (V2 + 25) (V2 + 200) (V2 + 300) (V2 + 400) (V2 + 500) (V2 + 600) VRA V1 (mV) Vmin (mV) (mV) (mV) (mV) (mV)

E1[eV] 0,113 0,272 0,242 0,238 0,231 0,230 0,230 0,232

— l'énergie d'activation E0 et la valeur limite de E1 qui est 0,23 eV sont en bon accord avec les résultats d'Engelhard [5] sur Cu20 obtenu par oxydation thermique. Les valeurs de E0 et de E1 qui sont du même ordre de grandeur sont très inférieures aux largeurs des bandes interdites de Cu20 et CuO et peuvent rendre compte de transitions qui mettent en jeu des niveaux d'énergie situés dans ces bandes interdites. Ces niveaux sont liés à la structure du matériau et la brusque variation de E1, quand on passe de la limite inférieure V1 à la limite supérieure V2 du domaine d'oscillations, traduit une différence de structure du film d'oxyde entre les deux extrémités du domaine d'instabilité. Cette description de l'interface, déjà envisagée [1], est confirmée par l'examen en RHEEP des anodes qui révèle la présence de Cu20 pour un échantillon oxydé à un potentiel voisin de V1 et la présence de CuO superposé à Cu20 pour un échantillon oxydé à un potentiel voisin de V2;

— l'évolution de E1 pour les valeurs de VRA ^ V2 (tableau II) nous suggère que la structure acquise par le film d'oxyde à l'issue des oscillations, évolue de façon sensible quand le potentiel augmente pour atteindre une configuration stationnaire vis-à-vis du potentiel. En effet pour les potentiels VRA ^ (V2 + 300) mV on peut considérer que l'énergie d'activation E1 resté égale à 0,230 eV aux erreurs d'expérience près;

— Nous voyons enfin que le potentiel Vmin, définissant le photocourant minimal sur le palier d'intensité, augmente avec la température comme les potentiels V1 et V2 définissant le domaine d'oscillations. Cela confirme le lien existant entre les oscillations et les photocourants, ou ce qui est équivalent entre les oscillations et le film d'oxyde semiconducteur.

L'ensemble des résultats relatifs à l'influence de la température illustre le rôle déterminant de la phase solide sur le courant limite d'une part et sur les photocourants d'autre part.

(*) Remise le 17 novembre 1980, acceptée le 8 décembre 1980.

[1] P. PONCET, M. BRAIZAZ, B. POINTU et J. ROUSSEAU, J. Chim. Phys., 75, (3), 1978, p. 287.

[2] B. POINTU, Thèse, Lyon, n° 80.19, 1980.

[3] B. POINTU et P. PONCET, Thin Solid Films, 68, 1980, L1.

[4] W. MEYER et H. NELDEL, Phys. Z., 38, 1937, p. 1014.

[5] E. ENGELHARD, Ann. Physik, 17, 1933, p. 501.

Laboratoire de Physicochimie, Bât. n° 721, Université Lyon-I, 69622 Villeurbanne Cedex.


C R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 41

CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLÉCULAIRE. — Etude par résonance paramagnétique électronique d'un gel formé à partir d'un stéroïde en solution organique. Note (*) de Pierre Térech, Ferdinand Volino et René Ramasseul, présentée par Pierre-Gilles de Gennes.

On étudie la cinétique de gélification d'une solution à ~ 1 % en masse d'un stéroïde dans le cyclohexane par résonance paramagnétique électronique. On détermine le pourcentage de molécules stéroïdiques qui entre dans la structure qui assure la cohésion du gel.

We study the kinetics of gelation of a 1 wt % solution of a steroid in cyclohexane by electron paramagnetic resonance. We determine the percentage of steroid molecules which enters the structure assuming gel cohesion.

Les études sur la transition sol-gel ont surtout été menées sur des systèmes polymériques [1]. Il existe peu d'exemples de gels formés à partir de petites molécules [2] dans un solvant organique (par opposition aux nombreux exemples en solution aqueuse-gels de silice et d'alumine, gels d'oxyde de vanadium [3]).

Nous avons étudié un tel système constitué par la molécule du stéroïde paramagnétique 1 en solution dans le cyclohexane [4],

Pour des concentrations moyennes de l'ordre dé 2.10- 2 M(1,2.1019 molécules 1/cm 3) obtenues par dissolution à chaud du radical!, il y à gélification du système; au refroidissement. Le temps d'induction de la gélification (tG) est fonction de la concentration en nitroxyde dans la phase sol et de la température de l'expérience. La gamme des températures s'étend de 8 à 22°C.

La nature radicalaire du stéroïde 1 permet l'étude de la transition sol-gel par résonance paramagnétique électronique (RPE),

Pans la phase sol, le spectre de RPE à 9 GHz est constitue de trois raies qui correspondent aux trois transitions hyperfines en champ élevé d'un, monoradical nitroxyde en solution isotrope [5] (aN à 19°C=14,65Gs, ge = 2,0062±0,0002).

Pendant la formation du gel l'amplitude et la forme du signal de RPE varient. Après un temps moyen de l'ordre de 4 000 s, on observe encore essentiellement un spectre à trois raies, Des mesures relatives d'aires du spectre de RPE intégré (effectuées à l'aide d'une cavité bimodale) montrent que le nombre de spins ne varie pas durant la gélification. La variation d'amplitude du signal n'est donc pas due à une dimérisation partielle [6].

Le spectre de RPE en phase gel peut s'interpréter comme la superposition de deux spectres élémentaires : un spectre à trois raies (AHpp ~ 3,0 Gs) analogue à celui Observé dans la phase sol et qu'on peut attribuer à des radicaux dans une phase fluide, d'une part, et un spectre à


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raie unique large, identique au spectre du radical en phase solide (AH pp = 18,1 Gs, ge = 2,007 6 ±0,000 3) qu'on peut attribuer à des radicaux dans la structure relativement rigide qui assure la cohésion du gel, d'autre part.

Le pourcentage p de radicaux nitroxyde qui participent à cette structure rigide peut être obtenu par simulation et meilleur ajustement des spectres expérimentaux (fig. 1 a et 1 b).

En combinant les résultats de l'ajustement et de l'évolution de l'amplitude du signal de RPE en fonction du temps, on peut en déduire l'évolution de p pendant la gélification (fig. 2).

Fig. 1. — Spectres de RPE intégrés expérimentaux ( + ) et calculés ( —) dans la phase sol (a) et dans la phase gel (b).


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On a vérifié que la concentration en radical dans la phase fluide du gel dépend de la température, mais non de la concentration initiale en radical. Ce résultat suggère que la formation du gel est associée à un phénomène de démixtion dû à la limite de solubilité du soluté [2].

Il est important de noter que ce gel semble parfaitement réversible et que la valeur de p à l'équilibre n'est fonction que de la température finale et de la concentration en radical dans la phase sol.

D'autres expériences sont en cours : détermination plus complète du diagramme de phase par RPE, mesures de viscosité et de module élastique pour étudier la nature de la transition sol-gel et mesures de diffusion de neutrons aux petits angles pour accéder à la structure proprement dite du gel.

Nous avons eu avec M. le professeur A. Rassat des discussions fructueuses.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] P. G. DE GENNES, Scaling Concepts in Polymer Physics, Cornell, 1979.

[2] H. R. KRUYT, Colloid Science, Elsevier, 1969, p. 491.

[3] J. LIVAGE, N. GHARBI, M. C. LEROY et M. MICHAUD, Mat. Res. Bull, 1978, p. 1117.

[4] R. RAMASSEUL et A. RASSAT, Tetrahedron Letters, 1974, p. 2413..

[5] L. J. BERLINER Spin Labelling Theory and Applications, Academie Press, 1976.

[6] R. RAMASSEUL, A. RASSAT, G. RIO et M. J. SCHOLL, Bull. Soc. chim. Fr., 1971, p. 215.

Groupe de Physico-Chimie moléculaire,

Centre d'Études nucléaires de Grenoble,

D.R.F. / Physique du Solide, 85 X\

38041 Grenoble Cedex.

Fig. 2. — Cinétique de formation du gel. Influence de la température (6) et de la concentration radicalaire initiale (n).



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981 ) Série II — 45

CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLECULAIRE. - Sur l'existence de « microémulsions biréfringentes ». Note (*) de Maya Dvolaitzky, Raymond Ober, Jean Billard, Christiane Taupin, Jean Charvolin et Yolande Hendricks, présentée par Pierre-Gilles

de GermesLes

GermesLes très fines dispersions isotropes de deux liquidés non miscibles, ont suscité récemment beaucoup d'intérêt. On met ici en évidence l'existence de phases très voisines des microémulsions en ce qui concerne la composition chimique, mais de structure très différente. Ces phases sont biréfringentes, thixotropes et viscoélastiques. Les résultats préliminaires de l'étude structurale semplent indiquer qu'elles pourraient appartenir à la classe des nématiques lyotropes, ou à celle des cristaux colloïdaux de structure particulièrement la bile.

Much interest has been evoked recently by solubilized systems and especially microemulsions, which are made of an isotropic and very fine dispersion of one liquid in another immiscible liquid. In this paper we point out the existence of phases which are very similar to microemulsions as regards the chemical composition but structurally very different. These phases are birefringent, thixotropic and viscoelastic. Preliminary results of the structural study show that they may belong to the class of lyotropic nematics or to that of colloidal crystals, with a particularly labile Structure.

Les systèmes homogènes et transparents résultant de la « solubilisation » de deux liquidés non miscibles, l'eau et l'huile par exemple, ont suscité beaucoup d'intérêt ces dernières années. Ces phases sont; généralement obtenues par addition de molécules amphiphiles localisées à l'interface et permettant une grande dispersion des deux liquides. Les plus connus de ces systèmes sont les microémulsions largement utilisées dans l'industrie et la récupération assistée du péttole, et qui sont des dispersions isotropes de particules sphériques ([1], [2], [3]).

Dans cette Note, nous signalons l'existence de phases, très voisines des microémulsions en ce qui concerne la composition chimique et les propriétés macroscopiques, mais qui sont; anisotropes et biréfringentes (1) et présentent des propriétés mécaniques particulières.

Ces phases sont transparentes (parfois légèrement bleutées) et ont un pouvoir solubilisant aussi grand que celui des microémulsions. Elles sont plus pauvres en alcool que les microémulsions correspondantes et peuvent exister pour des fractions volumiques de phase dispersée (eau + savon) comprises entre 10 et 60 %. Le tableau permet la comparaison des quantités d'alcool nécessaires à la formation d'une microémulsion et de la phase biréfringente ( 2) correspondante pour deux systèmes types constitués de cyclohexane, eau, dodécylsulfate de sodium (SDS) et pentanol-1 (P1OH) :

TABLEAU

H2O SDS(ml) C6H12 P1OH

Composition (ml) (d=l,16)[4] (ml) (ml)

Microémulsion isotrope. 1 0,345 5 >1,2

Microémulsion biréfringente. ..... 1 0,345 5 0,75 + 0,1

Microémulsion isotrope 1 0,345 8 > 1,5

Microémulsion biréfringente. ..... 1 0,345 8 1,1 + 0,1

La figure 1 a représente un échantillon du système à 8 ml de C6H12 et 1,1 ml de P1OH, reposé pendant quelques jours dans un tube de 1cm d'épaisseur et photographié entre polariseurs croisés.

Plusieurs points méritent d'être notés : (1) l'échantillon de la figure la est brillamment coloré, mais sa biréfringence dépend de son histoire; ainsi une agitation isotrope fait décroître


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la biréfringence et on observe alors, comme sur la figure 1 b, des lignes diffuses noires et blanches, peu contrastées, de quelques millimètres d'intervalle moyen; on note également que l'agitation augmente la fluidité de l'échantillon ce qui indique un comportement thixotrope. La biréfringence est restaurée au repos. (2) La présence de couleurs pour un échantillon d'une telle épaisseur est l'indice d'une très faible biréfringence; une observation microscopique en faisceau de lumière convergente (Leitz-Pamphot) indique que ces systèmes sont uniaxes positifs. (3) La biréfringence augmente avec la fraction volumique de la phase dispersée. (4) Un examen microscopique d'un échantillon agité révèle la présence de surfaces

de réflexion; des surfaces planes similaires peuvent être créées dans la phase par le mouvement translationnel lent d'une lamelle de microscope : une surface réfléchissante plane apparaît dans la trace de la lamelle et disparaît en quelques heures. (5) Les figures de biréfringence semblent fixer les mouvements hydrodynamiques qui se produisent pendant le transfert de l'échantillon, par exemple entre deux lames parallèles délimitant une faible épaisseur.

Ces observations conduisent à se demander si ces phases sont différentes des phases lyotropes usuelles, telles que les phases hexagonales ou lamellaires? En fait, sauf pour les systèmes très concentrés qui correspondent aux microémulsions inversées huile dans l'eau, ces phases ne présentent ni textures optiques classiques, ni diagrammes de diffraction des rayons X. Nous présentons ici des résultats récents qui donnent néanmoins des indications sur la structure de ces systèmes désordonnés.

Des expériences préliminaires de diffusion des neutrons aux petits angles ont été effectuées à l'Institut Laue-Langevin à Grenoble; le constituant deutérié utilisé est l'eau lourde, D2O, comme dans le type de contraste (a) de la référence [3]. L'intensité diffusée par les parties aqueuses à angle nul est trois à quatre fois plus grande que celle de la microémulsion correspondante, ce qui suggère la présence de plus gros objets; de plus, le point de contraste nul [5] est très bien défini, ce qui indique que les objets qui diffusent sont homogènes; ces expériences montrent également qu'on est en présence de dispersions eau dans l'huile comme dans les microémulsions correspondantes [6]; on peut également en déduire que la quantité de pentanol ancré dans le film interfacial est deux fois plus faible que dans les microémulsions


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et correspond à une molécule de pentanol par molécule de SPS. Ce dernier résultat qui indiqué qualitativement un état différent du film interfacial est confirmé par les spectres de résonance paramagnétique électronique obtenus par additionde 0,1 mole % du marqueur de spin amphiphile 1, [7], par rapport au SDS.

Ces spectres, ont des caractéristiques communes avec ceux des phases lamellaires [8] révélant un paramètre d'ordre similaire, d'environ 0,45, et sont très différents de ceux des microémulsions qui présentent seulement un temps de corrélation rotationnel isotrope de l'ordre de 10- 8 à 10-9s.

Nous avons déjà noté que lorsque la fraction volumique de la phase dispersée est comprise entre 10 et 30 %, l'organisation interne semble facilement perturbée par des tensions de cisaillement. En rapport avec ces observations optiques (fig. 1), nous avons enregistré le spectre RMN de D20 dans ces phases. La figure 2 a montré le spectre RMN de D20 d'un échantillon reposé plusieurs jours; il correspond à un spectre de poudre, typique des divers axes d'anisotropie du mouvement de D20 [9]; un échantillon fraîchement agité donne naissance à un spectre complètement différent avec une raie unique étroite (fig. 2b); cette observation indique que l'agitation a brisé la structure organisée et biréfringente en donnant des objets suffisamment petits pour que la désorientation de D20 soit complète en un temps de l'ordre de 10- 3 s et conduise au moyennement du spectre orientationhel, rendant ainsi les raies plus étroites.

Pour le moment, l'ensemble de ces résultats préliminaires nous conduit à décrire ces systèmes comme des dispersions eau dans l'huile d'objets anisotropes assez gros, de l'ordre de quelques centaines d'angströms; ces objets tendent à s'organiser spontanement pour conduire à des systèmes biréfringents; ces organisations très labiles sont facilement brisées.


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Nous n'avons pas encore une image précise de la structure; ces phases qui sont en continuité, pour de fortes concentrations en eau, avec les phases lamellaires, pourraient appartenir à la classe récemment étudiée des nématiques lyotropes ([10], [11]); mais une organisation de type cristal colloïdal à trois dimensions peu corrélée est également possible (3). Pes expériences plus précises de diffusion-diffraction des rayons X sur divers échantillons sont en cours.

(1) L'existence de phases biréfringentes, mais turbides, a été signalée par D. O. Shah [12], mais sans identification de structure.

(2) Le domaine d'existence de cette « phase » n'est pas facile à définir; pour des quantités définies des trois composants, cyclohexane, eau, SDS, il existe un domaine de concentration de l'ordre de 20 % en pentanol dans lequel il n'y a pas de séparation visible de phase, même si on centrifuge le système dans un appareil de laboratoire.

( 3) Les auteurs ont eu avec M. P. G. de Gennes des discussions fructueuses; P. Plateau et J. P. Leroy, du Groupe de Biophysique de l'École Polytechnique (Palaiseau) les ont aidés dans l'utilisation du spectromètre à haut champ (60kGs). Cette recherche a été financée par un contrat dé la « Délégation générale à la Recherche scientifique et technique ».

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] L. M. PRINCE, Microemulsions, Academie Press, New York, 1977.

[2] A. GRACIAA, J. LACHAISE, A. MARTINEZ, M. BOURREL et C. CHAMBU, Comptes rendus, 282, série B, 1976, p. 547.

[3] M. DVOLAITZKY, M. GUYOT, M. LAGUES, J. P. LE PESANT, R. OBER, C. SAUTEREY et C. TAUPIN, J. Chem. Phys., 69, 1978, p. 3279.

[4] F. REISS-HUSSON et V. LUZZATI, J. Phys. Chem., 68, 1964, p. 3504.

[5] H. B. STUHRMANN, J. Appl. Cryst., 7, 1974, p. 173.

[6] M. LAGUES, R. OBER et C. TAUPIN, J. Phys. Lett. (Paris), 39, 1978, p. L 487.

[7] C. SAUTEREY, C. TAUPIN et M. DVOLAITZKY, Comptes rendus, 287, série C, 1978, p. 77.

[8] W. L. HUBBELL, J. Amer. Chem. Soc, 93, 1971, p. 314.

[9] B. MELY, J. CHARVOLIN et P. KELLER, Chem. Phys. Lip., 15, 1973, p. 161.

[10] K. D. LAWSON et T. J. FLAUTT, J. Amer. Chem. Soc, 89, 1967, p. 5489.

[11] J. CHARVOLIN et A. M. LEVELUT, J. Phys. Lett. (Paris), 40, 1979, p. L 587. [12] D. O. SHAH, Science, 171, 1971, p. 483.

Laboratoires de Physique de la Matière condensée,

associés au C.N.R.S.,

Collège de France, 11, place Marcelin-Berthelot, 75231 Paris Cedex 05

et de Physique des Solides, Bât. 510, Université de Paris-Sud, 91405 Orsay.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 49

THERMODYNAMIQUE CHIMIQUE. — Caractéristiques des réactions endothermiques d'interface. Recherche des états thermodynamiques d'interface en relation avec l'écart à l'équilibre. Note (*) de Gilles Bertrand, Michel Lallemant, Abdelkader Mokhlisse et Roger Prud'homme, transmise par Adolphe Pacault.

L'endothermicité de la vaporisation peut donner des propriétés particulières à l'interface. L'exploration de la carte thermique du système associée à un modèle permet d'accéder aux profils thermiques dans chaque phase et d'établir lès températures à l'interface; ses différents états thermodynamiques sont en relation avec l'écart à l'équilibre du système : équilibre interfacial près de l'équilibre, puis apparition d'une discontinuité de température, enfin déséquilibre de température et de potentiel chimique.

Many scientific disciplines are concerned wiih the élimination of water from a condensed phase. The authors pose the question of the existence of a number ofcommon characteristics which are able to reveal the uniqueness of the basic phenomenon. Here, they are interested in the thermal profiles in the system and in the thermodynamic interface properties. The study of the thermal map in the reactor by local measurements of temperature in the condensed phase and in the vapour shows the original properties of the interface. Using the relations of fluid dynamics, a model reproduces the thermal profiles in each phase and establishes the values at the limit of the interface. It is shown that the global deviation from equilibrium establishes different kinetic regimes: interfacial equilibrium in the vicinity of the equilibrium, then appearance of temperature discontinuity, then non equilibrium at the interface in both temperature and chemical forces.

L'examen des flux de matière et de chaleur à partir de l'interface réactive en fonction d'un paramètre d'écart à l'équilibre nous à permis de décrire [1] les caractères dynamiques essentiels des transformations du type phase condensée 1 —» phase condensée 2+ gaz, où trois traits essentiels prédominent : endothermicité, renversabilité cinétique, localisation de la transformation à l'interface. On peut maintenant poser la question de la nature des déséquilibres locaux de l'interface dans le système en évolution. Compte tenu des résultats antérieurs, l'évaporation de l'eau qui présente les trois caractères de base précédents a été choisie pour cette étude.

L'étude générale a permis de déterminer la carte thermique dans l'ensemble du réacteur sous diverses conditions de contact thermique et avec différents moyens de mesure [2]; nous concentrerons, dans le cadre de cette Note, notre attention sur les profils thermiques dans le voisinage de l'interface en déplacement.

PROFILS THERMIQUES. — Une expérience se déroule de la façon suivante : le liquide à évaporer, d'abord placé dans les conditions d'équilibre avec sa vapeur [température contrainte Tc, pression saturante PS (TC)] subit une mise hors équilibre rapide (t < 5 s) [pression contrainte Pc < PS (Tc)]. Pans ces conditions maintenues identiques pendant l'expérience, la vitesse atteint rapidement une valeur constante. Un couple Thermocoax (tête de 4) = 0,25 mm) est alors déplacé, pas à pas, perpendiculairement à l'interface, respectivement dans chacune des phases, jusqu'à la limite de la couche interfaçiale. La pression se maintient à la valeur imposée Pc dans l'ensemble de l'appareillage durant toute l'expérience.

Une série de résultats caractéristiques est présentée sur la figure 1 a :

— le gradient thermique s'étend sur un domaine important : la température Tc n'est retrouvée dans le gaz qu'à plus de 3 cm de l'interface; dans des conditions qui améliorent le transfert thermique, on n'observe pas de modification importante du refroidissement interfacial mais surtout une variation de l'extension et de la valeur des gradients thermiques dans les phases adjacentes;

— l'interface semble présenter des propriétés originales sur lesquelles nous reviendrons ci-après.


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CALCUL DES PROFILS THERMIQUES. — Pour décrire la variation de température T (x), dans chacune des phases, nous avons utilisé les équations de conservation et les lois d'échanges aux parois, en tenant compte, 1° de la stationnanté du régime; 2° de la propriété du liquide, lorsqu'il est stagnant, et du gaz d'être constitué de plans isothermes parallèles à l'interface.

Le calcul, développé dans la référence [2], conduit à deux relations : — l'une (1) correspond aux profils thermiques Tg (x) dans le gaz :

a et s1 sont des fonctions des constantes thermiques (Cp, X,... ) du gaz et des parois, et de la vitesse d'évaporation, G+ et T+ désignent les valeurs du gradient thermique et de la température à la cote x = 0 (l'interface);

Fig. 1. — Évaporation de l'eau, a, Évolution des profils thermiques expérimentaux dans le liquide et dans le gaz avec la pression et raccordement des profils à l'interface; b et c, Transformées linéaires des profils de température dans le gaz et dans le liquide.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 19181)

Série II —, 51

— l'autre (2) décrit le profil thermique T1 (x) dans le liquide : (2) T1(x) = T-+G-(x + bx2),

où b est un paramètre dépendant des données géométriques du réacteur; G - et T - désignent les valeurs du gradient thermique et de la température d'interface, du côté liquide.

Les relations (1) et (2) sont vérifiées pour chaque condition expérimentale de la figure 1 a. La transformée de (1) :

est linéaire (fig. 1 b). On en déduit les valeurs des paramètres phénoménologiques a et s1 et donc aussi les valeurs de T+ et G+. La transformée de (2) :

où b = 0,45 cm 1, est la valeur correspondant au réacteur utilisé, est également linéaire (fig. 1 c) et permet de déterminer les valeurs T- et G-.

Fig. 2. — Évaporation de l'eau a et b, Position des courbes P (T ) et P (T+) relativement à la courbe d'équilibre, c, Implantation dans le diagramme des contraintes des différents états de l'interface,


52 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

Les valeurs obtenues T+ et T- coïncident à mieux que 1 K avec les valeurs expérimentales, à la limite x=0 des profils expérimentaux. Il est donc possible, compte tenu de la cohérence des déterminations, de discuter les propriétés thermodynamiques de l'interface.

PROPRIÉTÉS DE L'INTERFACE — La figure 2a reprend les valeurs précédentes et les situe par rapport à la courbe d'équilibre liquide-vapeur :

— lorsque l'évaporation a heu près de l'équilibre (domaine I), les profils thermiques se rejoignent (T + = T - ) et la valeur est égale à la température d'équilibre T S(PC) pour la pression imposée. L'interface est donc à l'équilibre, par adaptation de sa température;

— lorsque l'écart à l'équilibre grandit, T+ devient supérieur à T-. Il y a discontinuité de température à l'interface. Pans une première zone (domaine II), on vérifie toujours la relation T- = T S(Pc), alors qu'ensuite (domaine III) il y a simultanément déséquilibre de température et de potentiel chimique :

L'écart entre ces trois températures semble d'abord croître, puis diminuer, lorsque la pression imposée est abaissée.

Les trois domaines, précédemment décrits, peuvent être retrouvés pour des expériences réalisées sous d'autres valeurs de la contrainte Tc (fig. 2 b) et il est alors possible (fig. 2 c) de faire apparaître les différents domaines hors d'équilibre, chacun étant caractérisé par un état déterminé de l'interface. L'étendue relative du domaine de déséquilibre interfacial (II +III) diminue lorsque Tc est augmentée

Nous avons vérifié sur d'autres exemples (évaporation de l'éthanol, déshydratation de solides, conditions de transferts différents) la généralité de ces observations dans les types de réactions définis en introduction.

En conclusion, pour ces réactions, le paramètre « écart à l'équilibre » apparaît sous un jour renouvelé : en effet, alors qu'il était admis que les limitations thermiques étaient négligeables près de l'équilibre, où les cinétiques sont les plus lentes, nous montrons ici que l'interface est à l'équilibre et que le système ne peut évoluer que sous l'effet d'un régime de transfert thermique dans les phases volumiques adjacentes. Plus loin, les déséquilibres chimiques de surface se manifestent mais ils restent couplés aux phénomènes thermiques surfaciques et volumiques.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] G. BERTRAND, M. LALLEMANTet G. WATELLE, J. Inorg. Nucl. Chem., 36, 1974, p. 1303 et 40,1978, p. 819.

[2] A. MOKHLISSE, Thèse Doctorat d'État, Dijon, 1980.

G. B., M. L. et A. M. : Laboratoire de Recherches sur la Réactivité des Solides,

L.A. n° 23, Faculté des Sciences Mirande, B.P. n° 138 21004 Dijon Cedex;

R. P. : Laboratoire d'Aérothermique du C.N.R.S., 4 ter, route des Gardes, 92190 Meudon.


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CHIMIE METALLURGIQUE. - Etude de la phase Zn-Fe T par spectrométrie Mössbauer du fer. Note (*) de Jean-Yves Dauphin, Patrice Rochegude et Jacques Foct,

présentée par Jacques Benard.

Des échantiliqhs de Zn-Fe T dontla concentration en fer Varie entre 21 et 27 % ont été préparés par diffusion. Les spectres Mössbauer montrent que le fer présente trois environnements différents. L'interprétation des paramètres hyperfins et des abondances relatives prouve que les sites OT, IT et, OH sont occupés. L'évolution des taux d'occupation avec la concentration permet d'interpréter l'origine du désaccord entre les études structurales déjà réalisées.

Zn-Fe samples whose iron concentration varies between spectra show that Fe atoms présent three different environments. The interpretation of the hyperfine parameters and of the relative abondances proves that the OT, IT and OH sites are occupied. The évolution of occupation ratios with concentration explains why the structural studies already made are divergent.

Au voisinage de la concentration électronique 21/13 le zinc forme avec certains métaux nobles et métaux de transition des phases de type F dont la symétrie est cubique. En raison du rôle que jouent les phases intermétalliques Fe-Zn dans les traitements de surface des aciers par galvanisation et des désaccords qui subsistent sur les déterminations des structures, l'étude par speetrométrie Mössbauer de l'environnement local du fer présente un grand intérêt ([1] à [6]). Dans cette étude: nous examinons comment évoluent les paramètres hyperfins et les abondances relatives des sites identifiés dans la phase F en fonction de la composition des échantillons.

Les échantillons sont obtenus par diffusion en deux étapes, de mélanges de poudre de grande pureté et de granulométrie voisine de 325 mesh. Ils sont contenus dans des ampoules de silice, scellés sous vide, et maintenus 1 mois à 410°C puis 1 semaine à 600°C. Les dosages sont effectués par une microsonde électronique de type « Cameca » ; l'homogénéité et la pureté dès échantillons se sont révélées excellentes.

Les spectres Mössbauer en transmission et en accélération constante de trois échantillons Ea, Eb, Ec de concentrations pondérales en fer respectives 26,9, 24 et 21 % sont acquis en 512 canaux. L'étalonnage est effectué avec un absorbeur mince de fer & dont le centre du spectre détermine l'origine des Vitesses.

Tous les spectres réalisés à température ambiante sur des échantillons Zn-Fe F présentent l'allure de doublets dissymétriques (fig.) pour lesquels le rapport des amplitudes relatives aux deux pies est de l'ordre de 0,33 [5] ou 0,25 [6]. En fait cette analyse des spectres en deux pics lorentziens seulement se révèle très rapidement insuffisante. En effet, il est nécessaire de prendre en considération des effets quadrupolaires qui, sans avoir l'importance de celui de 57 Fe dans le zinc pur : 0,5 mm/s [4] restent cependant appréciables. Les simulations des spectres avec des lorentziennes plus ou moins élargies, aussi bien que leurs dépouillements numériques avec ou sans contraintes, montrent que les seules solutions effectivement satisfaisantes du point de vue statistique sont obtenues à partir de trois doublets symétriques. Le fait que les analyses avec deux ou quatre doublets, au contraire de la solution proposée, ne puissent pas rendre compte correctement des spectres Mössbauer de la phase T lorsque la concentration en fer varie, constitue un argument important en faveur de l'occupation

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 1) Série II — 5


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effective par le fer de trois sites différents I, II et III. Pour les trois spectres retenus, les déplacements isomériques S, effects quadrupolaires EQ, largeurs des pics W et abondances relatives À des doublets, sont les suivants :

Ea (26,9 % Fe) Eb (24 % Fe) Ec (21 % Fe)

Site I :

8^0,25 (mm/s) -0,09 -0,10 -0,11

EQ1±0,025 (mm/s). 0,11 0,25 0,07

W1±0,03 (mm/s) 0,24 0,28 0,24

A1(%) 27 + 6 23±7 19+4

Site II :

82 (mm/s) + 0,025 0,24 0,30 0,35

EQ2 (mm/s)+0,024 0,09 0,09 0,13

W2 (mm/s)±0,03 0,25 0,29 0,31

A2(%) 27 + 5 52±10 61 ±12

Site III :

53 (mm/s)±0,025 0,34 0,43 0,46

EQ3 (mm/s)±0,025 0,11 0,07 0,10

W3 (mm/s)+0,33 0,26 0,27 0,25

A3(%) 46±9 25±4 20 + 5

L'estimation des erreurs, toujours délicate lorsqu'il s'agit de décomposer une réponse expérimentale sur un ensemble de fonctions non orthogonales, est fournie par les écarts maximaux qui séparent des itérations satisfaisantes du point de vue numérique (test de X2).

La description des environnements I, II et III s'effectue à partir des résultats de radiocristallographie ([8]-[10]). Si bien des points concernant la structure de F sont encore obscurs, les études les plus récentes s'accordent cependant sur le fait que la structure est cubique centrée, de paramètre compris entre 8,974 et 9,018 Â, et que le motif est constitué d'un amas ou cluster de 26 atomes ([8] et [9]).

D'après les résultats de diffraction, de rayon X aussi bien que de neutrons, l'amas peut être décrit par quatre couches successives et concentriques : (1) quatre atomes forment un tétraèdre interne IT; (2) quatre atomes un tétraèdre externe OT; (3) six atomes un octaèdre OH; (4) les douze atomes de la couche de la plus externe forment un cuboctaèdre CO.

Toutes les études citées et des considérations semi-théoriques [10] s'accordent pour exclure le fer du cuboctaèdre; l'occupation des sites IT, OT et OH par le fer ou le nickel et le cobalt dans des composés voisins conduit à des modèles distincts sans que l'analyse des intensités diffractées ne permettent de conclure de manière définitive. Pour Johansson et coll. [8] dans un amas Fe8-Zn18, quatre atomes de fer occuperaient le tétraèdre interne (IT) et quatre atomes de fer seraient distribués sur l'octaèdre (OH). D'après Brandon et coll. [9], la solution la plus vraisemblable pour un amas Fe6-Zn20 correspond à quatre Fe sur OT et deux sur IT.

Les résultats précédents de radiocristallographie montrent également que la symétrie locale des sites n'est pas cubique, ce qui est à l'origine des effets quadrupolaires observés. Compte tenu de l'augmentation relativement limitée de 0,24 à 0,31 mm/s de la largeur des pics par rapport à 0,23 mm/s obtenue avec des feuilles minces de fer a, on peut estimer que le caractère discret de la distribution des environnements l'emporte sur le caractère continu; la prise en compte simultanée des distributions d'effets quadrupolaires et des déplacements isomériques est ainsi évitée.


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A priori, l'identification de trois environnements distincts par spectrométrie Mössbauer n'est pas une preuve suffisante de l'occupation simultanée des sites IT, OT et OH. En effet deux des trois environnements I, II et III pourraient par exemple correspondre à une même couche IT, OT et OH et ne différer que par la nature des voisins. Compte tenu des abondances relatives de I, II et III et du fait qu'il n'y a: que quatre sites IT (ou OT) pour 26 atomes, il faut exclure que les environnements II et III correspondent tous deux à un seul type de site tétraédrique.

La correspondance entre l'ensemble des environnements I et II et les sites OH, qui constitue l'hypothèse implicite de dépouillements précédents [5], doit être exclue en raison de la croissance monotone du déplacement isomérique dans les phases Fe-Zn oc, F, 8 et le zinc dopé au fer en fonction de la teneur en zinc ([3] à [6]). L'environnement I correspond seul au site OH, la valeur relativement faible de 8 x est ainsi cohérente avec le fait que contrairement aux sites IT et OT qui sont caractérisés par le voisinage de 12 atomes entre 2,57 et 2,72 Â, les sites OH n'en comportent que sept entre 2,62 et 2,72 et quatre à 2,82 Â. En outre, la légère diminution de ô1 avec l'accroissement de la teneur moyenne en zinc est compatible avec le fait que les atomes de fer au voisinage immédiat de OH sont pour l'essentiel situés sur IT et OT et que leur nombre reste pratiquement inchangé dans l'intervalle de concentration étudié.

Il s'agit maintenant d'établir la correspondance entre les environnements II et III et les tétraèdres. On constate que lorsque la teneur en zinc croît, l'importance de l'environnement II devient prépondérante par rapport à celle de III.

Spectre Mössbauer d'un échantillon de la phase T obtenu à température ambiante 21 % en masse de fer.


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La croissance monotone de 5II et 8III qui est pour l'essentiel due à l'accroissement de l'influence des atomes de zinc plus proches voisins des atomes résonnants ne peut s'interpréter que si l'environnement II correspond aux sites OT et III à IT; en effet, les sommets du tétraèdre interne sont simultanément plus proches voisins de sites IT et OT. L'influence du zinc sur 5 s'explique par un transfert d'électron de la couche 4s saturée du zinc vers la couche 3d du fer.

En conclusion, si l'on décrit l'amas par l'expression :

on constate que lorsque l'on enrichit en zinc la phase typiquement de Fe-Zn18 à Fe6-Zn20, les taux d'occupation par le fer x2 et x3 des sites OT et IT passent respectivement de 0,5 à 0,9 et de 0,9 à 0,3, ce qui correspond à un transfert des atomes de fer du tétraèdre interne vers le tétraèdre externe. Malgré l'imprécision qui subsiste sur x2 et x3, et en dépit de la qualité des tests statistiques, il apparaît que x2 et x3 varient en sens contraire avec la concentration, ce qui explique les résultats radiocristallographiques apparemment divergents de Johansson et coll. [8] et de Brandon et coll. [9]. Comme le montrent cependant les spectres Mössbauer, la présence de fer sur des sommets de l'octaèdre est loin d'être négligeable; le taux d'occupation x1 est pratiquement réduit de moitié lorsque l'on enrichit la phase F en zinc dans le domaine d'équilibre. L'évolution que l'on constate dans la structure de l'amas peut être à l'origine de phénomènes d'ordre à longue distance susceptibles d'expliquer l'existence de deux phases F et f, détectées dans des couples de diffusion par Bastin, van Loo et Rieck [11].

(*) Reçue le 17 juillet 1980, acceptée après révision le 8 décembre 1980.

[1] J. H. TERRRELL. Isotopes and Rad. Tech.. 8. 1970, p. 166.

[2] R. D. JONES et S. G. DENNER, Scripta Met., 8, 1974, p. 175. [3] J. M. WILLIAMS, J. B. DUNLOP et B. LEONTIC, Mat. Sc. and Eng., 23, 1976, p. 307. [4] J. B. DUNLOP, J. M. WILLIAMS et G. LONGWORTH, J. Phys. F. Métal Phys., 8, 1978, p. 2115. [5] C. MONTREUIL et B. J. EVANS, J. Appl. Phys., 49, 1978, p. 1437. [6] M. J. GRAHAM, P. E. BEAUBIEN et G. I. SPROULE, J. Mat. Sc, 15, 1980, p. 626. [7] G. LE CAER, Thèse d'État, Nancy, 1974.

[8] A. JOHANSSON, H. LJUNG et S. WESTMAN, Acta Chem. Scand., 22, 1968, p. 2743.

[9] J. K. BRANDON, R. Y. BRIZARD, P. C. CHIEH, R. K. MCMILLAN et N. J. PEARSON, Acta Cryst., B 30,1974, p. 1412. [10] J. K. BRANDON, R. Y. BRIZARD, W. B. PEARSON et D. J. N. TOZER, Acta Cryst., B 33,1977, p. 527.

[11] G. F. BASTIN, F. J. J. VAN LOO et G. D. RIECK, Z. Metallkde, 65, 1974, p. 656.

Laboratoire de Métallurgie physique, Université des Sciences et Techniques de Lille, B.P. n° 36, 59655 Villeneuve-d'Ascq Cedex.


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CHIMIE ORGANIQUE : SYNTHESES. - N-méthylcarbamoyl et thiocarbamoylbenzamidines. Leur transformation en oxo-2 et thioxo-2 dihydro-1.2 triazines-1.3.5 substituées en 1.4.6, Note (*) de André Etienne, Georges Lonchambon, Jacques Roques, François Pintard et Alain Dequet, présentée par Henri Normant.

Les N-méthylcarbamoyl et thiocarbamoylbenzamidines réagissent facilement avec les anhydrides d'acides carboxyliques pour donner des méthyl-1 phényl-4 oxo-2 et thioxo-2 dihydro-1.2 triazines-1.3.5 diversement substituées en 6. Certaines de ces s-triazines s'obtiennent aussi à partir des composés benzamidiniques précités et d'ortho-esters éthyliques ou de chlorures d'acides carboxyliques. Enfin, quelques oxo-2 s-triazines peuvent, être transformées, avec le pentasulfure de phosphore, en les thioxo s-triazines.correspondantes.

N-méthylcarbamoyl and thiocarbamoylbenzamidines react easily with carboxylic acid anhydrides to give 1-methyl 4-phenyl 2-oxo and 2-thioxo 1,2-dihydro 1,3 ,5-triazines variously 6-sUbstituted. Ethylic ortho-esters and, in some cases, carboxylic acid chlorides, may also be used. Moreover, some of the afore mentioned 2-thioxo s-triazines have been obtained by reaction of similar 2-oxo s-triazines with phosphorus pentasulfide.

La préparation, au Laboratoire ([1], [2]), des oxo et des thioxo s-triazines à partir d'amidines catbamoylées et d'imidates thiocarbamoylés, nous a incités à faire réagir la N-méthylcarbamoyl benzamidine (MCB) 3, et son analogue sulfuré, la N-méthylthiocarbamoylbenzamidine (MTCB) 6, avec dès chlorures d'acides, des anhydrides d'acides et des ortho-esters éthyliques. On possède ainsi trois méthodes d'obtention (I, II, III) des dérivés alkylés et arylés en 6 de la méthyl-1 phényl-4 oxo-2 dihydro-1.2 triazine-1.3.5 (MPOT) 4 et des dérivés thioxo-2 analogues (MPTT) 7. P'autre part, il est possible de préparer quelques-uns de ces produits sulfurés 7 par une autre méthode (IV) à savoir, la réaction du pentasulfure de phosphore sur certaines oxo-2 triazines 4.

MÉTHODE I. — Emploi des chlorures d'acides. — Les MCB 3 et MTCB 6 réagissent avec un chlorure d'acide, souvent en présence de pyridine, pour fournir les (MPOT et MPTT) R ou Ar, 4 et 7, d'après la stoechiométrie suivante :

Ainsi, le chlorure d'acétyle (2 mol), en présence de pyridine (2 mol), donne, avec la MCB 3 (20°, 30 mn), sans solvant, la méthyl-6 (MPOT) 4b. De même, à l00° (15 mn) ou à 20° (2 h), la MTCB 6 fournit la méthyl-6 (MPTT) 7b. Sans pyridine, CH3COCl donne aussi la triazine 4b avec la MCB 3 mais pas avec la MTCB 6 (réaction trop violente).

Le chlorure de propionyle et la pyridine donnent, à 80° (10 mn) avec la MCB 3 et la MTCB 6, les éthyl-6 (MPOT) et (MPTT) 4 c et 7c.

Le chlorure de benzoyle, sans pyridine, à 110° (10 mn) conduit, respectivement, avec la MCB 3 et la MTCB 6, aux phényl-6 (MPOT) et (MPTT) 4i et 7i. On signalE que la s-triazine 7i a déjà été obtenue autrement, soit à partir du perchlorate de triphényl-2.4.6 diaza-3.5 pyrylium et de la méthyl-1 thiourée [3], soit à partir de la N-méthylbenzamidine et de l'isothiocyanatè de benzoyle [4].

Le chlorure de chloro-4 benzoyle et la MCB 3 fournissent, dans la pyridine, à 20° (3 h), la p-chlorophényl-6 (MPOT) 4j, tandis que le chlorure de nitro-4 benzoyle donne, avec la MCB 3, par fusion, à 140°, la p-nitrophényl-6 (MPOT) 4 k. Enfin, le chlorure de furoyle-2 et la MCB 3 conduisent, par fusion, à 130° (1 h), à la (furyl-2)-6 (MPOT) 4 m. En revanche, avec les trois chlorures précédents, on ne peut obtenir, avec ou sans pyridine, les dérivés correspondants de la MPTT 7j, 7 k, 7 m.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

58 - Série II

MÉTHODE II. — Emploi des anhydrides d'acides. — Les difficultés rencontrées dans l'emploi des chlorures d'acides nous ont amenés à utiliser les anhydrides d'acides, d'après la stoechiométrie :

MCB ou MTCB+ 2 O (COR ou Ar)2

(MPOT ou MPTT) R ou Ar + 3 R ou ArCO2H

La réaction se fait à la fusion, ou dans un solvant (pyridine ou dioxanne) lorsque le mélange fond à une température trop élevée, et l'acide formé peut être éliminé sous forme de sel, en solution aqueuse ammoniacale ou bicarbonatée, puis précipité en milieu acide fort.

Cette méthode est intéressante pour obtenir, en particulier, les produits qui n'avaient pu être préparés avec les chlorures d'acides.

Les anhydrides acétique, propionique, éthoxy et phénoxyacétiques, dichloro-2.4 phénoxyacétique, cinnamique, benzoïque, chloro-4 et nitro-4 benzoïques, p-anisique, furoïque-2, nicotinique, donnent, à 100-130° (1 h 30 mn), avec la MCB 3 et, à 100° (10 mn), avec la MTCB 6, les s-triazines MPOT 4 et MPTT 7 substituées en 6 par les groupes suivants : méthyle 4 b et 7 b, éthyle 4 c et 7 c, éthoxyméthyle 4 e et 7 e, phénoxyméthyle 4f et


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7 f, dichlpro -2.4 phénoxyméthyle 4g et 7g, styryle 4h et 7h, phényle 4i et 7i, chloro-4 phényle 4j et 7 j, nitro-4 phényle 4 k et 7 k, méthoxy-4 phényle 4 l et 7 l, furyle-2 4 m et 7 m, pyridyle-3 4n et 7n. Seules, les s-triazines 4b, 7b, 4c, 7c, 4i, 7i, 4j, 4k, 4 m avaient déjà été obtenues à partir des chlorures d'acides.

D'autre part, l'emploi d'anhydrides internes de diacides carboxyliques permet d'obtenir des MPOT 4 et MPTT 7 substituées en 6 par des groupes à fonction acide carboxylique libre. Par exemple, les anhydrides succinique et phtalique donnent, à 120° (45 mn), avec la MCB 3 et, avec la MTCB 6, les MPOT 4 et MPTT 7 avec les groupes suivants en 6 : carboxy-2 éthyle 4 d et 7 d et carboxy-2 phényle 4 o et 7 o. Enfin, l'anhydride quinoléique réagit, à 120° (30 mn), avec la MCB, et, à 20° (1 h), avec la MTCB, pour donner les (carboxy-2 pyridyl-3)-6 (MPOT et MPTT) 4p et 7 p; toutefois, ces composés se décarboxylent par chauffage et n'ont pu être obtenus purs.

MÉTHODE III. — Emploi des ortho-esters éthyliques. — Les MCB 3 et MTCB 6 réagissent avec l'orthoformiate d'éthyle (R ou Ar = H). d'après la stoechiométrie :

A 130° (1 h 30 mn et 15 mn), on obtient respectivement les MPOT et MPTT simples 4 a et 7 a qui n'ont pu être préparés par les méthodes I et II

Le procédé peut être étendu à la préparation d'autres triazines, 4 et 7, déjà obtenues auparavant. Ainsi, l'ortho-acétate, l'orthopropionate et l'orthobenzoate d'éthyle donnent, dans les conditions précitées, les MPOT et MPTT substituées par des groupes méthyle 4b et 7b, éthyle 4c et 7c et phényle 4i et 7i.

On mentionne que le procédé a déjà été utilisé [5] pour la préparation d'autres oxo-2 et thioxo-2 dihydro-1.2 triazines-1.3.5 substituées en 1.4.6, par condensation d'un orthoester avec des carbamoyl et thiocarbamoylguanidines.

Ce procédé a l'inconvénient d'exiger la préparation, parfois difficile, d'ortho-esters.

MÉTHODE IV. — Sulfuration des oxo-2 s-triazines 4 en thioxo-2 s-triazines 7. — Un certain nombre de (MPOT) R ou Ar 4 peuvent être transformées en (MPTT) R ou Ar 7, par chauffage avec le pentasulfure de phosphore (P2S5), à 90° (30 mn à 1 h 30 mn), dans le dioxanne. Cependant, une telle transformation n'est possible que lorsque le substituant n'est pas attaqué parle réactif sulfurant. On prépare, par cette méthode, la MPTT 7 a à partir de la MPOT 4 a ainsi que les MPTT substituées par les groupes méthyle 7 b, éthyle 7 c, styryle7h, phényle 7 i, chloro-4 phényle 7j, et furyle 7 m, à partir des MPOT correspondantes.

Ces transformations constituent, de plus, une bonne vérification des structures.

L'extension des méthodes de synthèse précédentes à la préparation d'autres oxo-2 et thioxo-2 s-triazines est à l'étude.

CARACTÉRISTIQUES DES TRIAZINES 4 ET 7. — Les rendements sont suivis de chiffres (I, II, III, IV) désignant la méthode de préparation.

Méthyl-1 phényl-4 oxo-2 dihydro-1.2 triazim-1.3.5 (MPOT). - 4a R = H, C10H9N3O, Finst=238° (EtOH), Rdt = 57 % (III).


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(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] A. ETIENNE, G. LONCHAMBON, J. ROQUES, B. LEMMENS et F. PINTARD, Comptes rendus, 286, série C, 1978, p. 91.

[2] A. ETIENNE, A. LE BERRE, G. LONCHAMBON, J. ROQUES et B. LEMMENS, Comptes rendus, 283, série C, 1976, p. 537.

[3] R. SCHMIDT, Chem. Ber., 98, 1965, p. 334.

[4] J. NEUFFER et J. GOERDELER, Chem. Ber., 105, 1972, p. 3138.

[5] ROHM and HAAS (M. CASPAR et K. LYLE), Brevet allemand, n° 1962797, 1970.

Laboratoire de Chimie industrielle, Conservatoire national des Arts et Métiers, 292, rue Saint-Martin, 75141 Paris Cedex 03.


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MINÉRALOGIE. — Cristallogenèse à basse température de smectites trioctaédriques par vieillissement de coprécipités silicométalliques de formule (Si(4- x) Alx) M2 3+ O11, nH2O, où x varie de 0 à 1 et où M2+ = Mg-Ni-CorZn-Fe-Cu-Mn. Note (*) de Alain Decarreau, présentée par Georges Millot.

Les coprécipités obtenus par réaction du silicate de soude sur des sels de certains métaux de transition divalents, ou de magnésium, ont spontanément une structure de germes cristallins de smectite. Par évolution en suspension aqueuse de ces précipités, on obtient en 2. semaines, à 75°C, des smectites pures de type stévensite (ou saponite en remplaçant une partie du silicate de soude par l'aluminate de soude). Des pôles purs et/ou des solutions solides ont été obtenues avec Mg, Ni, Co, Zn, Fe, Cu, Seuls les composés manganeux restent amorphes.

Freshly coprecipitated products obtained by reaction of sodium silicate with some divalent salts of first transitional metals, or magnesium, have a structure of smectite nucleus. By aging these precipitates in aqueous suspension, we obtain in two weeks at 75°C a pure smectite like stevensite (or saponite by substitution of a part of sodium silicate by sodium aluminate). End members and/or solid solutions are obtained with Mg, Ni, Co, Zn, Fe, Cu. Only products containing Mn2+ stay amorphous.

INTRODUCTION. — La synthèse à basse température de smectites trioctaédriques est relativement aisée. La méthode la plus couramment utilisée consiste à faire évoluer entre 25 et 100°C des mélanges de solutions diluées de silice et d'un sel de métal divalent. Cette technique, mise au point par S. Caillère et S. Hénin et leurs collaborateurs permit la synthèse de smectites variées dont la couche octaédrique contient en général Mg et un autre cation M2 + ([1] à [4]). Depuis, des tavaux utilisant le même protocole ont été réalisés permettant de préciser les conditions de formation de ces smectites métalliques ([5] à [8]). Cette méthode présente l'inconvénient d'aboutir à de faibles quantités d'argile, souvent mélangée avec d'autres phases silicatées ou non, et nécessite des temps de synthèse de plusieurs mois, voire de plusieurs années ([6], [8]). C'est pourquoi nous avons utilisé une autre méthode, consistant à réaliser un coprécipité silicométallique dont la composition initiale, correspondant à celle d'une smectite, est obtenu selon la réaction suivante :

10 g du précipité sont ensuite placés dans 0,5 1 d'eau distillée et mis à vieillir à des températures variant de 25 a 75°C pendant 2 à 3 semaines. Nous avons décrit récemment [9] l'évolution du solide au cours du temps, lorsque le cation M2+ est du magnésium.

PRINCIPAUX RÉSULTATS. — Les principaux résultats sont les suivants.

Dès sa précipitation, le solide est composé de petits germes cristallins de smectites de 15 Â, d'extension dans le plan (a, b) du minéral, et comportant 2 à 4 feuillets. Le diffractogramme X du produit présente alors une raie basale (001) située vers 14Â, une bande large centrée sur 3,2Â et une ébauche de bande (06-33) de réseau bidimensionnel de smectite centrée à 1,54Â (fig. 1a). Ces germes sont associés au sein de particules de 400Â de diamètre. La croissance cristalline s'effectue ensuite par coalescence des germes au sein des particules, puis par accrétion des particules entre elles. On n'observe pas d'augmentation du taux d'empilement des feuillets. Au cours de ce processus (observé en microscopie électronique à transmission), les diffractogrammes X évoluent : la bande centrale à 3,2 Â se résout progressivement en réflexions individualisées (02-11) et (13,20), la bande (06,33) s'affine (fig. 1 b à d). Le diffractogramme du produit final est comparable à ceux de minéraux naturels


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de type stévensite, avec une raie (001) située vers 13,5Â, passant à 18 Â par traitement à l'éthylène glycol et à 10,5 A par chauffage à 500°C de l'échantillon. Il faut noter qu'aucune phase, silicatée ou non, n'a été décelée durant toute la durée de la synthèse qui aboutit donc à un! minéral pur dont la formule structurale est (Sig Mg 5,7 O20 OH4) Naéch 0,6.

Une caractéristique majeure de la néogenèse des smectites magnésiennes apparaît être sa cinétique très rapide, puisque nous obtenons en 15 jours à 75°C des minéraux ayant 100 À de cohérence dans le plan (a, b).

Nous présentons ici un tableau de l'ensemble des résultats obtenus en remplaçant totalement ou non le magnésium par des cations métalliques M2 +, et où une fraction de la silice a pu être remplacée par de l'aluminium.

1. Evolution des précipités Si4 M2 3 + 011 (nH20). — Suivant la nature du cation M2 + totalement substitué au magnésium dans la réaction (1), l'évolution du précipité obtenu varie.

Dans le cas de Ni, Co, Zn, la cristallogenèse est très comparable à celle décrite pour le magnésium. On obtient en 2 semaines des stévensites nickélifères, cobaltifère ou zincifère pures. Les diffractogrammes des produits de fin de synthèse présentent des bandes (h k 0) des smectites et une raie (001) située vers 14 A, qui se déplace vers 18 A lors du traitement à l'éthylène glycol et passe à 10 A par chauffage à 500°C (fig. 2). Les smectites obtenues sont mieux cristallisées que la stévensite magnésienne car d'une part, les germes formés avec les métaux de transition sont plus grands (45 A pour Zn, 32Â pour Ni, 30 A pour Co, 15 à 20Â pour Mg) et d'autre part la cinétique de leur croissance est plus élevée (2,45 A/jour pour Zn, 1,25 pour Ni, 0,72 pour Co et 0,53 pour Mg, pour des températures de synthèse de 75°C). Ainsi, la cristallogenèse des stévensites métalliques est plus rapide que celle des stévensites magnésiennes et l'ordre expérimental observé est : Mg Co Ni Zn.

Lorsque le cation est Fe 2 +, l'évolution du précipité est réalisée dans un milieu maintenu réducteur par circulation d'hydrogène. Le précipité initial est constitué de germes d'environ 30 A, analogues à ceux obtenus avec les autres cations. Mais aucune évolution n'est observée au bout de 15 jours de vieillissement du précipité à 75°C. La germination n'est pas suivie

Fig. 1. — Diffractogrammes de : (a) précipité frais Si4 Mg3 O11, nH2O ; (b) du même produit ayant évolué à 75°C pendant 1 jour; (c) 7 jours; (d) 15 jours.


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d'une croissance cristalline. Il apparaît donc difficile d'obtenir, à basse température, un réseau de smectite contenant seulement du Fe2+ dans la couche octaédrique.

Avec Cu 2 +, le précipité initial a une autre structure. La première bande visible, plus cm moins modulée, culmine à 2,8 A ; elle est suivie par deux réflexions larges à 1,63 et 1,48 A. Le produit évolué présente une raie basale large et intense à 14A, suivie par des réflexions peu marquées à 4,43, 2,92, 2,44, 1,63 et 1,48 Â qui correspondent aux principales réflexions du chrysocholle. Ainsi, le cuivre tend à former avec la silice hydratée un réseau différent de celui d'une smectite, comme cela avait déjà été observé [5].

Les essais avec Mn 2 + ont été aussi réalisés sous courant d'hydrogène. Le coprécipité garde une couleur beige rosée, typique des sels manganeux. Ces produits ne présentent pas de structure cristalline bidimensionnelle, et n'en acquièrent pas par vieillissement. Il faut noter cependant que le complexe silicomahganeux formé est stable dans le temps et ne démixe pas. Il s'oxyde rapidement, dès qu'il n'est plus maintenu en milieu strictement réducteur.

2. Evolution des précipités (Si(4 - x) Alx) M2 3 + 011n H20. — Il est aisé de substituer de l'aluminium au silicium en introduisant dans la réaction (1)de l'aluminate de sodium. Il a été ainsi possible de réaliser la synthèse de « saponites » présentant un taux de substitution tétraédrique x de 0,3-0,6 et 1 et dont le cation ôctaédrique est Mg, Ni, Co ou Zn (fig. 2 d). J'ai vérifié par analyse chimique et physique (schift de fluorescence x [10]) que, dans ces minéraux néoformés, tout l'alummium introduit se trouvait en site IV. Le matériel mature est constitué de petits agrégats de 100 A de diamètre et ayant l'allure de papier froissé, faciès typique des saponites. La substitution de Si par Al ne gêne donc pas la cristallogenèse, dont la cinétique est identique à celles des stévensites. Notons que, pour ces produits de synthèse, rien ne distingue les minéraux dont la charge par demi-maille est supérieure ou inférieure à 0,6, limite classique séparant les smectites des vermiculites [11].

Fig. 2. — Diffractogrammes de smectites zincifères. (a) stévensite normale; (b) traitée à l'éthylène glycol ; (c) chauffée à 500°C ; (d) saponite Zn normale (x = 0,6). Les diagrammes restent semblables lorsque le cation octaédrique est M.ou Co.


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3. Evolution des précipités (Si (4-x) Alx) (Mg (3 - y) M2 + ) O11, n (H20). — En faisant intervenir, non plus un, mais deux chlorures dans la réaction (1 ), il est possible de réaliser des solutions solides. Les couples Mg — M2 + ont été éprouvés systématiquement, x prenant les valeurs 0 et 0,6, y variant de 0 à 1. Avec les cations Ni, Co, Zn, des solutions solides totales et régulières ont été obtenues pour des minéraux de type saponite et stévensite. La substitution de l'un des cations au magnésium est donc totale et aisée, la cristallogenèse restant semblable à celle des pôles purs. Pour le cuivre, malgré sa tendance à former des chrysocholles quand il réagit seul avec la silice, il a été possible de réaliser des smectites avec des rapports Cu/Cu + Mg dans l'octaèdre compris entre 0 et 0,5. Pour le fer ferreux et le manganèse II, compte tenu de la lourdeur du système expérimental, seul un point correspondant à une valeur du rapport M2 + /M2++ Mg = 0,5 a été étudié. Avec le fer II, on observe une germination active, suivie d'une croissance cristalline faible. Mais le produit est instable et s'oxyde rapidement s'il n'est pas conservé en milieu réducteur. Avec le manganèse II, le précipité ne démixe pas, mais n'acquière aucune organisation cristalline.

CONCLUSIONS. — La méthode de synthèse mise en oeuvre permet d'aboutir dans un temps court, à des néoformations de stévensites et de saponites métalliques dans des conditions voisines de leur genèse dans les milieux naturels de surface. Nous avons pu réaliser des solutions solides totales ou partielles, où le magnésium octaédrique est remplacé par Ni 2 + , Co 2 + , Zn 2 + , Fe2+ ou Cu 2 + . En dehors des problèmes minéralogiques et cristallochimiques rapidement évoqués ici, le mode de synthèse permet d'aborder la mesure expérimentale des coefficients de partage solide/solution pour les couples Mg/M2+ [12].

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[I] S. CAILLERE, S. HENIN et J. ESQUEVIN, Bull. Soc. Fr. Min. Crist., 78, 1955, p. 227-241. [2] S. CAILLERE, S. HENIN et J. ESQUEVIN, Bull. Soc. Fr. Min. Crist., 79, 1956, p. 408-420. [3] S. CAILLERE, S. HENIN et J. ESQUEVIN, Clay Min. Bull., 3, 1958, n° 19, p. 232-237.

[4] J. ESQUEVIN, Ann. Agron., 1er trimestre, 1960, 85 p.

[5] R. WEY, B. SlFFERT et A. WOLFF, Bull. Gr.fr. Argiles, 20, 1968, p. 79-82.

[6] K. G. TlLLER et J. G. PICKERING, Clays and Clay Minerals, 22, 1974, p. 409-416.

[7] H. HARDER, Clay Minerals, 12, 1977, p. 281-287.

[8] G. E. LEGETT, Soil Sc. Soc. Amer. J., 42, 1978, p. 262-267.

[9] A. DECARREAU, Bull. Mineral., 103, 1980, p. 579-590.

[10] M. STEINBERG, Bull. Gr.fr. Argiles, 22, 1970, p. 115-126.

[11] G. W. BRINDLEY et G. PEDRO, Bull. Gr. Fr. Argiles, 25, 1972, p. 37-41. [12] A. DECARREAU, 7e R.A.S.T., Lyon, 1979, p. 150.

Laboratoire de Géochimie des Roches sédimentaires, E.R.A. 0765, 91405 Orsay Cedex.


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GEOCHIMIE. — Géochimie de surface des gîtes d'antimoine du Djebel Hamimat (sud-est du Constantinois, Algérie). Note (*) de Francis Sondag, présentée par Jean Wyart.

Une campagne de prospection géochimique par les sédiments de ruisseau a été effectuée dans les bassins drainant

les minéralisations d'oxyde d'antimoine du Djebel Hamimat. Des anomalies en antimoine, dépassant 500.10- 6 à

: proximité des gîtes, ont été mises en évidence que l'on peut détecter jusqu'à 3 km vers l'aval. L'ampleur de cette

tramée anomale doit probablement être mise en relation avec l'environnement carbonaté du gisement qui autorise

l'existence d'espèces d'antimoine solubles en équilibre avec les oxydes.

A geochemical stream sédiment survey was conducted in the drainage basins of the antimony oxide deposits of the Djebel Hamimat, Antimony anomalies, reaching 500 x l0- 6 near the ore bodies, were detected 3 km downstream. The size of the anomalous halo is probably related to the carbonaceous environment which allows-the existence of soluble antimony species in equilibrium with the oxides.

On connaît l'importance des méthodes de prospection géochimique en exploration minière. Pour que ces méthodes puissent être appliquées avec succès, une des conditions les plus importantes est que le métal recherché, ou un de ses accompagnateurs, ait pu être mobilisé à partir du gisement et dispersé dans son environnement superficiel. L'antimoine est Un élément réputé peu mobile ([1], [2]) et il n'existe dans la littérature que peu d'exemples de localisation d'un gisement d'antimoine par géochimie de surface [3]. Le propos de cette Note est de présenter les résultats d'une prospection géochimique au voisinage de gîtes d'antimoine dans le sud-est du Constantinois.

CONTEXTE GEOLOGIQUE. — La stratigraphie et la lithologie de l'anticlinal du Djebel Hamimat ont fait l'objet d'une récente mise au point [4]. Cet anticlinal comprend, sur les flancs, des grès et des marnes gréseuses passant, vers le centre, à des marnocalcaires et des calcaires fins. La série est datée du Crétacé inférieur. Les concentrations métallifères en antimoine qui apparaissent sur les flancs de l'anticlinal sous forme d'oxydes (sénarmontite et valentinite, Sb2 O3) et de sulfures (stibine, Sb2 S3) sont liées à des niveaux calcaires bréchifiés. Des occurences de cinabre (HgS), de réalgar (AsS), d'orpiment (As2 S3) et de barite (BaSO4) apparaissent vers le Nord-Est.

ECHANTILLONNAGE ET RESULTATS. .— Une campagne de prospection a permis de recueillir 101 échantillons de sédiments de ruisseau le long des oueds, généralement à sec, qui drainent le Djebel Hamimat (fig. 1). Ces échantillons ont été sèches à l'air libre et tamisés. La fraction qui passe à travers un tamis de 200 u. a été retenue pour le dosage de l'antimoine par spectrophotométrie d'absorption atomique. Le pH et le contenu en carbonate de tous les échantillons.ont également été déterminés.

L'examen de la répartition spatiale de l'antimoine (fig. 1) montre que les teneurs sont inférieures à 1.10~ 6 à l'extérieur de la zone anticlinale. A proximité des gîtes, les teneurs dépassent 500.10~ 6, alors qu'au pied des flancs de l'anticlinal on observe des valeurs de 50 à 100.10 - 6. Remarquons encore que l'oued principal drainant l'anticlinal présente, vers l'aval, des teneurs comprises entre 100 et 500.10- 6 d'antimoine sur une distancé de plus de 3 km. Le dosage de l'arsenic a été effectué dans quelques échantillons à forte teneur en antimoine et a indiqué des concentrations de l'ordre de 100 à 200.10- 6 d'arsenic.

DISCUSSION. — Les valeurs fortement anomales en antimoine des échantillons de sédiment de ruisseau prélevés au voisinage du gisement permettent de repérer assez précisément sa localisation. Les teneurs élevées observées en bordure de l'anticlinal résultent probablement


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de petites occurences à antimoine localisées dans les flancs de celui-ci. La valeur du bruit de fond régional en antimoine est de l'ordre du 0,5.10- 6, ce qui correspond bien aux données bibliographiques [1] et [3].

La dispersion de l'auréole d'anomalie à plus de 3 km en aval du gîte semble par contre infirmer l'idée d'une mobilité faible. Ce phénomène peut cependant s'expliquer si l'on tient compte du contexte carbonate du gisement. En effet, les pH mesurés dans les échantillons se situent toujours entre 7,8 et 8,6. Si l'on considère le diagramme « tension-pH » de

Fig. 1. — Carte de la zone étudiée : réseau hydrographique et teneurs en antimoine.


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l'antimoine (fig. 2), on constate que dans cette gamme de pH, et pour une tension supérieure à 100 mV, on se trouve dans le domaine de stabihté de l'ion antimoniate SbO3. Dans ces conditions la sénarmontite est donc en équilibre avec une forme soluble. On peut dès lors

Fig. 2. — Diagramme d'équilibre tension — pH du système antimoine — eau à 25°C. Activité des espèces dissoutes égale à 10- 6 en trait pleins, à 10-4 en traits interrompus (d'après [5]).


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admettre qu'il existe une dispersion chimique de l'antimoine à partir de ses oxydes. La faible mobilité signalée dans la littérature provient probablement de ce que les gisements d'antimoine sont plus fréquemment des sulfures associés à des roches granitiques ou à des schistes dont l'environnement superficiel acide ne favorise pas la dissolution de la stibine. Il faut toutefois ajouter qu'au voisinage immédiat des gîtes, les fortes anomalies pourraient être expliquées, tout au moins en partie, par la dispersion mécanique de débris de roches plus ou moins minéralisées.

(*) Remise le 8 décembre 1980. [1] H. E, HAWKES et J. S. WEBB, Geochemistry in Mineral Exploration, Harper and Row, New York, 1962, p. 360.

[2] A. A. LEVINSON, Introduction to Exploration Geochemistry, The 1980 Supplement, Applied Publishing, Calgary, 1980, p. 864.

[3] C. L. SAINSBURY, U.S.G.S. Bull, 1024 H, 1957, p. 163-178.

[4] M. BOISSON et H. NEYBERGH, Comptes rendus, 284, série D, 1977, p. 409.

[5] A. PITMAN, M. POURBAIX et N. DE ZOUBOV, Atlas d'équilibres électrochimiques, Gauthier-Villars, Paris, 1963, p. 524-532.

[6] M. le professeur H. Martin nous a donné de précieux conseils, ainsi que l'équipe enseignante du D.E.S. de Géologie minière à l'Université de Constantine, qui nous a aidé sur le terrain.

Université de Louvain, Laboratoire de Géochimie, 3, place Louis-Pasteur, B-1348 Louvain-la-Neuve, Belgique.


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METALLOGENIE. — Les concentrations uranifères du Francevillien du Gabon : leur association avec des gîtes à hydrocarbures fossiles du Protérozoïque inférieur. Note (*) de François Gauthier-Lafaye et Francis Weber, présentée par Georges Millot.

Les gisements d'uranium du Francevillien du Gabon se situent dans l'une des plus anciennes séries sédimentaires non métamorphiques du Protérozoïque inférieur, datée à 2 150 M.A. La minéralisation uranifère, datée à 2.050. M.A. est intimement associée à des matières organiques migrées, qui se sont concentrées dans des structures pétrolières. Aucun événement géologique n'a remobilisé les minéralisations depuis leur mise en place.

The Francevillian U deposits of Gabon are located in one of the oldest non metamorphic sedimentary series of the Lower Proterozoic 2 150 M.Y. old. The uraniferous minéralisation 2 050 M.Y. old is strongly related to organic matter concentrated in oil-bearing structures after migration. No geological event remobilized the mineralizations since their settling.

INTRODUCTION. — Affleurant dans le quart sud-est de la République gabonaise, le Francevillien est une série détritique et volcano-sédimentaire [1], non métamorphique du Protérozoïque inférieur, qui repose sur un socle cratonisé à 2 700 M.A.; l'âge de la sédimentation est estimé à 2 150 M.A. [2]. Dans la région de Franceville, cette série renferme de grands gisements de manganèse et d'uranium en cours d'exploitation. L'essentiel du potentiel uranifère se répartit en quatre gisements, Boyindzi, Mounana, Oklo et Okélobondo, situés sur la bordure nord-est du bassin, au contact d'un horst de socle, la « boutonnière » de Mounana. Plusieurs gîtes de moindre importance sont connus le long de structures faillées, en position centrale dans le bassin (Pfïffelmann in [3]). Les gisements d'Oklo et d'Okélobondo ont été rendus célèbres par les réacteurs de fission naturels qu'ils renferment ([3] à [7]).

LES GITES URANIFERES. — La minéralisation uranifère, mise en place à 2 050 M.A. (Devillers et coll. in [3] et Gancarz in [4]) est intimement associée à des matières organiques (Geoffroy in [3]). Ce sont, comme l'ont montré les études pétrographiques (Alpern in [4]) et la microscopie électronique (Vandenbroucke et coll. in [4] et [8]), des matières organiques migrées, des asphaltites parvenues au terme de leur évolution diagénétique. L'analyse structurale des gîtes uranifères montre qu'ils offrent l'image de gîtes pétroliers [9] ; ceux-ci ont été fossilisés par l'évolution diagénétique de l'huile en asphaltite.

Les coupes des gîtes de Boyindzi et de N'Dzali illustrent deux types de structures minéralisées. Le premier concerne un gisement situé au contact de la boutonnière de Mounana (fig, 1). Une large flexure subméridienne affecte à la fois les grès de base du Francevillien (FA), minéralisés, et la formation pélitique susjacente (FB); son flanc Ouest, redressé à 45°, s'appuie sur le horst de socle. Des décrochements NW-SE interfèrent avec cette flexure, créant des structures plus complexes aux intersections. Le deuxième type concerne les petits gîtes du centre du bassin (fig. 2). La minéralisation uranifère est localisée le long de failles normales E-W à NW-SE, de plusieurs centaines de mètres de rejet, qui mettent en contact les grès de base (FA) avec les pélites susjacentes (FB).

La localisation de la minéralisation dans ces deux structures évoque celle des hydrocarbures dans des pièges pétroliers :

— position de la minéralisation au « top » des structures;

— localisation de la minéralisation dans une roche réservoir de bonne qualité, les grès, de granulométrie moyenne à conglomératique, de la base du Francevillien;

— fermeture du gisement par une couverture pélitique et ampélitique imperméable.

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 1) Série II — 6


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L'asphaltite est soit dispersée dans les pores et les microfractures des grès, soit concentrée, dans des fractures ou des brèches tectoniques. Ainsi, à Oklo, l'asphaltite occupe localement 50 à 70 % du volume de la roche.

MISE EN PLACE DES HYDROCARBURES. — L'histoire du Francevillien, telle que l'on peut la reconstituer, fait apparaître des paramètres sédimentologiques, structuraux et thermiques, favorables à la production et au piégeage de produits pétroliers.

1. Etape sédimentaire. — La base du Francevillien est constituée d'une épaisse formation gréso-conglomératique (FA) (1 000 m), dont l'origine est essentiellement fluviatile. Dans les zones les plus internes du bassin, apparaissent, cependant, dans la partie supérieure de cette formation, en alternance avec les grès, des niveaux pélitiques chargés en matières organiques, pour lesquels des marqueurs sédimentologiques indiquent un milieu tidal. Cette série détritique grossière est recouverte par une épaisse formation (FB) (450 m), à caractère marin, constituée principalement de pélites silteuses et ampélites très riches en carbone organique. Des grès organisés en chenaux s'intercalent dans cette formation essentiellement pélitique. En termes pétroliers, la série comporte une bonne roche réservoir potentielle, surmontée d'une couverture imperméable, susceptible d'être une roche mère d'hydrocarbures. Les matières organiques de la formation FB sont d'origine algaire [8], ce qui est un facteur favorable à la production d'huile. La présence, au sein des pélites et ampélites, de chenaux gréseux, est un facteur favorable à la migration primaire des hydrocarbures.

2. Structuration du bassin. — La subsidence s'est faite par un jeu de failles de distension normales, qui a débuté pendant la sédimentation, mais s'est poursuivie bien après le dépôt de la formation FB. Ces failles ont délimité des compartiments pluri-kilométriques, d'orientation NW-SE à E-W, disposés en « toît d'usine », à regard NE à N (fig. 3). Les pièges scellés par les pélites imperméables de la formation FB, sont localisés dans les parties hautes de ces compartiments. En bordure du bassin, un piège de meilleure qualité est induit par la flexure bordière du horst de Mounana.

3. Evolution diagénétique. — Les sédiments ont été enfouis à une profondeur que l'on estime entre 3 000 et 5 000 m (Weber et coll. in [3]); d'après l'indice de cristallinité de l'illite, l'anchizone a tout juste été atteinte. Selon une étude faite sur les inclusions fluides des nourrissages de quartz, la température atteinte serait de 240°C (Oppenshaw et coll. in [4]). Au cours de cette diagenèse, la « fenêtre pétrolière » a été atteinte. Ainsi, la carbonification des matières organiques a pu aboutir à la production d'une phase volatile, constituée d'eau, de gaz et d'hydrocarbures. Ces derniers ont migré et se sont introduits dans les réservoirs, lors d'une étape relativement précoce de la diagenèse, avant une phase de silicification par nourrissage des quartz; cette phase marque l'enfouissement maximum et a scellé la porosité ouverte des grès. Des migrations d'hydrocarbures ont néanmoins encore eu heu ultérieurement, à la faveur de phases de fracturation des grès, probablement durant la remontée du bassin.

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Fig. 1. — Coupe du gisement de Boyindzi.

Fig. 2. — Coupe de la structure uranifère de N'Dzali.

Fig. 3. — Localisation schématique des minéralisations uranifères dans les structures du bassin.


PLANCHE I

FRANCOIS GAUTHIER-LAFAYE



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Les derniers événements diagénétiques sont datés à 1 700 M.A. [2]. Ainsi, l'évolution diagénétique, dans des conditions de température et de pression modérées, s'est poursuivie pendant une durée très longue, probablement plusieurs centaines de millions d'années. Au facteur température, favorable à la formation d'hydrocarbures, s'est ajouté un facteur temps, paramètre également important dans les étapes de la carbonification.

MISE EN PLACE DES CONCENTRATIONS URANIFERES. — L'uranium a certainement été introduit dans les gisements postérieurement aux hydrocarbures. La migration, sur de longues distances, d'hydrocarbures uranifères est, en effet, difficile à concevoir et, par ailleurs, les bitumes que l'on trouve encore proches des roches mères n'ont que de très faibles teneurs en uranium. Tout laisse à penser que l'uranium est venu, selon le schéma désormais classique, avec des nappes oxydantes et qu'il a été fixé par les matières organiques, préalablement concentrées. Une indication dans ce sens nous est donnée par le fait que les gîtes sont entourés de grès ayant subi une oxydation diagénétique intense : coloration rouge des sédiments, oxydation des matières organiques, altération diagénétique des biotites détritiques qui se chargent et s'entourent d'hématite. L'uranium peut ainsi avoir été fixé, soit par réduction des ions uranyl [9], soit par complexation avec la matière organique [8], les deux mécanismes ayant probablement tous deux contribué à la genèse des gîtes. On a cependant l'indication de remobilisations tardives, migrations de faible amplitude des complexes urano-organiques et reconcentrations par des mécanismes d'oxydoréduction dans des zones fracturées, lieux privilégiés de circulation des solutions oxydantes. Ces remobilisations ne sont pas responsables des gisements, mais elles ont contribué à la formation de concentrations à haute teneur (Gauthier-Lafaye et coll. in [4]).

CONCLUSIONS. — 1. Les gîtes uranifères du Francevillien sont associés à des asphaltites piégées dans des structures pétrolières. — Les relations uranium-matières organiques sont connues depuis longtemps dans de nombreux gîtes sédimentaires d'uranium. Dans la plupart des cas, les matières organiques sont de type charbon et d'origine continentale [10]. Ceci implique l'existence d'une végétation supérieure continentale, qui n'existait pas encore à l'époque du Francevillien. Des matières organiques dérivant de produits pétroliers ont cependant été décrites dans quelques rares gisements d'uranium du Phanérozoïque; les plus connus sont le gisement oligocène de La Bajada au Nouveau-Mexique [11] et le gisement autunien de Lodève dans l'Hérault ([12], [13]). L'association uranium-asphaltite est également décrite, mais dans un contexte géologique très différent, dans les paléoplacers de la base du Protérozoïque, gîtes de gros tonnage, mais à basse teneur ([14], [15]).

2. Les gîtes uranifères du Francevillien sont les plus anciens gisements à haute teneur connus, mis en place par circulation de nappes oxydantes. — La formation de gîtes de ce type a été rendue possible, après 2 300 M.A., par l'apparition d'oxygène dans l'atmosphère ([16], [17]). Les conditions de cette époque étaient particulièrement favorables à la genèse dés gîtes d'uranium du fait de la pression partielle de C02 qui, encore relativement élevée à cette époque [16], favorisait la stabilité des complexes uranyl-carbonatés, vecteurs privilégiés de l'uranium [18] et de la présence de préconcentrations, aisément remobilisables, mises en place antérieurement en atmosphère non oxydante. Ce sont ces circonstances particulières qui confèrent un si grand intérêt aux gisements protérozoïques, parmi lesquels on peut citer également les gisements un peu plus récents du géosynclinal de Pine Creek en Australie (1800 M.A. [19]) et ceux des grès de l'Ahtabasca au Saskatchewan, Canada (1100 M.A. [20]).


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3. Les gîtes uranifères du Francevillien sont restés intacts depuis 2 milliards d'années. — Situés dans un bassin intracratonique épargné par le métamorphisme, les gîtes d'uranium du Francevillien ont été préservés de toute remobilisation, de toute déformation et de toute transformation notable depuis 2 000 M.A. Ce fait, clairement démontré par l'ensemble des études sur les réacteurs d'Oklo ([3], [4]), confère aux gîtes d'uranium du Francevillien un intérêt exceptionnel.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] F. WEBER, Mém. Serv. Carte géol. Als. Lorr., 28, 1968, 328 p.

[2] M. G. BONHOMME, F. WEBER et F. GAUTHIER-LAFAYE, Earth. Sc Rev., 1981 (à paraître). [3] Le Phénomène d'Oklo, A.I.E.A., Vienne, 1975, 647 p. [4] Les Réacteurs de fission naturels, A.I.E.A., Vienne, 1978, 754 p. [5] R. NAUDET, La Recherche, 57, 1975, p. 508-518.

[6] R. BODU, H. BOUZIGUES, N. MORIN et J. P. PFIFFELMANN, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 1731. [7] M. NEUILLY, J. BUSSAC, C. FREJACQUES, G. NIEF, G. VENDYES et J. YVON, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 1847. [8] J. N. ROUZAUD, Thèse Sc., Orléans, 1979, 109 p. [9] F. GAUTHIER-LAFAYE, Thèse 3e cycle, Strasbourg, 1977, 106 p. [10] A. HAJI-VASSILIOU et P. F. KERR, Amer. Ass. Petrol. Geol. Bull., 57, 1973, p. 1291-1296.

[11] A. HAJI-VASSILIOU et P. F. KERR, Econ. Geol., 67, 1972, p. 41-54.

[12] J. GARRIC, in Les Minerais uranifères français, Presses universitaires de France, Paris, 1965, p. 148-276.

[13] G. CAPUS, Thèse Sc., Inst. nat. polytechn. Lorraine, 1979, 384 p.

[14] W. R. LIEBENBERG, Proc. Geol. Soc. S. Africa, 58, 1956, p. 101-254.

[15] D. S. ROBERTSON, in Formation of Uranium Ore Deposits, A.I.E.A., Vienne, 1974, 748 p.

[16] P. CLOUD, Econ. Geol., 68, 1973, p. 1135-1143.

[17] F. W. CHANDLER, Geol. Surv. Can. Bull., 311, 1980, 53 p.

[18] J. W. GRUNER, Econ. Geol, 51, 1956, p. 495-519.

[19] Uranium in the Pine Creek Geosyncline, A.I.E.A., Vienne, 1980, 760 p.

[20] Uranium in Saskatchewan (Proc. of a Symposium, Sask. Geol. Soc., Spec. Publ., 3, 1976, 395 p.).

Centre de Sédimentologie et Géochimie de la Surface, Institut de Géologie, 1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex.


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GÉOLOGIE. — Contexte tectogénétique du magmatisme calco-alcalin oligocène du SudEst français (district liguro-provençal)-modèle de mise en place du volcanisme. Note (*) de Jean-Dominique Giraud et Guy Turco, présentée par Jean Wyart.

Le volcanisme calco-alcalin oligocène du district liguro-provençal semble s'être manifesté dans un contexte dominant de compression subméridienne induit dans la couverture sédimentaire par le rejeu d'anciens accidents de socle.

The calc-alkaline oligocene volcanism of the liguro-provençal district ( South-East of France) seems to have been active in a dominant context of sub N-S compression induced in the sedimeritary cover by reactivation of ancient faults in the crystalline basement.

INTRODUCTION. — Un volcanisme calco-alcalin représenté par des nuées ardentes andésitiques ([1], [2]) et des intrusions microdioritiques [3] s'est manifesté, à l'Oligocène ([4], [5]) dans le sud-est de la France. Les témoins de cette activité affleurent actuellement dans deux domaines structuraux différents (fig. 1, 2, et 3);

— le littoral méditerranéen entre Monaco et Saint-Tropez (avant pays des chaînes Subalpines);

— l'arrière-pays niçois (chaînons subalpins méridionaux).

Ces deux ensembles sont actuellement en contact tectonique par l'intermédiaire de l'accident frontal, de direction Est-Ouest, qui limite au Sud l'arc de Castellane, chevauchant du Nord vers le Sud l'avant-pays. L'étude détaillée du contexte géologique des manifestations volcaniques nous a conduits à proposer un modèle tectogénétique intégrant les données paléogéographiques et structurales sur la région étudiée.

A. EVOLUTION PALEOGEOGRAPHIQUE ET STRUCTURALE DU DOMAINE ENVISAGE DURANT L'EOCENE ET L'OLIGOCENE. — 1° La zone septentrionale : le domaine subalpin allochtone (fig. 1, 2 et 3). — L'Eocène est représenté par les calcaires nummulitiques et les marnes priaboniennes ([6], [7]) à faciès littoral et benthique. A l'Eocène supérieur, la sédimentation est contrôlée par un intense serrage Nord-Sud [8] et prend un caractère nettement détritique. A l'Oligocène inférieur, un socle granitique inconnu actuellement à l'affleurement alimente le bassin de sédimentation de Saint-Antonin en blocs de granité de plusieurs mètres cubes ([9] [10]). L'écaillage du soubassement cristallin est vraisemblablement responsable de la mise à l'affleurement du « socle de Saint-Antonin » et il favorise, à l'Oligocène moyen ([5], [11]) l'ascension du magma andésitique piégé, en base de croûte sialique, à une profondeur d'environ 25 km [3]. Postérieurement au volcanisme, le serrage Nord-Sud se poursuit comme le montre la discordance de la série détritique terminale sur les volcanites plissées ([6], [8]).

2° La zone méridionale : le domaine de l'avant-pays (para-autochtone relatif)(fig. 1,2 et 3). L'étude des séries détritiques tertiaires du domaine Nord-Varois [12] montre que le cristallin provençal affleurait depuis le Crétacé supérieur (Maures, Estérel, Tanneron). L'Eocène est représenté par des dépôts continentaux, A l'Oligocène, se manifeste une distension Est-Ouest responsable de la formation des fossés Nord-Sud, à remplissage détritique [12]. Il est intéressant de noter que ces fossés ( fig. 3) se développent dans la couverture sédimentaire et que leurs failles bordières, d'orientation subméridienne, se situent dans le prolongement de grands accidents Nord-Sud visibles dans le socle cristallin. Les accidents qui limitent les fossés sont en outre déformés (fig. 3) : nous interprétons cette déformation comme le


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résultat d'un serrage Nord-Sud qui aurait induit la distension Est-Ouest responsable, à l'Oligocène de l'individualisation des fossés.

Cette compression semble avoir, en outre, provoqué l'apparition d'un réseau d'accidents décrochants conjugués N.45°E-N.135°E dont le rejeu aurait permis, à l'Oligocène moyen

([3], [5]) la mise en place des estérellites. De tels accidents s'observent dans le massif des Maures où leur âge est difficile à préciser. Dans la région niçoise, des fossés se développent à l'Oligocène [13] et leur ouverture favorise l'éruption du volcanisme andésitique (La Vanade, Vence) du même type que celui décrit dans le domaine subalpin ([1], [2]). D'après certains travaux antérieurs [14], le volcanisme calco-alcalin se serait manifesté dès l'Eocène supérieur.

Fig. 2. — Le domaine envisagé à la limite Eocène supérieur, Oligocène (échelles non respectées).


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Série II - 77

B. MODELE TECTOGENETIQUE DE MISE EN PLACE DU VOLCANISME OLIGOCCNE (fig. 4). - Le volcanisme calco-alcalin oligocène s'est mis en place dans deux domaines soumis, à l'Oligocène, à une compression subméridienne. Dans le domaine subalpin, cette compression se manifeste par un plissement général d'axe Est-Ouest amorcé dès la fin de l'Eocène

([6], [8], [15]), et induit dans la couverture sédimentaire par un écaillage profond du sousbassement cristallin. Selon notre modèle, l'accident frontal qui limite actuellement au Sud l'arc de Castellane était déjà actif dès le début de l'Oligocène et il séparait deux domaines dont les comportements vis-à-vis de la compression Nord-Sud allaient varier. Ainsi, à l'Oligocène moyen, le volcanisme andésitique se manifestait, dans la zone subalpine dans un contexte

Fig. 4. — Bloc diagramme illustrant la mise en place du volcanisme dans son contexte structural, à l'Oligocène moyen (échelle des distances horizontales non respectée).


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dominant de plis à axe Est-Ouest, alors que dans l'avant-pays, les nuées andésitiques se mettaient en place à la faveur d'une distension Est-Ouest (fossés oligocènes) induite dans la couverture sédimentaire par la déformation d'accidents profonds de socle sous l'effet du serrage Nord-Sud. Il convient en outre de noter que les données de la géophysique montrent que la croûte continentale, réduite à l'aplomb du domaine subalpin (15-20 km) s'épaissit sensiblement au niveau du cristallin provençal suggérant l'existence d'une racine crustale ([16], [17]). Cette différence d'épaisseur de la croûte sialique entre le Nord et le Sud permet d'expliquer les comportements différents des deux domaines envisagés vis-à-vis de la compression Oligocène.

Il est donc intéressant de remarquer que le magmatisme calco-alcalin Oligocène s'est manifesté dans deux zones à comportements structuraux différents : le domaine plissé au Nord, et le domaine des bassins en distension au Sud. L'étude détaillée de l'ensemble des manifestations calco-alcalines de même âge connues à la périphérie de l'arc alpin occidental nous permettra peut-être (19) de confirmer et d'expliquer un tel dispositif.

C. EXTENSION DU MODELE A L'ECHELLE DES CHAINES SUBALPINES. — On retrouve dans la région que nous avons étudiée l'opposition entre deux domaines, déjà mise en évidence par d'autres auteurs dans des secteurs occidentaux [18]. Selon nous, les accidents frontaux qui limitent actuellement les arcs subalpins sont l'expression, à l'aube du Tertiaire, de grands accidents de socle dans un contexte général de raccourcissement. Le volcanisme andésitique, connu dans d'autres bassins péri-alpins (Forcalquier, Barrême, Thônes, Taveyanne) semble être lié à ces mouvements.

CONCLUSIONS. — Le modèle que nous présentons, bien qu'hypothétique, permet d'envisager que le volcanisme calco-alcalin du Sud-Est français s'est mis en place, à l'Oligocène, dans un contexte de serrage subméridien accompagné de raccourcissement de socle. Les travaux ultérieurs [19] se proposent de replacer ce dispositif dans le cadre plus général de l'arc alpin occidental et de la tectogenèse alpine.

(*) Remise le 15 septembre 1980, acceptée après révision le 24 novembre 1980.

[1] J.-D. GIRAUD et G. Turco, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 73. [2] M. LE GUERN, Thèse spécialité, Nice, 1979, 144 p.

[3] J.-D. GIRAUD, Thèse spécialité, Nice, 1975, 180 p., 2 cartes.

[4] H. BELLON, R. BROUSSE, Comptes rendus, 272, série D, 1971, p. 3109.

[5] J.-C. BAUBRON, Bull. S.G.N. 74, S.G.N. 003 Lab., 1975.

[6] J. BODELLE, Thèse, Nice, 1971, 582 p., 27 pl., 1 carte.

[7] R. CAMPREDON, Thèse, Nice, 1972, 560 p., 1 carte.

[8] J.-D. GIRAUD, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 715.

[9] J. VERNET, Comptes rendus, 258, 1964, p. 6489.

[10] S. TOURE, D.E.A., Nice, 1979 (inédit).

[11] H. BELLON, Communication orale, 1979.

[12] G. GIANNERINI, Thèse spécialité, Nice, 1978, 249 p., 1 carte.

[13] G. TAPOUL, Thèse spécialité, Nice, 1977, 158 p., 2 cartes.

[14] A. BLONDEAU P. BORDET et L. GINSBURG, C. R. Som. Soc. géol. Fr., 4, 1969, p. 114.

[15] J. GOGUEL, Bull. Soc. geol. Fr., (7), V, n° 1 1963, p. 20 à 29.

[16] M. RECQ, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 333.

[17] M. RECQ, Comptes rendus, 270, série D, 1970, p. 11.

[18] B. BEAUDOIN et coll., 7° R.A.S.T., Rennes, 1977.

[19] J.-D. GIRAUD, Thèse (en cours), Nice,

Laboratoire de Pétrologie-Minérologie,

E.R. « Stabilité et Réactivité des Minéraux »,

Faculté des Sciences et Techniques,

parc Valrose, 06034 Nice Cedex.


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GÉOLOGIE, — Révision de l'âge des formations sédimentaires de l'île de Saint-Martin implications sur la chronologie du volcanisme de l'arc insulaire des Petites Antilles. Note (*) de Patrick Andreieff, Germaine Bizon et Philippe Bouysse, présentée par Georges Millot.

L'âge des formations sédimentaires affleurant dans l'île de Saint-Martin est précisé par l'étude de leurs Foraminifères planctoniques. La formation de la Pointe Blanche est datée de l'Eocène supérieur; celle des TerresBasses, attribuée antérieurement au Miocène inférieur, est en réalité d'âge Miocène supérieur. Ces nouvelles données stratigraphiques sont replacées dans le contexte de l'évolution de l'activité volcanique de l'arc insulaire des Petites Antilles.

Planktonicforaminiferafrom the two sedimentary units outcropping in Saint-Martin island (Limestone Caribbees) enables a précise assignment of age to these formations: Pointe Blanche formation is late Eocene and Low Lands formation is late Miocene. These new data are placed in the generai evolutionary pattern of the Lesser Antilles island arc volcanic history.

I. INTRODUCTION. — Le projet Arcante, coordonné par le Bureau de recherches géologiques et minières (B.R.G.M.), est consacré à l'étude géologique et structurale de l'arc insulaire des Petites Antilles. La révision stratigraphique des formations sédimentaires des îles qui le composent en est l'un des objectifs.

Parallèlement aux recherches poursuivies en Martinique [1], en Guadeloupe [2], à la Désirade [3], à Saint-Barthélémy [4] et en mer ([5], [6]), une préreconnaissance géologique de l'île franco-hollandaise de Saint-Martin a été effectuée au début de 1980 [7]. Cette Note présente les précisions stratigraphiques nouvelles apportées par l'étude micropaléontologique (Foraminifères planctoniques) des formations paléogènes et néogènes de l'île.

II. CADRE GÉOLOGIQUE. — L'île de Saint-Martin (98 km 2) est située à environ 200 km au NW de la Guadeloupe (fig. 1), vers l'extrémité septentrionale de l'arc des Petites Antilles et sur sa branche externe (arc « ancien ») ([6], [8]). Elle fait partie de ce que l'on appelle les «Antilles calcaires » et émerge — ainsi que Saint-Barthélémy et Anguilla — du plus vaste haut-fond de tout l'archipel : le plateau insulaire d'Anguilla-Saint-Barthélémy [6].

A la suite des travaux antérieurs ([9], [10], [11]), on reconnaît à Saint-Martin trois types de formations qui.sont, de bas en haut :

— un ensemble de sédiments essentiellement pyroclastiques, avec intercalations de niveaux carbonates, connu sous le nom de formation de la Pointe Blanche et attribué avec doute à l'Eocène supérieur;

Fig. 1. — L'archipel des Petites Antilles.


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— des intrusions et épanchements de roches magmatiques datées par K-Ar de l'Oligocène ([12], [13]), affectant les sédiments de la formation de la Pointe-Blanche;

— une série carbonatée discordante et datée du Miocène inférieur ou de l'Oligocène supérieur dans l'îlot voisin de Tintamarre [14] : la formation dès Tefres-Basses ("Low Lands formation" pour la partie hollandaise de l'île).

III. FORMATION DE LA POINTE-BLANCHE. - Elle a été reconnu dans le sud de l'île, le long de Kool Baii, où la coupe suivante est relevée.

— A la base, un ensemble de tuffites verdâtres, recoupées par un dyke et admettant à leur partie supérieure un niveau conglomératique à éléments de calcaires micritiques noirs. Epaisseur visible : 20 m.

— Après une lacune d'observation, correspondant à environ 200 m de sédiments vraisemblablement tuffitiques, quelques mètres des mêmes tuffites verdâtres surmontées par un nouveau conglomérat à éléments calcaires et volcaniques.

Une assez riche microfaune planctonique a été identifiée, en lame mince, dans les calcaires de ces deux conglomérats : Globorotalia bullbrooki Bolli, G. pomeroli Toumarkine & Bolli, G. cf. spinulosa Cushman, Truncorotaloides gr. topilensis (Cush.), Globigerina sp., Globigerinatheka sp., Pseudohastigerina sp. et de rares Hantkenina cf. alabamensis Cush. Cette association est d'âge Eocène moyen;

— Puis une série finement litée, constituée d'une alternance de tuffites, calcaires argileux et silts de couleur brune. Epaisseur : 50 m.

Des Globigérines et quelques Hantkénines ont été reconnues en lame mince dans les niveaux indurés, alors que l'on remarque l'absence des Globorotalia « épineuses » de l'Eocène moyen. Un échantillon de calcaire argileux a fourni, par lavage, une microfaune planctonique composée essentiellement de grosses Globigérines : Globigerina tripartita Koch, G. yeguaensis Weinzierl & Applin, G. galavisi Bermudez, G. cf. prasaepis Blow, associées à de plus rares Globorotalia increbescens (Bandy), G. gr. cerroazulensis (Cole) et à quelques exemplaires dé Pseudohastigerina danvillensis (Howe & Wallace), Globigerina officinalis Subbotina et Globigerinatheka index (Finlay). La composition de cette association, liée à l'absence de toute forme de l'Eocène moyen, indique l'Eocène supérieur.

— Enfin, nettement discordants sur les séries sous-jacentes, les calcaires blancs bioclastiques de la formation des Terres-Basses. Épaisseur visible : 30 m.

Leurs microfaciès sont caractérisés par de fréquents Pénéroplidés (Archaias, Sorites) et Miliolidés, associés à des fragments de Polypiers et Algues Mélobésiées. Un lavage d'un niveau plus tendre a permis de reconnaître de très rares Foraminifères planctoniques : Orbulina universa d'Orbigny, Globigerinoides trilobus (Reuss) et Globigerina cf. nepenthes Todd. Ces calcaires sont donc d'âge Miocène moyen, probablement élevé, à plus récent.

IV. FORMATION DES TERRES-BASSES. — On retrouve l'unité supérieure de la coupe précédente dans la péninsule occidentale de l'île, où elle est la mieux représentée. Cette formation des Terres-Basses affleure notamment le long de la baie de Cupecoy, où elle est constituée par une série carbonatée de près de 70 m d'épaisseur.

On distingue trois séquences principales.

— A la base, un ensemble de calcaires bioclastiques massifs. Épaisseur visible : 25 m. Les microfaciès sont semblables à ceux reconnus au sommet de la coupe précédente; ces calcaires sont donc

rapportés, par analogie de faciès, au même intervalle stratigraphique : Miocène moyen à plus récent.

— Faisant suite, sans accident ni discontinuité visible, une alternance de marnes et de calcaires à débris coralliens. Épaisseur : 40 m.

Les niveaux marneux sont riches en Foraminifères planctoniques. La répartition des espèces les plus significatives (fig. 2) amène les commentaires suivants :

— l'association Globoquadrina acostaensis (Blow) à enroulement 100 % senestre, Globorotalia menardii (Parker, Jones & Brady) et Globigerina nepenthes Todd, confère un âge Miocène supérieur à l'ensemble de cette séquence;

—i l'évolution verticale de la microfaune permet de distinguer les deux zones classiques du Miocène supérieur établies par Bolli [15] : zone à Globoquadrina acostaensis à la base, zone à G. dutertrei dans les 5 derniers mètres.


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— La coupe se termine par une barre calcaire surmontant un petit niveau conglomératique. Cette dernière séquence, difficilement accessible, n'a pas été échantillonnée. Epaisseur visible : 4 m..

V. CONCLUSIONS. — 1. Le dépôt de la formation de la Pointe Blanche est, au moins pour sa partie supérieure, d'âge Ëocène supérieur. Cette attribution, basée sur les Foraminifères planctoniques, lève donc toute incertitude quant à l'âge, longtemps controversé, des assises paléogènes de Saint-Martin. .

. La formation des Terres-Basses voit son âge rajeuni et est maintenant attribuée, dans son ensemble, au Miocène supérieur. Les calcaires récifaux, peu épais, qui constituent sa base et qui sont surmontés sans discontinuité par des marnes à Foraminifères planctoniques, peuvent en effet être considérés comme étant sensiblement du même âge que ces dernières; ils sont, de toute manière, nettement plus jeunes que cela n'était admis jusqu'à présent.

3. Cette révision stratigraphique permet de tirer un certain nombre de conclusions se rapportant à l'histoire du volcanisme de l'arc des Petites Antilles :

(a) La découverte de témoins d'une sédimentation d'âge Eocène moyen, associés à des éléments volcaniques probablement contemporains, nous autorise à penser que l'île de SaintMartin a subi la même évolution que sa voisine Saint-Barthélémy, où les assises volcanosédimentaires sont datées exclusivement de l'Eocène moyen ([4], [9]). Ceci amène à rejeter l'hypothèse de Christman [9], qui déduisait de l'absence d'Eocène moyen à Saint-Martin la translation progressive d'un centre éruptif, au cours de l'Eocène, depuis Saint-Barthélémy vers Saint-Martin;

(b) la présence d'ensembles volcano-sédimentaires à Saint-Martin et à Saint-Barthélémy implique l'existence, à l'Eocène moyen et supérieur, d'un volcanisme explosif dans la partie nord des Petites Antilles, tout comme cela avait été signalé à propos du sud de l'archipel, à Grenade et aux Grenadines [8]. On peut donc raisonnablement conclure à une activité volcanique le long de l'arc externe des Petites Antilles, au moins dès l'Eocène moyen;

(c) le rajeunissement de la formation des Terres-Basses, transgressive sur les assises volcano-sédirnèntaires et magmatiques, s'insère chronologiquement de façon satisfaisante

Fig. 2, — Coupe schématique partielle du Néogène de Cupecoy Bay; biostratigraphie par les Foraminifères planctoniques. Abréviations des noms de genres : Gb = Globigerina; Gr = Globorotalia; Gq = Globoquadrina; Gs = Globigerinoides; Oi—Orbulina; Ss=Sphaeroidinellopsis; Ha=Hastigerina. (S)=enroulement senestre.


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dans un schéma d'évolution de l'arc des Petites Antilles récemment proposé [6] et, par là même, le confirme sur ce point. En effet, au nord de la Guadeloupe, l'activité volcanique de l'arc externe se poursuit à l'Oligocène (roches effusives et hypo-abyssales) et, très vraisemblablement, jusqu'au Miocène inférieur, si l'on se réfère à l'échelle de Berggren [16], des âges K-Ar de 19-20 M.A. étant signalés à Antigua ([12], [13]). Par ailleurs, dans le tiers nord de l'archipel, la ligne volcanique correspondant à l'arc externe, a « sauté » — après une interruption de quelques millions d'années — pour s'établir à l'emplacement de l'arc interne, en activité depuis moins de 10 M.A. Une période d'érosion d'une certaine durée, correspondant à l'intervalle de temps écoulé entre la cessation des manifestations volcaniques de l'arc externe (Miocène inférieur) et l'établissement du calme orogénique représenté par la formation des Terres-Basses (Miocène supérieur), doit être nécessairement prise en compte. Cela n'était pas possible, si l'on admettait les attributions d'âge antérieures proposées pour cette formation.

(*) Remise le 8 décembre 1980,

[I] P. ANDREIEFF, H. BELLON et D. WESTERCAMP, Bull. B.R.G.M., (IV), 4, 1976, p. 335-346. [2] P. ANDREIEFF et S. COTTEZ, Bull. B.R.G.M., (IV), 4, 1976, p. 329-333.

[3] D. WESTERCAMP, Carte géologique de la Désirade à 1/25 000 et notice explicative, B.R.G.M., 1980. [4] Travaux en cours de D. Westercamp et P. Andreieff.

[5] P. ANDREIEFF. P. BOUYSSE et D. WESTERCAMP, Bull. B.R.G.M., (IV), 3-4, 1979, p. 227-270. [6] P. BOUYSSE, Bull. B.R.G.M., (IV), 3-4, 1979, p. 185-210.

[7] Mission commune B.R.G.M. (P. Andreieff et D. Westercamp), C.F.P. (G. Nely) et I.F.P. (A. Mascle). [8] P. H. A. MARTIN-KAYE, Overseas Geol. miner. Res. G.B. (10), 2, 1969, p. 172-206. [9] R. A. CHRISTMAN, Geol, Soc. Amer. Bull, 64, 1953, p. 65-96.

[10] A. DE REYNAL DE SAINT-MICHEL, Carte géologique à 1/50 000 du département de la Guadeloupe, feuille de Saint-Martin, Paris, 1966.

[11] H. SOLOMIAC, T conf. géol. Caraïbes, livret-guide, p. 95-108, 1974. B.R.G.M.

[I2| NAGLE, J. J. STIPP et D. E. FISHER, Earth Planet. Se. Let., 29, 1976. p. 401-412. [13] J. C. BRIDEN, D. C. REX, A. M. FALLER et J. F. TOMBLIN, Phil. Trans. Roy. Soc, London, 291, A, 1383, 1979, p. 485-528.

[14] C. W. DROOGER, Proc. Kon. Ak. v. Wet., B, (54), 1, 1951, p. 54-65.

[15] H. M. Bolli, Asoc. Venez. Geol. Min., Bol. inform., (9), 1, 1966, p. 3-32.

[16] W. A. BERGGREN. Init. Rep. Deep Sea Drilling Project, XII, 1972, p. 965-1001.

P. A., P. B. : B.R.G.M.. Service géologique national, B.P. n° 6009, 45060, Orléans Cedex; Ci. B. : B.K.I.C.I.P.. 232. avenue Napoléon Bonaparte. 92500 Rueil Malmaison;


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GÉOLOGIE. — Considérations sur la marge continentale européenne des Alpes ligures à la Corse (Briançonnais interne et Prépiémontais). Note (*) de Michel Burand-Delga, Correspondant de l'Académie, Martin Rieuf et Mario Vanossi.

Les unités d'Arnasco-Çastelbianco (Alpes ligures) et de Caporalino-Pedani, (Corse) montrent une succession de faciès analogues du Trias à l'Éocène, en particulier par leur Jurassique détritique succédant à un Triasîias Carbonate. Oh établit le caractère prépiémontais de l'unité d'Arnascodont l'origine « austro-alpine » est rejetéé; en Corse, par amenuisement rapide du domaine briançonnais, le talus « prépiémontais » est à rechercher dans l'unité de Caporalino.

The units of Arnasco-Castelbianco (Ligurian Alps) and Caporalino-Pedani (Corsica) show a succession ofsimilar faciès Irom Triassk la Eocene, particularly with their delrital Jurassic lying on a carbonateous Triassic-Lias. The "Prepieiiwhtais" fealure of Arnasco Unit is ihere set up; in Corsica, by the way of a quick thiiming down of "Briançonnais" area the 'Prepiemontais" continental slope mur be sought in the Caporalino Unit.

La subdivision et l'évolution de la marge continentale à l'ouest du paléo-Océan liguropiémontais font l'objet de discussions, en particulier sur la manière dont domaines briançonnais et prépiémontais se poursuivent en Corse. D'importants arguments peuvent être tirés de la comparaison des séries de l'Unité d'Arnasco-Castelbianco dans les Alpes ligures ([1], [2]) et de l'unité corse de Caporalino-Pedani [3], dont les analogies trahissent le primitif voisinage avant l'ouverture du sphénochasme ligure à l'Oligocène.

I. L'UNITÉ D'ARNASCO-CASTELBIANCO DANS LE CADRE DES ALPES LIGURES. — (A) Rappel géologique. — Chevauché au Nord et à l'Est par la zone des Schistes lustrés ( fig. 1,1 et II), le Briançonnais ligure [1] est subdivisé en nombreuses unités tectoniques, déplacées apparemment vers le Sud-Ouest avant d'être en partie rétrocharriées. Sa colonne lithologique est de moins en moins incomplète quand on va vers l'extérieur de la chaîne : dans ; le Briançonnais interne, Malm calcaire sur Werfénien, voire Permien; dans le Briançonnais externe, Dogger calcarô-détritique sur Ladihien et même Anisien. Mis à part un mince Rhétien (?) ravinant le Ladinien dans certains éléments externes, le Trias supérieur et le Lias sont absents dans le Briançonnais ligure : c'est là une différence importante avec le Briançonnais durancien type, qui possède dans ses parties externes et médianes un Trias supérieur complet (Carnien, Norien, Rhétien localement) et parfois du Lias inférieur.

La colonne du Briançonnais ligure est complétée par des « Calcschistès planctoniques » et Calcaires clairs du Crétacé supérieur-Paléocène, séparés du Malm calcaire par un hardground, puis — au-dessus d'une nouvelle surface à hard-ground ou faiblement ravinante — par un Eocène moyen calcareux à Nummulites, suivi de pélites et marnes « priaboniennes ».

Sur le Briançonnais ligure reposent des lambeaux d'unités tectoniques supérieures, entièrement flottantes, la plus méridionale (nappe d'Arnasco-Castelbianco) s'enfonçant toutefois au Sud-Ouest sous l'ensemble allochtone des « Flyschs à Helminthoïdes ». Cette superstructure du Briançonnais provient de secteurs plus internes que ce dernier, mais dont on discute la position : soit relativement voisine — domaine « prépiémontais » ([5], [1]) —, soit beaucoup plus lontaine — origine « austro-alpine » [6] —. Ces unités supérieures ont en commun de posséder un Trias complet, en particulier un épais Trias supérieur, suivi en général par un Lias calcaire : à ce titre, le contraste avec le Briançonnais sous-jacent est tout à fait remarquable.

(B) La série d'Arnasco-Castelbianco — (Case Tuberto). — Bien qu'actuellement indépendantes, l'unité d'Arnasco-Castelbianco et celle de Case Tuberto sous-jacente [7] peuvent être considérées comme issues du même domaine ([7], [1]) et donc utilisées pour obtenir une série stratigraphique plus complète (fig. 2 A).


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Le Néopermien (Verrucano) pélitique puis conglomératique est suivi par un Trias inférieur quartzitique et un Trias moyen calcaro-dolomitique, débutant localement par des évaporites et caractérisé par les faciès « villanoviens » à Diplopora annulata du Ladinien [7]. Le Trias supérieur (Norien), sous forme de dolomies claires à Worthenia contabulata, admet localement, au sud du col de Rocca Grande, des pélites rouges — anciens niveaux d'émersion — d'épaisseur centimétrique à décimétrique. Le passage au Rhétien est parfois marqué par un faible ravinement avec 1-2 m de conglomérat intraformationnel : ainsi en est-il dans le versant sud du Castellermo. Par approfondissement progressif du bassin, on passé en continuité d'abord à des alternances de lumachelles et pélites, parfois remplacées par des dolomies sombres (Poggio dell'Arpe), puis aux Calcaires de Rocca Liverna à bandes siliceuses, de cachet typiquement liasique.

Presque dès leur base, ces calcaires admettent des bancs de brèches à éléments liasiques et triasiques de taille variée, qui annoncent la sédimentation grossière qui va leur succéder dans une grande partie du bassin pendant le Lias supérieur — ? Dogger inférieur. En fonction de leur position par rapport aux sources détritiques, l'épaisseur de ces Brèches du Monte Galero (10-300 m et plus), la taille des clastes millimétrique à décamétrique et plus, leurs modalités de mise en place (écroulements sous-marins, debris flows, courants de turbidité), varient beaucoup. Les brèches tirent la plupart de leurs éléments de l'intérieur du bassin,

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Fig. 1 — Cadre structural des Alpes ligures et de la Corse.

I. Continent : En blanc, couverture (Oligocène à Quaternaire) du bassin liguro-piémontais. Ap, unités de l'Apennin. S.-V., unités de la Zone de Sestri-Voltaggio. Sch. l., unités des « Schistes lustrés » s. 1. D.-M., massif de DoraMaira. F.H., unités des flyschs à Helminthoïdes de Ligurie occidentale. Pp., unités prépiémontaises s. 1. Br. l., unités du Briançonnais ligure. Aut., couverture de l'Autochtone et unités parautochtones. Arg., massif de l'Argentera-Mercantour.

Corse : En blanc, couverture néogène et quaternaire. Sch. l., « Schistes lustrés » s.l. Gc, Go., Gneiss de Centuri et d'Oletta. F., nappes comportant des flyschs crétacés. En noir, unités « prépiémontaises » s. 1. Aut., couverture de l'Autochtone, et Subautochtone. MCC, massif Cristallin corse.

II. Alpes ligures : Eh. blanc, couverture oligocène à quaternaire. 1, couverture autochtone de l'ArgenteraMercantour. 2, «schistes à blocs » et écailles de base de la Nappe des flyschs à Helminthoïdes. 3, unités du Briançonnais ligure,. externe et médian. 4, unités du Briançonnais interne ligure. 5, « massifs » cristallins du Briançonnais ligure très interne. 6, unités prépiémontaises s. 1. (Arnasco-Castelbianco-Case Tuberto, au Sud; autres unités, au Nord). 7, unités des flyschs à Helminthoïdes (o, série de Borghetto d'Arroscia-Alassio; b, série de San Remo-Mont Saccarel; c, série de Moglio-Testico). 8, Schistes lustrés à ophiolites et unité de CravasçoVoltaggio-Montenotte. Ar, Arnasco; C, Castellermo; Ca, Castelbianco; CM, C. Morteo; CT, C. Tuberto; MG, M. Galero; PA, Poggio dell'Arpe.

III. Corse : En blanc, couverture miocène à quaternaire. 1 a, socle cristallin autochtone. 1 b, couverture autochtone et Subautochtone. 6, unités à valeur prépiémontaise (6 a, socle; 6 b, écailles cortenaises et de la Cima Pedani; 6 c, unité de Caporalino). 7, nappe de Santa Lucia (7 d, socle; 7b, couverture crétacée). 8, unités des Schistes lustrés s. 1. A, Aïti; CA, Caporalino; Pe, C. Pedani; PQ, P. Quereeto; RB, Razzo Bianço; SL, Santa-Lucia; Ve, Vecchiogare.

Fig. 2. — Colonnes stratigraphiques comparatives. 1, conglomérats. 2, brèches. 3, quartzites, arkoses. 4, flysch gréseux. 5, calcaires et marno-calcaires finement détritiques, flysch calcaire. 6, siltites. 7, argilites. 8, calcaires néritiques. 9, dolomies. 10, calcaires à bandes siliceuses. 11, calcaires pélagiques. 12, radiolarites et pélites siliceuses. 13, volcanites altérées de Case Morteo. 14, volcanites et Volcano-sédimentaire, essentiellement acide. 15, roches plutoniques et cristallophylliennes du socle. 16, lacune (due à des éboulements soUs-marins).


PLANCHE I

MICHEL DURAND-DELGA



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d'escarpements sous-marins actifs, et le reste d'une aire émergée (pélites et grès turbiditiques à clastes siliceux assez bien roulés). Plus on monte dans la série, plus anciens sont les éléments : Trias-Lias carbonate d'abord, Verrucano et socle ensuite. A Case Morteo, un épisode volcanique se place localement vers le sommet des brèches (G. Royant, M. Vanossi, G. Vivier, 1979).

Au Callovo-Oxfordien (?) l'activité tectonique responsable de la sédimentation grossière subit une pause : sur un fond probablement accidenté « en touches de piano », inégalement recouvert par les brèches, se déposent les Radiolarites d'Arnasco, à leur tour recouvertes soit par les Calcaires de Menosio à Calpionelles du Tithonique-Berriasien [5], accompagnés localement (Arnasco-Castelbianco) par un nouvel épisode de brèches polygéniques, soit par des calcaires et pélites non datés (Case Tuberto).

Le Crétacé est connu à I'Est (C. Morteo) sous forme de micrites à Globotruncana, en petits éléments dans l'Eocène détritique; à l'Ouest (Rocca délie Penne), des microfaunes à Hedbërgella-Ticinella ou à Globotruncana sont probablement à l'état remanié dans des calcaires finement gréseux (Éocène?). La série se complète par la puissante Formation détritique d'Albenga, d'âge éocène moyen — ? supérieur : nettement transgressive à l'Est, elle y débute par des conglomérats polygéniques grossiers à éléments de socle et de couverture, qui reposent sur différents termes sous-jacents, des Brèches du Monte Galero aux Calcaires de Menosio.

II. L'UNITÉ DE CAPORALINO-PEDANI DANS LE CADRE DE LA CORSE ALPINE. - (A) Rappel géologique. — Le socle autochtone de Corse occidentale (écailles subautochtones comprises) avec son tégument de Permien volcano-détritique équivaut probablement au massif ancien externe de l'Argentera ou aux Maures. Les petits résidus de couverture appartiennent aux cycles suivants : Trias détritique puis dolomitique; Calcaires du Razzo Bianco [4] du Malm; Conglomérats du Vecchio, Crétacé supérieur (?) à éléments de socle. L'Éocène, largement discordant, est à trois termes : conglomérats, calcaires à Nummulites (Éocène inférieurmoyen), « flysch » gréseux.

Entre cet Autochtone et l'ensemble allochtone composite des Schistes lustrés, s'intercalent au nord de Corte (fig. 1, I et III) trois groupes d'unités : (a) écailles cortenaises ([4], [8]) dont la série est identique à celle de la Cima Pedani (cf. infra); (b) unité de Caporalino; (c) nappe de Santa Lucia à socle ancien, puis Crétacé détritique ([3], [4]),

(B) La série composite des unités de Pedani et Caporalino. — On la reconstitué en réunissant deux ensembles qui sont souvent considérés [4], à tort selon nous, comme formant deux unités tectoniques indépendantes ( fig. 2, B).

La série de la Cima Pedani [9] débute par : 1, Permien volcano-sédimentaire vert; 2, Trias inférieur, grès verts, quartzites blancs; 3, cargneules jaunâtres, ancien niveau d'évaporites. Suit un complexe carbonate : 4, Norien ? (env. 100 m), dolomies claires à passées ou poches de pélites rougeâtres et verdâtres; 5, Rhétien (10-20 m), alternances de calcaires gris, lumachelles, dolomies jaunâtres, pélites noires, quelquefois brèches (Ouest de Bocca Sèrna); 6, Lias, d'abord dolomies calcareuses claires (6 a, 20 m), puis calcaires typiquement liasiqùes (6 b) en fines plaquettes ou en dalles, à rares bandes siliceuses. Parfois dès leur base, ces calcaires admettent des lits de microbrèches à fragments carbonates et à quartz, et des lentilles de brèches à blocs, déeimétriques à pluri-métriques, de calcaires et dolomies 4 à 6 b.

La série de Caporalino-Sant. Angelo ([10], [3], [4], [8]) comprend, sur un socle principalement granitique, trois ensembles séparés par des discordances. Le premier ensemble correspond au Dogger-Malm : 7, « Formation de Setonia », brèches polygéniques


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à blocs de socle (leur équivalent surmonte, le long de la Casaluna, la brèche 6 b de Pedani); elles passent latéralement et vers le haut à des grès arkosiques sombres (0-200 m), mal classés mais parfois granoclassés, en bancs décimétriques à métriques, parfois à interlits pélitiques; à leur partie supérieure, leur ciment calcareux révèle Protopeneroplis striata [10], Foraminifère apparaissant au Dogger supérieur. 8 : terme calcaro-siliceux (50 m), marquant un arrêt de l'activité orogénique, et où se succèdent pélites noires, calcaires gréseux ou pseudoolitiques à P. striata et Trocholines, spongolites noires litées. 9 : un « conglomérat intermédiaire » à galets de granité et ciment calcareux ravine les niveaux précédents, parfois rubéfiés à leur sommet. Il forme la base des célèbres Calcaires de Caporalino (0-100 m), massifs, blancs, oolitiques ou plus rarement micritiques, à débris de Crinoïdes, Rudistes, Nérinées, Trocholines, P. striata; ils sont couronnés au nord-est de la Cima al Cucco [3] par un niveau à Madréporaires, de l'Oxfordien supérieur selon Mme L. Beauvais. 10 : encroûtant et remplissant des fissures, micrites fines, verdâtres ou rougeâtres, à embryons d'Ammonites, coprûlites de Crustacés et — à l'état de galets dans le Crétacé — Calpionelles du Berriasien inférieur [3].

Deuxième ensemble (max. 50 m) : il débute par des conglomérats grossiers, ravinant les divers termes du Jurassique et même leur substratum granitique; des calcaires clairs en plaquettes finement détritiques à Globotruncana ([10], [4]), du Sénonien supérieur selon J. Magné [3], passent latéralement aux conglomérats et les surmontent.

Troisième ensemble : franchement discordant, il montre localement (Canale) des calcaires et conglomérats du Paléocène [3], mais comporte surtout un puissant flysch gréseux, débutant par des conglomérats chaotiques à l'Ouest et par des pélites calcaréuses à Globorotalia du Lutétien à l'Est.

Les rapports entre les séries de Pedani et de Caporalino peuvent être analysés au nord-ouest d'Aïti : les calcaires liasiques, pointe sud de l'ensemble Pedani, forment le coeur de l'anticlinal aigu de la Punta Querceto [3]. Dans ce Lias apparaissent progressivement des lits de microbrèches granoclassées et des crachées bréchiques à éléments carbonates ( = terme 6 b de Pedani). Ces niveaux sont surmontés stratigraphiquement par les grès arkosiques du sommet de la formation de Setonia (terme 7 de l'unité de Caporalino).

L'étroite analogie entre la série de Pedani et celle des écailles cortenaises ([4], [8]) — atteintes toutefois par un net métamorphisme dynamique —, en particulier l'« unité de Corte! s. s. » [11], conduit à regrouper dans un même grand domaine parautochione ces écaillés cortenaises et l'ensemble Pedani-Caporalino.

III. COMPARAISON DES SÉRIES D'ARNASCO-CASTELBIANCO ET DE CAPORALINO-PEDANI. — Soulignons d'abord que les colonnes lithologiques de ces deux ensembles ne sont pas « banales ». A côté de ternies analogues et parfois identiques (Trias supérieur à Malm inférieur, Éocène), traduisant une semblable évolution tectono-sédimentaire du Trias à l'Éocène, on relève certaines différences (Trias moyen, Malm supérieur) qui nous semblent interprétables par la position différente des deux régions au sein d'un même bassin paléogéographique.

Le Trias inférieur est détritique et comporte vraisemblablement des évaporites à son sommet dans les deux régions. Les carbonates de plateforme du Trias moyen, bien développés en Ligurie (Briançonnais et Prépiémontais), sont apparemment absents [12] en Corse. Au niveau du Trias supérieur, le Norien dolomitique est tout à fait comparable : plus épais en Ligurie, il y admet moins de niveaux de pélites colorées qu'en Corse, ce qui peut indiquer une certaine persistance dans cette île des conditions de bordure d'une aire émergée.


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Les dépôts du Rhétien et du Lias inférieur montrent les mêmes faciès (la dolomitisation de l'« Hettangien » étant plus intense en Corse) avec la même évolution de faciès tidaux à des faciès plus profonds.

L'activité tectonique donnant naissance aux brèches du Lias-Doggerse manifeste dans les deux régions à peu près en même temps. De la même manière quand la sédimentation est apparemment continue (unités de Pedani et d'Arnasco-Castelbianco), on remarque soit le démantèlement progressif de l'aire d'alimentation.— d'abord couverture, puis socle — soit la dualité des sources, vraisemblablement sous-marine pour les brèches à gros blocs, et continentale pour les grès flyschoïdes. La plus grande abondance des grès en Corse et surtout le caractère vraisemblablement transgressif d'ensembles détritiques jurassiques dans l'unité de Caporalino indiqueraient, comme au Trias-Lias, la plus grande proximité d'une aire émergée en Corse, par rapport à la Ligurie où la majeure partie des brèches proviendrait de l'intérieur même du bassin.

L'activité tectonique responsable des dépôts détritiques grossiers s'interrompt à peu près au même moment (Oxfordien?) dans les deux régions. Les faciès du Malm diffèrent toutefois de la Corse (calcaires) à la Ligurie (radiolarites), traduisant encore la position différente dans le bassin. En Corse, quelle que soit la zone envisagée, de l'Autochtone à la nappe ophiolitifère de Balagne, le Malm revêt le faciès de calcaires blancs de « type Caporalino », à blocs de socle. Malgré certains aspects locaux qui ont pu rappeler ([4], [13]) le « faciès Guillestre » du Briançonnais classique, nous estimons que les calcaires de Caporalino correspondent à des dépôts sur un talus sous-marin accidenté, peu profond, dans un milieu de haute énergie, proche d'un domaine émergé sud-occidental.

Quant au Crétacé supérieur et à l'Éocène, s'ils présentent des types lithologiqués comparables dans diverses unités des Alpes ligures et en Corse (unité de Caporalino), ils sont plus riches en conglomérats à débris anciens dans l'Ile, ce qui peut marquer la plus grande proximité des sources. Les éléments de socle inclus dans l'Éocène moyen de l'unité d'Arnasco-Castelbianco [1] peuvent d'ailleurs provenir du Sud, c'est-à-dire de Corse, en annulant la rotation anté-miocène : en effet ils paraissent actuellement venir de l'Est - SudEst.

IV. CONCLUSIONS. — La grande ressemblance des séries des domaines d'ArnascoCastelbianco-(Case Tuberto) et de Caporalino-Pedani, ainsi que l'impossibilité de trouver ailleurs dans lés Alpes occidentales des parentés significatives —en particulier dans le Briançonnais ligure, où trias supérieur et Lias ne paraissent pas s'être déposés et où le' Dogger n'est pas grossièrement détritique — nous amènent à conclure que ces deux domaines étaient relativement proches et possédaient la même valeur de talus continental sous-marin, à pente inclinée vers l'intérieur de la future chaîne.

Comme, en Corse, le caractère parautochtone de l'unité de Caporalino est unanimement admis, on peut établir par ce biais que l'unité d'Arnasco-Çastelbianco (ainsi que les autres paquets analogues flottant sur le Briançonnais ligure) provient de l'ancien, talus prépiémontais du dit Briançonnais, et donc que l'hypothèse « austro-alpine », un moment caressée [6], n'est pas admissible. En plus, dans ce cadre, si l'analogie entre le Trias-Lias des écailles cortenaises et celui de la Zone de Sestri-Vojtaggio garde sa validit, cette dernière zone perd la signification structurale d'élément austro-alpin qui lui à parfois été prêtée [14]. La ressemblance entre écailles cortenaises et unités de Pedani-(Caporahno) qui amène, en Corse, à regrouper ces éléments dans un même domaine paléogépgraphique incite à appuyer une comparaison analogue ([15], [2]), dans les Alpes ligures, entre unité triasico-liasique de


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Sestri-Voltaggio et unité d'Arnasco-Castelbianco. Par là, on est amené à considérer que tous ces éléments sont issus de la paléomarge prépiémontaise.

A l'inverse, le Briançonnais ligure ne se retrouve pas en Corse. Tout au plus peut-on relever des parentés entre le Briançonnais le plus interne de Ligurie et la partie orientale de l'Autochtone corse (et le Subautochtone qui lui est lié) : en Ligurie, conglomérats à la base du Malm calcaire — qui reposent directement sur le Permien — et« brèches du Bricchetto » [1] du Crétacé supérieur; en Corse, au Sud de Corte, brèches à la base des calcaires Malm du Razzo Bianco [13] et « conglomérats du Vecchio » du Crétacé supérieur (?).

Ainsi la zone paléogéographique briançonnaise, encore si large en Ligurie (plus de 50 km avant les resserrements tectoniques tertiaires), se réduit vers le Sud. En Corse, on ne peut lui comparer [13] qu'une étroite bande, restée autochtone ou subautochtone, et qui évolue vers le Sud, dès la région de Solenzara[4], en passant au domaine épicontinental de Sardaigne orientale. Cette disparition du Briançonnais s'accorde avec le tableau — reflet des comparaisons faites dans cette Note — suivant lequel, par rapport à la Ligurie, l'aire corse semble avoir été presque toujours, du Trias à l'Éocène, dans de moindres conditions de profondeur et plus proche des terres émergées. Ainsi le talus mobile prépiémontais se trouvait-il, dans la région de Corte, au voisinage presque immédiat du socle stable européen de Corse occidentale.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[I] M. VANOSSI, Mem. Se Geol, Padova, 34, 1980, p. 101-141.

[2] M. VANOSSI, B. MESSIGA et G. B. PICCARDO, Rev. Géol dyn. et Géogr. phys., 22, 1980, p. 3-13.

[3] M. RIEUF, Etude stratigraphique et structurale des unités au Nord-Est de Corte (Thèse 3e cycle, Université de Toulouse-III, 1980, 234 p.).

[4] S. AMAUDRIC DU CHAFFAUT, Les unités alpines à la marge orientale du massif cristallin corse (Thèse d'État, Université de Paris-VI, 1980, 270 p.

[5] G. ROYANT et M. LANTEAUME, Comptes rendus, 276, série D, 1973, p. 3093.

[6] G. ROYANT, Bull. Soc. géol Fr., (7), XX, p. 103-107.

[7] L. BEGNIS et M. OXILIA, Atti ht. Geol. Univ. Pavia, XXVII, 1977, p. 57-69.

[8] M. DURAND DELGA et coll., Corse, Guides géol. rég., Masson, Paris 1978, 208 p.

[9] K. H. PRÖSL, Stratigraphische und tektonische Untersuchungen im Gebiet der Cima Pedani, Dipl.-Arbeit Techn. Un. München, 1975.

[10] T. DE BOOY, Kon. Nederl. Akad. Wet., Amsterdam, 60, 1957, p. 1-9.

[II] S. AMAUDRIC DU CHAFFAUT, Bull. Soc géol. Fr., (7), XVII, 1975, p. 739-745. [12] A. BAUD et coll., Comptes rendus, 284, série D, 1977, p. 155.

[13] S. AMAUDRIC DU CHAFFAUT et M. LEMOINE, Comptes rendus, 278, série D, 1974, p. 1217.

[14] R. NARDI, Mem. Soc. geol. ital, VII, 1968, p. 323-344.

[15] L. CORTESOGNO et D. HACCARD, Bull. Soc. géol. Fr., (7), XXI, 1979, p. 379-388.

M. D. D. et M. R. : Laboratoire de Géologie méditerranéenne,

L.A. n" 145 du C.N.R.S., 38, rue des 36-Ponts, 31400 Toulouse;

M. V. : Isthuto cli Geologia dell'Université degli Studi,

Unità di Pavia del Gruppo Alpi del C.N.R.,

65, Strada Nuova, 27100 Pavia, Italie.


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GÉOLOGIE. — Présence d'un olistostrome dans le Viséen supérieur volcano-sédimentaire de Tanncherfi (Maroc oriental) : simultanéité de la resédimentation et de l'activité volcanique:. Note (*) de Ohetta ll Ghazi et Paul Huvelin, transmise par Michel Durand-Delga.

L'olistostrome se compose : (a) d'argilites écailleuses à passées de tufs et à blocs de lavés ou d'hypovolcanites, reprises en olistolites de toutes dimensions dans des pyroclastites; (b) d'une klippe sédimentaire (ou petite nappe de glissement) de volcanites pyritisées et silicifiées. La présence dans l'olistostrome de débris d'appareils volcaniques (fumerolliens, hypovolcaniques) suggère l'importance des jeux de failles qui ont accompagné sa formation..

The olistostrome is composed of; (a) scaly shales (argille scagliose) with intercotations of tuffs and blocks of lapas and hypavolcanites, the shales forihing olistolites of all sizes in pyroclastic tuffs;(p) a large olistolite or small downsliding nappe ofsilicified volcanites with pyrite mineralization. The presence of dismantled volcanic apparatus (fumarolic, hypovolcanic) in the olistostrome suggests the importance of the movements along faults, which accompahied the formation ofthe latter.

La boutonnière de Paléozoïque de Tanncherfi est située à 70 km à vol d'oiseau à l'ouest - sud-ouest d'Oujda et à 30 km à l'est - sud-est de Taourirt.

I. CADRE STRATIGRAPHIQUE. — Aux extrémités Sud et surtout Sud-Est (fig.) de la boutonnière, épargnées par la granitisation hercynienne et le métamorphisme de contact qui affecte la plupart des terrains paléozoïques, affleurent des argilites et pélites, par places riches en débris végétaux, et qui.ont pu être datés : à Oussertane d'abord (point l,fig.), où les macrofaunes (dét. H. Hollard) indiquent un niveau dans la fourchette Viséen supérieur — Namurien basai [1]; à Ifkirène ensuite, à 8 km à l'ouest - sud-ouest d'Oussertane (extrémité sud de la boutonnière), par Linoproductus sp., Gigantoproductus gigantoides aplanata (Paeckelmann), « Rhynchonella » pleurodon Phillips, Punctospirifer cf. octoplicatus (Sowerby), Athyris cf. squamosa (de Koninck), Posidonomya sp., indiquant nettement le Viséen supérieur (dét. H. Hollard) [2]. Ces assises présentent très souvent de petits plis désordonnés, des éléments de couches contournées, des surfaces striées d'orientations variables (photo A) : les roches viséennes de ce type, signalées pour la première fois au Maroc sous la nappe de glissement des Jebilet orientales ([3] à [5]), dans la semelle de Viséen supérieur resédimenté, fréquemment à caractère d'olistostrome, rappellent les « argile scagliose » des auteurs italiens (voir [6]).

Ces argilites écailleuses renferment un abondant matériel volcanique : intercalations de tufs, voire de brèches volcaniques ou d'hypovolcanites. Mais elles sont, à leur tour, reprises en olistolites dans des pyroclastites.

IL LES ROCHES VOLCANIQUES. — Les hypovolcanites comprennent la microgranodiorite d'Oussertane, ainsi que, plus à l'ouest, des gabbros, localement des diorites. La « microgranodiorite » d'Oussertane [2] est, en fait, de faciès très variable, tantôt microgrenu, tantôt granophyrique, tantôt enfin grenu. Ses ferromagnésiens sont, facultativement du pyroxène partiellement ouralitisé, voire encore une amphibole brune, et toujours une chlorite, parfois à résidus de biotite, en paillettes hexagonales millimétriques plus ou,moins remplacée, soit surtout par des épidotes (assez souvent en rosettes disposées dans les plans de clivages), soit par du leucoxène, soit par de la calcite. L'examen des faciès microlitiques suggère qu'au moins une partie de la chlorite (biotite) a été formée, et même peut-être altérée aussi, bien avant la consolidation de la roche : aux côtés de chlorites non transformées apparaissent en effet des chlorites presque entièrement remplacées par de la calcite; au sein de la pâte figurent des fragments de chlorite en hexagones; souvent enfin, les chlorites sont


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tordues, microplissées antérieurement à la cristalhsation de la mésostase. La roche renferme partout de nombreuses enclaves (1 à 15 cm) de cornéennes à andalousite, sillimanite, corindon et tourmaline, dont certaines portent les restes d'au moins une schistosité antérieure (P. H., études en cours). A Oussertane même, où la masse éruptive offre un contact net (à l'ouest du point 1, près de la base du Trias) avec les argilites, elle forme avec plusieurs centaines de mètres de traversée le plus gros bloc connu dans l'olistostrome, sans métamorphisme notable; bien que, plus loin d'Oussertane, la qualité du contact soit

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Les argilites écailleuses de l'extrémité sud-est de la boutonnière de Paléozoïque de Tanncherfi. A, Argilite écailleuse (environs du point 9, fig.). Remarquer les multiples surfaces striées d'orientations très diverses. B, Lentilles ou blocs de lave dans l'argilite écailleuse (point 3,fig.). C, Détail de la photographie précédente, D, Blocs de lave dans l'argilite écailleuse (point 3, fig.).

Extrémité sud-est de la boutonnière de Paléozoïque de Tanncherfi (feuille au 1/50000 de Mestigmer). Points 1 à 5,

argilites écailleuses à blocs de laves; points 6 et 7, argilites écailleuses à intercalations de tufs; points 8 à 11,

. pyroclastites à olistolites d'argilites écailleuses; point 12, olistolite de 3 m sur 1 m de calcaire bioclastique à

actinote dans tuf. Au point 4, l'argilite renferme également des blocs de calcaires bioclastiques, parfois riches en

microfossiles (déterminations en cours).


PLANCHE I

OHETTA EL GHAZI



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défectueuse, il semble envisageable d'admettre que cette masse toute entière (81 A2) soit remaniée. Elle affleure également dans un ravin à 800 m au nord d'Ifkirène, particulièrement riche en enclaves; on en trouve des cailloux volants à l'est du point 11. Quant aux diorites et gabbros, dont les rapports avec la microgranodiorite ne sont pas établis, ils renferment les mêmes ferromagnésiens que celle-ci; toutefois le pyroxène et les amphiboles y sont plus fréquents, et le mica est une biotite fraîche dans les plans de clivage de laquelle abonde lefutile avec la macle de la sagènite.

Les laves reprises dans les argilites, généralement très altérées, forment le plus souvent des blocs de formes quelconques, parfois anguleux, certains d'entre eux entourés d'une mince pellicule de matériel pyroclastiqué; toutefois l'allure en lentilles allongées de quelques-uns (photo 2) suggère que leur cristallisation ne s'est achevée que dans les argilites, qu'il s'agisse de fragments de coulées ou de pillow-lavas étirés au cours de la resédimentation. Bien que la roche présente une mésostase partiellement vitreuse, avec parfois des structures perlitiques (fig., point 2), sa composition minéralogique paraît peu différente de celle de la microgranodiorite d'Oussertane. Les chlorites, souvent microplissées, y sont plus altérées encore, en assemblage avec du mica blanc et avec des lentilles de quartz à extinction ondulante entre leurs clivages; le rutile avec la macle de la sagénite y a été observé,

Les tufs intercalés dans les argilites sont bien représentés au point 6, où en tête d'un ravineau affleure une microbrèche à éléments de diamètres inférieurs à 1,5 mm, de compositions diverses : laves ou verre plus ou moins recristallisé, fragments de cristaux (quartz, feldspaths, biotite verte, chlorite parfois mieroplissée), dans un ciment extrêmement fin (cinérite?); la présence occasionnelle de chlorite dans les éléments de verre confirme que cette dernière a cristallisé très tôt dans le magma et a été projetée en même temps que les vitroclastes.

Les tufs pyroclastiques à olistolites d'argilites écailleuses s'observent aisément en descendant du point 8 (petit col à 250 m au nord-ouest d'Aïn Mta Berkane) vers le point 9. Au point 9 lui-même, l'un des plus beaux olistolites, à une dizaine de mètres du fond d' un oued, s'étend sur environ 4 m d'extension perpendiculairement à la rive : l'argilite renferme des intercalations centimétriques de microbrèche à plantes et une lentille métrique de 30 cm d'épaisseur maximale de brèche à éléments volcaniques, et la microbrèche est du même type que celle précédemment décrite. Le tuf encaissant, connu par ailleurs sur plus de 3 km d'extension entre les points 5 et 11, comprend des pyroclastes indubitables reconnaissables à la fréquence des facettes concaves et des esquilles, surtout de minéraux tels que feldspaths (plagioclases : albite à andésine), quartz, chlorite, rutile en squelettes avec la macle de la sagènite, tourmaline, et plus rarement de lave, dans un ciment de cendre fine ou microcristallin très riche en petits cristaux de biotite brun-rouge; ces derniers, qui auréolent parfois les clastes ou remplacent la chlorite, paraissent s'être formés tardivement.

Les pyroclastites à olistolites sont surmontées, comme on l'observe bien à quelques mètres à l'est du point 8, d'une klippe sédimentaire, ou petite nappe affleurant sur environ 2 km 2, de tufs ou laves altérés (fig.), très fracturés et bréchiques, blanchis, phyllitisés et silicifiés, par places riches en pyrite, épais d'une dizaine de mètres ou davantage. Ces roches, qui ont manifestement subi des influences fumerolliennes, montrent encore par endroits du quartz « rhyolitique » et des fantômes de cristaux de feldspaths.

III. INTERPRÉTATION DES PHÉNOMÈNES. — L'olistostrome de Tanncherfi est contemporain d'un volcanisme explosif, puisque des pyroclastites (produits de nuées ardentes?) renferment des olistolites d'argilites écailleuses elles-mêmes pour partie constituées de tufs, et que presque partout, tant dans le matériel volcanique des argilites que dans les pyroclastites, se


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trouvent les mêmes chlorites, souvent microplissées, auxquelles s'associe parfois le rutile avec la macle de la sagènite. La présence dans l'olistostrome de débris d'appareils volcaniques (fumerolliens, hypovolcaniques), appareils probablement formés le long de failles, laisse entendre que ces failles ont pu simultanément livrer passage aux laves et aux pyroclastites, déclencher les phénomènes de resédimentation et le démantèlement des appareils, avec des rejets suffisants pour mettre au jour des roches hypovolcaniques.

Certes, la présence d'olistostrornes a déjà été signalée dans le Paléozoïque du Maroc oriental : celui du Jorf-Ouazène et des Zekkara [7] est immédiatement surmonté par les dacites du Jorf-Aïn-Daha, datées du Viséen supérieur [8] et qui paraissent remanier cet olistostrome à son sommet ([4], p. 126); mais celui de Tanncherfi montre, avec plus de clarté encore, la simultanéité de la resédimentation et de l'activité volcanique.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] C. BAUCHAU, G. JOURAVSKY, G. POUIT et J. P. SNOEP, Notes Serv. géol. Maroc, 27, n° 198, 1966, p. 77-115. [2] O. EL GHAZl, Carte géologique et des minéralisations de la région de Tanncherfi (Maroc oriental) au 1 /25 0Û0 (Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, n° 286, 1977).

[3] P, HUVEUN, Comptes rendus, 265, série D, 1967, p. 1039.

[4] pl HUVELIN, Notes et Mém. Serv. géol. Maroc, n° 232 bis, 1977, 308 p. (Thèse Se, Nancy, 1975).

[5] H. HOLLARD, P. HUVELIN et B. MAMET, Notes-Serv. géol, Maroc, 37, n° 267, 1977, p. 7-22.

[6] Pi BROQUET, Ami. Soc. géol Nord, Lille, 90, 1970, p. 77-86.

[7] P. HUVELIN, Comptes rendus, 270, série D, 1970, p. 2760.

[8] G. LUCAS, Mém. Serv. Carte géol. Algérie, 2e s., n° 16, 1942 (Thèse Se, Paris).

O. El G. : Service géologique de l'Office chérifien des Phosphatés, Youssoufia, Maroc,

ex-géologue à la Direction de la Géologie; P. H. : Direction de la Géologie, Ministère des Mines et de l'Energie, Rabat, Maroc


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GÉOLOGIE. — Les faciès péri-récifaux du turonien de Libreville (Gabon) : significations paléoécologiques au Cours de l'ouverture de l'Atlantique. Note (*) de Pierre Weydert, présentée par Georges Millot.

Dans la région de Libreville (Gabon), le Turonien (série d'Azilé-Sibang) affleure largement. Cet étage, transgressif à la base sur un Cénomanien continental, est formé d'une épaisse série marno-calcaire qui s'est déposée sur un plateau continental large et relativement stable. La présence, dans Libreville même et ses environs, de biocalcarénites et de biocalcirudites récifales [1] montre que pendant cette période de sédimentation essentiellement terrigène fine, les conditions bathymétriques et écologiques sont devenues momentanément favorables à l'installation d'édifices construits d'une certaine importance. Or, on connaît les relations existant entre ce type de faciès rêcifal et la possibilité d'existence d'hydrocarbures dans les séries d'un bassin côtier.

ht the Libreville àréa (Gabon) thëTuronian (Azïlé and Sibang séries) outerops widely. This stage, formed by a thick marly-calcareous marine formation, settled on a wide and relative steady continental shelf. Tlm basaipartofthisstage is transgreSsive on the continental Cenomanian. The presence — in the town of Libreville and in its reef neighbçurhood — biocalcirudites and reef-biocalcarenites show that, tempprarily,during these times of fine terrigenous sédimentation, the bathymétrie andecologic conditions beCamefavourable to the installation of reef formations. Nom, one knows the important relationships which connected this type of reef-facies to the possibility of existence of hydrocarbon in a coastal basin,

I. RAPPEL SOMMAIRE DU CADRE GÉOLOGIQUE GABONAIS (fig. 1 et 2). — Le bassin côtier gabonais est situé sur la bordure occidentale'du craton congolais ([2] à [6]). Ce bassin fait partie d'un ensemble plus vaste qui s'étend du sud du Cameroun au sud de l'Angola. On constate, qu'au cours de son évolution, il a régné dans ce bassin des conditions géologiques homogènes. Dans le bassin gabonais, la série stratigraphique est divisée en trois parties.

1. La série antésalifère qui débute au Précambrien avec des sédiments continentaux interprétés comme des dépôts de comblement d'un « rift ». Au Permo-Carbonifère. on note la présence de tillites [4] surmontées par des formations lacustres. Le Trias, conglomératique à la base, termine cet ensemble basal qui n'existe que dans la partie nord du bassin gabonais. Ensuite, au cours du Crétacé inférieur et jusqu'à l'Aptien inférieur, on assiste à l'extension généralisée de dépôts continentaux et lacustres (des argiles foncées micacées à débris de plantes, des marnes à poissons, etc.). A la fin de cette période, se manifeste une forte activité tectonique, du socle qui prélude à l'ouverture du. « rift » aux eaux marines du PalépAtlantique Sud,

2. La formation salifère correspond à une épaisse série d'évaporites qui s'est déposée à la suite de l'envahissement de la zone axiale du « rift » par la mer à l'Aptien supérieur. Cette puissante couche saline a été le siège d'une importante tectonique salifère, à laquelle est liéela présence d'une partie des hydrocarbures exploités dans la région de Port-Gentil.

3. La série postsalifère est principalement marine; elle s'est déposée entre l'Albien et le Miocène. On remarque aussitôt que la grande similitude entre les séries brésiliennes et gabonaises a disparu. Ceci est dû à l'éloignement progressif des deux cratons de part et d'autre du fossé d'effondrement initial, qui s'élargit pour engendrer l'Atlantique Sud. La transgression marine vient du Sud et elle a été semble-t-il rapide. Sur le rivage oriental de cet océan, s'échelonnent toujours, d'Est en Ouest, trois domaines de sédimentation aux faciès et aux puissances différents. Un domaine continental ou lagunaire, un domaine marin — aux séries plus puissantes — séparé, du précédent par une zone de flexures continentales. Les coupes étudiées dans cette .Note appartiennent au domaine littoral. Elles permettent de préciser les conditions paléogéographiques de l'occupation de la plate-forme littorale par la transgression turonienne. Ces observations nouvelles n'ont été possibles que grâce à la mise à l'affleurement de ces séries par des travaux publics qui ont décapé la cuirasse latéritique.


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II. LES BIOCALCARÉNITES ET BIOCALCIRUDITES « RÉCIFALES » DE GROS-BOUQUET 2 (fig. 3 et 4). — Dans les quartiers nord de Libreville se trouve l'école de Gros-Bouquet 2 (X = 547,96; Y = 45,83; Z = 5) [7]. Les faciès successifs sont les suivants d'Est en Ouest.

1. Une masse de plusieurs mètres de puissance (A de la figure 4) sans trace de stratification, d'une calcirudite hétérométrique blanche compacte, contenant en abondance et disposés au hasard : des Madréporaires en fragment et quelques colonies en boule, des Gastéropodes, quelques grands Lamellibranches, des Algues calcaires. Sur le flanc ouest (B), cette masse calcaire montre une réduction de taille des bioclastes et le passage à une biocalcarénite où apparaît un grano-classement. La disposition anarchique des organismes et des fragments, leur nature, permettent d'interpréter cette formation comme étant une brèche récifale analogue au faciès urgonien ss. Cette brèche se serait déposée par gravité au flanc d'un édifice construit selon le schéma de la figure 5.

2. Des biocalcarénites homogènes blanches, pauvres en bioclastes, qui portent des traces de stratification oblique (C de la figure 4). Certains bancs sont grano-classés. Localement, on voit ces bancs épouser plus ou moins un bombement de calcirudites A et B. Cette formation correspond à des accumulations sédimentaires déposées par les courants autour de l'édifice construit.

A quelques centaines de mètres au NO de Gros-Bouquet 2 (A de la figure 3) on observe également un large affleurement (100 m de diamètre) de calcirudites hétérométriques, analogue au faciès A de Gros-Bouquet 2. Sa puissance est de l'ordre de 4 à 5 m. On ne constate pas ici de variations latérales de faciès.

Il est probable que ce type de structures récifâles et périrécifales sont communes dans ce secteur (c'est-à-dire dans ce niveau du Turonien) où toutes les petites buttes de ce quartier leur correspondraient. Chaque fois que la carapace latéritique y a été dégagée, ces structures ont été rencontrées. Ceci indique qu'elles doivent être nombreuses et systématiquement recherchées.

III. LES BIOCALCARÉNITES ET BIOCALCIRUDITES DE BATTERIE 4 (fig. 3, 6). — Toujours dans le même quartier de Libreville, mais 800 m au NNE, se trouve l'affleurement de Batterie 4 (X = 547,70; Y = 46,65; Z = 5), où sont observables des biocalcarénites et des biocalcirudites blanches qui ressemblent aux faciès de Gros-Bouquet 2. Elles forment de petites masses de 2 à 3 m d'élévation qui sont « emballées » dans des marnes brunes (C de la figure 6), légèrement sableuses, à stratifications irrégulières et contenant des valves d'huîtres et de grands Lamellibranches. J'interprète ces structures comme des édifices construits de lagon ou d'arrière-récif (pinacles ou paquets récifaux) qui ont été progressivement recouverts par une sédimentation fine à tendance terrigène (fig. 5).

IV. LES CALCARÉNITES DE LA SODUCO fig. 3, 7). — A une dizaine de kilomètres au SEde Libreville coule la rivière Lowé. A côté de l'entreprise SODUCO (X = 554,00; Y = 39,340; Z = 21 ) [8], affleure une grande lentille stratifiée datée de la partie inférieure du Turonien. A la partie inférieure, se trouve un banc massif de calcarénite jaune (A), de 1, 2 m environ. Ce banc présente des stratifications internes obliques. Un ensemble de gros bancs d'une calcarénite jaune très compacte (B) surmonte (A). Localement, la partie supérieure de certains de ces bancs est lumachellique (BL). On constate que, latéralement, ces bancs passent progressivement à des calcarénites fines à stratification oblique (BS), dirigées vers la périphérie de la lentille. Une nouvelle espèce d'Ammonite a été découverte dans la lumachelle [9]. L'absence de Madréporaires suggère que l'on se trouve en présence d'une formation qui serait coralligène, plutôt que corallienne et qui survient dans une série à tendance marneuse.


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Fig. 1. — Localisation.

Fig. 2. — Esquisse géologique de la partie nord du bassin côtier gabonais. 1, séries d'Anguille et de Pointe Clairette (Sénonien); 2, Azilé (Turonien); 3, Cap Lopez (Cénomanien); 4, 6, Madiéla (Albien); 5, Cocobeach supérieur (Aptien terminal), série salifère (Aptien supérieur); 7, Cocobeach moyen (Néocomien); 8, Cocobeach inférieur (Jurassique); 9, Précocobeach (Permien-Dévonien); 10, Socle du système de l'Ogooué; 11, Horst de Lambaréné (socle).

Fig. 3. — Positions des affleurements.

Fig. 4. — Coupe schématique de Gros-Bouquet 2.

Fig. 5. — Schéma d'un édifice récifal.

Fig. 6. — Coupe schématique de Batterie 4.

Fig. 7. — Coupe schématique de la Lowé (SODUCO).


100 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

V. CONCLUSIONS. — 1. L'enlèvement de la cuirasse latéritique à la suite de travaux publics a permis l'observation de biocalcarénite récifale à Libreville et dans ses environs. Ces observations permettent de préciser certaines modalités de la transgression marine du Turonien.

2. Sur la plate-forme littorale turonienne, à l'Est de la zone de flexure qui limite le domaine océanique, apparaissent : à la base du Turonien, des faciès coralligènes (SODUCO) et au Turonien supérieur, des faciès de « brèches » récifales (Gros-Bouquet 2 et Batterie 4) qui supposent l'existence de formations récifales construites.

3. Ces faciès péri, fronto et post-récifaux, analogues au faciès urgonien méditerranéen, observables là où la latérite a été déblayée, doivent donc être communs dans le Turonien, et il importe de les localiser avec précision.

4. Ces formations témoignent, en bordure de l'Atlantique, en voie d'ouverture du Sud vers le Nord, au Crétacé supérieur, de conditions paléogéographiques suivantes :

— une bathymétrie de l'ordre de 20 à 30 m avec des conditions édaphiques comparables, par exemple, à celles qui régnent actuellement dans la zone tropicale du canal de Mozambique [10], c'est-à-dire des eaux chaudes et claires permettant la vie des Madréporaires;

— d'un arrêt momentané, à deux périodes au moins, de l'abondante sédimentation détritique fine pour permettre, sur le plateau continental, l'installation de formations construites d'une certaine importance.

5. Il est admis que la biomasse des formations récifales actuelles est une des plus importantes que l'on connaisse et que des formations anciennes analogues ont pu être à l'origine d'hydrocarbures, pour peu que les conditions aient été favorables. Dès lors, on peut admettre que des formations construites du plateau continental turonien, dont on ignore l'existence, aient été à l'origine d'hydrocarbures : soit piégés dans leur masse, soit qui ont migres vers d'autres magasins de ce bassin côtier.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] R. H. BECK et P. LEHNER, Amer. Ass. Peirol. Geol. Bull, 58, (3), 1971, p. 376-395.

[2] J. C. BESOMBES et P. MOLINA, Bull. C.E.A., G.A.M., 15 p.

[3] Plan minéral, République gabonaise, ministère des Mines, 1971, 298 p.

[4] H. HUDELEY, Mém. B.R.G.M., 72, 1970, 191 p.

[5] V. HOURCQ et J. J. HAUSKNECHT, GOUV. géné. Afrique équat.fr., 1954, 25 p.

[6] A. H. BRINK, Amer. Ass. Petrol Geol. Bull, 58, (2), 1974, p. 216-235.

[7] Plan directeur Libreville Ouest au 1/10000, 1977,1.G.N., Paris.

[8] Plan directeur Libreville Sud au 1/20000, I.G.N., Paris.

[9] Il s'agit de Schindewolfites gabonensis, nouvelle espèce d'Ammonite identifiée par M. Collignon en 1978.

[10] P. WEYDERT, Thèse Sciences, Marseille-Luminy, 1973, 726 p.

Université Omar Bongo,

Département de Géologie,

B.P. n° 911, Libreville, Gabon.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 101

GÉOLOGIE. — Les dépôts pleistocènes du bassin chambérien et du nord-grésivaudan. Enseignements paleogeographiques. Note (*) de Gérard Nicoud, transmise par Jean Aubouin.

Une fois précisées les dernières données lithostratigraphiques, les correspondances entre les dépôts pleistocènes du bassin chambérien et ceux du Nord-Grésivaudan sont établies. Elles soulignent l'existence d'un seul et même épisode climatique interglaciaire au cours duquel se sont comblés deux lacs, à des côtés différentes de part et d'autre du « paléo-seuil » des Marches.

The new litho-stratigraphie data are specifïed. The pleistocene deposit relationships between the chambery and the North Gresivaudan basins are shown, They reveal a single interglacial climatic period during which two lakes were filled in at two différent levels on both sides of Les Marches paleo-gate

I. LES DEUX GRANDES SÉRIES QUATERNAIRES. — l°La série du bassin chambérien ([1] [2]). — Elle est remarquablement constante entre le lac du Bourget au Nord et Barberaz au Sud. Elle se décompose comme suit : — à la base, une moraine argileuse, visible au Fromaget, recouvre le substratum; mésozoïque et cénozoïque. Il s'agit des dépôts de la « glaciation ancienne » de F. Bourdier [3]. Contre lé front subalpin, cette moraine s'imbrique avec dés alluvions graveleuses deltaïques (la Cassine);

— au-dessus, et ne dépassant, pas la cote 270 m, des argiles bleues varvées lacustres, (le Bourget du Lac, la Cassine);. comparables aux argiles d'Eybens de la région grenobloise, passent progressivement à des silts argileux (la Cassine). Ces derniers deviennent de plus en plus grossiers vers le haut de la série, à la cote 310 m dans le bassin versant de la Leysse et 335 m dans celui du Tillet (Sonhaz). Ces sables argileux sont souvent désignés sous le terme de "sablons » ;

— cet épisode de dépôts lacustres se termine par un horizon palustre, d'argiles jaunes à vertes, plus ou moins riches en lignite feuilleté daté d'environ 70000 ans [4]. La couche de lignite atteint 2,50 m à Voglans, La Croix Rouge et La Motte Servolex;

— un puissant niveau sablo-graveleux fluviatile recouvre les argiles palustres. Il subsiste jusqu'à là cote 365 m. à Sonnaz: Ces alluvions, de type « iserois », à galets cristallins prédominants, deviennent plus grossières vers lé haut [5];

— enfin, une couverture morainique d'argiles à blocaux ravine les formations antérieures et les masque largement. Cette moraine supérieure, responsable de la mise en charge de l'eau

dans les alluvions sous-jacentes [1], est cause de vastes glissements de versant qui décalent: notamment le niveau repère que sont les argiles palustres (Voglans, Chambéry-le-Vieux, Sonhaz, ...).

2° La série du Nord-Grésivaudan, — Elle est largement représentée dans les banquettes quaternaires de Planaise, Francin, La Gache et Sainte-Marie-d'Alloix. Elle débute par une moraine argileuse qui tapisse le substratum marneux du Jurassique inférieur et moyen (La Gache, La Ville), Cette: moraine inférieure est recouverte par des argiles mal litéés, signalées par F. Bourdier [3] et plus récemment par J.C. Fourneaux ([6], [7]). Elles sont visibles à Cotagnier, où elles ont un faciès glacio-lacustre.

CE complexe glaciaire à glacio-lacustre est surmonté par des sables argileux, de plus en plus grossiers vers le haut; Le dépôt, épais de 30 m, ne dépasse pas la cote 300 m. Ces sables, simplement lacustres à fluvio-lacustres entre Planaise et Francin, deviennent deltaïques vers le Sud, avec une stratification inclinée au Nord-Oùest à La Gache et au Sud-Ouest aux

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approches de Sainte-Marie-d'Alloix. Ces observations semblent indiquer, qu'à cette époque, un fort courant d'eau débouchait dans le Grésivaudan par la vallée du Bréda, dans un lac de niveau proche des 300 m.

Des alluvions graveleuses fluviatiles à faciès « isérois » recouvrent les dépôts lacustres et se terminent vers la cote 340 m par un niveau métrique d'argiles palustres à lignite feuilleté [4], en tous points semblables à celles du bassin chambérien. Le lignite est bien visible à la Flachère et à La Gache.

102 — Série

1: Substratum indifférencié ; 2: Substratum secondaire ; 3: Substratum tertiaire ; 4: Alluvions pleistocènes ; 5: Moraine inférieure ; 6: Argiles varvées lacustres ; 7: Argiles glacio-lacustres ; 8: Sables lacustres ; 9: Sables deltaïques ; 10: Alluvions fluviatiles inférieures ; 11: Argiles a lignite ; 12: Alluvions fluviatiles supérieures ; 13: Moraine supérieure ; 14. Autre quaternaire.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981)

Série II - 103

Un nouvel épisode graveleux fluviatile de même faciès surmonte les argiles palustres: Ces alluvions se rencontrent aujourd'hui jusqu'à la coté 375 m à La Flachère [4].

Cette série pleistocène est ■coiffée par une moraine terminale (ou moraine supérieure).

II. CORRESPONDANCES LITHOSTRATIGRAPHIQÙES. .— Des « accidents » néotectoniques ont, été reléyés: [8] dans le substratum. Certains se prolongeraient localement dans les alluvions quaternaires mais n'ont jamais qu'un faible rejet, Aussi, ils ne peuvent modifier fondamentalement les relations originelles entre le Nord-Grésivaudan et le bassin chambérien.

1° La moraine inférieure. — Elle est observable de part et d'autre du « paléo-seuil des Marches », Celui-ci correspond à une remontée du substratum mésozoïque entre les Marchés et Saint-Jeoire-Prieuré.

2° Les alluvions «inter-morainiques». — Aux argiles lacustres varvées du bassin chambérien correspondent les argiles glatio-lacustres du Nord-Grésivaudan et les argiles varvées d'Eybens, près de Grenoble [9]. Les « sablons » chambériens ont pour équivalents chronostratigraphiques non seulement les sables lacustres présents entre Planaise et SainteMarie-d'Alloix, mais aussi les alluvions graveleuses infra-ligniteuses qui surmontent ces sables jusqu'à la cote 340 m.

En effet, le même niveau palustre ligniteux se retrouve au-dessus, tant dans la région chambérienne que dans le Nord-Grésivaudan. Il est daté sensiblement du même âge [4].

L'épisode graveleux fluviatile supra-ligniteux est lui aussi général dans la région étudiée, avec les mêmes caractéristiques pétrographiques (faciès « iserois », à galets cristallins dominants).

3° La moraine supérieure. — Elle est présente partout dans le bassin chambérien et dans le Nord-Grésivaudant. Elle subsiste en gros bourrelets entre Chambéry et le « seuil des Marches » où elle marque une phase de stationnement du glacier de l'Isère würmien. Dans le secteur de Planaise à Francin, les niveaux palustre et fluviatile supérieur ont été déblayés par l'érosion glaciaire.

1: Substratum ; 2 Moraine inférieure ; 3: Argiles lacustres ;.4: Argiles, g lacîo-lacustres 5: Sables lacustres ; 6: Sables deltaïques ; 7 Argiles à lignite ; 8: Alluvions fluviatiles.


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III. ENSEIGNEMENTS PALÉOGÉOGRAPHIQUES. — 1°. Paléoclimatologie. — L'ensemble du complexe alluvial décrit est compris entre deux épisodes froids, à dépôts glaciaires (moraine inférieure et moraine supérieure) rapportés classiquement aux glaciations du Riss et du Würm sensu lato [3]. Il n'existe dans la région étudiée qu'un épisode franchement chaud correspondant au dépôt des argiles à lignite. Il n'y a aucune évidence d'interstades [6].

2° Paléogéographie. — Durant la période infraligniteuse, l'opposition entre des sédimentations lacustres vers Chambéry et glacio-lacustres à fluviatiles franches dans le Nord-Grésivaudan m'amène à proposer l'existence de deux lacs distincts, séparés par le substratum secondaire et les accumulations marainiques rissiennes du « paléo-seuil des Marches » :

— un plan d'eau dans le Grésivaudan qui s'étale et s'approfondit vers Grenoble; le remplissage lacustre a atteint la cote 300 m;

— un plan d'eau chambérien (grand lac du Bourget) rempli jusque vers la cote 310 m; Un petit plan d'eau annexe occupait la vallée du Tillet (cote 335 m).

Les argiles varvées, de type Eybens, se sont déposées dans les secteurs calmes (Chambéry, Grenoble) et les argiles glacio-lacustres dans les secteurs proches des zones d'apports fluviaux (Nord-Grésivaudan).

L'épisode fluviatile supra-ligniteux a envahi le bassin chambérien par débordement du « paléo-seuil des Marches » à la cote 340-350 m. Ne subsistait plus alors qu'une vaste vallée fluviatile, du Nord-Grésivaudan à la région chambérienne.

Il est à remarquer que les dépôts lacustres et palustres, là où ils sont visibles, sont le plus souvent accrochés aux versants ou à des paléo-reliefs, avec un pendage pouvant atteindre 12° vers la vallée (Le Fromaget). Cette inclinaison est en grande partie initiale. Elle a pu être par la suite accentuée par des phénomènes de tassement et de compaction.

IV, CONCLUSION. — Deux plans d'eau occupaient donc probablement les dépressions du Grésivaudan et de Chambéry, laissées libres par le retrait des glaciers rissiens.

Alors que se comblait lentement le lac chambérien, on assistait, dans le NordGrésivaudan, au remplissage de la zone amont du lac d'abord par des dépôts lacustres puis par des alluvions fluviatiles de l'Isère. La période chaude voyait se déposer des argiles à lignite sur les zones comblées, tandis que les lacs ne subsistaient plus que dans la partie aval des dépressions, à un niveau voisin de 270 m par exemple pour le lac chambérien.

Annonçant l'arrivée des glaciers würmiens, de nouvelles alluvions de l'Isère débordaient le « paléo-seuil des Marches » et comblaient largement la dépression chambérienne.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] G. NICOUD, Coll. Nat. B.R.G.M., Lyon, 2, 1979, p. 859 à 872.

[2] G. NICOUD et B. DOUDOUX, 8° R.A.S.T., Marseille, 1980, p. 263.

[3] F. BOURDIER, C.N.R.S., Paris, 2 tomes, 1962, 296 p., 296 fig.

[4] C. HANNSS, Géol. Alp. Grenoble, 56, 1980, p. 271 à 274.

[5] C. HANNSS et coll., Ann. C. U. Savoie, II, 1978, Sc. Nat., p. 53-57.

[6] J. C. FOURNEAUX, Comptes rendus, 269, série D, 1969, p. 1607.

[7] J. C. FOURNEAUX, Géol. Alp. Grenoble, 52, 1976, p. 31 à 72.

[8] J. P. RAMPNOUX et A. DELAUNAY, 26e C.G.I., Paris, 1, 1980, p. 331.

[9] P. BELLAIR. G. MONTJUVENT et J. SARROT-REYNAULT, Comptes rendus, 270, série D, 1970, p. 7,

Département des Sciences de la Terre, Laboratoire de Géologie structurale et appliquée, Université de Savoie, B.P. n° 1104, Chambéry Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981 ) Série II - 105

GÉOLOGIE. — Caractères de tholéïtes abyssales des formations magmatiques basiquésdës unités orientales de la zone d'Almopias (Macédoine grecque):Note (*) de France Bechon, transmise par Maurice Roques.

Les écailles orientales de la zone d'Almopias comportent des dolérites et des laves.localement associées à des diorites. quartziques. Ces roches sont des tholéïtes à olivine. Il pourrait s'agir de la partie supérieure d'un Cortège ophiolitique ; vestige: d'une croûte océanique .

The eastern slices of the Almopias zone are composed of dolerites and lavas locally associated with qûartzdiorhes: These rocks are olivine tholeiïtes. They may reprisent the upper part of an ophiolite suite, trace of past oceanic crust.

Le domaine interne des Hellénides, et plus précisément, les régions situées entre les massifs. Pélàgonien et Serbo-Macédonien (zone du Vardar) ont été le siège d'un important

magmatisme antécrétacé très diversifié, dont l'âge jurassique a pu, dans certains cas ,être démontré [1]. Les formations magmatiques décrites dans cette note, appartiennent à la zone d'Almopias: qui constitue avec les zones plus orientales , du Païkon et dé Peonias, le sillon du

Vàrdar [1],

SITUATION GÉOLOGIQUE (fig.1) — Dans la zone d'Almopias, dans d'épais dépôts attribués au Crétacé moyen et supérieur deux principales formations, dispersées dans un certain nombre d'unités tectoniques et souvent associées à d'abondantes serpentinites , ont été reconnues [3]

(a) des marbres à Polypiers surmontés, de tuffites et de calcschistes tuffitiques intercalés avec des calcaires à Nérinées et Polypiers d'âge jurassique moyen à supérieur; (b) des laves, des brèches.volcaniques et des dolérites parfois associèes à des radiolarites.

Ces dernières formations appartiennent notamment aux écailles les plus orientales de la zone d'Almopias : il s'agit de l'unité de Kranies et de la zone tectonique située en bordure du

Païkon . Constituant Un massif principal, de quelques kilomètres carrés, les roches: magmatiques de Kranies sont surmontées anormalement par une série détritique (pélites,

: microgrès) et calcaire (calcschistes et calcaires:marmoréens) [1]. Des laves en coussins, des

breches volcaniques et de rares coulées massives forment, avec quelques essaims de filons, visibles grâce à leurs bordures de refroidissement, l'essentiel du matériel effusif et intrusif. Dans le deuxième massif, plus à l'Est, en bordure du Païkon, des formations similaires mais tectonisées sont associées à des roches grenues qui n'apparaissent pas dans l'unité de Kanies .

DIFFÉRENTS TYPES PÉTROGRAPHIQUES. — Tous les échantillons sont affectés d'une paragénèse métamorphique de faciès schistes verts. Suivant les textures et la minéralogie, trois grands types de roches ont été: définis :

(a) Les métabasaltes . — Affleurant sous forme de pillows de diamètre voisin ou inférieur au mètre, ils possèdent une texture gloméroporphyrique plus ou moins vacuolaire. Le pyroxène omniprésent sous forme de phénocristaux( ±2 %):et, sous forme de microcristaux en crête de coq dans un verre dévitrifié, est de l'augite dont la composition varie de (Fs : 7, En : 49, Wo. : 44) à:(Fs : 10, En : 44, Wo : 46). Les feldspaths en phénocristaux (~-i %), sont transformés en albite et en produits phylliteux. Relativement abondants, les phénocristaux (<1%) d'olivine automorphe sont pseudomorphosés en serpentine. L'appauvrissement en olivine et l'abondance des oxydes ferro-titanés (:=; 4 %) (transformés en leucoxène), justifie le nom de ferrobasaltes pour les termes les plus évolués.


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Fig. 1. — Carte simplifiée des unités orientales de la zone d'Almopias d'après J. Mercier et P. Vergely [2]. Zone d'Almopias 1 à 5. Unité de Kranies et bordure du Païkon :1, métabasaltes.métadolérites et diorites quartziques; 2, roches sédimentaires détritiques et calcaires attribuées au Jurassique moyen à supérieur; 3, roches trachyandésitiques pliocènes; 4, roches volcaniques acides jurassiques éo-crétacées. Unité de MavrolakoVodenon 6. Zone du Païkon 5. D , métabasaltes; O, métadolérites.


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(b) Les métadolérites —Très abondantes en filons, forment aussi de rares coulées massives. La texture, principalement intersertale, présente des pyroxènes très abondants (~ 35 %) ainsi que de grandes lattes de feldspaths (~ 60; %) transformés en albite,.: associées parfois à des phyllites. De même que pour les ferrobasaltes, on peut distinguer des ferrodolérites très riches en leucoxène et en oxydes de fer et titane (^ 4 %). L'augite de-, composition moyenne (Fs ; 9, En 48, Wo : 43) dans les dolerites évolue vers des compositions moyennes de (Fs: 23, En : 39, Wo : 38) dans les ferrodolérites, suivant en cela, les variations des teneurs en fer dans les roches.

(c) Les diorites quartziques. — Ces roches finement grenues (diamètre des grains : 2 mm) porphyriques, servent d'encaissant aux filons. De très nombreuses amphiboles vertes: (~ 35'.%), ferro et magnésie-. hornblende pour les mégacristaux (<6 mm) et de hornblende actinolitique (cf. nomenclature de Leàke [4]) pour les petits cristaux (1 à 2 mm)

ainsi que des feldspaths albitisés, du quartz, de l'apatite et quelques rares oxydes, toujours associés aux minéraux du faciès schistes verts, constituent l'essentiel de ces roches.

GÉOGHIMIE. — Les analyses des. éléments majeurs de onze.échantillons de basaltes et dolérites ont été effectuées. La transformation des roches dans le faciès schistes verts est responsable des teneurs élevées en Na20 (jusqu'à 5 %) et tirés variable en CaO

(de 3 à l6.%).

De même, l'altération des feldspaths en produits phylliteux explique les fortes valeurs (jusqu'à 2 %) en K2O de certains échantillons alorsque pour la majeure partie des roches, elles sont inférieures à 0,3 %. Par ailleurs, ces formations sont caractérisées par un rapport FeO /MgO relativement faible ( ^ 3 ) et par un enrichissement marqué en fer et titane: (fig. 2) correspondant à une augmentation des pourcentages modaux en oxydes ferrotitanés et à un enrichissement en fer dans les pyroxènes, Ce comportement des éléments majeurs et. l'ordre de cristallisation rappellent le fractionnement des tholéïtes abyssales marqué par la cristallisation des oxydes de fer en fin de différenciation.

FeQVMgO Fig. 2. — Diagrammes de Miyashiro.[5]. E , métabasaltes; ©, métadoléritês; TA, tholéïtes abyssales;

FeO*, fer total sous forme de FeO.


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CONCLUSION. — L'étude pétrologique et géochimique des formations effusives et hypabyssales de Kranies a permis de souligner leur ressemblance avec les tholéïtes abyssales. Les mêmes caractères pétrologiques ont été mis en évidence [6] dans le massif de Guevgueli séparé de la zone d'Almopias par le massif du Païkon. Les formations de Kranies pourraient donc être assimilées à des fragments d'un cortège ophiolitique très démembré. Malgré la proximité des ophiolites de Guevgueli, il ne peut s'agir d'un cortège unique (obstacle du Païkon). Ces différentes formations seraient les témoins de croûtes océaniques formées au Jurassique dans les bassins marginaux de la zone du Vardar [7]. Les principales caractéristiques de ces roches et, notamment leur enrichissement en fer et titane, permettent de mettre en évidence des analogies [8] entre les formations du Vardar, d'Othrys [9] et du Pinde [10] et de profondes divergences avec celles par exemple, du Vourinos [11] qui possède les caractéristiques d'un système d'arc immature [12].

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[I] J. MERCIER, Thèses, Paris, 1966.

[2] J. L. MERCIER et P. VERGELY, Carte Edhessa, I.G.M.E., Athènes (à paraître),

[3] J. MERCIER et P. VERGELY, Bull. Soc. géol. Fr., (7), 19, 1977, p. 34-40.

[4] B. E. LEAKE, Amer. Miner., 63, 1978, p. 1023-1040.

[5] A. MIYASHIRO, Earth. Planet. Se Lett., 19, 1973, p. 218-224.

[6] J. BÉBlEN, Nature, 270, 1977, p. 232-234.

[7] J. L. MERCIER, P. VERGELY et J. BEBIEN, C. R. Séances Soc. géol Fr., 1975, p. 108-112.

[8] J. BÉBIEN, D. OHNENSTETTER, M. OHNENSTETTER et P. VERGELY, Ofioliti (à paraître).

[9] M. MENZIES, Earth. Planet. Sc Lett., 28, 1976, p. 427-438.

[10] J. TERRY, Bull. Soc géol. Fr., (1), 21, 1979, p. 727-735.

[11] A. PAUPY, Thèse de spécialité, Nancy, 1976.

[12] L. BECCALUVA, D. OHNENSTETTER, M. OHNENSTETTER et A. PAUPY, 6e Réun. ann. Sc de la Terre, Orsay, 1978, p. 22.

E,R,A. 806, « Pètrogenèse et évolution des domaines ophiolitiques », Université de Nancy-I, CO. n° 140, 54037 Nancy Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (5 janvier 1981) Série II - 109

GÉOLOGIE. — Analyse tectonique dans les Appalaches québecoises. En Gaspésie orientale, la déformation synschisteuse de l'allochtone laconique est postérieure à sa mise en place gravitaire. Note .(*) de Alain Piqué, Hubert Ringelé et Jacques Béland, présentée par Georges Millot ..

Dans la région étudiée, la déformation de, l'allochtone taconique affecte aussi l'autochtone. Elle est -donc postérieure à samise en place gravitaire, Elle se traduit par des plis synschisteux cisaillants déversés vers le Nord-Est, puis par des écaillages postschisteux dans la même direction.

In the area studied, the déformation of the allochthon which affects also the autochthon, postdates its emplacement by gravity sliding.. This déformation is represente.by afolding deverséd. towdrd the North-East, accompanied by shearing processes, and followed by a thrusting in the same direction.

I. INTRODUCTION. — L'extrêmité orientale des Appalaches du Québec (fig. 1) montre deux ensembles lithologiques superposés. Les terrains sous-jacents constituent le flysch ordovicien moyen de Cloridorme ([1], [2]). Les terrains sus-jacents, d'âge Cambro-Ordovicien, appartiennent au Groupe de Cap-des-Rosiers ([1], [3], [4]). Cette dernière unité s'intègre dans un ensemble allochtone qui se suit jusqu'à Québec [5] et, au-delà, jusqu'en NouvelleAngleterre où elle à été définie par Zen [6] sous le nom de Séquence taconique. Elle représenterait un assemblage déposé sur le talus continental, puis transporté en nappes sur la plate-forme au cours de l'orogenèse taconique. Leur caractère gravitaire est attesté par leur association fréquente à un wildflysch localisé à leur front ([6], [7], [8]).

Or, si ces nappes sont aujourd'hui bien connues au point de vue sédimentologique, leur déformation pose encore de nombreux problèmes, quant à son âge et ses modalités. En particulier, la déformation du matériel allochtone a-t-elle précédé ou accompagné la mise en place des nappes comme il semble que ce soit le cas dans les monts laconiques [6], ou bien estelle postérieure à leur superposition sur l'autochtone?

C'est cet aspect du problème taconique qui est étudié ici, dans les affleurements côtiers avoisinant la localité de Cap-des-Rosiers.

II LA DÉFORMATION EST COMMUNE A L'AUTOCHTONE ET L'ALLOCHTONE. — L'analyse

tectonique de l'autochtone (Groupe de Cloridorme) et de l'allochtone (Groupe de Cap-desRosiers) montre qu'ils présentent tous deux la même structuration. De part et d'autre du contact, il s'agit de plis en chevrons dont le plan axial, souvent matérialisé par un clivage schisteux, a un fort pendage au Sud-Ouest. Cette déformation synschisteuse, analysée cidessous, est suivie d'un épisode de cisaillement qui affecte les deux groupes. Comme dans aucun de ces deux groupes on ne décèle un clivage supplémentaire, le plissement observé ici est donc la seule déformation synschisteuse qui ait affecté aussi bien l'autochtone et l'allochtone. En outre, alors que le groupe de Cloridorme est affecté.par une schistosité bien marquée et généralisée, le groupe allochtone de Cap-des-Rosiers s'est trouvé placé tout au plus au voisinage du front supérieur de la schistosité : le clivage n'y est visible que dans certains lits à lithologie favorable, en particulier dans les shales: rouges et vertes, et il n'apparaît pas dans les niveaux gréseux et conglomératiques. Ces remarques montrent que c'est bien la même phase synschisteuse qui affecte à: la fois l'ensemble taconique et son substratum, et que le superposition de l'allochtone sur l'autochtone était déjà réalisée au moment de ce serrage, puisque c'est l'autochtone qui est le plus affecté par la schistosité. Autrement dit, la déformation synschisteuse étant commune à l'autochtone et à l'allochtone, elle est donc ici postérieure à la mise en place de l'allochtone.


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Cependant, certaines anomalies suggèrent que cette déformation synschisteuse a été précédée, dans l'autochtone comme dans l'allochtone, par des renversements de couches. Localement, en effet, les couches du flysch de Cloridorme, renversées comme l'indiquent les critères habituels de polarité, sont affectées par la schistosité régionale qui est pourtant là de type flanc normal. L'antériorité de ce renversement des couches par rapport à la schistogenèse est déduite de l'observation suivante : un pli métrique (fig. 2) N 138, à plan

axial plat, montre ses deux flancs recoupés par la schistosité régionale N 135,63°SW. C'est donc un pli antéschisteux. Il ne s'agit pas d'une simple déformation synsédimentaire de type slumping, au demeurant présente ailleurs dans la formation, car ce renversement affecte une tranche de plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur, et le même phénomène s'observe aussi dans l'allochtone. Ainsi, des mouvements précoces, antéschisteux, ont déterminé, aussi bien dans l'allochtone que dans l'autochtone, des renversements locaux de couches, accompagnés de quelques plis isoclinaux. On peut y voir, en l'état actuel des recherches, le résultat des

Fig. 1. — Situation géographique.

Fig. 2. - Plianté-schisteux. Formation de Cloridorme, feuille 1/50 000, n° 22 A/16,coord. :08,3 x 17,5 (le marteau donne l'échelle).

Fig. 3. — Les plis synschisteux et leur dispersion. Les axes sont dispersés dans le plan axial. Groupe de Cap-desRosiers; localisation : sous le phare de Cap-des-Rosiers. Canevas de Wulff, hémisphère supérieur.

Fig. 4. — Amandes de cisaillement. Groupe de Cap-des-Rosiers. Les charnières silteuses (a) et calcaro-gréseuses (b) sont séparées des flancs et isolées au sein des niveaux pélitiques.

Fig. 5. — Les chevauchements postschisteux. Les plans de chevauchement sont localisés dans les niveaux pélitiques où subsistent encore quelques amandes. Ces plans recoupent les plis synschisteux. Localisation : village du Capdes-Rosiers.


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contraintes (d'origine gravitaire?) contemporaines de l'avancée de la nappe, s'exerçant sur un matériel probablement encore incomplètement lithifïé.

III. STYLE DE LA DÉFORMATION. — Dans l'autochtone aussi bien que dans l'allochtone, là disposition spatiale des axes des plis synschisteux PI est sujette à de grandes variations:qui donnent l'impression d'une déformation mal réglée; dans le même affleurement coexistent tous les intermédiaires entre des axes N140 subhorizontaux et des axes N 60 très plongeants (fig. 3). Or, on constate que les plans axiaux ont des orientations identiques et que les axes: sont dispersés dans ces plans. Parfois, d'ailleurs, c'est à l'intérieur d'un même pli que l'on constate cette disposition, la direction et le plongement de l'axe variant progressivement à; l'intérieur du plan axial (plis à axes courbes). La schistosité n'étant pas replissée, la dispersion, des axes ne provient donc pas d'une reprise tectonique postschisteuse, mais elle résulte d'un cisaillement contemporain de la déformation: D'une manière générale, ces mouvements cisaillants provoquent une dilacération des bancs, d'autant plus aisée que le matériel est moins compétent : ainsi, dans les niveaux calcarogréseux, le cisaillement ne se traduit que par les plis à charnière courbe évoqués plus haut. Dans les bancs schisteux, il est plus pénètratif de très nombreux plans, subparallèles à la stratification et à la schistosité, découpent la roche en écailles centimétriques irrégulières et ils sont chacun le siège d'un mouvement dé translation. Là où alternaient initialement les deux lithologies, calcaro-gréseuse et schisteuse; seules subsistent, isolées au sein de la masse schisteuse très écaillée, des lentilles compétentes de toutes tailles, constituées de bancs calcaro-gréseux plissés, ou de charnières silteusés: plissotées (fig. 4).

Tant dans l'autochtone que dans l'allochtone, les éléments des plis précédents sont repris par une vigoureuse déformation postschisteuse, Elle se marque par des plans NW-SE pendant faiblement au Sud-Ouest qui jouent tous, comme l'indiquent les crochons associés, en failles inverses. Par conséquent, le mouvement postschisteux correspond à un chevauchement généralisé vers le Nord-Est. Parfois, les plans de chevauchement sont, parallèles aux plans axiaux des plis, mais souvent leur pendage s'amortit latéralement et ils recoupent alors les plis fondamentaux P1 (fig. 5). Le plus souvent, ces plans de chevauchement sont localisés dans les niveaux schisteux très plissotés et cisaillés décrits cidessus, qui séparent des ensembles calcaro-gréseux plus modérément déformés. Dans ces niveaux schisteux jouant ainsi en plans de chevauchement , il est malaisé de déterminer ce qui, dans la déformation totale, doit être attribué à l'épisode deplissement cisaillant et ce qui est à rapporter au chevauchement. Il est d'ailleurs vraisemblable que le chevauchement n'est ici qu'un stade tardif du plissement, permis par la dilacération intense des bancs schisteux, et qu'il témoigne, dans un style plus cassant, de la poursuite du transport tectonique vers le Nord-Est.

Le manque de largeur des affleurements, limités à un étroit domaine côtier, empêche dans la région étudiée l'étude cartographique de l'allochtone et sa subdivision en unités. Aussi faut-il n'envisager, à ce stade de l'étude, qu'une seule nappe (gravitaire), subdivisée par le chevauchement postschisteux en de multiples écailles.

IV. CONCLUSIONS. — 1. Dans la région étudiée, la déformation synschisteuse est postérieure à la mise en place de la nappe. C'est un plissement dont le caractère cisaillant s'affirme de plus en plus jusqu'aux chevauchements postschisteux.

2. Dans d'autres parties de la chaîne, il semble au contraire que la déformation se soit effectuée durant la mise enplace de chaque nappe. Y a-t-il diachronisme de la déformation à l'échelle des Appalaches septentrionales, ou bien la région de Cap-des-Rosiers n''est-elle


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occupée que par la plus récente et donc la plus tardivement déformée des nappes taconiques ? Une comparaison entre le secteur analysé ici et d'autres parties de la chaîne taconique du Québec s'impose, complétant les remarques préliminaires présentées ici.

3. Le matériel allochtone s'est mis en place sur la plate-forme dans une direction qui, si l'on considère le pli anté-schisteux rapporté à cette phase, est vraisemblablement ici SW-NE. Or, le transport tectonique qui caractérise ensuite aussi bien l'épisode de plissement que les chevauchements post-schisteux s'effectue, lui aussi, vers le Nord-Est. Toute l'histoire taconique se trouve donc caractérisée, tant dans ses phénomènes sédimentaires que tectoniques, par un transport de matériel depuis les zones internes vers les zones externes.

4. Dans la région de Cloridorme (fig. 1), plus à l'Ouest, les plis sont Est-Ouest, et le transport s'effectue vers le Nord. A Québec, c'est vers le Nord-Ouest que sont dirigées les nappes. Il y a donc, de Cap-des-Rosiers à Québec, une disposition arquée des structures taconiques qu'il faudra, encore, considérer à l'échelle régionale [9].

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] P.. ENOS, Gëol. Soc. Amer., Spec. Pap. 117, 1969, 66 p.

[2] K. SKIPPER et G. MIDDLETON, J. can. Sc Terre, 12, 1975, p. 1934-1952.

[3] E. KINDLE, Bull. Amer. Pal, 24, n° 82, 1938, 49 p.

[4] H. MCGERRIGLE, Rapport géol. 35, Min. Mines Québec, 1950, 174 p.

[5] P. SAINT-JULIEN et C. HUBERT, Amer. J. Sc, 275 A, 1976, p. 33-362.

[6] E. an ZEN, in Studies of Appalachian Geology, Northern and Maritime, Wiley, New York, 1968, p. 129-139.

[7] P. SAINT-JULIEN, C. HUBERT, B. SKIDMORE et J. BÉLAND, Livret-guide : Excursion A56-C56, Cpngr. géol. internat., Montréal, 1972, 105 p.

[8] S. BIRON, Min. Energie et Rssources, Québec, DPV 782, 1980.

[9] Recherches financées par le Conseil de Recherche en Sciences naturelles et Génie du Canada et le Ministère de l'Éducation du Québec.

A. P. et H. R. : Institut de Géologie, E.R.A. du C.N.R.S. 887,

1, rue Blessig, 67084 Strasbourg Cedex;

J. B. : Département de Géologie, Université de Montréal,

Case postale 6128, succursale A,

Montréal, Que. H3J 3J1 Canada.


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TECTONIQUE. — Le cadre structural des séismes d'El Asnam (Algérie). Note (*) de Claude Lepvrier, transmise par Jean Aubouin.

Les déformations de surface apparues lors des séismes de 1954 et 1980 dans la région d'El Asnam correspondent aux: rejeux d'anciennes structures distensives appartenant principalement à un système NE-SW, sous l'effet d'une compression NNW-SSE.

Superficial deformations related to 1954 and 1980 El Asnam earthquakes correspond to the reactivation of previous extensional structures, mainly. NE- SW, by a NNW-SSE compression.

INTRODUCTION. — Le 9/9/1954 et le 10/10/1980, soit donc seulement avec un intervalle d'environ un quart de siècle, deux séismes de forte magnitude, le premier de 6,7 [1], le second de 7,2 [2], les plus importants jamais enregistrés en Afrique du Nord au cours de la période historique, ont eu comme épicentres la région d'El Asnam en Algérie, Cette répétition et de façon générale l'importante sismicitê enregistrée au niveau du bassin tertiaire et quaternaire du Chélif amène à s'interroger sur les caractères structuraux de cette partie septentrionale de là chaîne telhenne et sur son évolution tectonique,

LA STRUCTURATION « POST-NAPPES » DU TELL. — Déjà fortement structuré par les phases tectoniques alpines notamment au Crétacé supérieur et au Tertiaire, le Tell est soumis, dès le Miocène moyen, à une tectonique qui, intervenant après la misé en place de nappes est qualifiée de « post-nappes ». Cette évolution néotectonique, conforme à celle récemment analysée en Oranie [3] est polyphasée et se caractérise par l' établissement d'un régime distensif suivi d'épisodes compressifs, en particulier au Quaternaire.

1. La tectonique en distension. — L'installation d'un régime distensif dès le Miocène moyen se traduit par la formation de bassins aux bords flexurés où failles selon un double système de direction sensiblement NE-SW et NW-SE, en réponse à une extension subméridienne.

La direction préférentielle selon laquelle s'individualisent ces bassins tertiaires est la direction N 50, de type atlasique, nettement oblique par rapport à l'allongement EW de la chaîne. Le bassin du Chélif ensemble composite avec ses prolongements vers l'oued Hamelil ou bien vers le bassin de Ténès constitue le principal élément de ce système. Dans le tronçon EW et relativement étroit du Moyen Chélif qui se suit vers l'Est à partir d'El Asnam et qui sépare le massif du Boumaad au Nord de l'Ouarsenis au Sud, ce bassin est en fait décomposé selon la même direction JST 50, en une série de compartiments comportant des couloirs déprimés et des zones surélevées. Le demi-horst du Djebel Temoulgaet celui situé un peu plus à l'Ouest, grâce auxquels ressort la série jurassique tellienne, en sont l'illustration. D'autres petits bassins intramontagneux, notamment celui dé Bou Yamene-Razelia qui se développe au nord d'El Abadia (ex. Carnot) et dont les failles bordières remobilisent du Trias font partie de ce même dispositif. D'autres failles de direction N30 marquent, par exemple, la limité orientale du bassin de Ténès,

A cette direction structurale dorminante est associée une autre direction, celle-là NW-SÈ, mais avec des variantes, contre laquelle viennent se terminer les bassins précédents ou qui du moins y provoque des discontinuités (failles de Ténès et rebord SW du même bassin, limite du Négène au NE de Ben Aria...); de petits bassins peuvent s'individualiser selon cette direction (rebord NE du massif de Tacheta).



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L'extension s'applique aussi sur des accidents EW et détermine l'ouverture de bassins de même orientation: le bassin de Menacer, prolongement occidental de la Mitidja, en est l'illustration,

2. La tectonique en compression. — C'est sur un domaine aussi fracturé et compartimenté que s'applique une tectonique compressive. Pour la dernière phase d'âge Quaternaire moyen [3] la direction de compression, d'après les grandes structures engendrées, comme d'après l'analyse microtectonique réalisée en Oranie [4] est NNW-SSE.

Le raccourcissement est absorbé pour une part au sein des blocs préalablement soulevés ou affaissés, avec comme conséquences la réalisation de bombements à grand rayon de courbure en dômes et anticlinoriums — ce dont attestent les contacts de base des nappés— la formation de plis parfois très: serrés, bien marqués dans les séries « post-nappes », avec possible réapparition du substratum (secteur au NW de Ben Aria). Mais la déformation à surtout tendance à se localiser au niveau des accidents bordiers en raison de la discontinuité lithologique et structurale qu'ils introduisent. Le système NE-SW apparaît comme le plus actif, car c'est sur lui que va s'exercer une direction de contrainte pratiquement orthogonale et qui conduit à leur rejeu en faille inverse. De telles failles inverses à pendage NW sont connues au nord d'El Abadia [5]; l'une d'elle au sud-est de Bled Baheri Karouch fait resurgir et chevaucher le flysch crétacé; de la même façon s'observe, vers Razelia, le chevauchement local du substratum de type Bou maad sur le Néogène. Hors de ce secteur le débordement septentrional du massif crétacé de Blida sur la Mitidja est dû au même mécanisme, ce qui donne de façon générale un dispositif structural en éventail.

L'ACTIVITÉ SISMIQUE. — L'analyse des structures tectoniques apparues ou le plus souvent réactivées lors des séismes d'El Asnam de 1954 et 1980, comme d'ailleurs la détermination des mécanismes au foyer montrent dans un cas [6] comme dans l'autre [1] que l'on Se trouvé dans une situation actuelle de compression NNW-SSE conforme à celle du Quaternaire moyen, ce qui traduit une remarquable stabihté du champ de contrainte.

De petits fossés s'ouvrent parallèlement à cette direction, comme en 1954 à Béni Rached. Cependant la famille d'accidents N50 continue d'avoir le rôle majeur comme en témoigne la grande cassure passant à proximité d'Oued Fodda et qui a rejoué en faille inverse avec légère composante sénestre le 10 octobre dernier [2]. Les séismes historiques de Sendjas (ex. Bougainville), ceux ressentis à de maintes occasions à El Attaf, à El Abadia, notamment en. 1934, sont en relation avec cette même zone d'accidents et sans doute aussi celui de Crouraya en 1981, village de la côte, qui, en passant par Razelia, se trouve plus ou moins dans la même direction. Le séisme de Bir Abou el Hassen (ex. Cavaignac) en 1922 doit pour sa part être en rapport avec le rejeu de la faille, également NE-SW, qui borde ce village, ainsi que Sidi Akkacha, au NW, Les séismes d'Hamman Righa sont de même en relation avec un accident d'orientation N 50.

EXPLICATION DE LA FIGURE

Schéma de la structuration « post-nappes » du Tell dans la région d'El Asnam. t. Substratum antérieur au « Néogène post- nappes ». 2. Néogène post-nappes et Quaternaire. 3. Direction et sens de rejeu de la principale faille-active lors du séisme du 10/10/80. 4. (a) fracturation « post-nappes »; (b) le cas échéant, indication des rejeux connus avant le dernier séisme. 5. Exemple de linéaments repérables sur photos satellites et pouvant correspondre à des directions d'accidents ou à des flexures. 6. Direction des axes anticlinaux (a) et synclinaux (b) en rapport avec la phase de compression Quaternaire (trait plein). Autres axes de plis (trait pointillé). Les grosses flèches noires indiquent la direction générale de raccourcissement lors de la compression Quaternaire et à l' Actuel.


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Dé façon générale, contrairement à d'autres interprétations [7] la sismicité dans le bassin du Chélif, paraît plutôt se répartir selon une telle direction NE-SW. L'activité sismique de la Mitidja s'organise essentiellement de la même façon.

CONCLUSIONS. — Les structures tectoniques compressives qui se sont formées ou ont rejoué au Quaternaire moyen ou à l'Actuel sont la traduction superficielle du rapprochement Afrique-Europe. Le caractère peu profond de la sismicité historique (foyers ne dépassant pas une dizaine de kilomètres de profondeur), eu égard à la distance d'environ 50 km qui séparent les épicentres de la marge africaine; ne permet pas de retenir l'idée d'une subduction sous l'Afrique. La convergence se trouve présentement absorbée grâce à la déformation du bord continental africain et au rejeu d'anciennes structures [7], en particulier grâce au mouyement inverse et pour partie sénestre d'accidents NE-SW. Le fonctionnement d'un tel système NE-SW a pu suffir à absorber au cours du Quaternaire un rapprochement de l'ordre de quelques kilomètres, pour un taux de convergence moyen compris entre 0,5 et 1 cm/an [8]. Il faut ajouter, conformément aux observations effectuées en Oranie [9], l'intervention des mouvements de coulissage dextres le long d'accidents EW, relayant les précédents et qui ont donc comme effet de « chasser » vers l'Est la partie septentrionale du bord africain. De tels accidents EW sismiquement actifs ont également été reconnus dans la Mitidja [10].

(*) Remise le 15 décembre 1980. [1] J. P. ROTHE, La Nature, Paris, 3237, 1955, p. 1-9.

[2] D. MERZOUK, M. MEGHPAOUI, C. ANTENOR-HABAZAC, S. BOUREZG, A. CISTERNAS, J. DOREL, J. FRECHET, M. FROGNEUX, D. HATZFELD et H. PHILIP, Comptes rendus, 292, série D, 1981 (à paraître). [3] G. THOMAS, Comptes rendus, 279, série D, 1974, p. 311-314.

[4] H. PHILIP et G. THOMAS, Rev. de géogr. phys. et géol dyn., (2), XIX, n° 4, 1977, p. 315-324. [5] R. C. TJALSMA et A. A. H. WONDERS, Proc. Kon. Ned. Akad. Wetensch, 375, (2), 1972, p. 69-95. [6] J. P. ROTHE, C. LEPVRIER et R. TRUILLET, Bull. Soc. géol. Fr., 19/3, 1977, p. 641-644. [7] N. GIRARDIN, D. HATZFELD et R. GIRAUD, C. R. Somm. Soc. géol. Fr., 2, 1977, p. 95-100. [8] J. B. MINSTER, T. H. JORDAN, P. MOLNAR et E. HAINES, Geophys. J. R. Astr. Soc, 36, 1974, p. 541-576. [9] G. THOMAS, Comptes rendus, 283, série D, 1976, p. 893. [10] J. R. BONNETON et R. TRUILLET, C. R. Somm. Soc. géol Fr., 1, 1979, p. 23-25.

Département de Géotectonique, Université de Paris-VI, Tour 26-00, 4, place Jussieu, 75230 Paris Cedex 05.


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MÉCANIQUE DES SOLIDES ÉLASTIQUES. - Sur la résolution explicite exacte dans Rn (1 ân = 3) des problèmes de thermoélasticité linéaire dynamique couplée en milieu homogène borné ou non; application au demi-plan. Note (*) de Claude Jacquin, transmise par Michel Combarnous.

On propose une méthode générale de recherche des solutions des problèmes usuels de thermoélasticité; pour cela;

on utilise la transformation de Laplace par rapport au temps et on construit trois potentiels au moyen desquels

s'expriment les solutions s'il en existe. Appliquée au demi-plan thermoélastique, la méthode fournit la solution

exacte d'un problème; une technique rigoureuse de perturbation relative au paramètre de couplage permet

d'approcher uniformément la solution trouvée dans tout le demi-plan et sur tout segment de date.

We propose a general method to solve usual problems in thermoelasticity. We apply the Laplace transform relative to time and we construct three potentials in terms of which the solutions (if they exist) are expressed. When applied to the thermo-elastic half-plane the method allows us to obtain the exact solution of one problem. A rather rigorous perturbation technique relative to the coupling parameter enables us to approximate the solution found uniformly on the whole half-plane and on any given time segment.

1. Le système différentiel de la thermoélasticité n'est pas un système classique et on ne sait pas le résoudre, même en milieu homogène a une dimension ([1], [4], [5]), cas particulier de la théorie des milieux homogènes et isotropes en dimension n (1 § n 5S 3) :

Soient X et µ, les constantes de Lamé; c, la chaleur massique; k, la constante de conductivité thermique; 8o, la température de l'état naturel; oc, le coefficient de dilatation linéaire; (3=(3 X+2 u) a la constante de couplage thermoélastique; p, la densité; si (f, g) est la donnée massique d'un problème, tout déplacement thérmoélastique (u, 0) surl'ouvert co (position dans Rn de l'état naturel du milieu) et pour des dates tï:0, vérifie les équations :

Par ailleurs, (u, 8) doit vérifier des conditions initiales et des conditions aux limites. Pour obtenir une solution explicite en dimension un, il est classique d'écrire formellement

co

(u, 0)= ^ $J(u-, Qj) et de calculer un ou deux termes.

J=0

Cette méthode est discutable : d'une part, on ne sait pas si une telle solution existe; d'autre part, en admettant cette existence, l'écart entre la solution exacte et l'approximation calculée est inconnu et les conclusions tirées de l'étude sont donc incertaines,

La méthode proposée dans cette Note permet de lever ces incertitudes. On y utilise la théorie élémentaire des distributions [7].

2. Tout problème usuel (P) est formulé comme dans [2] après extension à des ouverts non bornés (demi-espace...) de la notion d'ouvert régulier.

Soient : co un ouvert régulier dans Rn (1gn^3).defrontière3cLi,I = [0, +oo[et I=]0, +ÔO[, T(D, Pn+1) l'opérateur différentiel à coefficients constants d'ordre 2 défini par le système d'équations linéarisées de la thermoélasticité couplée des milieux homogènes, (u, 0)=w un déplacement thermoélastique régulier et (f,^g) = v la donnée massique associée à u, [u]et[v] les (n+1, 1) matrices associées respectivement à « et à u, [u] o et M0 les données initiales, L(.v,D) l'opérateur linéaire d'ordre 1 défini par le système d'équations aux limites (si


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où aij, a (x) dépend des constantes du milieu; exemple pour le premier problème, L (x, D) est la (n +1, n + 1) matrice unité...), [l] la (n +1, 1) matrice des données aux limites, E l'espace vectoriel sur R des applications (x, t)h->[u] (x, t) régulières sur co x î. Résoudre le problème (P), c'est déterminer tous les éléments [u] de E vérifiant :

3. On effectue une transformation de Laplace relativement à la date; on pose :

et on désigne par a l'abscisse de convergence des intégrales de Laplace des inconnues du problème (P); compte tenu des conditions usuelles de régularité de ces intégrales, on démontre :

PROPOSITION 1. — Soit s> a. Il existe un opérateur différentiel à coefficients constantsTs (D) et une [n +1, 1 ) matrice [wo]s continue sur co, s'exprimant au moyen de s et des données initiales ([u]o, uo)> tels que le problème (P) soir équivalent au problème (Ps) dont l'objet est la détermination de tous les [u]s d'un espace vectoriel Es vérifiant :

4. Si co n'est pas borné, on généralise la notion usuelle de « conditions de radiation » ([3], [5]) et on pose :

on note respectivement (u)s, (v)s, (wo)s les (n + 1, 1) matrices distributions tempérées (vecteurs-distributions tempérés) définies par ces prolongements. On a :

PROPOSITION 2. — Soient S' (Rn)n+ 1 l'espace des (n+ 1)-vecteurs-distributions tempérés [7], [u]s une solution du problème (Ps) et (u)s son prolongement à S'(Rn)n+1. Il existe un élément unique (w)s dans S' (IRn)„ + 1, dépendant des valeurs de [u]s et de ses dérivées partielles premières sur d(ù, tel que Ts(D)(u)s = (v)s + (wo)s + (w)s.

PROPOSITION 3. — L'opérateur Ts (D) est un automorphisme de l'espace des (n +1 )-vecteursdistributions tempérés (resp. un automorphisme de l'espace des (n+1, n+1)-matricesdistributions déclinantes [7]).

COROLLAIRE. — Soient es l'inverse de Ts (P), * le symbole de la convolution. Pour toute solution [u]s d'un problème (Ps), on a :

donc, si [u]s existe, son expression sera obtenue au moyen de trois potentiels.

5. On propose alors une méthode de recherche des solutions des problèmes (P) :

(a) quel que soit le problème, calculer es : ce calcul, laborieux pour n ^ 2, peut être fait en milieu isotrope au moyen de solutions élémentaires d'opérateurs itérés de Helmholtz [7];

(b) si co = IRn (problème de Cauchy), (w)s est nul. L'existence et la régularité de [u]s dépendent des données massiques et initiales; dans tous les cas :

THÉORÈME D'UNICITÉ. — Le problème de Cauchy a au plus une solution.

(c) Si cû#Rn, (w)s est à déterminer en cours de résolution. Pour que [u]s existe (et soit


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unique) il faut que (w)s existe (et soit unique) : ces problèmes sont étudiés simultanément grâce aux conditions aux limites de la formulation (2) de (P) et se traduisent, en milieu isotrope, par des systèmes d'équations intégrales de frontière (bornée ou non) se réduisant dans le cas d'un demi-espace, à des systèmes de cohvûlution dans IRn- 1;

(d) si [u]s existe, on termine la résolution de (P) par inversion de transformées de Laplace. On peut approcher la solution par des développements en séries de fonctions.

6. APPLICATION. — Demi-plan isotrope homogène libre, initialement dans l'état naturel et dont le bord, maintenu fixe, est soumis à un flux de chaleur donné.

A. Soient :

(x2, t)i—>cp (x2, t) le flux donné sur 3co (cp est une application continue et bornée sur oco). La proposition (1) entraîne :

(a) les équations sur co :

(b) les conditions aux limites sur 3co :

B. Le corollaire implique : (u)s=es *(w)s; on calcule la (3,3)matrice es(x) au moyen des fonctions de Kelvin K0 et K1([7], [8]), puis on exprime les conditions aux limites afin d'obtenir (w)s : en considérant, pour tout x1 e R*, la (3,1) matrice x2t->es *(w)s (x1; x2), on prouvé qu'elle admet des limites respectivement à gauche et à droite de ôco, on en déduit :

C. THÉORÈME 1 (UNICITÉ). — Le troisième problème fondamental de la thermoélasticité couplée ([2], [3]) pour un demi-plan a au plus une solution.

P. Résultats explicites dans le cas particulier suivant :

la fonction d'Hermite d'ordre q et les fonctions :

La série de terme général :


120 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

converge absolument et uniformément sur co x I0; soit :

Remarques. — Le calcul, traité en dimension 2, montre qu'à une donnée frontière indépendante de x2 est associée une solution indépendante de x2 et à déplacement parallèle à l'axe x'1 x1 (tout se passe comme si le problème était à une dimension, ce qui ne peut être posé a priori).

Si p = 0 (problème découplé), le déplacement est nul : on a la solution d'un problème en théorie de la chaleur.

(b) Fe module du terme général de la série donnant u1 (x, t) est majoré (à une constante multiplicative près) par :

uniformément sur co x 10. Pour les métaux, 90 P2/2 p k est de l'ordre de 109 s- 1 ([4], [5]) et la série majorante converge vite pour les temps courts (si 0O p2 t0/2pk est voisin de l'unité, l'erreur relative commise en ne gardant que les deux premiers termes est de l'ordre de 5 %).

7. PERSPECTIVES. — La méthode proposée dans cette Note est utilisable pour des résolutions exactes et approchées des problèmes de Cauchy [6], de Danilovskaya ([1], [4], [5]), des problèmes à symétries axiale ou centrale [5]... Elle permettrait alors de préciser des résultats dont le caractère est formel.

(*) Remise le 7 juillet 1980, acceptée le 15 décembre 1980.

[1] L. BRUN. J. Mécan., 14, 1975.

[2] D. E. CARLSON, Handbuch der Physik, VI a/2; Mechanics of solids II, C. TRUESDELL, éd., Springer-Verlag, 1972.

[3] V. D. KUPRADZE et T. W. BURCHULADZE, Differential Equations, 5, n° 1, 1969.

[4] A. MOLINARI, J. Mécan., 18, 1979.

[5] W. N0WACKI, Dynamics Problems of Thermoelasticity, Noordhoff int. Publ., 1975.

[6] A. PlSKOREK, Z. angew math. Mech., D.D.R., 58, n° 6, 1978, p. 230-231.

[7] L. SCHWARZ, Théorie des distributions, Hermann, Paris, 1966; Méthodes mathématiques pour les Sciences physiques, Hermann, Paris, 1965.

[8] N. J. VILENKIN, Fonctions spéciales, Dunod, Paris, 1969.

U.E.R. Sciences exactes et naturelles (Département de Mathématiques),

Parc de Grandmont, 37200 Tours.


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Série II - 121

MÉCANIQUE DES FLUIDES. — Sur l'existence d'un effet de parcours dans le transfert d'éléments en solution en milieu poreux. Note (*) de Alain Dieulin, Ghislain de Marsily et Bernard Beaudoin, transmise par Michel Combarnous.

Dans le cas d'une injection brève et ponctuelle de traceur, on montre que l'évolution de la concentration, en divers points d'observation, peut être représentée, dans les guides bidimensionnels du milieu poreux alluvial étudié, par une formulation mathématique précise où apparaît un nouvel outil dé description des propriétés dispersives du milieu poreux : la loi temporelle de dispersion. Sa détermination pratique est explicitée (abaque) et son utilisation est illustrée sur un cas réel.

A mathematical formulation has been introduced for the description of the tracer plume after a pulse injection,in bidimensional guides of the saturated alluvial sediments. Dispersive properties of porous media can then be represented by a timefunction of dispersion. The détermination of this dispersion function can be made using type, curves, which are given. A practical example illustrates this new methodology.

Un traçage dans un milieu alluvionnaire structuré a montré l'existence de guides pour le nuage de dispersion, qui correspondent aux séquences métriques du sédiment [1]. Un « effet d'échelle » a été constaté au sein même de différents corps sédimentaires : la dispersivité longitudinale équivalente tirée du calage des données avec des modèles homogènes semble montrer une croissance avec la distance au point d'injection [2], :

Les modèles analytiques globaux présentent cependant, des écarts systématiques avec les courbes mesurées de variation de la conductivité apparente en ; un point au cours du temps (fig. 1). La montée de la courbe expérimentale est plus tardive et plus brutale, et sa

Fig. 1. — Analyse « partielle » des courbes expérimentales pour le guide II, 1.

Fig. 2, — Résultats dé l'analyse « partielle » sur l'ensemble des guides.


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descente est plus tardive et plus douce. On peut alors caler une solution du modèle homogène sur une partie seulement des points expérimentaux : c'est une solution analytique partielle, et les paramètres équivalents partiels déterminés seront attribués au point moyen de la portion de courbe calée. Ainsi, pour un guide donné, la dispersivité équivalente longitudinale partielle ocL sera fonction de la distance et aussi du temps.

Les courbes expérimentales obtenues dans le guide II. 1 permettent de déterminer, en chaque forage, les variations de aL au cours du temps (fig. 1). Les courbes obtenues aux points 2 et 7 s'engrènent parfaitement : la dépendance avec la distance d'observation, x, du paramètre global est une première approximation artificielle. Pour chaque point d'observation, x, elle correspond à un échantillonnage unique de la loi temporelle en t=x/u, où u est la vitesse moyenne de pores équivalente, et qu'on attribue habituellement à x.

Une analyse identique peut être menée sur l'ensemble des guides. On détermine pour chacun d'eux une loi de variation temporelle de ocL (fig. 2). Les diverses courbes se distribuent alors dans l'ordre des vitesses au sein des guides : le guide (I) étant le plus rapide et le guide (IV) le plus lent. On note qu'en aucun cas, sur la distance tracée (15 m), il n'apparaît de « palier » dans la croissance de aL.

La démarche précédente montre la variation cohérente d'un paramètre équivalent partiel dans les divers guides. La résolution de l'équation classique de la dispersion, pour un milieu plan homogène à vitesse réelle u fixe parallèle à l'axe x, et pour une injection instantanée de

Fig. 3 Fig. 5

Fig. 3. — Calcul de la réponse temporelle

en deux points d'observation avec une loi temporelle de dispersion.

Fig. 5. - Application de la formulation développée au guide II. 1. Détermination de la fonction temporelle de

dispersion.

Calcul des réponses théoriques et comparaison aux points de mesure.


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Série II - 123

traceur, conduit à une répartition spatiale du nuage qui suit une loi de Gauss à deux dimensions :

sont les coefficients de dispersion longitudinaux et transversaux.

L'analyse par calages partiels précédente suggère en fait que la variance longitudinale du nuage de traceur peut être mise sous la forme :

où PL(t) est une fonction du temps, que l'on peut mesurer : c'est la loi temporelle de dispersion. Une telle formulation rejoint des études théoriques récentes ([3], [4]). Conservant l'hypothèse d'une répartition spatiale gaussienne, et d'un coefficient PT constant, la variation de la concentration s'écrit :

où M est la masse injectée par unité d'épaisseur et co la porosité.

Dans le cas d'une loi PL (t), fonction affine du temps, les courbes g^ (t) x] (t) ont été tracées pour deux distances d'observation (fig. 3 ). Les courbes g[D (r )>x](t) tracées pour une valeur

Fig. 4. —Abaque pour la détermination pratique des lois temporelles de dispersion.


124 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

constante DL(t0) correspondent aux courbes partielles de l'analyse précédente. Nous avons établi des abaques permettant une détermination aisée de la loi temporelle DL (t) (fig. 4). Les données relatives au guide II. 1, aux forages 2 et 7, ont permis d'évaluer les variations du coefficient de dispersion longitudinal avec le temps et les courbes calculées pour ces deux distances leur ont été superposées (fig. 5). Les points expérimentaux se placent donc parfaitement sur les courbes calculées.

Nous avons mis en évidence un comportement analogue pour des expériences anciennes effectuées avec le l'iode-131 par le B.R.G.M. et le C.E.N.G. sur le site de Bonnaud (Jura).

Pour une injection brève, en un point d'observation, nous constaterions donc un « effet de temps ». En réalité, le nuage de traceur a une position moyenne définie par x = ut : DL est fonction de t, c'est-à-dire de x/u. La dépendance en temps reflète donc un effet de distance traduisant la prise en compte croissante de la variabilité spatiale dans le guide au cours du transfert. Mais, à une date donnée, la répartition dans l'espace du traceur peut être rendue par un coefficient de dispersion unique, et ne fait donc pas apparaître un « effet d'échelle ».

L'apparente opposition entre variation spatiale et variation temporelle du coefficient de dispersion longitudinal se résout en fait en concevant un seul effet de parcours.

Il devient ainsi possible, au moins dans le cas d'une injection brève, de proposer une formulation pratique de la variation de ce coefficient et, par là-même, de mieux prévoir le comportement du nuage de pollution, Cette prévision s'étend à des distances supérieures à celle étudiée par traçage, car la queue du nuage en un point donné fournit DL(r) et donc la tête du nuage à une distance supérieure. De plus, en extrapolant la loi de variation DL (t), on peut étendre encore un peu la distance de prévision, tout en s'assurant, par le biais de l'étude des structures sédimentaires, que la pollution est restée au sein du même ensemble de corps sédimentaires.

Ce travail a été effectué grâce à une aide du « Comité Eau » du ministère de la Culture et de l'Environnement.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] A. DIEULIN, Thése, E.N.S.M.P., Université Paris-Vl, 1980, 207 p.

[2] A. DIEULIN, B. BEAUDOIN et G. DE MARSILY, Comptes rendus, 291, série D, 1980, p. 805.

[3] L. W GELHAR, A. L. GUTJAHR et R. L. NAFF, Water Resources Research, 15, n° 6, décembre 1979.

[4] G. MATHERON et G. DE MARSILY, Water Resources Research, 16, n° 5, octobre 1980.

A. D. et G. de M. : Centre d' Informatique géologique;

B. B. : Centre de Géologie générale et minière,

École des Mines de Paris,

35, rue Saint-Honoré, 77305 Fontainebleau.


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MÉCANIQUE DES FLUIDES. — Schémas de désintégration explicites du second ordre donnant des profils de choc sans oscillation. Note (*) de Pierre Laval, présentée par Robert Legendre.

On applique à une équation scalaire bidimensionnelle la classe des schémas de désintégration explicites du secondordre en résolvant un problème de Cauchy avec onde de choc stationnaire et instationnaire. L'analyse des propriétés dispersives et dissipatives de ces schémas à partir de leurs équations équivalentes permet d'obtenir une sous-classe de schémas à six paramètres donnant, sans adjonction d'un terme de viscosité artificielle, des profils de choc sans oscillation et d'interpréter les résultats numériques obtenus en confrontant différents schémas de désintégration. .

The class of explicit second-order splitting up (disintegration) schemes is applied to a two-dimensional scalar équation in order to solve a Cauchy problem with a steady and unsteady shock wave. Analysing the dispersive and dissipative properties of these schemes from their equivalent systems, a sub-class of six par ameter schemes is derived which yield a numerically stable solution for the shock problem without any artificial viscosity. Different disintegration schemes are compared and the results interpreted based on their dissipative and dispersive properties.

1. INTRODUCTION. — La résolution numérique des problèmes bidimensionnels ou tridimensionnels avec onde de choc par des méthodes aux différences finies dites de capture de choc nécessite (pratiquement dans tous les cas) l'adjonction dans les schémas d'un terme de viscosité artificielle afin d'éviter les oscillations qui sont dues aux, mauvaises propriétés dissipatives des schémas couramment employés. Ce terme présente par contre l'inconvénient de conduire à une condition de stabilité plus restrictive et d'augmenter les erreurs dispersives.

On a présenté, dans une Note précédente [1], une classe générale de schémas explicites de désintégration du second ordre pour la résolution numérique des systèmes hyperboliques non linéaires conservatifs. Pans cette Note on applique cette classe de schémas à la résolution du problème de Cauchy avec onde de choc pour un modèle : soit à déterminer u(x, y, t) solution de l'équation hyperbolique non linéaire :

où cp représente l'angle que fait la ligne de discontinuité AB (A(xA, 0) et B(xB, ymax)) avec: l'axe des x.

On donne les équations équivalentes ou équations discrétisées au troisième ordre près par les schémas de désintégration, à quatre et six paramètres, utilisés et on déduit de l'analysé de ces équations une sous-classe Cso de schémas « optimaux » : dissipatifs et à coefficient de dissipation minimale et une sous-classe CME de schémas de minimisation de l'erreur. On résout numériquement ce problème dans lequel le profil de compression initial reliant deux états constants se transforme après quelques cycles en temps en onde de choc se déplaçant parallèlement à la direction AB initiale avec la vitesse S=2- 1 (sin cp-cos cp). On montre ainsi que les schémas des sous-classes Cso et CME permettent d'obtenir sans adjonction de viscosité artificielle des profils de chocs sans oscillation.

On introduit les notations et définitions suivantes :

H" J, approximation de u (x,-, yj} tn) aux points xi = i Ax, yj=j Ay et au temps :


126 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Jzf \ (2~* Ar, at, B1 )=(S^ )x (2~ 1 Ar), opérateur aux différences monodimensionnel (suivant la direction x) dépendant des deux paramètres 04 # 0 et pt et où Spj appartient à la classe des schémas monodimensionnels à deux paramètres de Lerat-Peyret [2].

ifj, (2_1At, a2/, P2;)s(Sp^)y (2_1At), opérateur aux différences monodimensionnel (suivant la direction y) dépendant des deux paramètres a2J^0 et p2, (1=1, 2).

2. SCHÉMAS DE DÉSINTÉGRATION ET ÉQUATIONS ÉQUIVALENTES. — Pans la classe des schémas de désintégration définie dans [1], on utilise les schémas suivants : (d) Schémas à quatre paramètres :

Ces schémas sont du second ordre et sont équivalents au troisième ordre près (Gx (At) = G2 (Ar) + 0 (Ar 3 + Ax 3 + Ay3)) du fait que l'équation (1) satisfait à la propriété :

et que de plus/'(«) = #'(M) [1]. (b) Schémas à six paramètres :

et les autres schémas qui se déduisent de (3.1) par permutation des opérateurs monodimensionnels sont identiques à celui-ci au troisième ordre près du fait que ces opérateurs commutent deux à deux à O (Ar 3, Ax 3, A}' 3) près.

Les schémas (2) et (3) sont assujettis à la condition de stabilité [1] :

et discrétisent des équations de la forme :

dans laquelle : les coefficients d'erreur dispersive E* et E}' sont indépendants des paramètres. Les coefficients d'erreur dissipative Ef et E| dépendent des paramètres. Les coefficients Ef et E| dépendent également des paramètres, mais les termes d'erreur Ef w3 et El uy d'un ordre de dérivation inférieur à celui des autres termes ont, par rapport à ceux-ci, une influence négligeable sur les oscillations (ce que l'on vérifie numériquement).

3. SCHÉMAS « OPTIMAUX » ET SCHÉMAS DE MINIMISATION DE L'ERREUR. — On définit la sousclasse Cso de schémas « optimaux » : dissipatifs, c'est-à-dire que :


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(Â>0 et B>0 entraînent bien la dissipativité des schémas puisqu'alors l'équation ut =Àx 2 A uxx-[- Ay2- Buyy est parabolique) et telsqueAétBsont minimaux. Cso réponddonc aux conditions (puisque ux <0 et uy > 0) :

Les valeurs des paramètres solutions de ces problèmes d'optimisation avec contraintes sont :

Les valeurs de a2, P2, a4, P4 sont alors telles que E|=0, Si l'on tient compte des propriétés spécifiques de l'équation et du problème considérés :

les équations équivalentes (5) s'écrivent (en prenant Ax=Ay) :

On définit alors la sous-classe CME de schémas de minimisation de l'erreur, par les conditions :

On montre que d'une façon générale (pour un choc instâtionnaire) les sous-classes ÇME et Cso sont confondues.

4. ÉTUDE NUMÉRIQUE. — Cette étude a été effectuée pour deux valeurs de l'angle cp :çp=45° (choc stationnaire) et cp = 70° (choc instâtionnaire). Le maillage utilisé était de 1 701points (xmax=0,4 et ymax=0,2 (pour cp = 45°) et 0,1 (pour cp = 70°),-At=Ax;=;Aj> = 0,005. Pifferénts schémas de désintégration ont été ainsi essayés et confrontés : (a) les sept schémas à quatre paramètres : le schéma classique de Richtmyer : RM (a.î=a2 = Pj ==p2 = 2~-1); les schémas classiques de MacCormack : MC 1 (a1 = a2 = p1 = p2=l), MC°(ai==a2 = l, Pi = Pï-0), MÇpl(a1=a2 = l, p! = 0, p2 = l), MC10(a1=a2=l, pj = l, p2 = 0), le schemaï^Cso (oe1=l+2"1N/5, pY=2_ 1, .a2 = 4" 1, p2 = 2_1), le schéma ILeCME (a1 = l+2"fv/5,. P1=2~ 1, oc2 = 0,65, P2 = 2~1), obtenu numériquement dans le cas stationnaire,: (b) le schéma III à six paramètres e Cso (a1 = l+2"1%/5, p1=2~ 1, a2 = 3 + 2_1^33, P2—2_ 1, a4=3-2-1N/33,p4 = 2-1).

Lès schémas RM, MC 1 et MC° conduisent rapidement (à partir de quelques cycles en temps) à d'importantes oscillations. Les schémas MC 01: et MC 10 ne donnent un profil de choc sans oscillation que dans le cas instâtionnaire. Le schéma I correspond dans les deux cas à unprofil de choc correct (avec cependant de légers décrochements au voisinage de u = 1). Lé

;Ç. R., 1981,, 1er Semestre. (T. 292, N° 2) Série II — ,1»'■"."'


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schéma II donne dans le cas stationnaire un profil de choc sans oscillation. Le schéma III, pour lequel le profil de choc n'a pas d'oscillations dans les deux cas, est donc supérieur à tous les autres schémas et doit être considéré pour ce problème comme le schéma « optimal ». En effet pour ce schéma la valeur du coefficient E2 est indépendante de l'angle cp : E2'=0 et E2 = E2, il donnera donc un bon profil de choc dans tous les cas car quel que soit cp il sera dissipatif suivant la direction x et appartiendra à la sous-classe CME. Ces différents résultats s'interprètent aisément si l'on considère pour ces différents schémas le coefficient d'erreur E2 figurant dans l'équation (5')- En effet, l'application d'un schéma engendre des oscillations si E2 (u) j£0, V M e]0, 1] et donne un « bon » profil de choc si E2 (u) > 0, V u e]0, 1] ce profil étant d'autant meilleur que E2 est faible. Ainsi dans le cas du choc stationnaire seuls les schémas I,

II et III tels que E2(w)>0, Vwe]0, 1] entraînent une représentation satisfaisante du choc, la

1 meilleure étant obtenue par le schéma III pour lequel E2 (u) du est minimal. Par contre les

0 schémas RM, MC 1, MC° (tels que E2 (w) = 0, V we]0, 1[ ), MC 10 (E2 (w).gO) et MC 01 tel que E2(0) = 0 conduisent à des oscillations. De même pour le choc instationnaire seuls les schémas MC 01, MC°, I et III pour lesquels E2 (M)>0, VWE]0, 1[ donnent un profil de choc correct, le meilleur étant encore obtenu par le schéma III. Par contre, les schémas RM, MC 1 et MC 10 (E,(w)<0, Vwe]0,48; 1[) conduisent à des oscillations.

Remarque. — Il est particulièrement intéressant d'étendre cette application des schémas de désintégration comme le schéma III à la résolution des équations de la Mécanique des Fluides car cela doit permettre de calculer des écoulements bidimensionnels ou tridimensionnels avec chocs sans adjonction de viscosité artificielle et éviter de créer une entropie artificielle à la traversée des chocs. On a donc l'intention de traiter ainsi un problème d'écoulement transsonique précédemment résolu à l'aide du schéma classique de désintégration MC 1 [3].

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] P. LAVAL, Comptes rendus, 291, série B, 1980, p. 204. [2] A. LERAT et R. PEYRET, Rech.Aérosp., 1975, p. 61-79. [3] P. LAVAL, Arch. of Mech., 28, nos 5-6, 1976, p. 855-880.

O.N.E.R.A., 29, avenue de la Division Leclerc, 92320 Châtillon-sous- Bagneux..


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MÉCANIQUE DES FLUIPES. — Formulation asymptotique des écoulements d'un fluide incompressible entre deux disques coaxiaux voisins en rotation. Note (*) de Arthur Dyment, transmise par Michel Combarnous;

Une formulation asymptotique du mouvement d'un fluide incompressible entre deux disques coaxiaux, très voisins, en rotation, est obtenue en utilisant deux paramètres d'approximation physiquement significatifs. Elle conduit à distinguer trois classes d'écoulement. En particulier, dans un cas il existe un noyau central qui se comporte comme un fluide.non visqueux tournant en bloc et deux couches limites où l'écoulement est régi par des équations de type Bodewadt.

An asymptotic formulation of the motion of an incompressible fluid between two coaxial neighbouring dises in rotation is obtained by taking into account two significant parameters. It leads us to distinguish three classés of flow. In one case it is shown that îhere exists a central zone which behaves as an idéal fluid rotating with constant angular velocity and two boundary loyers where the flow is govemed by équations of Bodewadt's type.

1. On considère l'écoulement permanent d'un fluide incompressible entre deux disques coaxiaux en rotation uniforme. Ce type d'écoulement a déjà été étudié par divers auteurs ([1] à [4]). Notre but est de montrer qu'on peut simplifier les équations régissant l'écoulement dans le cas où la distance H entre les disques est très petite à l'égard du rayon L du plus petit des disques.

Soient Z l'abscisse le long de l'axe commun et X la distance à cet axe, U, V, W, les composantes radiale, orthoradiale et axiale de la vitesse, P la pression, p la masse volumique et v la viscosité cinématique du fluide.

Pans ce qui suit on considère que le disque Z = 0 est fixe et on désigne par Cl le taux de rotation du disque Z=H.

Les paramètres d'approximation du problème sont s = H/L et le nombre de Reynolds R = QL2/v. On suppose :

(1) s<0, RM.

On introduit les grandeurs normalisées représentées par des lettres minuscules et définies par : -

où les paramètres r) et E sont tels que les grandeurs normalisées soient d'ordre 1. Il faut noter qu'on ne peut pas avoir in l> 1 car cela signifierait V< U, donc que les effets de la rotation pourraient être négligés.

Le mouvement est régi par le système approché :


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Il faut déterminer maintenant r) et E de manière à obtenir des formes limites significatives du système. Pifférents cas se présentent suivant la valeur du nombre de Reynolds Rs2=QH2/v.

2. Considérons d'abord les écoulements tels que Rs2<?l.

Il est facile d'établir qu'il faut E = r|R~1e~ 2 = l pour obtenir le cas le plus général compatible avec cette hypothèse. Cela étant (4), (5) et (6) s'écrivent — x~1v2+px = uzz, vzz = 0,pz = Q. La solution est 12w = xz(l — z 3) — 6z(l — z)px,v = xz, 30 w = z2(z— l)2(z + 2), 5(xpx)x = 3x.

3. Supposons maintenant R e2 = 1.

En prenant en considération le cas le moins dégénéré on doit choisir E = r| = 1, d'où pour (4), (5) et (6) les équations simplifiées :

On se ramène à un système différentiel en posant :

On satisfait ainsi à (3) et (11) et (9) et (10) s'écrivent :

Les conditions (7) et (8) deviennent :

4. La dernière classe d'écoulements correspond à Re2^> 1.

Il est évident a priori qu'ici les effets convectifs sont encore plus importants que dans le cas précédent de sorte qu'on a encore t\ = 1. Les seconds membres de (4), (5) et (6) deviennent négligeables et on obtient pour forme limite les équations d'Euler d'un fluide non visqueux. Or ces équations ne peuvent satisfaire qu'aux conditions de glissement :

On se trouve donc en présence d'un problème de perturbation singulière et il faut chercher une autre approximation au voisinage des parois, dans des couches limites de dimension axiale inconnue, soit 6H, avec S<§1.

Pour la couche limite sur le disque Z = 0, on doit donc substituer à z la nouvelle variable normalisée Ç = z/ô et il faut changer également la normalisation relative à W de façon que (3) n'ait pas de solution triviale. Dans ce but on pose y = w/5.

Après avoir reporté dans (4), (5) et (6) on constate qu'il faut prendre :


C. R. Acad, Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 131

afin que les forces de viscosité ne s'éliminent pas. Cela montre que l'épaisseur de la couche limite est;d'ordre LR~1/ 2. On obtient ainsi des équations analogues à (3), (9), (10) et (11), mais avec t, et y à la place de z et w.

Les conditions aux frontières sont d'une part les conditions d'adhérence à la paroi et, d'autre part, les conditions de raccord à l'écoulement dans le domaine d'Euler, Soient u0 et % et ux etv\ les valeurs de u et de v dans l'écoulement d'Euler pour z = 0 et z= 1 respectivement. On doit avoir pour la couche limite inférieure : ?

En ce qui concerne là couche limite supérieure on remplace Ç par 1 — -Ç et y par — y ce qui laissé invariantes les équations générales, Les conditions s'écrivent :;

5. Pour résoudre lès équations de couche limite on Utilise la même méthode qu'en 3. On pose :...;'

et. Oh: se ramène, au (Système :.

2

Le domaine d'Euler est régi par le système (3), (9), (10),;(11) mais sans seconds membres. Posons: ':

On satisfait ainsi à (3) et (H) et il reste :

Les conditions (15) s'expriment par cp = 0 pour z = 0 et z=l. Une solution évidente est : 'ï

ce qui suppose K positif ou nul. Pans cet écoulement le fluide.tourne en bloc. Pans le cas général on obtient : , ,

avec X-êt A constants. On voit qu'ici K est négatif. Or, la pression doit augmenter avec x- car physiquement il est évident que les lignes de courant ont leur courbure tournée vers l'axe de; rotation. On est donc amené à rejeter cette solution. Finalement là seule solution admissible est celle donnée par (22).


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Revenons maintenant aux couches limites et explicitons les conditions sur les parois et les conditions de raccord à adjoindre au système (20). Pour la couche limite inférieure il faut avoir :

Pour la couche limite supérieure, avec le changement de Ç en 1— Ç et de y en —y, les conditions s'écrivent :

On peut faire disparaître K des équations générales en posant :

Les équations (20) deviennent :

Pour la couche limite inférieure on doit avoir :

et pour la couche limite supérieure :

Ainsi formulé, le problème de la couche limite inférieure peut être intégré une fois pour toutes. Ce problème n'est autre que celui de Bodewadt [1].

Les équations de la couche limite supérieure constituent un problème de même nature. Mais leur intégration nécessite de connaître K qui demeure indéterminé. Ce manque d'information sur l'écoulement dans le noyau d'Euler qui est à rotationnel constant et à lignes de courant fermées est conforme aux résultats développés dans [5].

Nos prévisions théoriques sont confirmées par le calcul numérique ([4], [6], [7], [8]) et par l'expérience ([6], [7]) qui montrent bien que V est à peu près constant et que U est très petit dans un noyau central. Ces résultats sont d'autant mieux vérifiés que e est petit et que R s2 est grand.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] SCHLICHTING, Boundary Loyer Theory.

[2] BATCHELOR, Quart. J. Mech. Appl. Math., IV, n° 1, 1951, p. 29.

[3] STEWARTSON, Proc. Cambridge Phil. Soc, 3, 1953, p. 333.

[4] LANCE et ROGERS, Proc Roy. Soc, A 266, 1962, p. 109.

[5] BATCHELOR, J. FI. Mech., 1, 1956, p. 177.

[6] RlBAULT, Thèse, Lille-Valenciennes, 1977.

[7] NGUYEN, RIBAULT et FLORENT, J. FI. Mech., 68, n° 2, 1975, p. 369.

[8] VAILLANT, Thèse, Lille-Valenciennes, 1979.

U.E.R. de Mathématiques pures et appliquées, Université de Lille-I, 59655 Villeneuve-d'Ascq Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Série II - 133

MÉCANIQUE DES FLUIDES. — Amplification de vitesse et phénomènes de relaxation dans les jets rapides. Note (*) de Alexandre Edgar Pozwolski, présentée par Claude Fréjacques.

On considère l'accélération électromagnétique d'une mince feuille métallique. L'obtention d'un jet rapide résulte de l'emploi d'un conducteur conique (effet Munroe); d'autre part l'emploi d'éléments lourds associés à des éléments légers permet une postaccélération (accélération de Fermi) dont on discute la cinétique.

The electromagnetic acceleration of a thin metallic foil is considered. A fast jet is obtained by using a conical collapsing liner (Munroe effect); on the other hand, the use of heavy elements mixed with light ones results in a postacceleration (Fermi acceleration) and the kinetics of such process is discussed.

I. INTRODUCTION. — L'accélération électrostatique de petites particules de matière en vue d'obtenir des hautes températures a été considérée précédemment [1]. Mais les champs électriques qu'il est possible d'appliquer à la matière, sont limités: pratiquement par les claquages et dé plus par la rigidité diélectrique théorique du vide (catastrophe de Klein [2]). Une,: autre possibilité est offerte par l'accélération électromagnétique; or la résistance des matériaux limite l'emploi de l'appareillage statique [3| à une pression de 100 kbar soit 1,58 MGs (158 T). Reste la possibilité d'essais dynamiques et dans ce qui suit on étudiera l'affaissement de revêtements tronconiques et coniques, en similitude avec la théorie des charges creuses. La postaccélération due aux revêtements à caractère composite sera également examinée.

II. ACCÉLÉRATION ÉLECTROMAGNÉTIQUE D'UN REVÊTEMENT MÉTALLIQUE EN FORME DE TRONC DE CÔNE. — Soit une feuille métallique placée initialement en AB entre deux conducteurs

coaxiaux CD, CD' (fig.). Le champ magnétique B est dirigé vers le haut et la force de Laplace /= BU propulse la feuille métallique (dite « revêtement » ) vers la droite. B croissant comme 1/r, il est nécessaire, pour garder une accélération constante, que la masse de


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revêtement my par unité de longueur soit inversement proportionnel à sa distance rde l'axe : ml =m0/r. On a d'ailleurs m = (m0/sin a) x Log(è/a), m étant la masse totale du revêtement et a et b les rayons des conducteurs coaxiaux. L'accélération vaut donc y = 1 /2 u012/m0 et la vitesse de projection V0, après un trajet de longueur L, est donnée par :

III. AMPLIFICATION DE VITESSE. — Passée la limite A1 Bx la vitesse du revêtement reste d'abord constante, mais à partir du point A2 le mouvement devient comparable à celui du revêtement d'une charge creuse ([4], [5]) excité par un front de détonation conique. La matière se partage donc en un jet rapide et un noyau plus lent, de vitesses respectives :

Ces formules impliquent un revêtement incompressible, ou en d'autres termes, une vitesse relative V2 du revêtement par rapport à la jonction mobile A2 qui soit subsonique ([6], [7]), c'est-à-dire V0/tgtx<c (c, vitesse du son). Ceci explique le grand angle d'ouverture choisi.

Numériquement on trouve :

IV. POSTACCÉLÉRATION DE FERMI; TEMPS CARACTÉRISTIQUES. — L'accélération de Fermi [8] résulte de l'équipartition d'énergie entre particules lourdes et légères. Pans le présent cas elle se produira avec un revêtement composite, par exemple uranium-deutérium, d'où un accroissement de la vitesse moyenne du deutérium par un facteur (238 :2)1/ 2 = 10,9 et une surchauffe donnée en principe par un facteur 119.

P'une façon plus précise soit V la vitesse initiale commune des éléments légers et lourds, de massé atomique respective A et A1, de concentration n et nx, de température à l'instant t, T et T1; de degré d'ionisation Z et Z±. Les températures initiales d'impact à l'instant £ = 0 sont théoriquement T0 = AV2/3R et T01=A1 V2/3R, valeur qui sera reconsidérée pour tenir compte des équations d'état. Pans la mesure où l'échange d'énergie avec les électrons est négligeable [1] (à cause de la grande différence de masse) la température finale d'équilibre est T/-pV2/3k„ où n^n + n^ est la densité globale des ions et p la masse volumique.

Le problème est de trouver le temps x nécessaire à l'équilibre thermique entre les ions [9], temps qui doit être nettement inférieur au temps de confinement inertiel fin du système.

Les ions légers sont chauffés d'après l'équation :

r^ étant le temps d'équipartition; suivant les approximations de Spitzer [10] on peut écrire :

Il est à noter que t^ n'est pas une constante puisque T et Tx sont aussi deux fonctions du temps. La conservation de l'énergie fournit la relation supplémentaire n dT+nt dF1 = 0 d'où l'on tire :


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 135

posant p = ÀX /A, b =pnx — n,c = ntTf, la température de l'élément léger, à tout instant t, est donnée par :

Négligeant des ternies de second ordre on trouve :

avec un temps de chauffage t constant donné par :

Exemple. — Peux jets opposés, de vitesse commune V== 70 km/s, provenant d'un revêtement composite U-P en sorte que A = 2, A1=238, rc = 0,7.1022em" 3 «! =4,5.1022cm"" 3. On trouve alors T0 = 3.94.105 K pour Pét T01 -1,5.106K pour U; compté tenu de l'énergie perdue pour ioniser l'uranium [11] et des équations d'état [12]. Avec Ff= 1,5.106 K le temps de chauffage fourni par (4-6) a pour valeur 4.10 ~ 14 s. Admettant que la collision frontale des deux jets donne naissance à une goutte de plasma de rayon r~ 1 mm, la durée de vie dé ce plasma (temps de confinement inertiel) est donnée par tin=^'"/V—1,43.KTS s. On remarque que rin> 350000T; l'équilibre thermique entre les deux espèces d'ions peut donc sûrement s'établir dans les conditions envisagées.

(*) Remise le 13 octobre 1980, acceptée après révision le 5 janvier 1981.

[I] A,-'E, POZWOLSKI, Phys. Lett, A, 44A, 1973, p. 196.' ■ ■ "_ [2] F, BÈCK, H. STEINWEDEL et G. SUSSMÀN, Zeits. Phys., 171, 1963, p. 189.

[3] J, G. LINHART, Suppl. al Nuovo Cim., 6, n° 3, série I, 1968, p. 913.

[4] G.BIRKHOFF, D. P. MACDOUGALL, E. M. PUGH et G. TAYLOR, J. Appl.Phys., 19, 1948, p. 563.

[5] Ç. FAUQUIGNON, M, MELLANO et J, POTEAU, Étude del'attaque d'un revétementpar une onde de détonation obliqué (Colloque O.T.A.N, sur les charges Creuses, Paris, 1964).

:[6] M'. DEFOURNEAUX, Mémorial de l'Artillerie Française, 44, n° 172, 1970, p. 293.

[7] J. M. WALSH, R. G. SHREÈFER et F. J: WILLIG, J. Appl. Phys., 24, 1953, p. ,349.

[8] E. FERMI, Phys. Rev., 75, 1949, p, 1169.

[9] A-,- E. POZWOLSKI, Tlie Kinetiç of Fermi Accélération in Composite Plasmas (XlVth Intern. Conf. on Ttiermodyn. and Stat. Mech., Edmdnton, Canada, 17-22 août1980).

[10] L. SPITZER, Physique des gaz complètement ionisés, chap. V, Dunod, Paris, 1959.

[II] M. GERVAT, États delà matière à température et pression élevées,Cours de l'École nationale supérieure des. Techniques avancées, Paris, 1971.

[12] J, O. HIRSÇHFELPER, Ch. F. CURTISS et R. BIRON BIRD, Molecular Tlieory ofGasesandLiquids, Wiley, 1954, p. 131-137.

3A3 Résidence Lorraine, 4 et 6, rue de la Plaine, 75020 Paris.



C^R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) - Série II -.137

MÉCANIQUE PES FLUIPES. — Corrélations Spatio-temporelles dans une couche limité turbulente. Note (*) de Robert Legendre, Membre de l'Académie.

Une interprétation de la forme allongée d'une surface d'isocôrrélation spatio-temporelle pour un retard optimal est grossièrement fournie par une formulation simplifiée mais perfectible.

. An êxplanàtion ofthéstrètchêd shapê ôfà surface of constant space-timecorrélation for an optimum delay isgivéh through a simplifiedbiit improvable mathematical model. .,./

Lors d'un colloque organisé; en 1978 par notre confrère Alexandre Favre, rénfinent. mécanicien des fluides Leslie Kovasznay, mailieureusemeht décédé depuis, émettait l'avis que les remarquables travaux de L'Institut dé Mécanique statistique de la Turbulence ([1] à [4]) sur les corrélations spatio-temporelles dans les couches limites turbulentes méritaient encore, après de nombreuses années, dès réflexions approfondies.;

Un intéressant essai d'interprétation de tellescorrélations fut récemment entreprispâr B. G. Jones et coll. [7] essentiellement pour un décalage nùldans.le temps T = 0. La présenté Note esquisse une interprétation des effets de T, suggérée à À. Favre et L. Kovasznay peu après le colloque précité. Elle n'exploite pas les phénomènes beaucoup plus complexes révélés parlés corrélations triples ([5], [6]).

L'idée directrice est qu'il convient d'affecter une corrélation double à deux événements simultanés pour mieux comprendre pourquoi une corrélation importante peut s'établir entre deux événements.éloignés dans l'espace et le temps.

L'âxe Ox est parallèle à la paroi et orienté dans le sens de l'écoulement à la frontière de la couchelimite; l'axe; Oy est égalementparallèle à là paroi mais perpendiculaire à Ox; l'axe Qz est normal à la paroi et orienté versle fluide, La mesure d'une grandeur aléatoire en un point fixe F (XF, YF, ZE) à l'instant t est corrélée avec la mesured'une autre grandeur aléatoire eh un point mobile M (XM, YM, ZM) à l'instant t +.T où T est un retard (éventuellement négatif).

Il semble utilise d'introduire le point P (XP, YP, Zp) où est venu au temps r + T l'élément matériel qui était en M à l'instant t. Pour ne. pas compliquer, la vitesse de cet élémerrhest confondue avec la vitesse VM (HM, %, wM) de l'écoulement permanent moyen, supposé plan le long d'une paroi cylindrique dont la courbure est négligée; les variations de cette vitesse entré M et P sont également négligées.

Il convient de ne pas retenir pour VM l'apparente vitesse de convection des tourbillons mesurée au fil chaud, précisément d'après le maximum de corrélation: Un fil chaud détecté en effet une moyenne, pondérée fort peu linéairement des vitesses induites par les remous yàriés qui défilent.dans son voisinage.

La corrélation R mesurée en M et F est affectée, d'une manière plus significative, à P, F et T. car les éléments matériels, lorsqu'ils sont voisins en P et F à l'instant t + T étaient voisins à l'instant t, même si leurs positions relatives se sont quelque peu modifiées par l'effet du cisaillement de l'écoulement. Ils ont été entraînés ensemble par celui-ci.

. D'après les résultats expérimentaux et en l'attente de perfectionnements, éventuellement inspirés par les présentes réflexions :


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où/(T) est une fonction d'atténuation qui dépend quelque peu de P, F mais varie avec ces paramètres beaucoup plus lentement que R (P, F, 0).

Il suffit ici de retenir des mêmes résultats expérimentaux quef (T), égal à 1 pour T = 0 où il présente un maximum très localisé, a grossièrement l'allure d'une courbe de Gauss :

où c'est T0 qui dépend quelque peu de P et F.

La fonction retenue pour R (P, F, 0) peut être celle de la référence [7] qui résulte d'une interprétation théorico-empirique. Pour expliquer toutefois la forme ellipsoïdale allongée et légèrement cintrée des surfaces construites par l'I.M.S.T., il suffit encore de retenir une expression purement empirique :

où les 1 coefficients a, fe, c, d'un même ordre de grandeur, sont convenablement ajustés et peuvent varier lentement avec P et F. Il n'a pas été jugé utile de retenir, pour l'objet recherché, la légère inclinaison sur la paroi de l'axe des surfaces d'iso-corrélation, constatée dans certaines expériences et dont l'origine est assez mystérieuse lorsque la turbulence atteint un régime dans un tube.

Pour la présentation des résultats de l'I.M.S.T., lorsque T varie seul à M et F donnés, la corrélation R (P, F, T) présente un maximum accentué lorsque P, fonction de T, passe au voisinage de F. En négligeant les variations de T0, Zp, a, fe, c pour ne retenir que les variations beaucoup plus rapides du numérateur du second membre de (2) le maximum apparaît pour :

Les résultats expérimentaux montrent que T0 est assez grand pour que le terme du dénominateur qui en dépend explicitement soit négligeable auprès du précédent. P'autre part, wM est petit auprès de uM et ZF —ZM petit auprès de xF — xM dans le domaine utile :

Pour cette dernière approximation et en considérant, comme l'I.M.S.T., R fonction de M, F T

L'importance de T0, qui traduit l'évolution lente de la turbulence pour des axes entraînés par l'écoulement, soulignée par G. I. Taylor, explique la forme très allongée des surfaces de constantes valeurs de R (M, F, TJ construites par l'I.M.S.T.

Les lentes variations des paramètres T0, a, b, c avec P et F (ou avec M et F) expliquent par ailleurs la forme légèrement cintrée de ces surfaces, particulièrement lorsque Zg est petit auprès de l'épaisseur de la couche limite.


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Si l ' ïdée exposée ci-dessus est jugée intéressante, il conviendra de présenter, dorénavant, les résultats expérimentaux en fonction de P, F, T plutôt que de les tronquer en retenant les variables liées P. F, Tm (P, F). Les surfaces d'iso-corrélation seront sensiblement plus voisines de sphères et traduiront mieux les effets de décalages progressifs dans l'espace et le temps. Ceci est indépendant de la représentation algébrique schématique choisie ci-dessus pour illustrer simplement les causes du grand allongement des surfaces construites par l' I.M.S.T,

Remarque. — Pour plus de symétrie, il est possible de comparer, à l'instant t + T/2, deux éléments fluides :

— l'un, M', était en M à l'instant t;

— l'autre, F', atteindra F à l'instant t+T.

La corrélation étudiée est alors R (M', F', T) mais la symétrie n'est rétablie que si les deux grandeurs corrélées sont de même nature : deux températures ou deux composantes longitudinales de la vitesse, par exemple.

(*) Remise le 15 décembre 1980, acceptée le 5 janvier 1981.

[1] A. FAVRE, J. GAVIGLIO et R DUMAS, Recherche aéronautique, n° 28, 39, 40, 1954.

[2] A. FAVRE, J. GAVIGLIO et R. DUMAS, J. Fluid Mech., 3, 1958.

[3] A. FAVRE, J. GAVIGLIO et R. DUMAS, Couche limite turbulente corrélations spatio-temporelles et spectres de vitesses, Public. 92, O.N.E.R.A., 1958.

[4] A. FAVRE, Trans. A.S.M.E., 32, 1965, p. 241.

[5] R. DUMAS, E. ARZOUMANIAN et A. FAVRE, Comptes rendus, 277, série A, 1973, p. 759.

[6] L. FULACHIER, J. P. GIOVANANGELI et A. FAVRE, Comptes rendus, 278, série B, 1974, p. 683 et 278, série B, 1974,p.999. .

[7] Y. A. HASSAN, B. G. JONES et R. J. ADRIAN, A.I.A.A. Journ., 18 août 1980,

O.N.E.R.A., 29, avenue de la Division-Leclerc, 92320 Chatillon.



C.R. Acad; Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série H 141;

MÉCANIQUE DES FLUIDES. — Fusion partielle d'une structure convective bidimensiomielle. Note (*) de Elizabeth Guazzelli et Etienne Guyon, présentée par PierreGilles de Gennes.

L'utilisation de la figure de diffraction permet d'étudier l'état d'organisation en moyenne des structures périodiques obtenues dans une instabilité convective de cisaillement dans des nématiques. Lorsque le paramètre de contrôle (le produit des deux composantes du cisaillement) croît, on observe successivement un ensemble périodique de rouleaux, puis de structures carrées et enfin une fusion partielle, « tétratique » de l'ordre de position que nous rapprochons de modèles et expériences récentes sur la fusion bidimensionnelle.

The diffraction image obtainedfrom a large number of periodic structures in an ellipiical shear instability is used to characterize the geometry of the convection. When the control parameter (the product of the two amplitude components) is increased one observes a sequence of rolls, squares and a letratic order with a melthig of positional order. The last state is similar to the intermediate-liquid crystal-state obtained in the melting of twodimensional thermodynamic Systems.

Les bifurcations successives conduisant au chaos turbulent dans des systèmes hydrodynamiques convectifs que l'on éloigne progressivement de l'état d'équilibre ont fait l'objet de nombreuses études récentes [1]. Les mesures dans des grandes boîtes (grand nombre de périodes de la structure convective) montrent un comportement tout à fait original par rapport au cas dès petites boîtes (à petit nombre de degrés de liberté, bien décrits théoriquement) et qui a été attribué à une désorganisation d'ensemble de la structure (turbulence de phase) ([2], [3]).; Nous décrivons dans cette Note une étude géométrique directe de cette désorganisation à partir d'une instabilité de cisaillementelliptique [4] dans un film nématique. L'analyse souligne une analogie avec le modèle de fusion de cristaux bidimensionnels de Nelson et Halperin [5] ainsi qu'avec des expériences numériques récentes de Mc Tague [6].

Dans notre instabilité, le paramètre de contrôle N = X0Y0CB/D est le produit des amplitudes X0 Y0 du cisaillement en quadrature,à la fréquence co,de deux plaques parallèles séparées par une distance d ~ 20 à 200 mn entre lesquelles un film: nématique orienté est maintenu par capillarité; D est la diffusivité d'orientation nématique qui contrôle la dynamique lente du problème.

1. Au-dessus d'un premier seuil linéaire N 1, dont les caractéristiques ont été bien décrites expérimentalement et théoriquement [4], on observe un système de rouleaux convectifs parallèles, d'orientation fixée par l'ellipticité du cisaillement et de taille de l'ordre de d (fig. la). L'étude de cette structure peut être faite de façon globale en formant la figure de diffraction cru réseau à partir de l'éclairage de la cellule par un faisceau laser élargi à la surface de l'échantillon (~ 1 cm 2, soit 200 rouleaux environ) La série de points alignés le long d'un axe perpendiculaire à là direction des rouleaux; est caractéristique du réseau d'indice épais convectif (fig. 1 b) Les taches sont élargies dans la direction parallèle aux rouleaux. Cet effet, qui tend à s'atténuer quand on reste suffisaminent longtemps à une valeur de N donnée (ce qui est le cas pour les photos de la figure),est dû à la présence d'une densité finie de dislocations et; à une corrélation limitée dans la direction des rouleaux [7].

2. Au-dessus d'un, seuil supérieur N2, un réseau carré (~ 4,104 cellules dans tout l'échantillon).se forme à partir des rouleaux précédents de façon reversible (fig. 2 a). La figure de diffraction correspondante (fig. 2b) est faite de tâches peu élargies, ce qui suggère bien la possibilité d'un quasi ordre à grande distance pour un système périodique à 2D [5].


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1a

1b

2a

2b

3a

3b


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EXPLICATION DES FIGURES Structures convectives (a) et figures de diffraction correspondantes (b). Fig. 1. — Écart au seuil s=(N—NJ/Nj =0,21 : structures en rouleaux. Fig. 2. — s=0,33 : structures carrées. Fig. 3. — 8=0,43 : fusion partielle « tétratique ». L'épaisseur de l'échantillon est d = 53 um..

Le faisceau de diffraction a été élargi à environ la surface de la cellule ( ~ 1 cm 2) pour les photos (b); les photos(a) correspondent à ~ 1/10 de cette surface.

3. Pour des valeurs supérieures de N, la figure de diffraction se modifie par le développement d'arcs de diffraction autour des taches originales (fig. 3 b). Cette figure est celle que donnerait un réseau de cristallites à 2 D de tailles finies (inversement proportionnelle à la taille des arcs) et légèrement désorientés les uns par rapports aux autres [9]. Effectivement le réseau convectif carré (fig. 3 a) tend à se briser par le développement de joints entre des domaines convectifs bien orientés (~ 103 cristallites dans tout l'échantillon).

La modification de la figure de diffraction confirme de façon frappante l'analogie que nous avions suggérée [10] entre cette désorganisation et les phénomènes de fusion de systèmes cristallins à 2 D, L'apparition d'une densité finie de joints entraîne une disparition du quasi ordre de position mais ne fait pas disparaître complètement, dans ce domaine de valeurs de N, l'ordre d'orientation. Ce n'est que progressivement, lorsqu'on augmente N, que la taille des « grains » de structure convective diminue et que s'étale la figure de diffraction. On n'obtient les anneaux caractéristiques d'une phase liquide 2D que pour des cisaillements notablement supérieurs. Cette fusion partielle donnant lieu à un ordre « tétratique » évoque la phase « hexatique» obtenue dans les simulations numériques de Mc Tague [6] où la désorganisation de position de réseau hexagonal est aussi assurée par des joints de grains se développant autour d'un seuil de température bien défini. Celui-ci peut être rapproché du seuil de fusion partielle de l'ordre de position dû à une ionisation de paires de dislocations dans le modèle de fusion bidimensionnelle de Nelson et Halperin [5].

L'analogie possible entre le cas thermodynamique et le problème dynamique convectif a été discuté récemment par Nelson et Toner [8].

Ce travail doit beaucoup à une discussion avec J. P. McTague et une communication de ses résultats non publiés. Nous avons eu des échanges fructueux avec J.C. Charmet, J. Prost et J. E. Wesfreid. Des expériences indépendantes de C. Gerbaud et J. Pantaloni (à paraître) sur la désorganisation des cellules convectives hexagonales en convection de Bénard-Marangoni suggèrent une analyse comparable.

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] M. DUBOIS, Symmetry and Brokensymmetry, Ed. N. Boccara, I.D.S.E.T., Paris, 1981 (à paraître).

[2] E. GUAZZELLI, E. GUYON et J. E. WESFREID, ibid.

[3] Y. POMEAU et P. MANNEVILLE, J. Phys. Lett., 40 L, 1979, p. 609.

[4] P. PIERANSKI et E. GUYON, Phys. Rev. Lett., 39,1977, p. 1281; E. DUBOIS VIOLETTE et F. ROTHEN, J. Phys., 10, 1979, p. 1039.

[5] D. R. NELSON et B. I. HALPERIN, Phys. Rev., B19, 1979, p. 2157.

[6] J. P. MCTAGUE, D. FRENKEL et M. P. ALLEN, Proceeding of the International Conference on Ordering in Two dimensions, Geneva, Wisconsin, mai 1980.

[7] Une telle dislocation est visible sur la figure 1 a. La forme parabolique de l'élasticité de la structure de type, smectique bidimensionnel que nous avons étudiée à partir de telles dislocations [2], a été utilisée par NELSON et TONER [8] pour prédire l'absence d'ordre à grande distance dans cette phase.

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 2) Série II — 11


144 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

[8] J. TONER et D. R. NELSON, Phys. Rev., B23, 1981, p. 316.

[9] G. HARBURA, C. A. TAYLOR et T. R. WELBERRY, Atlas of Optical Transforms, G. Bell and Sons Ltd, London, 1975, plate 16. [10] J. M. DREYFUS et E. GUYON, J. Phys., 42, février, 1981.

L.H.M.P., Laboratoire d'Hydrodynamique et de Mécanique physique,

E.S.P.C.I., 10, rue Vauquelin, 75005 Paris.

et Physique des Solides, Université Paris-Sud, 91405 Orsay.


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Série II - 145

PHYSIQUE PES PLASMAS. — Sur la dynamique d'un réacteur thermonucléaire à confinement magnétique. Note (*) de Jean-Louis Bobin, présentée par Robert Pautray.

L'évolution de la densité et de la température sont décrits par un système différentiel dont on détermine les courbes intégrales.

Density and température évolution are described by a- differential System of which intégral curves are determined.

Un réacteur thermonucléaire à confinement magnétique doit fonctionner à l'équilibre. Les gains d'énergie dus à la réaction compensent exactement les pertes par rayonnement et déconfinement. La température T et la densité restent localement constantes. La recherche des positions d'équilibre a fait l'objet des premiers travaux sur la fusion contrôlée [1]. Plus récemment on s'est préoccupé de la stabilité de telles positions. On a en particulier mis en évidence le phénomène d'instabilité thermonucléaire [2].

Pour décrire la dynamique du réacteur, des approximations raisonnables (densité et température uniformes) réduisent la formulation mathématique à deux équations différentielles du type :

La discussion du problème se fait alors à partir du réseau de courbes intégrales de ce système dont les singularités sont les positions d'équilibre cherchées.

Il existe un temps de confinement x„ pour les particules et un temps de confinement xE pour l'énergie dont nous admettrons qu'il sont proportionnels et ne dépendent que de n et de T. Ainsi :

Fig. 1. — Positions d'équilibre pour une loi de déconfmement empirique. TE(1014cm~ 3) = 5s,S = 2.1012s-1,W = 100keV.La courbe- correspond à 1 = 0.


146 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Pes particules sont introduites dans le réacteur avec une énergie (3/2) W et un débit constant S. Pans ces conditions il vient pour l'évolution du nombre de particules [2] par unité de volume :

et pour l'évolution de la densité d'énergie interne [3] :

où G désigne le gain d'énergie dû au ralentissement dans le plasma des hélions d'énergie Q = 3,5 MeV produits par la seule réaction prise en compte :D(Ta)re:

et ne dépend que de T de même que la perte P par rayonnement de volume. L'équation (4) se ramène à la forme (1) en utilisant (3) d'où :

L'état actuel des connaissances ne permet pas de déterminer avec certitude la dépendance de xEou x„ en n et T pour les conditions visées soit n = 1014 cm- 3 et T^ 10 keV. Peux lois d'échelle paraissent cependant devoir être les plus probables. L'une est empirique et basée sur les propriétés des machines de type Tokamak à champ fort [4], l'autre est connue sous le nom

Fig. 2. — Position d'équilibre et courbes intégrales pour le déconfmement néoclassique. TE(10 keV, 1014 cm" 3) = 5 s, S = 2.1012 s" 1, W = 100 LeV.—— est la courbe 1 = 0, est la courbe n = 0.


C. R; Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Série II - 147Fig.

147Fig. — Mêmes données que sur la figure 2 sauf W=40 keV.

de néoclassique [5]. Pésignant par fe (différent pour chaque cas) une constante, elles s'expriment respectivement par :

Pans le premier cas, les conditions d'équilibre sont :

/fcET^SWV/ 2 (9) S = b„ (n constant quelconque), n=l r _p I •

Si l'on prend pour < cr v > la courbe de la référence (6), pour P (T) une fonction puissance telle que G-P s'annule pour 5 et 500 keV, pour S : 2.1012 et pour W : 100 keV, on obtient la figure 1 qui montre le lieu géométrique des positions d'équilibre (T=0). Suivant la densité on en 'trouve une (deux exceptionnellement) ou trois dont la stabilité est indiquée. Pour n = 1014 cm- 3 il n'en existe qu'Une. Elle est stable et la figure montre comment on peut . l'atteindre en donnant à S une valeur légèrement inférieure à celle correspondant à l'équilibre. -


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Pans le deuxième cas, il existe des points singuliers qui ont pour coordonnées les solutions du système :

Pour les mêmes données numériques que précédemment on obtient la figure 2. Un seul point singulier A apparaît (n = 1,8.1014 cm- 3, T~ 102 keV) dont la position est peu sensible à la valeur de W. On le vérifie sur la figure 3 pour laquelle on a pris W=40 keV. C'est toujours un attracteur : noeud stable. Mais pour W=40 keV il apparaît deux autres points singuliers dont l'un, C, est un col (n = 1014cm- 3, T~10keV) et l'autre, F, un foyer stable (H = 8.1013 cm 3,T = 3keV).

Seul A convient pour un réacteur. Le produit ntE correspondant satisfait au critère de Lawson [7]. Les courbes intégrales dans l'une ou l'autre hypothèse sur W montrent qu'on peut l'atteindre en partant du voisinage de l'origine des coordonnées.

(*) Remise le 8 décembre 1980. [1] R. F. POST, Rev. Mod. Phys., 28, 1956, p. 338. [2] R. G. MILLS, in LA 4250, 1969, B1-1.

[3] M, OHTA, H. YAMATO et S. MoRI, in Plasma Physics and Controlled Nuclear Fusion Research, III, p. 423, I.A.E.A., Vienna, 1971. [4] W. W. PFEIFFER et R. E. WALTZ, Nucl. Fusion, 19, 1979, p. 51. [5] M. N. ROSENBLUTH, R. D. HASELTINE et F. L. HINTON, Phys. Fluids, 15, 1972, p. 116. [6] F. L. RIBE, Rev. Mod. Phys., 47, 1975, p. 7. [7] J. D. LAWSON, Proc. Phys. Soc, B70, 1957, p. 1.

Laboratoire de Physique et d'Optique corpusculaire, Université Piérre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75230 Paris Cedex 05.


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PHYSIQUE DE LA MATIÈRE CONDENSÉE. - Observations en ancrage homéotrope des lignes dièdre S —1/2 dans un cristal liquide hexagonal discotique. Note (*) de Patrick Oswald, transmise par Yves Quéré.

L'étude des défauts rectilignes et de leurs associations observés dans la phase hexagonale de l'hexapentoxytriphénylène a permis de montrer l'existence des lignes dièdre S —1/2 en développantes de cercle et de confirmer la symétrie L~6 de la phase discotique. L'énergie d'ancrage du discotique sur le verre non traité est évaluée (~10~ 2 ergs/cm2).

The study of the linear defects and their associations observed in the hexagonal phase ofhexapentoxytriphènylene shows the existence of the -\-n-disclinations as involute of the circle and confirms the L6 symmetry of the studied phase. The anchoring energy of the discotic on the glass is estimated (^10~ 2 ergs/cm2).

1. INTRODUCTION. — L'observation entre lame et lamelle d'un cristal liquide hexagonal discotique a montré l'existence de nombreux défauts rectilignes dont une première analyse est due à J. Billard et coll. [1]. Y. Bouligand en a donné récemment une interprétation topologique que nous allons reprendre et essayer d'approfondir. Nous étudions successivement un défaut rectiligne de surface puis des associations de défauts.

2. CORPS ÉTUDIÉ ET TECHNIQUES EXPÉRIMENTALES. — Le discotique étudié est l'hexapentoxytriphénylène ([1], [3]), A la pression ordinaire, nous avons les transitions suivantes :

69°C 1220C

cristal <^ phase hexagonale discotique ^ phase isotrope.

Les échantillons sont préparés entre lames de verre ordinaires non traitées et leur épaisseur est connue avec une précision de quelques microns grace à l'utilisation de cales de mylar calibrées, On utilise un microscope polarisant Leitz muni d'une platine tournante et d'un four Mettler. Toutes nos observations sont faites en lumière parallèle, diaphragme d'ouverture fermé au maximum..

3. ÉTUDE D'UN DÉFAUT ISOLË EN ANCRAGEHOMÉOTROPE. — Notre échantillon a une épaisseur de 75 jx. La figure 1 montre un défaut rectiligne dont le contraste est maximum quand la lumière est polarisée perpendiculairement à son axe et que la mise au point est faite sur la lame inférieure (fig. 1 a). On observe le coeur du défaut. Si la mise au point est faite sur la lame supérieure, on observe une large zone d'extinction (fig,. 1b). La superposition des images 1 a et 1 b montre que l'axe du défaut n'est pas au centre de cette zone noire mais au tiers de sa largeur. Quand la lumière est polarisée parallèlement à l'axe du défaut, le défaut est invisible quelle que soit la mise au point.

4. INTERPRÉTATION DES RÉSULTATS ET MODÈLE TOPOLOGIQUE. — Ces observations montrent que l'axe optique est dans un plan perpendiculaire à l'axe du défaut. Quant le polariseur est parallèle à l'axe du défaut, seul se propage le rayon ordinaire : étant insensible aux variations d'orientation du directeur, il n'est pas dévié et le défaut est invisible. Quand le polariseur est perpendiculaire à Taxe du défaut, seul se propage le rayon extraordinaire. Celui-ci, sensible aux variations d'orientation du directeur, subit une déviation importante au voisinage du coeur, deux fois plus forte d'un côté que de l'autre.

Tous ces résultats peuvent être interprétés en considérant une ligne S=l/2 en développantes de cercle posée sur la lame inférieure comme indiqué sur la figure 2. Ce modèle


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qui est celui d'un défaut d'extension infinie coupé par les deux lames de verre nécessite une faible énergie d'ancrage. Il est optiquement très proche de celui de là figure 3 où l'on se ramène à une structure concentrique telle que celle décrite par Grandjean [4]. Celui-ci montre en généralisant le principe de Fermât que les rayons extraordinaires suivent les courbés d'équation polaire :

, où N=ne/n0 est le rapport entré l'indice extraordinaire et l'indice ordinaire et a et fe deux constantes à déterminer. On obtient une relation entre a et fe en écrivant la continuité de composante tangentielle du vecteur d'onde k à l'entrée du milieu. On montre alors facilement qu'à droite (resp. à gauche) du.coeur les rayons ont pour asymptote la droite d'équation co =ii (N ]2) [resp. co = (3 %/2) — n N], d'où une déviation d'angle a = (n/2) (1 — N ) à droite du coeur et d'angle 2 a à gauche. Sur la figure 1 on mesure a = 8,3° d'où N = 0,907. On a n0 ^1,5 [1] d'où la biréfringence An =—0,14. Nous avons mesuré directement [7] la biréfringence grâce à un interféromètre de Michelson (*). Cette mesure a donné :

L'accord est très bon.

5. CALCUL DE L'ÉNERGIE TOTALE ET PREMIÈRE ESTIMATION DE L'ÉNERGIE D'ANCRAGE. — On appelle'P l'épaisseur de l'échantillon. Supposons que le coeur est rempli dé cristal liquide hexagonal, les cylindres moléculaires étant parallèles à l'axe du défaut [7]. Cette hypothèse sera discutée dans un prochain article. Conformément au modèle de la figure 2, l'énergie de courbure du défaut s'écrit

où C est une constante. Pans ce calcul nous avons supposé P ^> r0, Il est nécessaire d'ajouter à cette énergie une énergie de coeur et une énergie d'ancrage des cylindres moléculaires sur les lames. Supposons que :

EXPLICATION DES FIGURES

Fig. 1. — Observation en lumière parallèle d'un défaut rectiligne de surface. La lumière est polarisée perpendiculairement à l'axe du défaut. Seul se propage le rayon extraordinaire, (a) mise au point sur là lame inférieure; (b) mise au point sur la lame supérieure.

Fig: 2. — Ligne S = 1/2 en développantes de cercle posée sur la lame inférieure. En A, l'axe Optique est

perpendiculaire à la lame, en B il lui est parallèle [ce qui impose r = iv(,/2/2)]. Fig. 3. — Modèle simplifié utilisé pour interpréter les propriétés optiques d'Une ligne S = 1 /2 de surface. Nous avons . dessiné la trajectoire des rayons extraordinaires.

Fig. 4. — Observations, niçois croisés <$>-, de deux défauts rectilignes à angle droit. De nombreuses franges d'interférence sont visibles.

Fig. 5. — Système de deux disinclinaisons S = 1/2 à angle droit. Ce type d'association implique la présence d'un axe L 6 [6].


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(fig: 2). L'énergie de coeur s'écrit alors :

où y est de l'ordre de 7.10 ~3 ergs/cm 2 [7]. Soit 8 l'angle des cylindres moléculaires avec l'une des lames et supposons que la fonction énergie d'ancrage s'écrive sous la forme classique W = A sin 29. Alors l'énergie d'ancrage totale s'écrit :

L'énergie totale s'écrit compte tenu de la relation (3) :

Sa minimisation conduit à :

Sur la figure 1 a on mesure i\. = 1 u. P'après [7] on a y = 7.10 3 ergs/cm 2 et /<3 ~ 10 6 dynes d'où A~10~ 2 ergs/cm 2. Cette valeur est très faible.

6. ASSOCIATIONS DE DÉFAUTS. — Dans le cas des échantillons épais (quelques dizaines de microns) on observe de nombreuses associations de lignes S=l./2. La figure 4 montre l'exemple de deux défauts perpendiculaires situés pratiquement dans un même plan parallèle aux lames. Cette association à angle droit est assez courante. P'autre part nous avons observé des associations à 30 et 60°. Ces résultats montrent clairement que l'axe 5 d'une ligne S = 1 /2 n'est pas quelconque vis-à-vis de l'orientation du réseau hexagonal, mais est au contraire soit un axe L2 soit un axe h2 du réseau hexagonal (fig. 5). Ce résultat est aussi une confirmation de la Symétrie L 6 de la phase discotique.

M. J. C. Pubois des laboratoires de recherche de la Thomson-CSF (domaine de Corbeville, Orsay, France) m'a fourni le discotique, MM. M. Kléman et Y. Quéré ont poru de l'intérêt à ce travail et m'ont fait part de nombreuses remarques.

Ce travail a été partiellement supporté par un contrat O.R.E.T., n° 79/352.

La version anglaise de cette Note a été proposée au Journal de Physique-Lettres.

(') Prêté par M. J. Billard.

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] J. BILLARD, J. C. DUBOIS, NGUYEN HUU TINH et A. ZANN, Nom. J. chim., 2, n° 5, 1978, p. 535.

[2] Y. BOULIGAND, J. Physique, 41, 1980, p. 1307.

[3] A. M. LEVELUT, J. Phys. Lettres, 40, 1979, p. L81.

[4] M. F. GRANDJEAN, Bull. Soc Fr. Miner., 42, 1919, p. 42.

[5] M. KLEMAN, J. Physique, 41, 1980, p. 737.

[6] Y. BOULIGAND, J. Physique, 41, 1980, p. 1297.

[7] P. OSWALD, Thèse de 3e cycle, 1981.

S.E.S.I. C.E.N., 92260 Fontenay-aux-Roses

et. Laboratoire de Physique des Solides,

Bât 510, Université de Paris-Sud, 91405 Orsay.


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PHYSIQUE DE LA MATIÈRE CONDENSÉE. - Conduction des liquides diélectriques' et cinétique électrochimique. Note (*) de Noël J. Felici, Correspondant de l'Académie.

Il a été prouvé, au cours des 20 dernières années, que la conduction, observée dans les liquides diélectriques est* principalement de nature électrochimique, les porteurs de charge prenant naissance aux interfaces électrode /liquide.

Dans le présent travail, on examine, à la lumière des théories corpusculaires de la cinétique électrochimique, la relation qui en résulte entre tension appliquée et courant. Cette relation est, qualitativement au moins, en bon accord avec l'expérience. Gela justifie l'idée, avancée autrefois par Nikuradsé, d'une caractéristique tension/courant universelle valable pour tous les liquides suffisamment isolants.

lt has been shown that conduction in dielectric liquids is mainly electrochemical in nature, charge carriers being injected at the liquid /electrode interfaces.

As regards the dependence of current on voltage, the laws of electrochemical kinetics lead to a general relation which : is in good agreement, qualitatively at least, with experiment. Nikuradsé's concept of a universal voltageIcurrent characteristic is thus substantiated.

Les liquides diélectriques, à la différence des isolants solides, présentent tous une conductibilité notable, souvent assez grande (10~ 10 à J0~ 6 Q~1.cm~ 1) pour rendre impossible l'application durable d'un champ électrique intense (104 a lO 5 V/cm). De ce fait, rares sont les liquides isolants utilisés en électrotechnique et en électronique (huiles minérales^ cristaux liquides).

Une des raisons de ce handicap est la pauvreté, au moins relative, des connaissances sur les mécanismes de conduction. Pendant longtemps, le seul ouvrage de référence a été le livre de A. Nikuradse Das flüssige Dielektrikum paru en 1934 chez Springer, à Berlin. On y trouve deux idées qui, à 50 ans de distance, méritent encore d'être examinées :

(a) les caractéristiques tension-courant des divers diélectriques liquides se ressemblent; elles se rattachent toutes à un même type, que l'on peut appeler « idéal », ou « limite », car il est mieux approché lorsque le matériau est bien isolant;

(b) les diverses parties de la caractéristique correspondent à différents mécanismes de conduction.

La caractéristique de Nikuradsé ressemble à celle reconnue par J. J. Thomson pour les gaz ionisés par un rayonnement pénétrant. Elle comporte (fig. 1) trois parties :

(a) aux tensions faibles, un segment rectiligne (région ohmique);

(b) aux tensions moyennes, une tendance à la saturation;

(c) aux tensions fortes, une croissance très rapide du courant, jusqu'au claquage. La résistance passe par un maximum, lorsque débute la croissance rapide; ce maximum a étéappelé « épuration électrique ».

La caractéristique de Nikuradse n'est pas toujours complètement observée (fig. 2); il arrive que le point d'inflexion disparaisse, de telle sorte que l'épuration électrique n'a plus lieu, mais la croissance rapide de la fin ne manque jamais, ce qui est bien fâcheux pour les applications.

Depuis 1960, de nombreuses expériences, bénéficiant des progrès de la chimie, ont apporté d'utiles précisions :

(a) La conduction est, dans toutes les parties de la caractéristique, en relation avec la présence d'êlectrolytes. Mieux on élimine ces derniers, plus la résistance est élevée. Des. liquides comme le nitrobenzène (s/s0 = 36) et le carbonatede propylène (e/e0 = 65) peuvent être rendus « isolants » (1011 à 1013 Q.cm) ([1] à [5]).

(b.) La dissociation d'électrolytes n'est cependant pas, tant s'en faut, le seul mécanisme de.'. conduction. Entre électrodes métalliques, le rôle principal est joué par l'injection, création


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d'ions aux électrodes. C'est elle qui est responsable de la croissance rapide, mais elle se manifeste aussi aux champs faibles, comme le montrent les études du champ par effet Kerr ([6] à [9]).

(c) Lorsqu'une identification est possible, les ions injectés paraissent résulter de réactions électrochimiques, semblables à celles obtenues dans le même liquide rendu fortement conducteur (10~ 2 à 10_1O~1.cm~ 1) par un électrolyte concentré ([10] à [15]).

On est ainsi amené à se poser la question : la caractéristique peut-elle s'interpréter par la cinétique des réactions d'électrode ? Avant de l'examiner, rappelons brièvement comment l'électrochimie voit le régime des champs et des charges au voisinage d'une électrode en contact avec une solution électrolytique.

Du côté solution, la distribution des ions est isotrope et homogène; dans chaque élément de volume, il y a autant de charges positives et négatives, c'est l'électroneutralité. Le champ électrique dans la solution est très faible (fraction de V/cm) il résulte de la loi d'Ohm appliquée au passage du courant.

Sur l'électrode au contraire, règne une « double couche » très compliquée, faite d'ions et de molécules adsorbés, où un des signes est dominant. Il en résulte des champs électriques locaux extrêmement intenses ( > 107 V/cm) établissant des différences de potentiel de l'ordre du volt entre métal et solution. Les réactions électrochimiques ont lieu dans la couche double; sous leur forme la plus simple, elles consistent dans l'oxydation ou la réduction d'une espèce, avec échange d'électron entre cette espèce et l'électrode, précédé (ou suivi) du transit de l'ion formé (ou neutralisé) à travers les barrières de potentiel de la couche double. Ce transit (contrairement à l'échange d'électron) s'effectue par activation thermique et obéit à la statistique classique.

En raison du caractère conducteur de la solution, la tension appliquée aux électrodes se retrouve presque entièrement dans les couches doubles, qui se comportent comme des condensateurs Cx et C2 en série, reliés par une faible résistance r (fig. 3).

Que subsiste-t-il de cette description lorsque le liquide est presque isolant, parce que débarassé le plus possible de ses électrolytes par des techniques modernes (échange d'ions, électrodialyse) ?

La double couche persiste, sous une forme peut-être modifiée. L'adsorption préférentielle de certains ions et molécules met en jeu beaucoup trop d'énergie pour que la dilution puisse provoquer leur départ.

En revanche, la relation simple entre tension appliquée aux électrodes et différences de potentiel dans les couches doubles disparaît. Les condensateurs Cx et C2, au lieu d'être reliés par une faible résistance r (la solution) sont couplés par une petite capacité T (le liquide isolant) avec en dérivation une très forte résistance R (la conductibilité résiduelle) (fig. A).

EXPLICATION DES FIGURES

Fig. 1. — Caractéristique tension-courant selon Nikuradsé. On remarque que le segment médian est presque parfaitement horizontal.

Fig. 2. — Caractéristique réelle d'un liquide diélectrique sous tension continue (d'après Tobazéon [7]). Le point d'inflexion est bien net, mais la saturation complète postulée par Nikuradsé n'a pas lieu. Le critère e KEs/y / ~ 1 n'est pas vérifié; de ce fait, le courant à très basse tension est principalement dû à de l'injection, non de l'électrôlyse.

Fig. 5. — Caractéristique calculée avec a = 0,09; Es = 1,62 kV/cm; is = 0,09 u A/cm 2. Elle est très proche de celle de la figure 2. Cependant, les valeurs des paramètres conduisent à dp 10~ 7 cm, ce qui est impossible. Cela vient de l'abaissement de la barrière par les ions électrolytiques, dont le calcul ne tient pas compte.


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Le comportement du système va donc dépendre du temps d'application de la tension et de sa loi de variation.

Aux temps courts (ou sous tension alternative de fréquence suffisante), on aura trois condensateurs isolés Ci, F, C2 en série. Peux d'entre eux, Ci et C2, sont déjà chargés, en l'absence de tension extérieure, à un potentiel de l'ordre du volt. Si maintenant une tension est appliquée aux électrodes, seule une très petite fraction de cette dernière affectera Cx et C2. Cette fraction sera donnée par les rapports de capacité r/Cx ou r/C2 c'est-à-dire (d/l) (s/ec), en désignant par d l'épaisseur des doubles couches, / la distance des électrodes, s la permittivité du liquide en masse, sc sa permittivité dans la couche double. Pans la suite, le rapport e/sc sera désigné par r\; il est de l'ordre de 2 à 3. Pans les liquides non polaires, il est voisin de l'unité.

Aux temps plus longs (ou sous tension continue), la situation sera beaucoup plus compliquée. Le passage du courant de conductibilité amènera des ions supplémentaires aux couches doubles et pourra modifier les différences de potentiel dans ces couches. Les phénomènes électrochimiques (c'est-à-dire, en définitive, le passage du courant) dépendront donc du temps, et d'un grand nombre d'autres facteurs mal connus (nature des ions résiduels, surtension de ces ions aux électrodes). Le comportement du système sera souvent imprévisible. Cette constatation a maintes fois été faite, et a paru longtemps décourageante.

Pans ce qui suit, nous nous limiterons — faute de mieux — au premier cas, celui où les tensions se répartissent dans le système selon les capacités.

Considérons donc un interface métal/liquide, susceptible de donner une injection positive, résultant d'une réaction électrochimique A -> e + B, B étant un ion positif. Le courant injecté f sera la différence de deux autres, l'un direct i de l'électrode vers lé liquide, l'autre i en sens inverse. On aura :

«A et nB sont les concentrations de l'espèce oxydable A sur l'électrode et des ions B dans le liquide, Vj et V2 les barrières, en électron-volts, pour le transit des B dans les sens direct et inverse, U = 25 mV, e la charge élémentaire, kx etk2 des constantes de vitesse. Appelons E le champ macroscopique près de l'interface, le courant injecté est i = KE nB e (K mobilité de B) sans terme de diffusion, celui-ci étant absolument négligeable près d'un injecteur par un facteur de l'ordre de exp ( —106). Quant à E, il peut différer du champ moyen entre électrodes en raison de la charge spatiale; nous laisserons de côté ce fait banal. En posant :

Le courant croît donc linéairement pour E/ES<^1, et tend vers is pour E/Es> 1, ce qui rappelle bien les deux premiers segments de la caractéristique « idéale ».

Les barrières Vx et V2, que nous avons supposées constantes, ne sont cependant pas insensibles au champ appliqué, si celui-ci est très intense, même si la structure de l'interface est inchangée. Elles sont accrues (algébriquement) de — (1 — (3) r\Ed et de +$r\Ed, respectivement, d étant l'épaisseur de la couche double compacte, et p le coefficient de forme des barrières, voisin de 0,5. Ainsi donc is et Es doivent être multiplié par exp ((1 — p) r| E d/YJ)


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et exp ( — pr) E"d/U), respectivement. Pans l'ignorance des détails, on prendra P = 1/2 et l'on posera T|Esd/2U = a<^l. Avec les variables réduites E/Es = x; i/is = y; la loi du courant devient :

dont l'analogie avec la caractéristique de Nikuradse est évidente (fig. 5). En particulier, l'épuration électrique a lieu pour a x # 1, la résistance maximale étant (1/2,72 a) la résistance initiale. Le point d'inflexion et l'épuration disparaîtraient pour oc>0,5.

Pour un liquide organique, r|d/2~10~ 7 cm, la croissance rapide commencerait vers 250kV/cm.

L'expérience confirme-t-elle cette valeur ? Sous tension continue, dans un liquide polaire (nitrobenzène), la croissance rapide commence toujours avant 100 kV/cm, ou même 50 kV/cm et moins encore, si le liquide est mal épuré. En revanche, aux temps courts (alternatif 50 Hz) elle débute vers 200 kV/cm.

Pans les liquides non polaires, la croissance rapide commence plus tard. On cite 120 kV/cm pour le toluène moyennement épuré [16], et 200 kV/cm dans Phexane très pur (tension continue) [17].

L'interprétation cinétique de la loi de conduction d'un liquide paraît donc vraisemblable. La valeur trop faible du champ donnant la croissance rapide, sous tension continue, peut raisonnablement être attribuée à un abaissement supplémentaire de la barrière par des contre-ions apportés par le champ, phénomène peu important et relativement très lent dans un liquide presque isolant, alors qu'il est dominant et quasi-instantané dans les électroïytes conducteurs où toute la tension, ou presque, se retrouve dans les couches doubles.

Il serait, bien sûr, intéressant d'avoir une idée plus précise de l'effet du champ sur les barrières, en étudiant l'injection sous champ très intense (>500kV/cm) en impulsions brèves sur un liquide en couche mince. Par ailleurs, le fait que l'injection permette d'interpréter toute la caractéristique (et pas seulement sa dernière partie) doit être noté. Une caractéristique ohmique n'est pas forcément électrolytique, et peut très bien provenir d'une injection uni où bi-polaire. La remarque est d'importance, quand on pense à la différence radicale entre les deux phénomènes sur le plan mécanique (l'injection conduit sans faute à une instabilité convective, tandis que cela paraît impossible dans le cas de l'électrolyse). Il est d'ailleurs facile de les distinguer en observant la distribution du champ par effet Kerr, Où simplement la variation du courant de saturation is en fonction de la distance l entre électrodes. Pans le cas de l'électrolyse, il doit y avoir proportionnalité; bien souvent cependant, ïs ne dépend pas de / ce qui témoigne d'une injection [9]. Un autre critère est la quantité £KEs/y/ où s désigne la permittivité, et y la conductivite initiale. Pans le cas de l'électrolyse, cette quantité doit être voisine de l'unité si lé coefficient de recombinaison des ions est celui de Langevin et Pebye, ce qui est généralement réalisé.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] G. BRIÈRE et N. FELICI, Comptes rendus, 251, 1960, p. 1004.

[2] G. BRIERE, N. FELICI et J. C. FILIPPINI, Comptes rendus, 261, 1965, p. 5097,

[3] J. P. GOSSE et B. ROSE, Comptes rendus, 267, série C, 1968, p. 927.

[4] A. DENAT, B. GOSSE et J. P. GOSSE, J. Chim. Phys., 343, 1975, p~ 72.

[5] A- DENAT, B. GOSSE et J. P. GOSSE, J. of Electrostatics, 7, 1979, p. 205.

[6] G. BRIERE et J. P. GOSSE, J. Chim. Phys., 65, 1968, p. 1341.


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[7] R. TOBAZEON, Les phénomènes de conduction dans les liquides isolants (Colloque International, Grenoble 1968, C.N.R.S., Paris, 1970),

[8] B. GOSSE et J. P. GOSSE, J. Chim. Phys., 69, 1972, p. 886.

[9] A. NIKURADSE, Das flüssige Dielektrikum, p. 96 à 101.

[10] G. BRIERE, G. CAUQUIS, R. ROSE et D. SERVE, J. Chim. Phys., 66, 1969, p. 44.

[11] A. DENAT et B. GOSSE, Comptes rendus, 290, série B, 1980, p. 227.

[12] B. GOSSE et A. DENAT, Electroanal. Chem. and Interf Electrochem., 56, 1974, p. 129-147.

[13] B. GOSSE, J. P. GOSSE et N. FELICI, J. Appl. Électrochemistry, 5, 1975, p. 329-341.

[14] B. GOSSE, Electroanaly. Chem. and Interf. Electrochem., 61, 1975, p. 265.

[15] N. FELICI, B. GOSSE et J. P. GOSSE, l.E.E.E. Conf. on Dielectric Materials, Cambridge, 1975, Conf. Publications n° 129.

[16] A. NIKURADSE, Das flüssige Dielektrikum, p. 140.

[17] H. HOUSE, 1955 et 1957, cité par I. ADAMCZEWSKI, p. 336 et 337, TAYLOR et FRANCIS, éd., Londres, 1969.

C.N.R.S., Laboratoire d'Électrostatique, 166X, avenue des Martyrs, 38042 Grenoble Cedex..


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PHYSIQUE PES MÉTAUX. — Calcul numérique de la partie impaire de la fonction de texture. Note (*) de Claude Esling, Evelyne Bechler-Ferry, Hans-Joachim Bunge, présentée par André Guinier.

Dans une récente Note, nous avions proposé une méthode qui permet de déterminer la partie impaire de la fonction de texture à partir des domaines nuls de figures de pôles expérimentales.

Des calculs numériques ont été effectués afin d'illustrer l'efficacité de cette méthode. Les résultats ont été comparés avec des calculs effectués selon un modèle basé sur l'hypothèse particulière de fonctions de distribution du type gaussienne.

In a récent letter a method was proposed how to détermine the odd part ofthe texturefunctionfrom the null-domains of expérimental pôle figures. Numerical calculations hâve been carried out in order to illustrate the efficiency ofthis method. The results are beinq compared with model calculations based on the particular assumption ofgaussian type distribution functions.

La fonction de distribution des orientations des cristallites FPO dans un échantillon polycristallin peut être calculée à partir de figures de pôles expérimentales par une méthode de développement en série [1] :

Pans le cas de cristaux centro-symétriques ou en vertu de la loi de Friedel ([2] et [3]), la partie impaire/" (g) de cette série ne contribue pas aux figures de pôles expérimentales. Aussi,

ne peut-elle pas être déterminée à partir des mesures de figures de pôles comme l'est la partie paire fs (g). Néanmoins, il y peut avoir des informations sur la partie impaire qui sont contenues dans les figures de pôles, si ces figures de pôles et par suite la FPO contiennent des domaines nuls Z°. Pe la condition générale de positivité :

(2) f(g)=fs(g)+fa(g)^o,

on déduit :

(3) f"(g)=-fs(g), V<?EZ°.

C. R., 1981, 1" Semestre. (T. 292, N° 2) Série II — 12

Fig. 1. — Figures de pôles (111) mesurée par diffraction de neutrons aux pas de 2°5 x 2"4. On a représenté le domaine zéro Z,°(111)

Fig. 2. — La section <p2 = 15° du domaine zéro Z° dans l'espace des orientations.


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Comme/ 5 (g) est connue par des méthodes classiques,/" (g) est connue dans Z°. Une approximation de f" (g) peut être faite dans Z° par une série selon l'équation (1) (uniquement avec des termes impairs). Cette série définit une approximation pour/" (g) dans l'espace des orientations tout entier. Deux conditions différentes d'approximation ont été proposées ([3] et [4]); l'une d'elles contient les coefficients impairs C',"" jusqu'à I = L: dans un système d'équations alors que l'autre consiste en un système itératif d'équations pour chaque valeur

impaire de l séparément jusqu'à L1. Les deux conditions d'approximations seront d'autant meilleures que le domaine zéro est plus vaste. Aussi l'applicabilité de la méthode dépend-elle de là forme effective de la FDO, et plus spécialement de la dimension du domaine zéro Z°.

La méthode a été appliquée à la texture de laminage d'un échantillon de cuivre laminé à froid au taux de 95 %, dont les figures de pôles (111), (200), (220) et (311 ) ont été mesurées par diffraction de neutrons aux pas de 295 x 2°4. Le domaine zéro Z°hkl) a été choisi par N g 2 y/Nj'dn,) où N est le comptage.déjà corrigé du bruit de fond N^,). La figure de pôles (111 ) est représentée sur la figure 1. A partir des domaines zéro des quatre figures de pôles on a déterminé le domaine nul Z° de la FDO. Toutes les orientations ont été testées aux pas de 5°x5°x5° afin de savoir s'il y avait ou non un pôle (kkl) tombant dans le domaine zéro Z°hkl) de la figure de pôles correspondante. A titre d'exemple, la section cp2 = 15° du domaine nul obtenu est représentée sur la figure 2. L'ensemble du domaine zéro représente environ 2/3 de

Fig. 3. — Valeurs moyennes des coefficients C™" et des erreurs ACmn en fonction de L


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toutes les orientations discrètes de l'espace des orientations. Le calcul de la partie paire de la fonction de texture a été effectué par des méthodes classiques jusqu'à Lpair = 34. Les coefficients C'"" de la. partie impaire ont été ensuite déterminés par les deux méthodes d'approximation jusqu'à Limpair = 2l. Les résultats des deux méthodes sont très similaires si bien qu'elles ne seront pas distinguées dans ce qui suit. Dans la figure 3, les valeurs moyennes des coefficients C™" de rang pair et impair respectivement, sont indiquées ainsi que les erreurs relatives aux coefficients pairs. Les coefficients impairs se trouvent; être sensiblement plus petits que les pairs. Ceci ne pouvait être présumé et c'est ainsi un des résultats des calculs

numériques présentés. De plus, les coefficients impairs sont nettement supérieurs à l'ordre de grandeur des erreurs des coefficients pairs. Ainsi la partie impaire /"(g) de la fonction de texture, bien qu'inférieure à la partie paire, a une contribution significative (dans la marge des erreurs expérimentales) aux caractéristiques de la fonction dé texture totale. A titre d'exemple, la section (p2 = 15° de la fonction totale de texture et de sa partie paire sont montrées dans la figure 4. Il faut souligner que la contribution de la partie impaire peut être plus importante dans d'autres textures, encore que deux autres calculs utilisant des mesures d'orientations individuelles, qui ne sont pas affectées par l'élimination de la partie impaire [5] ont également montré des valeurs plutôt faibles pour la partie impaire.

La méthode utilisée ici, basée sur la condition de positivité de l'équation (2) donne le maximum d'informations qu'il est possible d'obtenir à partir de mesures de figures de pôles. Par ailleurs, il a été suggéré de déterminer la partie impaire de telle sorte que la fonction totale de texture devienne une fonction de distribution gaussienne [6], Cette méthode est correcte si l'on sait que la fonction totale possède réellement une forme gaussienne. Pourtant, en général, ce n'est pas le cas. La texture de laminage de type f. c. c. a été approchée par trois composantes de type gaussienne [7], décomposition qui n'est pas unique. Une décomposition différente de la même partie paire de la fonction peut ainsi conduire à des

Fig. 4. -- La section (p2 = 15° de la fonction totale et sa partie paire.


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parties impaires différentes. En conséquence, la partie impaire ne sera pas complètement prédéterminée par la partie paire comme il le serait implicitement supposé par une décomposition unique en composantes gaussiennes [6].

Version anglaise proposée au Journal de Physique-Lettres.

(*) Remise le 16 juin 1980, acceptée le 15 septembre 1980, revenue le 12 janvier 1981. [1] H. J. BUNGE, Mathematische Methoden der Texluranalyse, Akademie-Verlag, Berlin, 1969. [2] S. MATTHIES, Phys. Stat. Sol. (b), 92, 1979, p. K135.

[3] H. J. BUNGE et C. ESLING, Comptes rendus, 289, série B, 1979, p. 163 et H. J. BUNGE et C. ESUNG, J. Phys. Lett., 40, 1979, p. L-627. [4] H. J. BUNGE, C. ESLING et J. MULLER, J, Appl. Cryst. (à paraître). [5] H. R. WENK, F. WAGNER, C. ESLING et H. J. BUNGE, Tectonophysics (à paraître). [6] K. LOCKE, J. POSPIECH et J. JURA, communication privée. [7] J. POSPIECH et K. LÜCKE, Acta Metallurgica, 23, 1975, p. 997.

C. E. et E. B.-F. : Laboratoire de Métallurgie structurale, Ile du Saulcy, 57000 Metz; H. J. B. : Institut fur Metallkunde und Metallphysik, der TU Clausthal, R.F.A.


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; OPTIQUE. — Simulation de l'action d'une couche antireflet par une rugosité de surface. Note (*) de Armand Wirgin^ présentée par André Lichnerowicz.

D'une forme corrigée du -principe d'Huyghens-Fresnel (PHFC j il s'établit qu'une surface rugueuse périodique (S), en moyenne plane, séparant l'air (Mx) d'un milieu transparent non magnétique (M3), petit agir comme une couche , antireflet de matériau transparent non magnétique (M2) déposée sur une interface plàiie (S) entre M, et M3,

■Front g correctedfrom ofthe Huyghens-Fresnelprinciple (PHFC) it is éstablished thatarough periodic surface (S), on the average plane, and sèparatihg air (Mj) from a transparent non-magnetic médium (M3), can act as an ûhtireflection film of transparent nonmagnetic material (M2) coated on a planeinterface (S) between IV^ and_M3.

: L'idée, que la configuration de S [surface d'équation y=/(x)=/(x + d)] séparant M± dé M3 (notée Mj — S—M3 ) est susceptible de moins réfléchir une onde plane se dirigeant en Mj

vers S que la configuration Mt —S—M3, vient de Rayleigh [1] et est confirmée par les résultats d'études théoriques approchées.([2]-[4]) fondées sur la restriction bfk<çl (fc'.là ; profohdeur de la rugosité et À, la longueur d'onde du rayonnement incident dans M x ). Morita et Cohn [5] montrent que cet effet est produit également par Une interface lamellaire; périodique.lorsque b/X^l et d/À,<^l, et suggèrent son exploitation pour supprimer la réflexion sur la surface de lentilles à microondes.

Pour étudier ce phénomènedans un cadre plus général, on peut êtretenté de faire appel à la théorie classique de l'optique basée [6] sur le principe d'Huyghens-Fresnel (PHF). Cette théorie donne p = ppTO pour la réflectivité hémisphérique de IVÏ^S —M3, avec p la réflectivité de Mx —S —M3, poe la réflectivité hémisphérique de Mj-S-M^, et Moe un milieu de conductivité infinie. Il s'en déduit nécessairement p = p en vertu de la loi de conservation d'énergie relative à Mr —S —Moe. Ponc, le PHF, s'il est valable, démontre que là rugosité ne produit pas de baisse de réflexion, et n'est pas valable s'il démontre le contraire.

Une théorie que nous avons récemment proposée [7], et que nous appelons le principe d'Huyghens-Fresnel corrigé (PHFC), consiste à intégrer dans le PHF un processus de diffusion multiple incohérente permettant de résoudre le problème du bilan énergétique que

pose le PHF. Cette théorie donne lieu à la réflectivité hémisphérique p = 1 — x, avec T la transmissivité hémisphérique :


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les deux cas de polarisation étant : champ électrique (cas E) ou magnétique (cas H) parallèle à l'axe des z. La relation (1) est formellement identique à la transmissivité hémisphérique (et spéculaire) f de la configuration Mj — C — S — M3 comportant une couche C d'épaisseur E sur un plan S séparant Mj de M3 puisque [6] :

Pans (1), comme dans (3), la transmissivité tend vers celle de Mx — S — M3 lorsque l'épaisseur de la région de transition entre Mj et M3 tend vers zéro. L'effet antireflet se produit dans (3) du fait que | L |2 peut être rendu plus petit que | K | 2; il reste à montrer que l'on puisse rendre i J |2 plus petit que 1112 de façon à obtenir un effet antireflet analogue avec une interface rugueuse.

On s'est d'abord assuré de la validité de (1) en comparant ce qu'elle donne avec des résultats numériques tirés de la théorie de Rayleigh (TR). Celle-ci est aussi, en général, une théorie approchée, mais nous nous sommes assurés de sa validité dans le présent cadre grâce à des vérifications s'appuyant sur des résultats venant d'une théorie rigoureuse [8]. La TR ([1], [9]) postule la possibilité de représenter les champs totaux de part et d'autre de § par :

avec P = { - Q, ..., -1, 0, 1, ..., Q } et 5,-. k le delta de Kronecker. L'introduction de (5) dans les conditions de transmission :


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(Q) (Q) On tire de (7) la suite d'approximations { F?, F'3n; m e P; Q = 1, 2, .....} de { F'ï, F^; m:eZ} et

on adopte comme solution du problème les valeurs stabilisées de la suite d'approximations

qui vérifient, avec une bonne précision, la relation de conservation d'énergie :

Transmissivité (T) en fonction de l'angle d'incidence (0,) pour l'interface air-verre(Mj—M3), N} = 1, N3 = l,5 et X = 0,1 [t. ——:—, x=î(casE), - ------ -,T=T (cas H), sans région de transition (Mj —S—M3);—.—., x=f(cas

x=f(cas —. .—, T = T (cas H), avec couche de transition (Mx — C —S —M3) de MgF2 d'épaisseur e = 0,1042(1 et d'indice N2 = 1,38; © Q Q, T = T (cas E), avec réseau de transition (Mj — § — M3) de profil f(x) = (b/2) cos 2 TI x/d et AAA, T-=? (cas H), rf = 0,2333u, b = d/2. Théorie PHFC [les courbes ¥' que donne la TR pour ce cas coïncident avec celles (x) de Mj — C —S—M3].


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Ce calcul a été effectué, à titre d'exemple, sur le réseau sinusoïdal f(x) = (b/2) cos 2 nx/d, de profondeur b = d/2, de pas d = 0,233 3 u, sur un milieu d'indice N3 = 1,5, pour une onde d'incidence variable et de longueur d'onde À. = 0,7 |i. Le bon accord (que d'autres calculs non reproduits ici sur une gamme étendue de longueurs d'onde confirment) entre la TR et le PHFC se constate sur là figure ainsi que l'existence effective d'un effet antireflet dont l'ampleur est identique (puisqu'il y a coincidençe entre les courbes relatives à la TR et celles rattachées à la Mx - C — S — M3) à celle de l'effet d'une couche de MgF2 (d'indice N2 = 1,38) dont l'épaisseur s a été choisie-pour qu'il y ait un minimum de réflexion en incidence normale (0, = 0°) au milieu (A, = 0,575 ti) du spectre visible.

Des calculs dont nous faisons état en [10] montrent : (a) que l'indépendance de (1 ) vis-à-vis de d pour d<À,/(N3 +1) est confirmée par la TR, et (b) que l'effet antireflet provoqué par M1 — S — M3 croît avec b/d, du moins pour b/d-£0,5. Il est probable que le meilleur effet sera obtenu pour les b/d > 1, mais de tels réseaux sont hors de la portée des théories TR et PHFC.

Cette étude a donc permis de montrer que l'équivalence formelle, établie par le PHFC, entre une couche antireflet et une interface rugueuse se traduit bien, pour celle-ci, par des effets antireflets réels, et d'ampleur comparable à celle de la couche, mais dont la maximisation nécessitera une analyse théorique plus rigoureuse que celles fondées sur la TR et le PHFC.

(*) Remise le 13 octobre 1980, acceptée après révision le 8 décembre 1980.

[1] L. RAYLEIGH, The Theory of Sound, Dover, New York, 2, 1945, p. 90.

[2] S. O. RlCE, Commun. Pure Appl. Math., 4, 1951, p. 351.

[3] P. BOUSQUET, Rev. Opt., 41, 1962, p. 277.

[4] J. PAVAGEAU, Rev. Opt., 44, 1965, p. 221, 459, 575; 45, 1966, p. 6.

[5] T. MORITA et S. B. COHN, l.R.E. Trans., AP-3, 1956, p. 33.

[6] M. BORN et E. WOLF, Principles of Optics, Pergamon, London, 1959.

[7] A. WIRGIN, Comptes rendus, 291, série B, 1980, p. 93.

[8] P. M. VAN DEN BERG, Thèse, Delft, 1971.

[9] J. HAGGLUND et F. SELLBERG, J. Opt. Soc Amer., 56, 1966, p. 1031.

[10] A. WIRGIN, Rev. Phys. Appl. (à paraître).

Laboratoire de Mécanique théorique, Université Paris-VI, 75230 Paris Cedex 05.


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AÊRÔNOMIE. — Augmentation du lithium dans la haute atmosphère à la suite de l'éruption volcanique du Mont Saint-Helens. Note..(*) de Jean-Pierre Jegou et Marie-Lise Chanin, présentée par Jacques E. Blamont.

Les observations du lithium atmosphérique effectuées par sondage laser à partir de l'Observatoire de HauteProvence (44 °N, 6°E) font apparaître une augmentation de deux ordres de grandeur du contenu intégré de cet alcalin dans la période suivant l'éruption, du volcan dé Mont Saint-Helens (46°N, 122°W). L'étude des caractéristiques énergétiques et dynamiques de cette éruption et des conditions de circulation atmosphérique pendant cette période conduisent à penser que le lithium observé est d'origine volcanique.

Lidar soundings of atmospheric lithium performed at the Observatory of Haute-Provence (44°N, 6°E) show an increase of the total content, by two orders of magnitude during the period following Mount Saint-Helens eruption. Study of the energetic and dynamic features of this eruption and of the general atmospheric circulation during that time suggests that the lithium observed is of volcanic origin.

INTRODUCTION. — Le 18 mai 1980 à 15 h 23 GMT, le volcan du Mont Saint-Helens dans l'état de Washington, U.S.A. (46°N, 122°W) entra en éruption. La première éruption fut très violente et projeta dans l'atmosphère la calotte supérieure du volcan, soit un volume de l'ordre de 3 à 7 km 3. Grâce à sa situation géographique, ce volcan a fait l'objet d'une surveillance continue tant, lors des périodes sismiques précédant l'éruption, que par la suite où le nuage de matière éjectée a été analysé dans ses retombées et dans la couche d'aérosols ainsi créée vers 20 km d'altitude. Une quantité non négligeable de matière a pu être injectée dans la mésosphère comme semblent le montrer nos résultats obtenus, sur le lithium dans la haute atmosphère par sondage laser (Lidar) à partir de l'Observatoire de Haute-Provenéë.

CARACTÉRISTIQUES ÉNERGÉTIQUES ET DYNAMIQUES DE L'ÉRUPTION DU MONT SAINT-HELENS. —

Les premières études sismiques et volcaniques de cette éruption ([1], [2]) indiquent que l'éruption majeure a été celle du 18 mai, et qu'elle a éjecte dans l'atmosphère un volume de matière de 5 km 3, tandis qu'il fut d'un ordre de grandeur inférieur lors de l'éruption du 25 mai. 10 mn après le commencement de l'éruption, l'altitude de la colonne de poussière était déjà de 20 km, ce qui indique une formidable puissance éruptive. La durée totale de l'éruption a été d'environ 9 h. Ces résultats ainsi que les données sismiques recueillies pendant les 2 années précédant l'éruption font de celle-ci un événement comparable, par l'origine et l'ampleur des phénomènes observés, à celle du Bezymianny en 1956 dans le Kamchatka [3].

De nombreuses mesures ont été effectuées sur les aérosols créés dans l'atmosphère par l'éruption et ont permis de connaître la concentration, la composition [4] et l'évolution dynamique de ceux-ci. Les résultats obtenus dans les jours suivant l'éruption montrent d'une part, une dissipation rapide des poussières en dessous de 18 km et d'autre part, une grande stabilité d'une couche localisée à 23 km au-dessus du volcan [5]. Ces particules de faible dimension (r< 0,1 mn) ont été attribuées à des silicates de faible masse et à des éléments volatiles.

Une étude comparative de la hauteur atteinte par la colonne de poussières volcaniques [6], nous permet de classer l'éruption du Mont Saint-Helens par ses caractéristiques énergétiques et dynamiques par rapport à huit autres volcans et de déterminer ainsi l'altitude maximale atteinte par les poussières (fig. 1) L'éruption du Mont Saint-Helens s'avère être la plus puissante des éruptions observées dans cette étude, dépassant même celle du Bezymianny par le taux d'éjection en volume. Une altitude de 45 à 50 km, voisine de la stratopause, a donc pu être atteinte par la colonne éruptive.


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Au-dessus de la stratopause, l'atmosphère ne présente plus de stabilité thermodynamique qui puisse s'opposer au transport de matière sous l'effet de la turbulence. Une diffusion de matière dans la mésosphère est alors possible jusqu'au niveau de la mésopause.

RÉSULTATS DES OBSERVATIONS DU LITHIUM ATMOSPHÉRIQUE. — La détection du lithium atmosphérique par sondage laser (Lidar) a déjà fait l'objet de publications et a permis l'étude de la variation saisonnière de cet alcalin entre 80 et 100 km [7]. En deux occasions, Novembre 1978 et Avril 1979, des augmentations inhabituelles de l'abondance totale de lithium ont été observées et ont pu être associées à des lâchers de nuages artificiels à haute altitude par fusée et satellite [8]. L'augmentation de lithium a également été observée à la suite d'explosions de bombes thermonucléaires à moyenne et haute altitude ([9], [10]).

Fig. 1. — Observations de la hauteur atteinte par le nuage en fonction du taux d'éjection en volume pour les huit éruptions des volcans : A. Ngauruhoe, 1974; B. Heimaey, 1973; C. Fuego, 1971; D. Hekla, 1970; E. Soufrière, 1902; F. Hekla, 1947; G. Santa Maria, 1902 et Bezymianny, 1956. La zone hachurée est l'estimation des caractéristiques de l'éruption du Mont Saint-Helens. La courbe théorique approchant au mieux les résultats est représentée (cf. fig. 2 de Wilson et coll. [6]).

L'abondance totale de lithium observée entre le 30 mai et le 5 juin 1980 au-dessus de l'Observatoire de Haute-Provence (44°N, 6°E) est comparée sur la figure 2 aux abondances généralement observées en cette saison (les 11 mai et 28 juin). Les valeurs obtenues moyennées entre 21 h 00 et 01 h 00 TU, montrent que la valeur maximale atteinte le 30 mai est de 2.107 cm" 2, soit 50 fois supérieure au niveau habituel (4.105 cm"2). Or d'après les informations fournies tant par le C.E.A. que par la N.A.S.A., cette augmentation ne peut être associée à l'une ou l'autre des causes citées précédemment. Il y a donc lieu d'étudier une source d'origine volcanique.

MÉCANISMES RESPONSABLES DU TRANSPORT DE LITHIUM. — Le mécanisme de transport vertical le plus efficace dans la mésosphère est la turbulence. La valeur du coefficient de diffusion verticale K^ qui puisse rendre compte des observations peut être évaluée. Le coefficient est approché par l'expression AH 2 /x où AH est la hauteur d'échelle atmosphérique et T le temps de diffusion (nous faisons l'hypothèse de rapport de mélange constant, et nous prenons AH = 7 km). Les mesures de l'abondance de lithium n'ayant débuté que le 30 mai (fig. 2), nous estimons à 12 jours maximum la durée nécessaire à la diffusion du lithium dans la mésosphère et à son transport horizontal, à latitude constante, de 122°W à 6°E. Les profils de vents zonaux obtenus entre 70 et 100 km à la même époque au-dessus de la station de Montpazier (France) [11] indique un temps de parcours de l'ordre de 4 jours à 96 km. Le

LOG. DU TAUX D'EJECTION EN VOLUME , irfts' 1


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temps de diffusion est donc de 8 jours et conduit à une valeur du coefficient moyen Kzz de 7.105 cm2.s- 1. Pour la zone d'altitude considérée, cette valeur peut paraître élevée mais il est à noter que l'énergie contenue dans la colonne éruptive sert en partie à échauffer l'atmosphère. Cette énergie estimée par Wilson [6] à 1018 J au minimum peut se dissiper dans les mouvements convectifs et localement augmenter la valeur de Kzz.

PROFIL EN ALTITUDE DE LITHIUM : ESTIMATION ET OBSERVATIONS. — Nous retiendrons des mesures faites sur les poussières de Mont Saint-Helens les données suivantes :

— à l'altitude de 20 km, on dispose de 11 ug/m 3 de matière dont 5 à 10 % contiennent des silicates métalliques [5];

— la composition des aérosols se situe entre celles des roches de la croûte terrestre et celle du magma, nous conduisant à un rapport en poids de 4.10" 5 pour le lithium. On peut donc estimer la concentration du lithium à 20 km entre 2 et 4.106 at/cm 3 soit une valeur comprise entre 25 et 50 at/cm 3 à 96 km compatible avec les concentrations observées entre le 30 mai et le 4 juin et, en particulier, le 2 juin (fig. 3).

Nous avons porté sur la figure 3 le profil de vent mesuré à la même époque car la présence d'un gradient de vent élevé entre 85 et 93 km joue un rôle dans la répartition verticale des atomes de lithium observée au-dessus de l'O.H.P., la diffusion horizontale et donc la

Fig. 2. — Observations Lidar sur le site de l'O.H.P. des variations temporelles de l'abondance totale de lithium atmosphérique. Les valeurs sont moyennées entre 21 h 00 et 01 h 00 TU et les rectangles représentent leurs incertitudes.

Fig. 3. — Profil de concentration de lithium le 2 juin, entre 21 h 00 et 01 h 00 TU (1). Profil de température typique déduit du modèle de Chandra (2). Profil moyen du vent zonal prépondérant à Montpazier (44°N, 0°E) obtenu par le radar météorique entre le 8 et le 18 juin 1980 (3).


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dissipation de l'inhomogénéité présentant alors des caractéristiques différentes, avec l'altitude. De plus, le profil de température moyenne en cette saison [12] à été porté sur la figure car il influence la transformation de la forme ionique en forme neutre et donc la répartition verticale [8]. On constate que le profil résultant est compatible avec la situation dynamique et thermique.

DISCUSSION, — Nous ne disposons malheureusement d'aucune mesure d'abondance de sodium par Lidar pendant cette période, mais les observations de l'émission nocturne du sodium entre les 3 et 15 juin [13] n'indiquent aucune augmentation notable. Cependant un calcul identique au précédent, en considérant un rapport en poids de 3 % pour le sodium, impliquerait une concentration de 104 at /cm ~3 à 96 km, d'un ordre de grandeur supérieur à la concentration habituelle d'été; ou encore une abondance approchant 4.109cm" 2 considérant un profil donné par la figure 3.

Nous avançons l'hypothèse que le sodium puisse être retenu préférentiellement dans les aérosols stratosphériques composés principalement de sulfates hydratés. En effet, les caractéristiques de formation des sulfates différent d'un alcalin à l'autre et des mesures faites sur les aérosols en dehors de toute injection volcanique [14] montrent un enrichissement net en sodium par rapport aux autres métaux (Ca, K). Cet enrichissement ne peut provenir entièrement d'une source marine car la concentration en chlore dans ces aérosols est insuffisante vis-à-vis du rapport que l'on mesure dans l'eau de mer. Une valeur du rapport Li/Na dans les aérosols serait déterminante mais la sensibilité des appareils est le plus souvent trop faible.

CONCLUSION. — La possibilité d'injection de matière à haute altitude à la suite d'une éruption volcanique particulièrement puissante, et notamment sous la forme de lithium, nous permet d'avancer l'hypothèse que l'observation d'une importante augmentation de lithium à 96 km au-dessus de l'Observatoire de Haute-Provence puisse être directement reliée à l'éruption volcanique du Mont Saint-Helens.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[I] R. S. CROSSON, E. T. SENDO, S. D. MALONE, L. J. NOSON et C. S. WEAVER, Nature, 285, 1980, p. 529. [2] R. L. CHRISTIANSEN, Nature, 285, 1980, p. 531.

[3] G. S. GORSHKOV, Bull. Volcanol, 20, 1959, p. 77.

[4] J. S. FRUCHTER et coll., Science, 209, 1980, p. 1116.

[5] Mount Saint-Helens Studies (Upper Atmospheric Programs Bulletin Issue n° 80-3, 1980).

[6] L. WILSON, R. S. J. SPARKS, T. C. HUANG et N. D. WATKINS, J. Geophys. Res., 83, (B4), 1978, p. 1829.

[7] J. P. JEGOU, M. L. CHANIN, G. MÉGIE et J. E. BLAMONT, Geophys. Res. Let., 1980 (sous presse).

[8] J. P. JEGOU et M. L. CHANIN, Comptes rendus, 290, série B, 1980, p. 325.

[9] D. R. BARBER, Nature, 183, 1959, p. 384.

[10] H. M. SULLIVAN et D. M. HUNTEN, Nature, 193, 1962, p. 1064.

[11] J. L. FELLOUS, Communication privée, 1980. [12] S. CHANDRA, Planet. Space Sc, 28, 1980, p. 585.

[13] J. CHRISTOPHE-GLAUME et G. THUILLIER, Communication privée, 1980. [14] Laramie comparative Experiment, Data Report, 15 mars 1973.

Service d'Aéronomie du C.N.R.S., B.P. n°-3, 91370 Verrières-le-Buisson,


C.R Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 171

GÉOPHYSIQUE. — Augmentation de l''aérosol stratosphérique mesuré par sondage laser à l'Observatoire de Haute-Provence après l'éruption volcanique du Mont Saint-Helens. Note (*) de Jacques Lefrere, Jacques Pelon, Claude Cahen, Pierre Flamant et Gerard Megie, présentée par Jacques E. Blamont.

Une couche d'aérosol très dense, présentant des rapports de diffusion supérieurs à10 à la longueur d'onde de 532 nm a été observée pendant cinq nuits en juillet 1980 au-dessus du site de l'Observatoire de Haute-Provence (lat. 44°N,lông. 6°E). Située à l'altitude de 21,5 km et d'épaisseur inférieure à 1 kms cette couche d'aérosol est issue de l'injection dans la stratosphère de poussières volcaniques lors de l'éruption du Mont Saint-Helens (lat. 46°N, long. 122°0) les 18 et 25 mai 1980. Le transport de ce nuage est analysé par rapport au régime général des vents dans la basse stratosphère. Une valeur supérieure du coefficient vertical de diffusion turbulente est estimée à 0,01 m .s- 1.

An aerosol loyer, with scatiering ratios larger than 10 at 532 nm has been obsewedin.July 1980 above the HauteProvence Observatory (44°N, 6°E). This loyer located at 21.5 km with a vertical extension smaller than 1 km, is related to the injection of volcanic debris in the stratosphere after Mount Saint-Helens (46° N 122° W) major eruptions of May 18 and May 25, 1980. The horizontal transport of the observed loyers is analysed in terms of the general stratospheric circulation. A maximum value of the vertical diffusion coefficient (0.01. m2.s~') has been derived.

DISPOSITIF EXPÉRIMENTAL. — La partie active du système de mesure Lidar est constituée d'un laser Nd3+ YAG émettant à la longueur d'onde de 1064 nm dès impulsions de durée 15 ns à la fréquence de 10 Hz; le doublage en fréquence par un cristal de KDP permet d'obtenir des impulsions de 300 mj de largeur spectrale 0,01 nm à la longueur d'onde de 532 nm; en effet, bien que les processus de diffusion élastique du rayonnement par l'atmosphère utilisés dans cette mesure ne soient pas sélectifs, l'optimisation de là longueur d'onde émise doit être réalisée dans un domaine spectral limité :

— vers l'infrarouge par la décroissance de l'efficacité de la diffusion en fonction de la longueur d'onde et par la chute de rendement quantique des détecteurs;

— vers l'ultraviolet par l'extinction rapide du signal due aux bandes d'absorption de l'ozone atmosphérique.

Le faisceau laser est émis verticalement dans l'atmosphère. Un télescope de 30 cm de diamètre pointant le zénith collecte le flux de photons rétrodiffusé par le gaz et l'aérosol atmosphérique [1]; l'axe du télescopé de réception est parallèle à l'axe d'émission du faisceau laser et distant de 2 m afin d'éviter la saturation du détecteur par l'écho laser très intense provenant des couches les plus basses de l'atmosphère (inférieures à 1 km). Pour minimiser lé signal parasite dû à la luminance du ciel, les observations ont actuellement lieu de nuit et le système optique de réception comporte un filtre interférentiel de bande passante 0,5 nm. La détection s'effectue à l'aide d'un photomultiplicateur de sensibilité cathodique absolue 55mA/W; la variation sur plusieurs ordres de grandeur du courant anodique implique l'utilisation Simultanée de deux modes d'acquisition :

— échantillonnage à 10 MHz du courant pour les altitudes comprises entre 0 et 30 km, à l'aide d'un analyseur de transitoires Biomation 1010;

— comptage d'impulsions par intervalles de 6 us pour les altitudes comprises entre 25 et 150 km.

Un ordinateur PDP 11-34 permet le stockage et la sommation en temps réel des données ainsi qu'un traitement numérique différé. La résolution verticale de 60 m entre 0 et 30 km peut être dégradée au profit de la précision lors du traitement. Les résultats présentés ici ont été obtenus par des sondages utilisant en moyenne 10000 tirs laser, ce qui nécessite environ 17 mn.


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RÉSULTATS. — Le signal S (z) détecté par le photomultiplicateur et provenant de l'altitude z s'écrit [1] :

avec C, Cte caractérisant l'efficacité du système Lidar; z0, altitude de la station; a(z), coefficient d'extinction; P(z), coefficient de rétrodiffusion.

Les coefficients d'extinction a(z) et de rétrodiffusion P(z) représentent la somme des contributions (oc,„(z) et P,„(z)) de la diffusion par les molécules — diffusion Rayleigh — et (OLP(Z) et Pp,(z)) de la diffusion par les particules — diffusion Mie dans le cas de particules sphériques — :

Les mesures effectuées en juillet 1980 mettent en évidence une augmentation considérable du signal rétrodiffusé due à la présence d'une fine couche d'aérosol située à une altitude de 21,5 km (fig. 1). La courbe du signal corrigé du facteur géométrique S(z)x(z — z0) 2, en coordonnées semi-logarithmiques, présente, en l'absence d'aérosol, une pente égale à l'inverse de la hauteur d'échelle de l'atmosphère, voisine de 6 km pour la basse stratosphère. La contribution, Pp(z) de l'aérosol atmosphérique se superposant à celle, P,„(z) du gaz atmosphérique (fig. 2) est caractérisée par le rapport de diffusion :

La concentration atmosphérique totale n(z) déduite des mesures effectuées par .radiosondages à Nîmes (43,6°N; 25°E) permet d'obtenir la quantité CP(z)/n(z) proportionnelle au rapport de diffusion R(z). En supposant l'existence [2] d'une couche atmosphérique sans aérosol pour laquelle le rapport de diffusion est égal à l'unité, il est possible de procéder à une normalisation de C P (z)/n (z) et de tracer des profils de rapport de diffusion en fonction de l'altitude (fig. 3). Les barres d'erreur représentées ne prennent en considération que les fluctuations statistiques du courant de photomultiplicateur.

PISCUSSION. — Le régime général de la circulation stratosphérique d'une part et les valeurs atteintes par le rapport de diffusion d'autre part conduisent à distinguer deux zones d'altitude pour! l'étude des couches d'aérosol observées :

— dans la basse stratosphère tout d'abord (12-18 km), la composante zonale du vent moyen à l'époque du solstice d'été entre 30 et 50°N est dirigée vers l'Est [3] comme le confirment d'ailleurs les trajectoires des poussières volcaniques du Mont Saint-Helens

EXPLICATION DES PLANCHES

Planche 1

Fig. 1. — Signal rétrodiffusé en fonction de l'altitude à la longueur d'onde de 532 nm; nuit du 12 au 13 juillet.

Fig. 2. — Signal corrigé du facteur géométrique; nuit du 12 au 13 juillet.

Fig. 3. — Rapports de diffusion à la longueur d'onde de 532 nm.(-k) N.B.: Changement d'échelle pour les nuits des 9-10, 10-11 et 12-13 juillet 1980.


PLANCHE I JACQUES LEFRERE


PLANCHE II


C.R.Acad.Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 175

Planche II

Fig. 4. — Évaluation des trajectoires à 100 et à 50 mb du nuage de poussières volcaniques injecté le 18 mai 1980 lors

- de l'éruption du Mont Saint-Helens (étoile noire) : trajectoire d'Ouest en Est à 100 mb (flèches noires); trajectoire

d'Est en Ouest à 50 mb (flèches blanches). L'observatoire de Haute-Provence est indiqué par un disque noir.

reconstituées pour le niveau 200 mb jusqu'au 31 mai 1980 [4]. Nous avons observé la présence continue de nombreuses couches d'aérosol diffuses correspondant à des rapports de diffusion compris entre 1,2 et 1,5 et situées entre 12,et 18km; ce type de couches a été également détecté par différentes stations Lidar aux États-Unis et en Europe [5]. La trajectoire de ces poussières a été évaluée à partir des données de vent au niveau 100 mb en négligeant la diffusion horizontale et les mouvements Verticaux : les couches d'aérosol détectées vers 16 km ont donc effectué plus d'une révolution vers l'Est à une latitude voisine dé45°N entre le 18 mai et le début du mois de juillet, ce qui peut expliquer leur dispersion. Le caractère diffus et la répartition en altitude variable de ces couches ne permettent pas de déduire les paramètres de transport contrairement à l'analyse qui sera faite pour la zone d'altitude: supérieure;

...v— nous avons d'autre part détecté le passage à 21,5 km d'altitude d'une couche d'aérosol très dense et très fine, caractérisée par des rapports de diffusion à 532 nm compris entre 2 et 10 du 9 au 13 juillet; dès le 16 juillet, nous n'observons plus qu'une série de couches résiduelles beaucoup moins denses. Par ailleurs, la zone d'altitude située au-dessus de 20 km est soumise à un régime de vents dirigés vers l'Ouest et d'amplitude plus faible à la même époque entre 30 et 50°N. Ce nuage à 21,5 km avait déjà été observé lors de son passage au-dessus du Japon à la mi-juin [5] et a donc suivi une circulation d'Est en Ouest. En faisant l'hypothèse d'une circulation purementzonale, on évalue le long du parallèle à 45°N la valeur moyenne du vent horizontal à cette altitude à environ 4 m/s, ordre de grandeur compatible avec les moyennes utilisées dans.les modèles stratospheriques [3].

La persistance d'une faible extension verticale dans la couche d'aérosol à 21,5 km environ 50 jours après l'éruption du Mont Saint-Helens montre que les processus de diffusion verticale sont restés peu efficaces dans cette zone d'altitude. Si l'on fait l'hypothèse d'une répartition verticale gaussienne du rapport de mélange de l'aérosol dans la couche à 21,5 km et de la conservation de la quantité intégrée pendant le transport, la demi-épaisseur de la couche a(t) suit la loi de diffusion

où a (0) est la demi-épaisseur initiale et K le coefficient vertical de diffusion turbulente. La très grande résolution en altitude de la mesure du rapport de diffusion permet d'évaluer la demihauteur de la couche à environ 300 m en supposant sa composition homogène. On peut ainsi fournir une estimation supérieure du coefficient vertical de diffusion turbulente :

Cette valeur s'avère toutefois inférieure d'un ordre de grandeur environ au terme diagonal K.du tenseur de diffusion généralement adopté dans les modèles stratospheriques ([6], [7]). L'existence d'un puits d'aérosol de nature chimique ou l'influence du gradient vertical de vent horizontal pendant le transport pourraient expliquer la faible épaisseur de la couche observée à 21,5 km. .

(*) Remise le 24 novembre 1980.

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 2) Série 11 — 13


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[1] R. T. H. COLLIS et P. B. RUSSELL, Lidar Measurement of Particles and Gases by Elastic Backscattering and Differential Absorption, dans Laser Monitoring ofthe Atmosphère, 1976, p. 71, Springer-Verlag.

[2] P. B. RUSSEL, T. J. SWISSLER et M. P. MCCORMICK, Appl. Opt., 18, n° 22, 1979, p. 3783-3797.

[3] H. VAN LOON, R. L. JENNE et K. LABITZKE, Climatology of the Stratosphere in the Northern Hémisphère, Part 2. Geostrophic Winds ai 100, 50, 30 and 10 mb (Meteorol. Abhandl., 100, 1972).

[4] R. R. DRAXLER, N.O.A.A., Observing and Forecasting the Path of Volcanic Emissions after an Eruption (Tenth International Laser Radar Conference, Silver Spring, U.S.A., 6-9 octobre 1980).

[5] Proceedings of the 10 th International Laser Radar Conference, Silver Spring, U.S.A., 6-9 octobre 1980.

[6] P. HYSON, P. J. FRASER et G. 1. PEARMAN, J. Geophys. Res., 85, n° C8, 1980, p. 4443-4455.

[7] G. BRASSEUR, Proceedings of the NATO Advanced Study Institute on Atmospheric Ozone, A. AÏKIN, éd., Portugal, 1-13 octobre 1979, p. 790.

J. L., J. P., C. C. et G. M. : Service d'Aéronomie du C.N.R.S.,

B. P, n° 3, 91370 Verrières-le-Buisson;

P. F. : Laboratoire de Météorologie dynamique du C.N.R.S.,

Ecole polytechnique, 91128 Palaiseau.


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CATALYSE. — Etude, par réduction programmée en température, de l'influence du potassium sur la rédiictibilité de l'oxyde de nickel déposé sur alumine. Note (*) de Jacques Lemaitre et Marwan Houalla, présentée par Paul Laffitte.

Par réduction programmée en température de catalyseurs contenant NiO déposé sur des alumines y modifiées au potassium, on détecte la présence d'une espèce oxydée de ce dernier aux hautes teneurs dont l'apparition s'accompagne de celle d'une espèce mixte associant le nickel et l'alumine.

Thermoprogrammed reduction TPR studies have been carried out on a series of samples containing 10 per cent NiO supported on y alumina modified with various amounts of potassium. The results show that above a certain threshold of concentration in potassium, the formation of superoxide KO^^ytakes place concomittanily with an increase in the proportion of nickel phase combined with the alumina carrier.

Dans des travaux précédents ([1], [4] ), nous avons étudié l'influence des modificateurs sur la dispersion, la répartition sur le support et l'interaction avec lui de l'oxyde de nickel déposé sur l'alurnme Les résultats indiquaient que, pour de faibles teneurs en sodium et en potassium, le métal alcalin semblait exercer un effet légèrement défavorable sur la dispersion. C'est dans le cas des solides les plus riches en alcalis que le rôle de Na et K apparaissait de la manière la plus spectaculaire : ils provoquaient, aux plus fortes teneurs, une augmentation à la fois de l'hétérogénéité de répartition et de la dispersion de la phase supportée.

Il était logique de poursuivre l'étude de ces systèmes en recherchant comment la réductibilité de la phase supportée serait affectée par la présence de modificateurs. La méthode traditionnelle d'étude isotherme de la réduction s'étant révélée fastidieuse, nous nous sommés tournés vers la réduction programmée en température (RPT), décrite antérieurement par Robertson et coll. [5]. Cette technique permet d'obtenir, en une expérience seulement, le spectre de réductibilité du solide étudié en fonction de la température, l'existence de différentes espèces réductibles se traduisant par différents pics, de réduction apparaissant à des températures caractéristiques.

La présente Note rapporte les résultats préliminaires, obtenus par RPT, de l'influence exercée par l'ajoût, au support, de teneurs croissantes de potassium, sur la réductibilité. de l'oxyde de nickel déposé.

Les alumines modifiées ont été obtenues par imprégnation à sec, c'est-à-dire par addition d'un volume de solution de nitrate de potassium égal au volume poreux du solide. L'alumine utilisée était de là variété gamma (Houdry 0415); elle possédait une surface spécifique de 140 m 2. g- 1 et un volume poreux de 0,45 cm 3. g~ 1. Le solide a été ensuite séché pendant 2 h à 110°C, puis calciné à 600°C pendant 12 h. Les divers échantillons sont désignés par ALKx, où x exprime le pourcentage en poids, arrondi à l'entier, de K20. Les teneurs exactes en K20 de ces solides sont consignées dans le tableau.

TABLEAU Teneurs en K20 des alumines modifiées. AlKx AlK1,5 AlK3 AlK5 AlK8 AlK10

Pour-cent K20 en poids 1,38 2,72 5,3 7,74 10,44

Les oxydes de nickel supportés ont été préparés par imprégnation à sec des alumines modifiées ainsi obtenues par une solution aqueuse de nitrate de nickel Les solides ont été ensuite séchés 2 h à 110°C. La calcination, sous air, a été effectuée pendant 6 h à 500°C pour


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la série S500 ou à 600°C pour la série S600. La teneur en NiO a été maintenue constante et égale à 10 pour cent en poids calculée sur le solide final. Les échantillons sont désignés par le symbole NiAlKx.

Les thermogrammes de réduction ont été obtenus à l'aide d'un montage réalisé en acier inoxydable sur base du schéma proposé par Robertson et coll. [5] et modifié suivant les suggestions de Cvetanovic et coll. [6]. Dans le montage, l'échantillon analysé est placé dans un réacteur parcouru par un courant de gaz réducteur et placé dans un four dont on augmente linéairement la température. Le gaz réducteur est analysé en continu, après passage dans le réacteur, à l'aide d'un catharomètre; le signal de celui-ci est proportionnel à la quantité de gaz réducteur consommée à chaque instant, et donc, à la vitesse de réduction.

On obtient ainsi un diagramme de la vitesse de réduction en fonction de la température. Il est utile pour la suite de noter ici que, si la vitesse de montée en température est bien constante, l'aire comprise entre la courbe de réduction et l'axe des abscisses est proportionnelle à la quantité totale de gaz réducteur consommée au cours de l'expérience, et donc à la quantité de matière réductible présente dans l'échantillon. Le gaz réducteur était un mélange de 5 % de H2 dans Ar (mélange précis, « Air Liquide »). Son débit était fixé à 35 ml. mn 1. Après passage dans le réacteur et avant le détecteur, le gaz était séché dans un piège refroidi à — 95°C par un mélange n-heptane-air liquide. La montée en température du réacteur était linéaire et fixée à 10°C. mn" 1. La quantité de solide placée dans le réacteur était d'environ 50 mg. Chaque échantillon était calciné in situ dans un courant d'oxygène pur, à 400 C pendant 1 h, préalablement au cycle de réduction; de cette façon, on éliminait l'eau éventuellement adsorbée sur le solide.

Les figures 1 et 2 présentent l'évolution des thermogrammes de réduction des séries S500 et S600 en fonction de la teneur en K. L'examen des figures montre la complexité du rôle des modificateurs sur l'interaction entre la phase réductible et le support. On peut, en effet, distinguer au moins trois vagues de réduction apparaissant respectivement dans les domaines de température suivants : 300-500°C (T1); 500-750°C (T2) et 750-850°C (T3). Pour la série

Fig. 1. — Diagramme de thermoréduction des solides de la série S500. Chaque courbe porte un chiffre correspondant au pour-cent en poids de K20 du support.


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Série II - 179

S500 (fig. 1), le pic T1 augmente considérablement avec la teneur en K du solide; l'augmentation la plus importante a lieu pour les teneurs les plus fortes en K. Les pics dans la zone T2 évoluent de manière complexe avec la teneur en K. Enfin le pic T3 augmente avec la teneur en K. v.

Le pic T1 ne peut être attribue à une consommation d'hydrogène due à la seule réduction de NiO : en effet, l'aire engendrée par le pic T1 atteint jusqu'à 7 fois l'aire correspondant théoriquement à la réduction complète dé l'oxyde de nickel présent dans l'échantillon. Ceci suggère que le pic T1 doive être attribué à une phase réductible contenant le modificateur. Vu la nature de celui-ci et les conditions de préparation des solides, cette phase pourrait être du

type peroxyde K202 ou supéroxyde K02, de potassium [7]. Le pic T3, survenant à la température la plus élevée, et caractérisant ainsi une espèce particulièrement résistante à la réduction, devrait logiquement être attribué à l'aluminate de nickel NiAl204. Les pics apparaissant dans la zone T2 semblent donc refléter la présence de plusieurs espèces de typé NiO finement dispersé, en interaction plus ou moins forte avec le support, voire des ions Ni 2 + échangés avec les hydroxyles du support au cours de l'étape d'imprégnation.

L'attribution des différents pics développée ci-dessus semble confirmée par les diagrammes RPT relatifs à la série S600 (fig. 2). Il est raisonnable de concevoir qu'une température plus élevée de calcination favorise la formation d'aluminate de nickel au détriment des espèces NiO les plus finement dispersées ou les ions Ni 2 + échangés. D'autre part, on sait que la stabilité des oxydes supérieurs de potassium diminue lorsque la température augmente, au profit de l'oxyde non réductible [7]. On explique ainsi en comparant la figure 2 à la figure 1 que le pic T3-, attribuable à-HiAl204 est renforcé au détriment de T2, tandis que T1 caractéristique du modificateur, se trouve fortement atténué.

Une telle attribution des pics est, en outre, compatible avec le mécanisme d'action déjà proposé pour les modificateurs ([1], [4]). Celui-ci implique la présence, dans les solides les plus riches en alcalins, d'espèces libres de K ou de Na; celles-ci, en agissant sur le pH de la solution lors de l'imprégnation par le nitrate de nickel, permettent une adsorption plus forte des espèces, Ni2+ , donc une dispersion plus importante de celles-ci et, finalement, une plus

Fig. 2. — Diagramme de thermoréduction des solides de la série S600. Chaque courbe porte Un Chiffre correspondant au pour-cent en poids de K20 du support.


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grande réactivité avec le support au cours de la calcination, pour former NiAl204. Ceci rend compte de l'augmentation, avec la teneur en K du support, des pics T1 et T3 attribués, respectivement, au modificateur et à l'aluminate de nickel.

(*) Remise le 17 novembre, acceptée le 8 décembre 1980. [1]. M. HOUALLA et B. DELMON, Comptes rendus, 289, série C, 1979; p. 77. [2] M. HOUALLA et B. DELMON, Comptes rendus (à paraître). [3] M. HOUALLA, F. DELANNAY et B. DELMON, J. Phys. Chem. (à paraître).

[4] F- DELANNAY, M. HOUALLA, D. PIROTTE et B. DELMON, Surface and Interface Analysis, 1, 1979,.p. .172. [5] S. D. ROBERTSON, B. D. MCNICOL, J. H. DE BAAS et S. C. KLOET, J. Catal, 37, 1975, p. 424. [6] R. J. CVETANOVIC et Y. AMENOMIYA, Adv. Catal., 17, 1967, p. 103.

[7] F. A. CoTTON et G. WILKINSON, Advanced Inorganic Chemistry, Interscience Publishers, 1972, p. 196 et p. 416.

Groupe de Physico-Chimie minérale et de Catalyse,

Université catholique de Louvain,

1, place Croix-du-Sud, B 1348 Louvain-la-Neuve, Belgique.


Ç.R, Acad. Se, Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II -181

■ CHIMIE PU SOLIPE. - Le système AgxBixZr1_xS2, Note..(*) de Dominique Vailhen, Omar Abôu Ghaloun, Patrick Chevalier et Luc Trichet, transmise par Paul Hagenmullér.

Le système Ag^BiIZr1^,jS2 a été étudié pour Ogxgl. Deux phases ont été caractérisées : une phase étroite de type spinëlle centrée sur la composition x = 0,35, une phase de type: NaCl pour 0,90<xîgl, Des mesures.;.dé conductivité par impédance complexe ont été effectuées; elles mettent en évidence dés valeurs plus de dix fois supérieures à-celles obtenues pour lés systèmes isotypes Ag,M^r1_^S2 (M =In, Y).

The System AgxBixZrx_:^i has been studied in the Ogxgl range. Two phases were çharacterized: a narrow spinel type phase around the composition x —0.35, a NaCl type phase in tlie\ domain 0.90<xgl. Conductivity mëasûrémentscàrrieàout by means ofiliecompleximpédancemethodshow thatihe conductivity is more than ten times -greqter than the values obiainedfor the isotype Systems: AgxMxZrî_xS2 (M=In, Y).

"'. INTRODUCTION. — L'étude- des facteurs influant sur la mobilité de l'ion alcalin dans les . phases de formulation A^M^Ti^S, (A = Li, Na; M = In, Y; T = Zr,.Sn) a montré que cette mobilité est d'autant plus élevée que le réseau d'accueil sulfuré est plus cuvaient. C'est ainsi que l'énergie d'activation du mouvement des ions est de 0,28 et de 0,41 eV respectivement pour rindium et l'yttrium pour la même teneur en sodium (x=0,50)([l]-[4]). "!.

Ces résultats ont été transposés dans des phases de même formulation mettant en jeu de l'argent ou du cuivrea la place de l'alcalin ([5]-[7]). Pans le présent travaille choix du bismuth comme métal trivalènt se justifie par le fait que, moins électropositif que l'indium et que ryttrium, il pourrait conduire à des conditions plus favorables pour la conduction ionique; les électronégativitês du bismuth, de l'indium et de l'yttrium étant respectivement 1,9,1,7 et 1,2 dans l'échelle de Pauling.

On connaît par ailleurs le succès des études récentes dé mobilité de l'ion F~ dans des systèmes du' type MF-BiF3 (M=K, Rb) ([8], [9]).

PRÉPARATION. — Les échantillons sont obtenus par chauffage en tubes de silice scellés sous vide à.800°C, de mélanges de AgBiS2 et ZrS2 selon la réaction : .

Pes essais préliminaires ont montré qu'il était difficile d'obtenir le composé Ag;cBiKZr1_:cS2 pur à partir de mélanges pulvérulents. Pe meilleurs résultats ont été obtenus par pastillage du mélange initial : les sulfures de départ sont mélangés par broyage puis pastillésàtempératùre ambiante sous une pression de.5 kbar. La pastillé obtenue est chauffée en tube de silice pendant 10 jours à une température croissant progressivement jusqu'à 800°C. Cette première opération est suivie d'un deuxième cycle de chauffage identique au premier après broyage intermédiaire de la pastille.

Les sulfures de départ sont obtenus par synthèse directe à partir des éléments (s'oufre « KochLight » de pureté 4 N,zirconium et argent « Scliuchard »à:99,5 % et yttrium « Koch Light » à 99 ■%). AgBiS2 est préparé à 750°C et ZrS2 est obtenu par la méthode habituelle [1]■

:■'- ÉTUDÉDU SYSTÈME. CARACTÈRISATION. — L'étude des diagrammes de poudre permet -de reconnaître l'existence de deux phases. La première, riche en argent, existe pour 0,90 <x g 1. Elle est de type NaCl avec un paramètre pratiquement indépendant de x :(fl.=5,653.+0,003^:), compatible avec la valeur trouvée par Geller et Wernick [10] pour la forme haute température de AgBiS2 (a=5,648±0,003À).


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La deuxième possède un domaine d'existence étroit autour de la composition x—0,35+0,03. Son diagramme de poudre est donné dans le tableau I. Il est indexable en système cubique avec un paramètre a = 10,864 + 0,003 Â. Seules apparaissent les réflexions dont les indices satisfont à la condition générale h + k, k + l, l + h=2n et à la condition particulière k+l=4n pour les 0 kl. Ces règles permettent de reconnaître le groupe spatial F d 3 m. Ceci suggère une structure spinelle, structure qui a déjà été établie pour les systèmes AgbcM;cZr1_;cS2 avec M = In, Y. Notons toutefois que dans ces deux derniers systèmes les plages de composition de la phase spinelle étaient plus étendues : 0,40<x<0,50 pour l'indium, 0,37<x<0,50 pour l'yttrium [5].

TABLEAU I Diagramme de poudre de Ag035Big35Zr065S2, a= 10,864 A

h k 1 dobs dcalc Intensité

1 1 1 6,27 6,27 16

2 2 0 3,83 3,84 16

3 1 1 3,27 3,28 100

2 2 2 3,137 3,136 11

4 0 0 2,717 2,716 36

4 2 2 2,218 2,218 7

3 3 3

5 1 1 2' 090 2, 091 33

4 4 0 1,919 1,920 55

5 3 1 1,836 1,836 5

h k l dobs d calc Intensité

6 2 0 1,717 1,718 2

5 3 3. 1,656 1,657 10

6 2 2 1,635 1,638 5 444 1,568 1,568 5

5 3 1 (

7 1 1 ) 1,522 1,521 3

6 4 2 1,452 1,452 2

5 5 3

7 3 1 1, 414 1, 414 12

8 0 0 1,358 1,358 5

Les calculs structuraux effectués à partir des intensités mesurées sur des enregistrements sur compteur « Siemens » confirment cette hypothèse. Le facteur de rehabilité prend la valeur R=0,056 dans le cas où l'argent est placé en sites tétraédriques, le bismuth et le zirconium en sites octaédriques. Il s'élève à la valeur R=0,14 lorsque le bismuth est placé en sites tétraédriques, les facteurs d'agitation thermique isotrope prenant de surcroît des valeurs aberrantes. Le spinellê est donc direct.

Ces résultats sont en accord avec ceux obtenus notamment pour lesphases Ag^M^Z^ _ XS2 avec M=In,Y [5]. Dans ces deux systèmes, l'étude structurale était rendue plus délicate en raison de l'isoélectronicité de Ag+ et In 34" d'une part et de Zr4+ et Y3+ d'autre part. Ici les calculs confirment sans ambiguïté possible, l'occupation par l'argent de sites tétraédriques.

Les positions atomiques, les facteurs d'agitation thermique isotrope et les distances métalsoufre sont indiqués dans le tableau IL On peut remarquer que la cote du soufre s'écarte peu de la position idéale (u = 0,383 au lieu de 0,375). Cette cote est identique à celles trouvées dans

TABLEAU II Coordonnées, facteurs d'agitation thermique isotrope et distances métal-soufre dans

Distances Atomes Position x,y,z B(À 2) -S(À)

Ag 8a 0 1,07 2,505

Bi 16d 0,625 2,60 2,631

Zr 16d 0,625 2,60 2,631

S 32c 0,383 1,56


C. R. Acad Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Série II — 183

les systèmes à l'indium et à l'yttrium (0,382 et 0,383 respectivement). La distance Ag-S de 2,50Â est intermédiaire entre celles calculées pour les mêmes systèmes. Elle était de 2,47Â pour l'indium et de 2,52Â pour l'yttrium. La valeur déterminée de façon systématique par Tretyakov dans les spinelles où l'argent occupe les sites tétraédriques est de 2,445Â [11]. Cette distance s'élève à 2,826Â lorsque l'argent est en site octàédrique dans la phase dé type NaCl plus riche en argent.

MESURES ÉLECTRIQUES. — Ces mesures utilisent la méthode des impédances complexes et sont effectuées entre 20 Hz et 40 kHz à des températures variant entre l'ambiante et 200°C. Les échantillons sont des pastilles frittées à 450°C, leur compacité est de l'ordre de 80 %; des électrodes d'or sont déposées sur les deux faces par évaporation sous vide. La figure montre les droites obtenues en portant log a T en fonction de 103/T pour la composition x=0,35 (dans la phase de type spinelle) et x = 0,925 (dans la phase de type NaCl). Elles sont comparées aux droites obtenues pour les composés Ag045In0 45Zr0!55S2 et Àg040Y040Zr0 60S2 [5]. Ces droites caractérisent une variation selon la loi d'Arrhenius GrT=.A«xp^É/feT).

Le tableau III donne les valeurs de l'énergie d'activation et de là conductivité à 100°C pour les différents composés précédents. .

TABLEAU III

Énergie d'activation et conductivité à 100° C pour divers composés AgxMxZr1^xS2(M;=In,Y,Bi)

CONCLUSION. — Il apparaît que l'énergie d'activation observée pour les composés au bismuth n'est pas plus faible que dans le cas d'un composé à l'indium, contrairement aux prévisions. Par contre la valeur de la conductivité est plus de 10 fois plus élevée dans le

Variation de log;(cT) en fonction de 103/T pour diverses compositions des phases Ag^M^^ _ XS2, (M = In, Y, Bi).


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domaine de température étudié. De plus cette plus grande valeur de la conductivité est obtenue, pour une teneur plus faible en argent dans la phase de type spinèlle. Il est donc manifeste que la mobilité des porteurs est accrue dans le système au bismuth.

Dans le cas de la phase de type NaCl, les comparaisons sont plus difficiles car un tel type de phase n'était pas observé dans les autres systèmes. Dans cette phase l'argent occupe un site nettement plus grand, de plus l'empilement est moins compact : le paramètre de cette pha$e (a = 5,65Â) est supérieur de 4 % à la moitié du paramètre de la phase spinelle (a= 10,86Â). Cette condition, favorable, est contrebalancée par le fait que, contrairement à ce qui se passe dans la structure spinelle, les sites octaédriques sont ici presque tous occupés, le déplacement de l'argent en est donc rendu plus difficile.

(*)■ Remise le 12 janvier 198.1.

[1]: L. TRICHET et J. ROUXEL, Mat. Res. Bull, 12, 1977, p. 345.

[2] P. COLOMBET, M. DANOT et J. ROUXEL, Rev. Chim. min., 15, 1978, p. 471.

[3] O. ABOU GHALOUN, P. CHEVALIER, L. TRICHET et J. ROUXEL, J. Sol. State Chem,, 32, 1980, p. 21.

[4] O. ABOU GHALOUN, P. CHEVALIER, L. TRICHET et J. ROUXEL, Rev. Chim. min. (à paraître).

[5] P. CHEVALIER, A. LOUISY, L. TRICHET et J. ROUXEL, Ann. Chim. Fr., 3, 1978, p. 453.

[6] P. COLOMBET, M. DANOT et J. ROUXEL, Rev. Chim. Min., 16, 1979, p. 179.

[7] O. ABOU GHALOUN, P. CHEVALIER et L. TRICHET, Comptes rendus, 290, série C, 1980, p. 181.

[8] C LUCAT, Ph. SORBE, J. PORTIER, P. HAGENMULLER et J. GRANNEC, Mat. Res. Bull, 12, 1977, p. 145.

[9] S. MATAR, J. M. REAU, C LUCAT, J. GRANNEC et P. HAGENMULLER, Mat. Res. Bull, 15, 1980, p. 1295.

[10] S. GELLER et J. H. WERNICK, Acta Cryst., 12, 1959, p. 46.

[11] Yu D. TRETYAKOV, I. V. GORDEEV et YA A. KESLER, J. Sol. State Chem., 20, 1977, p. 345.

Laboratoire de Chimie des Solides, L.A. n° 279, 2, rue de la Houssinière, 44072 Nantes Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II -185

CHIMIE MINÉRALE MOLÉCULAIRE. — Sur un nouvel arséniate-tellurate de césium. Synthèse et données cristallographiques. Note (*) de Marie-Thérèse Averbuch-Pouchot, transmise par Erwin-Félix Bertaut.

On décrit la préparation chimique et les principales caractéristiques cristallines d'un nouvel arséniate-tellurate : Te(OH)6.CsH2As04.Cs2HAs04: Ce composé est monoclinique (P21/a) avec a = 12,59(3), b = 7,222(3), c = 8,579(3) Â,p = 90,65(5)° et Z=2. Il est isotype du sel correspondant de rubidium précédemment décrit par l'auteur.

We describe chemiçal préparation and give crystal data for a new cesium arsenate-tellurate: Te^H^.CsH^sO^.CsJHAsO^ This compound is monoclinic (P21/a) with a = 12.59(3), 6=7.222(3), c=8.579(3)Â, P = 90.65(5)° anàZ — 2. This salt is isotypic with thecorresponding rubidium salt already described by the author

INTRODUCTION. — Une quinzaine de phosphate-tellurates et d'arséniate-tellurates ont déjà été décrus ([1], [2]). Dans tous les cas l'étude des structures cristallines montre la coexistence de groupements octaédriques TeOb et de groupements tétraédriques P04 ou As04 indépendants, dans les arrangements atomiques.

Nous décrivons dans ce travail la préparation chimique et les principales caractéristiques cristallines d'un nouvel arséniate-tellurate de césium : Te(OH)6. CsH2As04.Cs2HAs04.

PRÉPARATION CHIMIQUE. — Dans une solution concentrée d'un mélange d'acide arsénique et d'acide tellurique dans le rapport As/Te = 4, on ajoute lentement du carbonate de césium jusqu'à obtenir le rapport Te/As/Cs : 1/4/5. La liqueur ainsi obtenue est portée durant quelques minutes à 60°C puis abandonnée à température ambiante. Au bout de quelques jours apparaissent les premiers cristaux de Te(OH)6.CsH2As04.Cs2HAs04

ÉTUDE CRISTALLOCHIMIQUE. — L'étude d'un monocristal par la méthode de Weissenberg montre que ce composé est de symétrie monoclinique. Les extinctions observées :

conduisent sans ambiguïté au groupe spatial P21/a. Après affinement par une méthode de moindres carrés des données angulaires mesurées à l'aide d'un diffractomètre « Philips Norelco » opérant à la longueur d'onde du cuivre Kaiffi2 avec une vitesse de balayage de 1/8°(0)/ mn, on est conduit aux valeurs suivantes pour les paramètres de la maille 0=12,59(3;), fj = 7,222(3), c = 8,579(3)Â, 0 = 90,65(5)°. La maille de volume 780Â 3 renferme deux unités formulaires. La densité calculée est 3,870.

Le tableau fournit le dépouillement d'un diagramme de poudre de ce sel. Les intensités reportées dans ce tableau sont les hauteurs des pics au-dessus du fond continu.

Les analogies des formules chimiques, des dimensions des paramètres de réseau et de groupe spatial montrent que ce composé est isotype de Te (OH)6. Rb2HP04. RbH2P04 [4] et de son homologue arséniate Te (OH)6. Rb2HAs04. RbH2As04 [4]. La structure de ce type de composé a été résolue à l'aide du phosphate-tellurate de rubidium [3].


186 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

TABLEAU Dépouillement d'un diagramme de poudre de Te(OH)6.CsH1AsOl.Cs2HAsOi.

h k l dcal dobs Iobs h k 1 dcal dobs Iobs

0 0 1 8,58 8,52 2 2 2 0 3,13 2 0 0 6,29 - - 4 0 1 2,965

1 1 0 6,26 6,27 2 2 2 1 2,947

0 11 5,52 - - .401 2,943

2 0 1 5,10 - - 2 2 1 2,936 1 1 1 5,07 - - 4 10 2,884

20 1 5,05 00 3 2,859 2,862 9

1 1 1 5,04 3 12, 2,783 2,785

2 10 4,74 - - 0 2 2 2,762

0 0 2 4,29 4,29 4 3 12 2,756 2,756 3

2 1 1 4,17 - - 4 11 2,743

2 1 1 4,14 - - 3 2 0 2,737 2,734 1 0 1 2 3,69 - - 4 11 2,725 2,721 1

3 1 0 3,63 3,63 33 12 2 2,702 2,702 1

0 2 0 3,61 3,61 100 12 2 2,694

2 0 2 3,56 0 13 2,658 2,658 3

T 1 2 3,55 2 0 3 2,614

2 0 2 3,53 113 2,607

1 2 0 3,47 3,46 3 3 2 1 2,602 )

3 1 1 3,35 3,36 1 113 2,596

3 1 1 3,33 - - 2 0 3 2,592

0 2 1 3,33 - - 4 0 2 2,551 2,555 2 T 2 1 3,22 - - 2 2 2 2,536 2,539 35

1 2 1 3,21 4 0 2 2,523

2 1 2 3,20 1 2 2 2 2,522 2 1 2 3,17 - - 2 13 2,458

4 0 0 3,15 - - 2 13 2,440 2,440 5

(*) Remise le 27 octobre 1980, acceptée le 12 janvier 1981.

[1] A. DURIF, M.-T. AVERBUCH-POUCHOT et J. C. GUITEL, Acta. Cryst., B 35, 1979, p. 1444-1447. [2] M.-T. AVERBUCH-POUCHOT, A. DURIF et J. C. GUITEL, Mat. Res. Bull, 15, 1980, p. 387-385. [3] M.-T. AVERBUCH-POUCHOT, A. DURIF et J. C. GUITEL, Mat. Res. Bull, 14, 1979, p. 1219-1223. [4] M.-T. AVERBUCH-POUCHOT et A. DURIF, Comptes rendus, 289, série C, 1979, p. 101.

Laboratoire de Cristallographie,

Centre national de la Recherche scientifique.

Laboratoire associé à l'U.S.M.G., 166 X, 38042 Grenoble Cedex.


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CHIMIE ORGANIQUE : STRUCTURE ET RÉACTIVITÉ. - Synthèse et réactivité d'un dérivé du diazaphosphole-l .2.3 renfermant un groupe oxyde dé"phosphine. Propriétés spectroscopiques du groupement NH lié à un atome de phosphore dicoordiné. Note (*) de Naceur Ayed, Raymqnde Mathis, Ferdinand Mathis et Belgacem Baccar, présentée par Henri Noimant.

L'hydrazone de la diphénylphosphoryl-1 propandne-2 réagit avec; PÇ13 pour donner un dérivé du diazaphosphole-1.2.3. La nucléophilie de l'atome de phosphore diccordirié est faible: Le spectre infrarouge montre que le groupement NH lié à cet atome est remarquablement acide.

The hydrazone oj l-diphenylphosphoryl 2-hydrazonopropane reactswith.PCl5togive a derivative: IV of diazaphosphole. Thedicoordinaiedphosplwrus atom/iu:ts:às.ûKéflk-nUcIepphile\\;--'^ë:'^H group direçtlylinked io ' the dicoordinated phosplwrus atom exlnbils, according to theinfrareà\ spectra, a rèmarkably strong "acidity" which-.. gives a due to the electronic structure of the cycle.

L'action de la diphénylchlorophosphine sur l'alcool propargylique conduit à l'oxyde d'allényldiphénylphosphine I ([1], [2]). Nous avons observé que ce composé donne avecTes hydrazines, vraie et substituées, des hydrazônes II [3].

Le trichlorure de phosphore réagit avec les hydrazônes pour former des composés dû phosphore diccordiné ([4], [5]). Il nous a paru intéressant d'appliquer cette réaction aux hydrazônes du type IL Compte tenu du voisinage entre le groupe phosphoryle et le groupe méthylène, il paraissait probable que la cyclisation se ferait sur celui-ci et non sur le carbone méthylique. Effectivement, II et 11 a réagissent sur le trichlorure dèphosphore pour donner des composés dont l'un, IV, a été isolé sous forme cristalline. On peut attribuer à ce produit la

structure IV : les résultats de l'analyse quantitative et le spectre de niasse sont compatibles avec IV. Par ailleurs, le spectre de résonance magnétique du noyau âiP montre deux signaux dont l'un correspond à l'atome de phosphore tétràçoôrdiné; le déplacement chimique du second se trouve dans le domaine habituel pour le phosphore dippordiné.


188 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

On peut imaginer que la formation des composés IV se fait en trois stades :

— substitution du reste PC12 à un atome d'hydrogène lié à l'azote;

— création d'une liaison entre l'atome de phosphore et l'atome de carbone méthylénique (les protons portés par celui-ci dans II sont facilement échangeables) pour former III;

— élimination de chlorure d'hydrogène conduisant au composé final IV. L'intermédiaire III n'est pas isolable, mais le spectre de résonance magnétiquede 31P du

mélange réactionnel montre transitoirement des signaux qui lui semblent dus et dont l'un apparaît, non pas dans là zone correspondant à l'environnement P(N, C, Cl), mais à (224,5.10-6), non loin de celui (264.HT 6) du cation [(CH3)2N]2P+ et de celui du chlorhydrate de diméthyl-2.5 diazaphosphole-1.2.3 (230,7.10 - 6) [5] dans lesquels le phosphore a la coordinence deux ([5], [6]). Ceci suggère pour III la structure indiquée. Le stade final serait la déprotonation du cation.

ÉTUDE SPECTROGRAPHIQUE. — Le cycle diazaphosphole -1.2.3 V [7] et le cycle diazaphosphole-1.3.2 VI [8 b] et les deux variétés du cycle triazaphosphole VII, VIII [8 a] déjà décrits présentent des analogies et il a été montré ([7], [8d], [8 c]) que V, VII et VIII étaient aromatiques.

i

L'intérêt du composé IV est de comporter un atome d'hydrogène directement lié à l'Un des azotes du cycle.

L'étude des propriétés speetroscopiques du groupement NH renseigne très directement sur l'état électronique de l'atome N [9] et donne donc une information utile sur celui du cycle. Cette disposition, assez rare, ne semble avoir été décrite jusqu'ici que par Bobkova et coll. [10]. La constante de couplage de spin J(P-N-H) ou J(P-N-N-H) de IV n'est malheureusement pas mesurable (30 Hz dans le méthyl-5 diazaphosphole-1.2.3 [10], mais l'absorption due à la vibration de valence NH est très significative, car elle indique que ce groupement est très acide, ce que suggère déjà le déplacement chimique du signal de résonance magnétique du proton (13,7.10- 6 pour la solution à 15 % dans CPC13 à 35°C), ainsi 1 que sa grande sensibilité à la température, à la concentration et à la nature du solvant [13]. La fréquence de la bande diminue de 221 cm- 1 de la solution dans le tétrachlorure de carbone (3 421 cm~x ) à la solution dans le dioxanne (3 200 cm" 1 ),beaucoup plus que pour le pyrrole (139 cm- 1) et plus que pour aucun des groupes NH lié à un atome de phosphore tri, tétra ou pentacoordiné que nous ayons étudiés [11]; autre indice de l'acidité du groupement NH, la finesse de la bande du groupe libre (largeur à mi-hauteur 15 cm-1).

Pans le spectre de solutions relativement concentrées, la bande du groupe NH associé apparaîtà3 130 cm- 1(CHC13). Pans celui du solide, elle s'étend de 3 100 à 3 050 cm_1.Tout cela est l'indice d'une forte association intermoléculaire, et cette association est du type P -»■ O... H — N : la bande de valence P -* O apparaît en effet à 1175 cm- 1 pour le solide et à 1 198 cm- 1 pour la solution dans l'acétonitrile.

Compte tenu de ce que l'on sait de l'acidité faible ou moyenne du groupement NH dans l'enchaînement C —NH —N=X, l'acidité exceptionnelle du composé IV est en faveur de la structure =P-N(H)-N = C.


Ç. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 189

; On peut sans doute rattacher à la mobilité du proton NH.le fait que l'un des pics les plus: intenses dans le spectre de masse de IV soit le pic à 299, soit m/e = M —H.

RÉACTIVITÉ. — Le phosphore aromatique dicoordiné est faiblement nUcléophile. Pans les cycles Vil et VIII, il l'est trop peu pour réagir sur l'iodure de méthyle [8 a] et il en est de même

pour des dérivés du diazaphosphole-1.2.3 ([12], [5]);les triazaphospholes VII réagissent sur

Tes alcools et sur les diols, mais leurs isomères VIII ne réagissent pas [8 a]. ; Le composé IV ne réagit pas sur le soufre,Vll et V1I1 neréagissent pas non plus [8 b]et VI

; ne. réagit que très lentement [8 &]. Il s'additionne sur les alcools pour donner des dérivés IX du phosphoretricoordinéquiréagissënt sur le soufre pour dormer X. Iiréagit sur les diols-apour donner des composés XI qui n'ont, pas été isolés, mais dont le spectre de résonance

magnétiquen du proton et du noyau S1 P dans lemilieu réactionnêl montre que ce sont des

spirophosphorannes ;àliaison;PH.

Ily a; dans la molécule;de IV quatre sites nueléophiles un atome d'azote « pyrrolique >> ; certainement très peu nucléophile, ùû atome d'azote pyridinique,un atome de phosphore dicoordiné et l'oxygène phosphorylique. Quel est celui qui se oomplexerà avec le trifluorure de bore? Pans les benzodiazaphospholes VI [86], c'est l'atome d'azote dicoordiné. Pans le Cas du composé étudié ici,.la complexation a lieu, mais.elle ;n'èntrarhequ?undéplacemeïù faible du signal de résonance magnétique du noyau de l'atome de phosphore dicoordiné, qui n'est donc pas le site de complexation. En solution dans Tacétonitrile, l'addition de BF3 entraîne un abaissement de 38 cm- 1 de la fréquence de valenceP > O; l'oxygène phosphorylique est donc complexé. Comme le spectre de résonance magnétique de 31;P du mélange IV, BF3 fait apparaître deux jeux de signaux, il semble que l'un des atomes d'azote (très probablement l'azote dicoordiné) peut, lui aussi,être complexé.

PARTIE PRÉPARATIVE,— Toutes les réactions sont réalisées sous, atmosphère d'azote sec.

L'hydrazone phosphorée(II). - AO,025 mole de (C6H3)2:P:(:::0)GH = C = CH2 dans le; chloroforme on ajoute 0,025 mole d'hydrazine ; le mélange est chauffé sous reflux pendant 20 h, le solvant est évaporé; on obtient l'hydrazone phosphorée, recristallisable dans le

benzène.

Le diazaphosphole-1.2-3 phosphorylé en -4 (IV). - À 0,05 mole d'hydrazone phosphorée II on ajoute goutte à goutte tout en agitant 0,25 mole de PC13 refroidi à — 60°C. Après addition des réactifs, on laisse revenir à la température ambiante, puis on chauffe le

mélange à reflux pendant 2 h. Le solide est lavé à l'éther de pétrole (PC13 est ainsi extrait), Séché sous vide, puis sublimé à 60° sous 11 Torr. Rendement 50 %.

JLes réactions caractéristiques du produit IV ont été réalisées en tube de RMN et suivies par

; spectroscôpie RMN du 31P,du 1 H et du 19F.


190 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Données spectrales non citées dans le texte :

IV 5 31P(-+0)20,9; §31P„ 244,8; 2J[P„-P(^ 0)]72 Hz,

5(CH3)2,4 (singulet); 5(NH)13,7.

Spectre de masse : pic moléculaire 300 (80 %); pic à 299 (M-H) (70 %) pic à 285 (M-CH3) (3 %); pic de base à 201 (C6H5)2PO (100 %) :

(déplacements chimiques en millionièmes comptés positivement vers les champs faibles à partir de P04H3 85 % pour 31P, de Si(CH3)4 pour le proton et de CF3COOH pour le fluor).

(*) Remise le 20 octobre 1980, acceptée après révision le 5 janvier 1981.

[1] E. CHERBULIEZ, S. JACCARD, R. PRINCE et R. RABINOWITZ, Helv. Chim. Acta, 48, 1965, p. 632. [2] C. CHARRIER, Thèse, Paris, 1968.

[3] N. AYED, B. BACCAR, R. MATHIS et F. MATHIS, communication à la Conférence internationale de la Chimie du Phosphore, Halle, D.D.R., 17-21 septembre 1979.

[4] L. LUBER et A. SCHMIDPETER, Angew. Chem., 88, 1976, p. 91.

[5] J. H. WEINMAIER, G. BRUNNHUBER et A. SCHMIDPETER, Chem. Ber., 113, 1980, p. 2278.

[6] M. G. THOMAS, C. W. SCHULTZ et R. W. PARRY, Inorg. Chem., 16, 1977, p. 994.

[7] A. F. VASIL'EV et coll., Dokl. Akad. Nauk. S.S.S.R., 183, 1968, p. 95.

[8] a, Y. CHARBONNEL et J. BARRANS, Comptes rendus, 278, série C, 1974, p. 355; b, C. MALAVAUD, Thèse, Toulouse, 1980; c, J. BARRANS, communication personnelle; d, J. P. LEGROS et coll., Comptes rendus, 286, série C, 1978, p. 319.

[9] F. MATHIS, in Monographies de chimie organique, VII, Masson, Paris, 1970, p. 481-487, 503-507 et 523-537.

[10] R. G. BOBKOVA et coll., Zh. obshch. Khim., 47, 1977, p. 576.

[11] R. MATHIS, A. CHABANE, Y. CHARBONNEL et J. BARRANS, Comptes rendus, 282, Série C, 1976, p. 67. [12] N. I. SHVETSOV-SHILOVSKII, N. P. IGNATOVA et N. N. MEL'NIKOV, Zh. obshch. Khim., 40, 1970, p. 1501, [13] V. V. NEGREBETSKII, L. YA. BOGEL'FER, A. V. VASIL'EV et R. G. BOBKOVA, Zh, Struktur. Khim., 19, 1978,

p. 532.

Laboratoire des Hétérocycles du Phosphore et de l'Azote,

Université Paul-Sabatier, 118, route de Narbonne, 31062 Toulouse Cedex;

Laboratoire de Synthèses organiques, Faculté des Sciences.,

Campus Universitaire, Tunis, Tunisie.


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II -191

CHIMIE ORGANIQUE BIOLOGIQUE. - Plantes de Nouvelle-Calédonie LXXII [1] : la plumocraline, alcaloïde bisindolique nouveau d'Alstonia plumosa var. communis Boiteau forma glabra Boiteau [2]. Note (*). de Georges Massiot, Joseph Vercauteren, Marie-José Jacquier, Jean Lévy et Louisette Le Men-Olivier, transmisé par Pierre Potier.

La structure de la plumocraline, alcaloïde bisindolique nouveau isolé d'Alstonia plumosa var. communis Boiteau forma glabra Boiteau, est établie à l'aide de données spectroscopiques et confirmée par une hémisynthèse biomimétique.

The structure of plumocraline a new bisindole alkaloid isolated from Alstonia plumosa var. communis Boiteau forma glabra Boiteau has been established by spectroscopic means and confirmed by a biomimetic hemisynthesis.

Poursuivant l'étude chimiotaxonomique des Alstonia de Nouvelle-Calédonie [4] — genre récemment révisé par P. Boiteau [5] — nous décrivons, dans le présent travail, l'établissement de la structure de la plumocraline 1, alcaloïde bisindolique nouveau isolé des écorees de racines à'Alstonia plumosa [3].

La plumocraline 1 ((a)D=+20°, c = l,0CHCl3) cristallise dans le chloroforme et se décompose sans fondre au-dessus de 300 °C. Le spectre ultraviolet présente des maximums à 212,254 et 298 nm, qui ne subissent aucun déplacement en milieux alcalin ou acide dilués. Le spectre infrarouge montre une double bande carbonyle à 1760-1740 cm- 1. Le spectre de masse permet d'attribuer à la plumocraline la formule brute C42H50N4O5 (M + 690).:

L'hydrolyse acide de 1 (MeOH anhydre, HC1) fournit, avec de bons rendements, deux alcaloïdes: la pléiocarpamine2 [7] et la cabucraline 3 ([8], [9]), également isolés d'A. plumosa [6]. On retrouve ce type de clivage dans le spectre de masse de 1 se traduisant par des ions à 368 (cabucraline), 322 et 323 (pléiocarpamine : M + et M + +1); la présence de ces ions indique qu'il n'existe probablement qu'une liaison entre les deux « moitiés » du dimère.

L'examen du spectre de RMN du proton de 1 (enregistré à 270 MHz) permet de localiser 1'« extrémité cabucraline» de cette liaison. En effet, la région des protons aromatiques montre des signaux correspondant aux quatre protons d'un cycle benzénique orthodisubstitué C(9)--C(12) de 2 et deux singulets d'un proton chacun (S 6,50 et 6,24.10~ 6) attribués aux protons aromatiques de 3. L'absence de couplage entre ces deux derniers protons permet de les situer sur les carbones C(9'.) et C(12'), ce qui imposé que

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TABLEAU

Plumo Plumo- Macrocarpacraline

Macrocarpacraline craline mine Pléiocorine

1 3 1 5 I 4

C(2') 79,6 79,5 C(2) 69,7 66,8 103,2

C(3') 53,0 53,1 C(3) 53,0 54,4 51,3

C(5') 55,6 54,8 C(5) 51,3c 52,8 52,0

C(6') 33,9 31,6 C(6) 22,4 21,5 24,6

C(7') 42,8 42,4 C(7) 45,2 45,7 54,0

CC8') 133,2 133,0 C(8) 142,1 133,5 : 134,4

C(9') 117,3 120,8 C(9) . 122,8b 123,1 121,6

C(10') 122,5 102,7 C(10) 122,3b 125,4 119,2

C(1V) 156,7 159,1 C(11) 126,4 127,2 126,3

C(12') 91,6 96,8 C(12) 108,4 107,8 108,9

CC13') 153,8 154,1 C(13) 148,8 147,0 144,4

CC14') 34,1 33,9 C(14) 29,1 29,4 28,1

CC15') 34,9 34,3 C(15) 31,6 32,1 32,2

C(16") 47,8 47,4 C(16) 59,2 58,2 58,1

C(17') 173,1 172,2 C(17) 170,7 170,3 169,3

CC18') 13,0 12,9 C(18) 12,3 12,3 12,3

CC19') 117,8 118,3 C(19) 117,8 117,8 119,5

CC20') 138,2 139,2 C(20) 135,9 135,7 136,1

C(21") 50,2 50,6 C(21) 51,6 e 49,9 48,2

Ar-OCjl, 55,3 55,2 OCHj 51,6a 51,6 50,6

0-CH3 51,3a 51,1

N-CH, 33,8 33,7 3

a, b, c : ces valeurs peuvent être permutées.


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C (10 ') soit lié à l'unité pléiocarpamine dans la plumocraline 1. L'autre extrémité de la liaison n'a pu être établie de façon définitive que par l'étude du spectre de RMN du 13C de 1.

Le spectre de RMN du 13C de 1, enregistré en solution dans la pyridine deutériée à 15 MHz, montre des signaux correspondant à 38 carbones; les quatre carbones manquants sont détectés sous la forme d'épaulements à 117,8, 53,0, 51,7 et 51,3.10 ~ 6. L'interprétation de ce spectre est facilitée par la connaissance de celui de la cabucraline [9] dont tous les carbones, à l'exception des carbones aromatiques, sont retrouvés à ±1.10~ 6 près. La position des carbones aromatiques, analysée en tenant compte des règles usuelles de calcul des déplacements chimiques, confirme l'hypothèse d'une substitution sur le C (10').

Le reste des atomes de carbone est attribué par comparaison avec les spectres de la pléiocorine 4 [10] et de la macrocarpamine 5 [11], alcaloïdes bisindoliques isolés d'Alstonia deplanchei et d'Alstonia macrophylla contenant la « moitié » dihydro-2.7 pléiocarpamine. Le spectre de la macrocarpamine 5, publié sans interprétation, a été analysé grâce à la comparaison avec le spectre de la pandicine 6 [12], alcaloïde ayant en commun avec 5, une partie macroline.

Les déplacements chimiques relatifs à la moitié dihydropléiocarpamine de 1,4 et 5 sont très voisins, à l'exception des carbones 2 et 7. La position des carbones 2 (69,7.10- 6) et 7 (45,2.10- 6) de 1 est similaire à celle observée dans la macrocarpamine 5, ce qui permet de proposer le C (2) comme seconde extrémité de la liaison joignant les deux parties du « dimère ».

L'hémisynthèse de 1 a été réalisée (MeOH, 2 % HC1, 48 h) à partir de 2 et 3 avec un rendement en produit isolé de 25 %. L'éventualité selon laquelle 1 pourrait être un artefact formé, par exemple, lors des opérations d'extraction, à partir de ses précurseurs 2 et 3, semble exclue. En effet, cet alcaloïde est absent dans les autres parties de la plante qui contiennent cependant les deux monomères correspondants [6].

Cette hémisynthèse apporte un argument en faveur de la configuration proposée pour la plumocraline 1. En effet, l'immonium résultant de la protonation en 7 de la pléiocarpamine subit l'attaque nucléophile de la cabucraline; il ne peut être que 7 a H pour des raisons stériques (l'immonium 7PH est géométriquement très défavorisé, voire impossible) et mécanistiques (protonation d'une énamine par la face syn par rapport au doublet de l'azote Nb).


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A notre connaissance, la plumocraline est avec la macrocarpamine le seul représentant d'une famille d'alcaloïdes dont la biogenèse pourrait s'expliquer [11] par l'action d'un nucléophile sur une forme protonée de la pléiocarpamine.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] Publication précédente dans la série, B. COUGÉ, G. BAUDOIN, F. TILLEQUIN, M. KOCH et T. SÉVENET, Plantes médicinales et Phytothérapie, soumis pour publication.

[2] Ce travail est dédié à la mémoire de P. Boiteau.

[3] Le Docteur T. Sévenet a assuré la récolte du matériel végétal.

[4] N. PETITFRERE-AUVRAY, J. VERCAUTEREN, G. MASSIOT, G. LUKACS, T. SÉVENET, L. LE MEN-OLIVIER et la collaboration technique de B. RICHARD, M. J. JACQUIER, Phytochemistry, accepté pour publication.

[5] P. BOITEAU, L. ALLORGE et T. SÉVENET, Adansonia, 16, 1977, p. 465.

[6] M.-J. JACQUIER, J. VERCAUTEREN, T. SÉVENET, G. MASSIOT et L. LE MEN-OLIVIER, Manuscrit en préparation.

[7] M. HESSE, W. PHILIPSBORN, D. SCHUMANN, G. SPITELLER, M. SPITELLER-FRIEDMANN, W. 1. TAYLOR, H. SCHMID et P. KARRER, Helv. Chim. Acta, 47, 1964, p. 878.

[8] L. DOUZOUA, M.MANSOUR, M.-M. DEBRAY, L. LI MEN-OLIVIER et J.LE MEN, Phytochemistry, 13,1974,p. 1994.

[9] M. MANSOUR, Thèse de Doctorat es Sciences, Université de Reims, 1975.

[10] B. C. DAS, J. P. COSSON, G. LUKACS et P. POTIER, Tetrahedron Letters, 1974, p. 4299.

[11] F. MAYERL et M. HESSE, Helv. Chim. Acta, 61, 1978, p. 337.

[12] C. KAN-FAN, G. MASSIOT, B. C DAS et P. POTIER, J. Org. Chem., accepté pour publication.

Faculté de Pharmacie, E.R.A., C.N.R.S. n° 319. 51, rue Cognacq-Jay, 51096 Reims Cedex.


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MINÉRALOGIE. — Diffusion Raman d'un verre de monticellite. Note (*) de Paul MacMillan, Jean-Pierre Coutures et Bernard Piriou, transmise par Paul Caro.

Les spectres. Raman polarisés montrent que le verre de composition CaMgSiO).,.. obtenu par hypertrempe, est constitué essentiellement de groupements tétraédriques SiO4. La bande très polarisée et intense du mode V1, est à 854 cm- 1.

On the glass of CaMgSiO4 composition obiained by splat-cooling, the polarised spectra show that the Structure is due mainly to the tetfaedral SiO^ uhits. The very polarised and strong band due to v, vibration is located at 854 cm-1.

INTRODUCTION. — Depuis plus d'une dizaine d'années, la speétroscopie Raman s'est

développée dans l'étude vibrationnelle des minéraux silicates et ces dernières années elle a été

intensivement étendue aux milieux vitreux à des fins structurales. Les spectres des verres

silicatés sont généralement bien compris par référence aux cristaux correspondants. Ainsi on

met en évidence des espèces anioniques à un et à deux atomes d'oxygène non pontants par

tétraèdre SiO4: qui correspondent à des structures en feuillets et en chaînes ([1], [2], [3]).

Dans les verres pauvres en silice la présence du monomère SiÔ4: a: été suggérée, mais les difficultés d'élaboration d'un verre à la composition des Orthosilicates alcalins ou alcalinterreux n'ont jamais permis de confirmer cette hypothèse excepté dans une récente publication [4].: Par contre dans le binaire PbO —Si02 la phase vitreuse de composition :Pb;Si04 peut être aisément obtenue, et plusieurs études par diffusion Raman ont été consacrées à ce système ([5] à [8]). Malheureusement le caractère covalent des liaisons Pb —O qui entrent en compétition avec les liaisons Si —O, accroît le degré de polymérisation moyen des espèces silicatées et de ce fait dans un verre de composition PbSiQ^ les espèces prédominantes sont à un et deux oxygènes non pontants. Seule une très faible bande polarisée vers 825 cm- 1 a été attribuée au monomère SiO4, Les techniques d'hypertrempe de globules heliofondu développées par l'un de nous [9] ont. permis d'obtenir un verre très proche: de la composition monticellite (CaMgSi04). Soir spectre Raman est présenté ici en comparaison avec celui de la phase cristalline correspondante.

TECHNIQUES EXPÉRIMENTALES. — Le matériau de départ était un mélange de type gel qui a été fournit par G. Biggar (Université d'Edinburgh, Ecosse, U.K.). Après une fusion préalable, l'échantillon est refondu et hypertrempé à l'aide d'un dispositif marteau-enclume, La composition après ces traitements, précisée dans le tableau, montre qu'à la précision des analyses le verre a pratiquement la composition de la monticellite. Le produit hypertrempé est constitué d'un mélange de plaquettes et de fibres submillimétriques. Sous microscope polarisant il a été possible de séparer des échantillons soit vitreux soit cristallins. Les clichés de Debye-Scherrer effectués sur ces derniers confirment la phase monticellite. En raison de leurs dimensions et de leur caractère friable, il n'a pas été possible de tailler les échantillons vitreux. Les spectres ont été obtenus avec un double monochromateur « Coderg PhO ». L'excitation à 4880 Â a été maintenue à une puissance ne dépassant pas 400 mW. afin d'éviter la recristalhsation.

RÉSULTATS ET DISCUSSION. — A titre comparatif la figure a présente le spectre de monticellite polycristalline sur lequel la polarisation ne joue pratiquement pas. Les attributions des bandes sont faites aisément avec la similitude à un spectre d'olivine polycristalline identifiée d'après les études sur monocristal.([9], [10]) et par ailleurs en accord avec [11]. Remarquons


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que dans la littérature une certaine indétermination subsiste dans l'attribution des deux bandes intenses de symétrie Ag rencontrées dans les composés de structure olivine; ce point sera repris par ailleurs.

Bien que les polarisations ne soient pas pures les spectres des configurations VV et VH du verre de monticellite, figure b, diffèrent suffisamment pour montrer le caractère des bandes. Ces spectres sont dominés par une bande très polarisée (854 cm- 1) avec un épaulement peu

TABLEAU Analyse du verre de monticellite

Composition ( % en masse)

Composants Théorique Mesurée (±0,5)

CaO 35,84 35,6

MgO 25,76 25,0

SiQ2 38,40 39,4

polarisé du côté des hautes fréquences. On résoud par ailleurs une double bande (530580 cm- 1) dont la composante de plus haute fréquence est partiellement polarisée ainsi qu'une bande polarisée à 704 cm- 1. La bande intense est à rapprocher de la raie à 852 cm- 1

Spectres de diffusion Raman Monticellite polycristalline (a); verre de monticellite en polarisation parallèle (b) et croisée (c).


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du cristal, par contre l'absence de bande correspondant à la raie à 817 cm- 1 limite les comparaisons. Nous nous référons donc aux vibrations du tétraèdre Si04- considéré comme isolé plutôt qu'à la phase cristalline dans laquelle les symétries entre tétraèdres impliquent celles des modes. Rappelons qu'en symétrie Td la vibration totalement symétrique yx (Ax ) doit conduire à une raie intense et totalement polarisée. L'autre vibration de Valence, y3, de caractère antisymétrique (F2), est aussi attendue en haute fréquence. Les deux vibrations de déformation v2 et v4, respectivement de symétrie F2 et E, impliquent vraisemblablement des mouvements des cations. Ainsi la bande à 854 cm- 1 ne peut qu'être attribuée au mode vr. L'épaulement qui s'étend de 900 à 1050 cm- 1 est assigné; a un; ensemble de composantes de v3 plus ou moins séparées suivant la distribution des distorsions des tétraèdres. Le massif vers 500-600 cm" 1 est dans le domaine des fréquences de déformation de type v4 si l'on compare aux données sur les cristaux. Mais la polarisation marquée vers 580 cm"x ne peut être comprise en toute rigueur que par un mode totalement symétrique d'une entité de symétrie cubique, en l'occurence des oxygènes qui entoureraient octaédriquement les cations si l'on se réfère aux structures cristallines, On peut donc considérer que les mouvements de déformation des tétraèdres entourant un cation M(Mg plutôt que Ca) sont corrélés par une vibration totalement symétrique (mode correspondant à la vibration Vj de symétrie Alg de l'octaèdre parfait de groupements M06). Notons que des modes de tels groupements ont été envisagés dans l'interprétation des spectres infrarouges des composés de structure olivine [13].

Finalement la bande à 704 cm- 1 n'est attribuable à aucun mode des tétraèdres isolés. Elle est probablement dûe à des espèces silicatées plus polymérisèes, très probablement des groupements pyrosilieates [14] qui pat ailleurs contribueraient à la distribution des modes entre 900 et 1000 cm" 1.

Ces attributions sont confirmées si l'on compare aux résultats récents [4] obtenus sur un verre un peu plus riche en silice que le nôtre (0,965 CaMgSiO4-Ô,035 Si02). Dans ce cas la bande à 704 cm" 1 et l'épaulement à haute fréquence sont nettement plus importants, ce qui témoigne de la présence du dimère et d'espèces plus polymiérisées.

CONCLUSION. — Contrairement aux verres dans lesquels la structure est décrite à partir de polyanions, nous avons obtenu par hypertrempe un verre de composition orthosilicate dans lequel l'espèce de loin prédominante est le tétraèdre SiQ4. L'interprétation des spectres Raman a été faite en comparaison avec le cristal et sur des considérations simples d'intensité et de polarisation.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] J. ETCHEPARE, J: Chim. Phys,, 67, 1970, p. 890-894.

[2] S. A. BRAWER et W. B. WHITE, J. Chem. Phys., 63, 1975; p. 2421-2432. [3] W. L. KONIJNENDIJK et. J, M. STEVELS, J. Non-Crystalline Solids, 21, 1978, p. .447-453.

[4] B. O. MYSEN, F. SEIFERT et D. VIRGO, Amer. Mineralogist, 65, 19.80, p. 867-884.

[5] H.;HAGIWARA et R, OYAMADA, J: Phys. Soc Japon, 36, 1974, p. 917.

[6] C- A. WORRELL et T. HENSHALL, J. Non-Crystalline Solids, 29, 1978, 283-299, [7] T. FURUKAWA, S. A. BRAWER et W. B. WHITE, J. Mat. Sc, 13, 1978, 268-282.

[8] B. PIRIOU et H. ARASHI, High Temp. Sc. (sous presse). [9] J. P. COUTURES, R. BERJOAN, G. BENEZECH, B. GRANIER, R. RENARD et M. FOEX, Rév. Int. Hautes Temp. Refract, 15, 1978, p. 103-114.

[10] J. L. SERVOIN et B. PIRIOU, Phys. Stat, Sol, 55, 1973, p. 677-686.

[11] K. LISHI, Amer. Mineral, 63, 1978, p.1198-1208.


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[12] V. HOHLER, Thèse, Université de Friburg Br., 1972.

[13] P. TARTE, Spectrochim. Acta, 19, 1963, p. 25-47.

[14] F. BRETHEAU-RAYNAL, J. P. DALBIEZ, M. DRIFFORD et B. BLANZAT, J. Raman Spectr., 8, 1979, 39-42.

P. MacM. : Department of Chemistry, Arizona State University, Tempe, Arizona 85281, U.S.A.

J.-P. C. : Laboratoire des Ultraréfractaires, C.N.R.S., B.P. n° 5, 66120 Odeillo-Font-Romeu;

B. P. : Laboratoire des Éléments de Transition dans les Solides, C.N.R.S.,

E.R., 060210, 1, place Aristide-Briand, 92190 Meudon-Bellevue.


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GÉOCHIMIE. — La mobilité de l'uranium lors de l'altération des granités. Note (*) de Pierre Leymarie, Jean-Jacques Royer et Pierre Isnard, présentée par Jacques Millot.

Des études antérieures laissaient supposer que, dans les granites uranifères, le lessivage de l'uranium mobile sous l'influence de l'altération superficielle obéissait à la loi du tout ou rien, toute altération, même extrêmement légère, l'évacuant à peu près complètement. Nous apportons ici des arguments tendant à prouver que cette évacuation présente au contraire un caractère progressif, et qu'elle peut débuter à une profondeur supérieure à 10 m. Cette progressivité, masquée par les irrégularités locales de la concentration en uranium, apparaît seulement si l'on compare les teneurs moyennes de panneaux de granité de quelques dizaines de mètres de côté ne comportant pas d'hétérogénéités notables.

Previous Works suggested that, in uraniferous granités, the leaching of mobile uranium was complete from the earlier stages of weathering It is shown here that this leaching seems, on the contrary, progressive, and starts at a depth of more than 10 m. Tins gradual departure is concealed by the local variations in rock composition. It can only be shown by comparing mean concentration in homogeneous granitic domains about 10 m 2.

I. LES DOMAINES HOMOGÈNES (D. H.) DANS LES GRANITES. — Dans le cadre de l'Action Thématique programmée « Phénomènes de transport de matière dans l'écorce terrestre », nous avons effectué une étude des variations de composition dans les sondages et les travaux miniers réalisés par le Commissariat à l'Energie Atomique dans les granites uranilères français ([1]; [2]). Elle a montré notamment que l'on pouvait délimiter des domaines homogènes (D. H.) dans les granités étudiés. Dans les leucogranites, ces D.H. ont une composition uniforme et son séparés le plus souvent par des transitions brutales, mais aussi quelquefois par des zones où la composition varie de façon progressive. Dans les rares profils effectués dans des granites à biotite, les D.H. n'ont plus une composition uniforme, mais constituent des panneaux où la composition évolue de façon progressive, séparés soit par des discontinuités, soit par des domaines où les variations de composition s'accentuent

TABLEAU 1 Localisation et description des sondages étudiés.

Nombre : Maille

Localisation Faciès échantillonnés d'échantillons moyenne

BS1 Est de f à 2 micas de .62... 0.5 m

Margnac St-Sylvestre

BS2 " " 71 0.5 m

BS44 . " 70 0.4 m

CS1 Château- Y à 2 micas à 120 0.5 m

Ponsac grain fin

CS2 Ouest de Y à biotite et silli- 122 0.7 m

Margnac manite de la Brame

AS Bellezane ï à 2 micas albitisé 38 5.0 m

de St-Sylvestre

ESI St-Goussaud y à 2 micas albitisé 61 0.8 m

de St-Goussaud

ES2 " " 67 0.8 m

ES3 Sud de l à 2 micas albitisé 71 0.8 m

Bellezane de St-Sylvestre

PFR1 Blond Y à 2 micas des 120 4.8 m

Monts de Blond


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seulement. Nous avons toujours éliminé les quelques mètres de profils les plus proches de la surface, généralement marqués de façon évidente par l'influence de l'altération superficielle.

II. CHOIX DES DOMAINES HOMOGÈNES ÉTUDIÉS. — L'étude entreprise portait sur le mode de corrélation spatiale des concentrations, ce qui demandait que l'on définisse d'abord des D. H. comportant au moins une vingtaine d'échantillons. Dans chaque D.H., quelques échantillons aberrants ont été éliminés, qui traduisaient des hétérogénéités lithologiques locales. Le tableau I présente la partie de ce matériel statistique qui va être réutilisée ici, et qui concerne seulement les sondages de surface effectués dans le Nord Limousin, où l'on a pu définir un assez grand nombre de D. H. échantillonnés à une maille proche du mètre, pour qu'une étude comparative devienne possible.

III. CORRÉLATION ENTRE LA PERTE AU FEU ET LA TENEUR EN URANIUM. — On sait que l'on peut repérer approximativement le degré d'altération d'un granite par sa perte au feu [3]. La figure, qui représente les variations de la concentration moyenne en uranium des D.H. en fonction de leur perte au feu, semble donc montrer que, dans les leucogranites, la teneur en uranium diminue progressivement lorsque le degré d'altération augmente. Il n'était pas question d'insérer les autres faciès échantillonnés dans la séquence d'altération des leucogranites. Toutefois, si l'on examine les D. H. définis dans le granité à biotite de la Brame, on constate que la teneur moyenne en uranium y diminue également avec le degré

Variation de la teneur moyenne en uranium des domaines leucogranitiques homogènes en fonction de leur état d'altération, mesuré par la perte au feu.


C R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

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d'altération. En ce qui concerne les granités albitisés, par contre, le sondage ES1 fait exception à la règle que nous venons de dégager, car il est beaucoup plus riche en uranium que ne le laisse supposer sa perte au feu.

IV. DISCUSSION. — Nous avons admis que l'augmentation de la perte au feu était provoquée par l'altération superficielle, et non par une altération hydrothermale. L'argument suivant nous à paru suffisant. En règle générale, et pas seulement dans le NordLimousin, le D, H. le plus profond est, dans chaque sondage, celui qui présente la plus faible perte au feu. Remarquons que le sondage PFR1 fait exception, mais il est tout à fait particulier, car il a été réalisé dans une zone broyée, qui facilite le passage des eaux météoriques. Cela dit, on doit remarquer sur le tableau II que se rencontrent des granités appauvris en uranium, jusqu'à des profondeurs de l'ordre de 25 m. Cette profondeur étant bien plus grande, de l'ordre de 500 m, pour le sondage en zone broyée PFR1.

TABLEAU 11

Description des domaines homogènes définis dans les sondages étudiés avec leur teneur moyenne en uranium et leur perte au jeu moyenne.

Nom du sondage Maille Nombre de Kombre de Profondeurs Teneur Perte au

et faciès en points du points estimées moyenne feu

échantillonné mètres D.H. aberrants en mètres en U moyenne

BSl;. Leucogranites 0.5 34 4 15.3-32.4 .22.1 0.99

BS2-. .Leucogranites 0,5 37 2 18.4-37.4 16-7 1-08

BS41.Leucogranites; 0.4 27 3 4.-17,1 15.4 1.28

BS42, Leucogranites 0.4 26 1 17.1-30.2. 17.0 p.97

CS11 .Leucogranites 0.4 26 0 5.4-17.3 16.5 1.37

GS12.Leucogranites 0.4 . 22 0 18.8-29.0 15.2 1.46

CS13.Leucograhites . 0,4 . 12 O 33.0-37.5 16.6 0.92

CS21,-r i biotite 0.5 .16 0 6.0-13.5 7.1 0.98

ÇS22.Y a biotite 0.5 .24 7 27.4-41.8 14.0 0.82

CS23--y â biotite ,6.5 15 O 42.7-60,5. 12.5 0.82

AS. Leucogranite

albitisé 5.0 36 2 7.0-192.0 12.8 1.21

ESI. Leucogranite

albitisé 0.7 21 1 26.0-42.8 22.1 1.31

ES2. Leucogranite

albitisé 6.7 .34 5 24.7-52.3. 14.7 1,09

ES3. Leucogranite

albitisé 6.7,: 19 5 36.6-55.5 17.4 1.07

PPF11.Leucogranite 5.0 22 1 4.3-127.6. 16 1.17

PFR12.Leucogranite 1,0 84 2 127.6-176.3 13.7 1.86

PFR13.Leucogranite 5.0 36 5 231.5-498.5? 13.9 1.33

V. CONCLUSION. — Contrairement à ce qui a été parfois avancé, on peut observer une diminution progressive de la teneur en uranium des granités avec leur état d'altération.

Toutefois, la forme hyperbolique du nuage de points reporté sur la figure, laisse penser que, dans les leucogranites tout au moins, la plus grande partie de l'uranium exporté est déplacée lors de l'altération commençante, lorsque la perte au feu varié entre 1 et 1,15 %, comme Barbier et Ranchin l'avaient déjà pressenti [3].


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La quantité d'uranium ainsi mobilisée est certainement considérable, si l'on en juge par l'amplitude des variations de concentration et par le volume de granité concerné. Le phénomène a donc un intérêt métallogénique.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] P. LEYMARIE, J. J. ROYER et P. ISNARD, Sc. géol. Mém., 53, 1979, p. 109-114.

[2] P. LEYMARIE, J. J. ROYER et P. ISNARD, Compte rendu de fin de contrat d'une recherche effectuée dans le cadre de l'A.T.P. « Phénomènes de transport de matière dans l'écorce terrestre ». Étude de la distribution géographique des éléments à l'échelle du mètre et du décamètre dans différents massifs granitiques, Projet A655 2002, Rapport ronéotypé, C.R.P.G., Nancy, 1978, 344 p.

[3] J. BARBIER et G. RANCHIN, Geochim. Cosmochim. Acta, 33, 1969, p. 39-47.

[4] H. PELISSONNIER, Ann. Soc. géol Belgique, 102, 1979, p. 537-548.

P. L. -.E.R.A., Transferts de Matière du C.N.R.S., 06000 Nice;

J.-J. R. et P. L : Centre de Recherches pétrographiques

et géochimiques du C.N.R.S., 54000 Nancy.


C.R. Acad. Se. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

Série II - 203

PETROLOGIE;- Les associations minérales du complexe anorogénique de Mboutou (Nord Cameroun). Note (*) de Hervé Jacquemin, Joël Gouhier, William Brown et lan Parsons, transmise par Maurice Roques.

Le complexe anorogénique de Mboutou (Nord Cameroun) est composé de gabbros, recoupés par des monzonites

s. ; des syénites et des granités. L'évolution peu différenciée des clinopyrpxènes dans les divers faciès, la présence

d'orthppyroxènes et d'amphiboles calciques lui donnent un caraetêre subalcalin (transitionnel). Des affinités dans la

minéralogie des roches basiques aux roches acides laissent envisager un magma unique en profondeur se révélant au

niveau actuel par pulsions successives,

The Mboutou anorogenic complex(North.Cameroon) is composed of gabbros, eut by monzonites s.l, syenites and granites. The limited range of chemical variation in clinopyroxene, the occurrence of orthopyroxene and calciferous amphibole Show a sub-alkaline (transitional) character. The miner alogical affinities of the basic and acid rocks suggest a possible origin firom a single magma at depth moving up in successive injections.

INTRODUCTION. — La province anorogénique du Cameroun, d'âge paléocène-éocène, regroupe une quarantaine de massifs s'égrenant du Nord-Est au Sud-Ouest le long de la frontière occidentale de ce pays. Elle se distingue de la province des complexes annulaires du Niger-Nigéria par un alignement différent, et un âge beaucoup plus récent (fig. 1 A). Parmi

les complexes du Nord Cameroun, celui de Mboutou fait actuellement l'objet d'une étude pétrographique et géochimique (J, Gouhier et H, Jacquemin, en cours). L'âge initial de misé en place de la syénite centrale est de 60 M.A, [1].

Le complexe de 5,5 km de diamètre, intrusif dans le socle précambrien, se présente comme une Cuvette gabbroïque, recoupée par des faciès monzodioritiques, syénitiques et granitiques

(fig. 1B):

— l'ensemble basique, associant roches fraîches ou peu altérées, comprend, de la bordure vers le coeur du massif (fig. 1B et tableau) : (a) des mélagabbros à olivine et opaques abondants (numéros I, II) passant à des gabbros à olivine (III, IV) et des leucotroctolites, parfois à rares amphiboles ou phlogopites. Ces roches litées, de type orthocumulats, présentent un pendage orienté en général vers lé centre du complexe; (b) des leucogabbros

Fig. 1: — (A) Les provinces anorogéniques de l'Afrique de l'Ouest-Aïr, Niger et Nigéria (trait plein), Cameroun (trait, tireté) et localisation du massif de Mboutou (*). (B) Esquisse géologique du complexe de Mboutou : les chiffres et les symboles correspondent aux divers faciès étudiés (tableau).


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(gabbros anorthosiques) non lités, de type méso à adcumulat, à orthopyroxènes peu abondants et rares amphiboles et biotite (V);

— les faciès monzogabbroïques et monzodioritiques, généralement altérés, bréehifiant les roches basiques, comprennent des diorites à deux pyroxènes et biotite (VI), des monzogabbros à deux pyroxènes et amphibole (VIII) et des monzodiorites quartziques à amphibole et biotite (VII, IX);

— deux pointements, l'un de syénite quartzifère (X) à amphibole et biotite, l'autre de granite (XI) porteur de minéraux colorés peu abondants et altérés, recoupent, par des contacts francs, la cuvette gabbroïque. Des filons basaltiques et trachy-andésitiques s'observent dans l'ensemble des faciès, excepté dans la syénite semble-t-il.

TABLEAU

Composition minéralogique des divers faciès étudiés. Classification des amphiboles de B. E. Leake (1978) : hnb tsch., hornblende tschermakitique; hnb. mg., hornblende magnésienne; hnb. ac, hornblende actinolitique; hnb. fe., hornblende ferrifère.

n° - figurés faciès plagioclase feldspath alc. clinopyroxène olivine orthopyroxène mica amphibole accessoires

An Ab Or An Ab Or wo En Fs Fc Fa Wo En Fs Mg/Mg+Fe

I = mélagabbro à 72 27 01 - 47 41 12 76 24

ol et cpx

II = mélagabbro à 85 14 01 - 47 39 14 72 28 - 0,77

ol et cpx 74 24 02 phlog.Ti

III = c gabbro à 67 32 01 - 45 43 12 73 27 - - hnb tsch.

olivine 56 42 02

IV = gabbro à 71 28 01 - 45 38 17 63 37 - hnb tsch.

olivine 58 41 01 hnb mg.

V= leucogabbro à 76 23 01 - 46 38 16 - 4 51 45 0,39 hnb mg.

hypersthêne 57 40 03 biot.Fe

VI = diorite à 63 37 01 - 46 37 17 - 3 57 40 0,49

hypersthêne 13 86 01 biot.Ti

VII = O monzodiorite 57 41 02 04 61 35 43 40 17 - 0,77 hnb act. apatite

quartzique 33 64 03 phlog.Ti

VIII = monzogabbro 66 32 02 08 41 51 46 40 14 - 3 59 38 - hnb mg. apatite

27 69 04

IX = O monzodiorite 39 58 02 08 69 23 43 29 28 - - 0,47 hnb mg. apatite

quartzique 20 78 02 biotite

X = V syénite - 02 54 44 - - - 0,26 hnb fe. apatite

quartzifère bict.Fe zircon

XI = A granite 10 86 04 01 46 55 - déstabilisées apatite

phases exsolvées zircon

ASSOCIATIONS MINÉRALES, ET ÉVOLUTION MINÉRALOGIQUE (tableau et fig. 2 et 3). — L'ensemble des clinopyroxènes se situe dans le domaine des salites magnésiennes et des augites calciques. Les compositions sont similaires dans les gabbros, monzogabbros et monzodiorites; seule la monzodiorite quartzique (IX) possède un clinopyroxène beaucoup plus ferrifère. Les clinopyroxènes sont associés, dans les gabbros, à des olivines magnésiennes non zonées, absentes dans les leucogabbros; on y trouve alors de l'hypersthène. Celui-ci se rencontre également dans les monzogabbros avec une composition légèrement plus riche en magnésium. Dans l'ensemble des roches basiques, magnétite et ilménite, minéraux tardifs de la cristallisation, s'associent.


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Série II - 205

Les micas et amphiboles, présents en phases interstitielles dans les gabbros et leucogabbros, sont les minéraux colorés principaux des roches intermédiaires et acides. La présence dé phlogopites titanifères dans le gabbro à olivine (II) et la monzodiprite quartzique (VII) confère un caractère plus alcalin à ces roches du Sud du complexe. Les amphiboles sont plus calciques dans les: gabbrod et leucogabbros, magnésiennes dans les monzogabbros et monzodiorites (VII, VIII) et plus ferrifères dans les monzonites (IX) et syénites (X).

Dans les roches basiques, les plagioclases, bytownite et labrador, sont faiblement zonés dans les gabbros à olivine, plus largement dans les leucogabbros (fig. 3). Dans les roches monzonitiques, le feldspath alcalin apparaît, bordant généralement les plagioclases fortement zones.

Fig. 2. — Diagramme Ca : Mg : Fe2* en pour cent atomiques pour les clinopyroxènes (CPX), amphiboles (AMP), orthopyroxènes (OPX), olivines (OL) et biotites (Bl) des divers faciès étudiés. Nomenclature des clinopyroxènes : d, diopside; s, salite; a, augite; fes, ferrosalite. Mêmes symboles que tableau. Les. traits continus relient lés minéraux des roches de l'ensemble basique les traits discontinus, ceux des roches de l'ensemble intermédiaire, et acide.

Fig. 3.— Composition des plagioclases et des feldspaths alcalins dans le diagramme An/Ab/Or.

Mêmes symboles que tableau.


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En résumé, s'observent :

(a) un passage de l'olivine à l'orthopyroxène, des gabbros aux leucogabbros, pour un clinopyroxène similaire. La variation peu marquée des clinopyroxènes (à l'exception de la monzodiorite quartzique, IX) est proche des tendances moyennement alcalines du sill des Shiant-Isles [2];

(b) peu de variation pour les amphiboles des gabbros avec un enrichissement en fer vers les leucogabbros; pour les monzogabbros, les monzodiorites et les diorites et pour des teneurs en calcium plus faible, la composition est, soit plus magnésienne (VII, VIII) soit plus ferrifère (IX, X) que celle des gabbros. Il n'y a pas d'amphiboles et de pyroxènes sodiques, à la différence des complexes du Nigeria [3] et des Kerguelens [4];

(c) les feldspaths alcalins sont absents des leucogabbros contrairement à l'Air [5].

DISCUSSION. — L'ensemble des faciès du complexe anorogénique de Mboutou ne présente pas un caractère franchement alcalin. Néanmoins l'apparition de feldspaths sodipotassiques suppose un magma plus alcalin pour les termes intermédiaires et acides. Considérant d'autre part l'absence de minéraux sodiques dans ces termes intermédiaires et acides, ainsi que la présence de clinopyroxènes et orthopyroxènes de composition très voisine de ceux de l'ensemble basique, nous supposons une origine magmatique de caractère subalcalin (transitionnel) [6] semblable à celle de l'Adrar Bouss dans l'Air [7].

Selon C. Moreau et J. Husch [8], les roches basiques des structures annulaires de l'Air seraient issues de la différenciation d'un magma basaltique alumineux indépendant de la suite des roches acides. Pour le massif de Mboutou, on peut difficilement envisager l'existence de deux magmas indépendants. Le lien étroit entre les clinopyroxènes des séquences basiques et intermédiaires, la présence d'orthopyroxènes nous font préférer l'existence d'un unique stock magmatique initial ayant pu se révéler en diverses pulsions successives, espacées dans le temps. Ces venues se seraient exprimées avec diverses particularités résultant de l'augmentation locale de/0,, PHzo, °u d'un apport crustal éventuel.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] M. LASSERRE, Bull B.R.G.M., IV, n° 2, 1978, p. 143-159.

[2] F. G. F. GIBB, J. Petrol, 14, part. 2, 1973, p. 203-230.

[3] D. C. TURNER, Q. J. Geol. Soc. Lond., 124, 1963, p. 81-89.

[4] A. MAROT et S. ZIMINE, Thèse, Paris-VI, 1976.

[5] C. MOREAU, J. P. KARCHE et J. TRICHET, C. R. Somm. Soc. Géol. Fr., fasc. 1, 1978, p. 21-23.

[6] J. GOUHIER et H. JACQUEMIN, en préparation.

[7] C. MOREAU et J. HUSCH (à paraître).

[8] C. MOREAU et J. HUSCH, 26e Congrès int. géol, Paris, 1980, p. 66.

H. J. et W. B. : Laboratoire de Pétrologie,

Case Officielle. 140, 54037 Nancy Cedex;

J. G. : Laboratoire de Pétrographie,

Faculté des Sciences B.P. n° 812, Yaoundé, Cameroun;

I. P. : Department of Geology,

University of Aberdeen, Aberdeen AB9 1 AS, Ecosse.


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Série II - 207

SÉDIMENTOLOGIE. —La pénétration des sables marins dam les estuaires : cas de la Gironde. Note (*) de Philippe Legigan et Patrice Castaing, présentée par Georges Millot.

La pénétration des sables marins dans un estuaire est démontrée par l'exoscopie des grains de quartz. Dans.: l'estuaire de la Gironde, la limite amont de cette intrusion est ainsi définie.

The pénétration of marine sand into the Gironde estuary is studied by quartz grain surface exoscopy with scanning electron microscope. The landward limit of the incursion of marine sand is thus determined.

I. INTRODUCTION. LE PROBLÈME DE LA PÉNÉTRATION DES SABLES DANS LES ESTUAIRES. — Divers travaux ([1], [2]) ont tenté d'éclairer le problème de la pénétration des sables marins dans les estuaires. Pour la Gironde, dès études sur les faciès sédimentaires ont amené leurs auteurs à conclure sur la vraisemblance ([3], [4], [5]) d'une telle intrusion sableuse. L'exoscopie apporte une preuve de cette pénétration dans la Gironde et en détermine les limites vers l'amont.

L'emploi de l'exoscopie [6] permet en effet de retracer l'enchaînement des épisodes successifs qui ont marqué l'évolution respective des différents stocks sableux, et donc de caractériser les processus dynamiques responsables de leur mise en place.

Cette interprétation est ici rendue complexe pour deux raisons :

— des sables examinés, d'origines diverses, sont remaniés dans les alluvions du fleuve;

— la méthode présente une limite, par suite de la convergence éventuelle des aspects de surface des grains de quartz du milieu fluviatile et du milieu marin. Ce phénomène est d'autant plus sensible que le domaine estuarien est soumis alternativement à l'influence de l'un et de l'autre de ces milieux. Aussi, la reconnaissance du milieu fluviatile (s. s.) reposera essentiellement sur l'absence de caractères particuliers aux évolutions marines récentes.

II. EXAMENS MORPHOSCOPIQUES ET EXOSCOPIQUES DES GRAINS DE QUARTZ. — Huit prélèvements (fig.) échelonnés entre l'embouchure de l'estuaire (Passe Ouest) et le Bec d'Ambès (chenal de la Garonne) ont servi de matériel de base aux examens morphoscopiques et exoscopiques [7],

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 2)

Série 11 — 15


208 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

L'étude morphoscopique de la fraction 500-630 (im fait ressortir un mélange de grains non usés et émoussés. Le pourcentage de ces derniers (arrondis à ronds) croît de l'amont (35 % au PK 26) vers l'aval (80 % dans la Passe Ouest), avec une brusque augmentation entre les PK 63 et 78. Ceci confirme des résultats antérieurs [5].

L'étude exoscopique montre, sur un plan général, que les grains « non usés », de forme anguleuse ou sub-anguleuse, ne conservent de leur histoire que les témoignages d'une altération suivie d'évolutions aquatiques. Les grains de forme émoussée, par contre, se rattachent schématiquement à deux catégories : la première, en amont (PK 26 à PK 49), dont les traits généraux s'apparentent à ceux des grains sub-anguleux; la secondé, présente dans tous les prélèvements, caractérisée par des traces d'éolisation antérieures aux évolutions aquatiques (fluviatile, marine dans certains cas) qui peuvent être décelées, éolisations pouvant elles-mêmes être précédées d'une phase aquatique non définie.

Le long de l'estuaire, une distinction peut être établie entre :

— un milieu fiuviatile de « moyenne à basse énergie » du PK 26 au PK 63, remaniant une proportion variable de grains fossiles antérieurement soumis à des actions éoliennes puis marines (pl. I);

— un milieu marin infratidal de « basse énergie » du PK 78 à la Passe Ouest, renfermant un faible pourcentage de grains de faciès fluviatile au PK 78 (pl. II).

EXPLICATION DES PLANCHES

Planche I Milieu fluviatile de moyenne à basse énergie. Fig. l.(PK 49). — Cassure conchoïdale retouchant une arête d'un grain sub-anguleux, sur laquelle apparaissent des taches noires et des fleurs de silice héritées d'une phase d'altération. Le très léger polissage de l'arête (flèche), la présence de marques de choc à gradient de polissage et la cimentation d'éclats de quartz par des dépôts siliceux secondaires à proximité et sur cette arête montrent que ce transport s'est produit en milieu fluviatile de basse énergie. Épisodes successifs : immobilisation (altération), puis évolution fluviatile de basse énergie.

Fig. 2. (PK 49). — Sur ce sommet d'un grain émoussé, des écailles d'altération sont en voie de cimentation par des dépôts siliceux d'origine fluviatile. Les croissants de choc éoliens (1) polis par une évolution aquatique en milieu marin [dépôts intertidaux dans les dépressions les plus profondes (2)], sont antérieurs à l'écaillage du grain. Épisodes successifs : éolisation suivie d'une évolution marine, puis immobilisation (altération) et enfin reprise fluviatile.

Fig. 3. (PK 33). — Arête d'un grain sub-anguleux limitée par une cassure conchoïdale (1). La face plane (2), bien polie, témoigne d'un transport aquatique de faible énergie. Au centre du cliché, les traces de choc sont affectées d'un gradient de polissage. De petits éclats de quartz (3) sont piégés sur la face plane: La présence de légers dépôts siliceux (flèches), d'origine fiuviatile, précise l'antériorité de l'épisode éolien (croissants de choc). Épisodes successifs : évolution aquatique (cf. fluviatile), puis éolisation et reprise finale fluviatile.

Fig. 4. (PK) 63). — Écailles siliceuses convexes, héritées d'une phase d'altération sur la face plane d'une dépression au sommet d'un grain sub-anguleux. L'arête (flèche) est à peu près propre, et le sommet (1) est dépourvu de tout dépôt. Épisodes successifs : immobilisation (altération), puis évolution fluviatile de basse énergie.

Fig. 5. (PK 33). — Sommet d'un grain grain émoussé entaillé par une cupule de choc (1) dont le bord est repris par des V de choc. D'abondants dépôts siliceux sont localisés dans les dépressions (2) et sur les faces planes (1) jusqu'à proximité immédiate des arêtes, alors que les sommets (3) en sont dépourvus et portent des traces de, choc à gradient de polissage. Épisodes successifs : évolution fluviatile de haute, puis de basse énergie.

Fig. 6. (PK 26). — Petits V de choc aux bords polis à la surface d'un grain de forme émoussée, à évolutions complexes. Les globules siliceux sont répartis dans des dépressions, et sur les faces planes (1 ) où de petits éclats de quartz sont cimentés (2). L'ensemble de ces caractères confèrent au grain un aspect sale. Épisode illustré : évolution finale typiquement fluviatile.


PLANCHE I

PHILIPPE LEGIGAN


PLANCHE II


C.R. Acad. Sc. Paris, t 292 (12 janvier 1981) Série II - 211

Planche II Milieu infratidal de basse énergie.

Fig. 7. (PK 78). - De nombreuses marques de choc d'origine éolienne entaillent un Sommet de ce grain émoussé et présentent, un net gradient de polissage lié à une évolution aquatique ultérieure. Des dépôts siliceux sont perceptibles au fond de certaines marques de choc (flèche).

Fig. 8. — Détail du cliché précédent (cercle). Le léger polissage des bords de ce V de choc éolien témoigne de la reprise aquatique. Les dépôts siliceux localisés uniquement au fond de ce dernier sont d'origine intertidale ainsi que les figures de dissolution exploitant des marques de choc plus petites (flèche); mais l'aspect diffus des dépôts d'origine intertidale (comparer avec ceux dés figures 9 et 11) témoigne d'une reprise infratidale confirmée par la grande propreté de la surface et des arêtes. Épisodes successifs : éolisation, puis évolution en milieu intertidal et enfin infratidal. ..

Fig. 9. (PK; 78).. — Organisme marin piégé par des dépôts siliceux intertidaux frais à l'intérieur d'un croissant de choc. Vue interne du disque distal de Cyclococcolithina (Leptopora?).

Fig. 10(Passe Ouest). — Figure de broutage isolée (1) sur une face plane d'un grain sub-anguleux témoignant d'un environnement de haute énergie. Apparition d'un réseau anastomosé de dissolution, qui commence à exploiter les traces de choc (flèche). Épisodes successifs : évolution intertidale (cf. haute plage), puis infratidale.

Fig. 11. (Passe Ouest). — Croissant de choc éolien légèrement poli recoupant des traces de choc anciennes, plus petites, au sommet d'un grain émoussé. Les dépôts siliceux (flèche) d'origine intertidale montrent un début de

dissolution, (comparer avec les figures 8 et 9), L'aspect de surface du grain est par ailleurs très propre. Épisodes, successifs évolution aquatique, éolisation puis évolution intertidale et enfin infratidale.

Fig. 12. (PK, 108), — La cavité de cette marque de choc sur un sommet de grain sub-anguleux est recouverte d'une pellicule écailleuse de silice qui s'étend sur les faces planes et même sur les arêtes. Ces dépôts ont subi un début dé dissolution. Épisodes successifs : immobilisation, puis reprise embryonnaire aquatique fluviatile ou infratidale.

III. CONCLUSIONS. — Ainsi, l'exoscopie des quartz apporte la, preuve de l'intrusion des sables marins dans l'estuaire de la Gironde. Ce phénomène semble être un cas général pour les estuaires de la côte atlantique, comme cela a été montré, par d'autres méthodes, pour la Seine [8] et pour la Sienne [9].

Les sables marins pénètrent plus loin vers l'amont dans le chenal sud de la Gironde (PK 72) que dans le chenal nord (PK 82) (fig.). Il s'agit là d'un caractère important traduisant le fait que le transport vers l'amont est assuré par les courants de marée. En effet, le chenal sud est un chenal de flot prédominant, alors que le chenal nord est plutôt un chenal de jusant avec dès eaux en moyenne plus dessalées [3].

Les sables marins sont charriés sur le fond ou déplacés par saltation vers l'amont. Au contraire, les matériaux plus fins sont transportés en suspension vers l'aval et peuvent être rejetés sur le plateau si les conditions hydrodynamiques le permettent : c'est-à-dire, lors dès périodes de forts débits fluviaux; et/ou de vives eaux [10]. L'exoscopie des grains de quartz appliquée à la dynamique sédimentaire de la Gironde, confirme les travaux de Pritchard [11] qui, par l'étude des gradients de salinité, a montré qu'il existait en général dans les estuaires un écoulement prédominant vers l'amont, au fond, et vers l'aval, en surface.

Dans un estuaire; l'examen de la forme et de la surface des grains de quartz permet de tracer là limite des apports sableux en provenance de l'océan.

(*) Remise le 15 décembre 1980.


212 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981)

[1] A. GUILCHER, Estuaries, in G. H. LAUFF, éd., 83, London, 1967, p. 158-179.

[2] R. H. MEADE, C. R. Symposium International relations sédim. estuaires-plateaux cont., Bordeaux, 1973, p. 207-210.

[3] G. P. ALLEN, Thèse Sc, Bordeaux, 1972, n° 369, 310 p.

[4] L. LE RIBAULT, Rev. Géogr. phys. et Géol dyn., XVI, fasc. I, 1974, p. 119-130.

[5] M. CREMER, Bull. Inst. Géol. Bassin d'Aquitaine, Bordeaux, n° 22, 1977, p. 149-155.

[6] L. LE RIBAULT, L'exoscopie des quartz, Masson, Paris, 1977, 150 p.

[7] Les analyses ont été réalisées avec le microscope électronique à balayage du Département de Microscopie électronique de l'Université de Bordeaux-I.

[8] A. VIGARIE, Thèse Sc, Paris, 1963; 2 t., 239 p.

[9] P. GIRESSE, Cahiers océanogr., XXII, n° 4, 1970, p. 367-393.

[10] P. CASTAING, G. P. ALLEN, M. HOUDART et Y. MOIGN, Oceanologica Acta, II, n° 4, 1979, p. 459-468.

[11] D. W. PRITCHARD, Proc. Amer. Soc. Civ. Engin., New York, 81, 1955, p. 1-11.

Laboratoire de Sédimentologie, Département de Géologie et Océanographie, Université de Bordeaux-1, avenue des Facultés, 33405 Talence Cedex.


C.R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 213

SÉDIMENTOLOGIE. — Indications paléodynamiques et palépgéographiques fournies par les quartz des sédiments. Le cas du bassin du Beausset en Basse Provence (France). Note (*) de Claude Redondo et André Prone, présentée par Georges Millot.

Les quartz des sédiments crétacés d'âge gargasien, albien et cénomanien du Bassin du Beausset en Provence ont fait l'objet d'une étude morphoscopique et exoscopique. On a pu en déduire non seulement l'origine des quartz et la date du soulèvement des massifs nourriciers, mais aussi les remaniements successifs qu'ont subis ces quartz dans des milieux intermédiaires (éoliens, littoraux; peu profonds).

Quartz grains of Gargasian, Albian and Cenomanian Sediments of the Beausset Basin in Provence have been studied using morphoscopic and exoscopic techniques. First they give information on the original rocks they are issued from. One can thus deduce the surrection date of the Hercynian mountains and the successive changes that thèse quartz grains have undergone in intermediary environments (eolian, coastal, shallow marine)..

1. INTRODUCTION. — Les bouleversements paléogéographiques auxquels est soumis le domaine mésogéen au Crétacé moyen préfigurent la transition vers l'orogenèse alpine. En Basse Provence, ils sont marqués par des signes locaux. Au régime de plate-forme carbonatée régnant depuis le Trias moyen succèdent une sédimentation détritique fine (Aptien-Albien), puis une période d'émersions favorables à la bauxitisation, enfin une débâcle de sédiments détritiques grossiers (Cénomanien, Turonien, Sénonien). Dans les sédiments, les quartz sont porteurs d'informations sur leur milieu originel et sur les remaniements qu'ils ont subis. Leur étude doit déboucher sur une meilleure connaissance de la paléogèographie régionale et s'intègre donc à une recherche plus large sur la géodynamique du domaine méditerranéen à l'orée du Crétacé supérieur.

2. MÉTHODE D'ÉTUDE. — Les prélèvements ont été opérés sur 10 coupes caractéristiques des séries. Tous les quartz observés au microscope électronique à balayage (environ 50 grains par échantillon) ont un diamètre compris entre 200 et 500 u. Ils ont été préparés et étudiés suivant les méthodes décrites par Le Ribault [1]. L'histoire des quartz est déduite de la chrônologie relative des figures superposées sur un même grain.

Les comptages ont été faits sous la loupe et le microscope optique et les pourcentages ont été établis sur des lots de 10 000 grains, Après plusieurs examens microscopiques, nous avons choisi de séparer les quartz en trois groupes, par référence à l'étude des quartz dans les roches cristallines [2] :

— les quartz xénomorphes issus des roches métamorphiques qui sont bien cristallisés et renferment de nombreuses inclusions minérales (apatites, amphiboles, zircons, rutiles) (fig. 5);

— les quartz xénomorphes issus des granites qui présentent une amorphisation de surface importante et sont plus riches en inclusions fluides;

— les quartz bipyramidés hérités des rhyolites qui contiennent des inclusions vitreuses et présentent des golfes de corrosion typiques [2] (fig. 4).

3. LE GARGASIEN. — Deux coupes représentatives de la région ont été analysées (coupe du Pas d'Ouiller au nord-est de Cassis-sur-mer : X = 864 km; Y =110 km; Z = 827 m et coupe de Fontblanche à l'est de la précédente :X= 870 km; Y=110 km;Z=336 m). Le Gargasien est représenté par une épaisse série marine de marnes gris-bleu, riche en Ammonites et Foraminifères planctoniques ([3] à [6]).

Les quartz étudiés sont exclusivement xénomorphes; 80% sont issus essentiellement de granites et 20 % de roches métamorphiques. L'étude morphoscopique montre que les grains de type rond-mat sont bien représentés; ils indiquent un épisode éolien antérieur ou contemporain de la reprise marine [7].


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L'étude exoscopique montre les caractéristiques suivantes :

— des V de choc qui sont le résultat d'actions mécaniques importantes intervenant en général en milieu marin intertidal de haute énergie [1];

— une fine « dissolution orientée » [1] sur le sommet des grains recoupe les V de choc; elle est typique d'un milieu marin infratidal, de haute énergie ( fig. 2);

— des figures de néogenèse recouvrent parfois toute la surface des grains, elles semblent être le résultat d'une action diagénétique.

Ces informations qui suggèrent une évolution en milieu intertidal et infratidal de haute énergie ne concordent pas avec les conceptions actuelles sur la paléocéanographie du Gargasien dans le secteur du Pas d'Ouiller, de type marin relativement profond ([3], [5], [6]). Les quartz observés dans le Gargasien sont donc vraisemblablement hérités de séries sédimentaires antérieures ou contemporaines des dépôts, formées dans des milieux marins littoraux et peu profonds.

4, L'ALBIEN. — Dans la coupe de Sainte-Anne d'Evenos ([8], [9]) (bordure sud du synclinal du Beausset :X = 887 km; Y = 103 km; Z=163 m), les marnes sablo-glauconieuses de l'Albien ont donné les résultats suivants.

Les quartz étudiés sont pour la plupart xénomorphes : 60 % sont issus de granités et 40 % sont issus de roches métamorphiques. Les grains non usés dominent; cependant les grains rond-mats sont assez bien représentés et indiquent ici aussi un épisode éolien antérieur ou contemporain d'une reprise marine.

L'étude exoscopique montre deux traits principaux :

— des traces d'actions mécaniques anciennes sous forme de croissants de choc éoliens; ceuxci ont été polis sans doute au cours d'un épisode marin intertidal de basse énergie [1] par ailleurs attesté par de nombreux dépôts siliceux cristallisés dans les dépressions des grains et par les sommets très propres sans traces de choc;

des pellicules d'altération cristallisées présentant un léger gradient de polissage [1], (fig. 3), qui sont les témoins possibles d'un épisode pédologique.

Comme pour le Gargasien, l'épisode intertidal révélé par l'exoscopie des quartz est incompatible avec un « contexte paléocéanographique correspondant à des conditions relativement profondes » [8]. Il faut donc là encore supposer un remaniement à partir de formations antérieures ou contemporaines en amont. En ce qui concerne l'épisode

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Fig. 1. — Quartz bipyramidé prismatique du Trias supérieur.

Fig. 2. — Gargasien du Pas d'Ouiller. Traces de choc éolien exploitées par la dissolution orientée (infratidal de haute énergie).

Fig. 13. — Albien de Sainte-Anne d'Evenos. Les cupules et croissants de choc légèrement polis par la reprise aquatique du grain, sont envahis par une pellicule d'altération pédogénétique,

Fig. 4. — Cénomanien inférieur, du val d'Arenc. Quartz automorphe rhyolitique avec inclusion vitreuse caractéristique..

Fig. 5. — Cénomanien inférieur du val d'Arenc. Quartz xénomorphe métamorphique légèrement émoussé; la néogenèse à léger gradient de polissage s'installe sur la face plané du grain.

Fig. 6. — Détail de la néogenèse deltaïque à léger gradient de polissage.

Fig. .7. — Autre aspect de la néogenèse deltaïque.

Fig. 8. — Formation de réseau de dissolution anastomosé (infratidal de basse énergie).

Fig. 9. — Surface d'un grain exploitée par la dissolution orientée. Les petits dépôts siliceux marquent le stade final pédologique.


PLANCHE I

CLAUDE REDONDO



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pédogénétique et dans l'état actuel de nos connaissances, il n'est pas possible de définir si cette dernière phase est fossile ou subactuelle.

5. LE CÉNOMANIEN. — L'étude du Cénomanien a été effectuée dans le synclinal du Beausset, sur le flanc Nord (la Bédoule, Cassis) et sur le flanc Sud (val d'Arenc, val de Cimay, Sainte-Anne d'Evenos) [9] :

— à la Bédoule, (secteur du Pas d'Ouiller) le Cénomanien inférieur repose directement sur le Gargasien. Il est représenté par des sables, des grès et des calcaires gréseux très riches en orbitolines et en quartz;

— à Cassis, le Cénomanien supérieur est représenté par une alternance de bancs gréseux durs riches en quartz et de niveaux marno-sableux à ammonites, foraminifères planctoniques

et quartz (anse Sainte-Magdeleine) ([9], [4], [10]);

— au val de Cimay, le Cénomanien inférieur repose sur l'Albien ([9], [11]). C'est une série sableuse très riche en quartz, épaisse de plusieurs dizaines de mètres et exploitée en carrière (sables de Sainte-Anne);

— à Sainte-Anne d'Evenos, au lieu dit la Barre des Aiguilles, le Cénomanien inférieur est aussi représenté par des sables quartzeux blancs; c'est dans cette série sableuse azoïque que doit se situer la limite Albien-Cénomanien ([9], [12]). Le Cénomanien moyen est constitué par des bancs ligniteux et argileux noirs à préalvéolines ([9], [12]); Enfin, le calcaire blanc à préalvéolines et rudistes de la barre des Aiguilles représente le Cénomanien supérieur [9].

Dans l'ensemble, le Cénomanien contient des quartz non usés, légèrement évolués. Les grains rond-mats représentent jusqu'à 20 % de la fraction étudiée et les émoussés sont moins nombreux.

Ces quartz sont pour l'essentiel de type granitique et métamorphique, mais il faut signaler au Cénomanien inférieur l'arrivée de quartz automorphes de type rhyolitique (1,5 à 2 %) ( fig. 4). Ils sont très « frais »; ils diffèrent de ceux observés habituellement dans le Trias, qui montrent généralement un prisme de raccordement entre les deux pyramides (fig.1). Un tel type de quartz est très rare voire absent des sédiments sous-jacents (13].

L'étude exoscopique montre les caractéristiques suivantes ;

— une bonne cristallisation et l'absence de tout dépôt siliceux; '

— des traces d'action mécanique de type éolien de haute énergie (croissants de choc emboîtés; V de choc de grande taille); ces traces sont très émoussées et sont les témoins d'une éolisation ancienne (dunes littorales);

— des néogenèses à gradient de polissage typique des milieux deltaïques; celles-ci envahissent toute la surface des grains et exploitent les zones précédemment amorphisées par l'éolisation (fig. 6, 7);

— une fine dissolution orientée sur le sommet des grains, accompagnée de petits V de choc à gradient de polissage et la formation de réseau anastomosé (fig. 8) indiquent un épisode final marin peu profond;

— au Pas d'Ouiller, dans les sables gréseux du Cénomanien inférieur, des grains riches en dépôts siliceux sont les témoins d'un épisode final pédologique (fig. 9).

Les quartz du Cénomanien ont donc subi une première mobilisation de type éolien ayant d'être repris lors d'un épisode deltaïque puis marin intertidal.

6. INTERPRÉTATIONS ET CONCLUSIONS. — Dans le bassin du Beausset, les grains de quartz du Gargasien et de l'Albien sont peu abondants et proviennent pour l'essentiel de formations granitiques et métamorphiques. L'étude exoscopique montre qu'avant leur dépôt dans des milieux marins de type bassin, ces quartz ont été façonnés dans des milieux continentaux ou


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littoraux peu profonds. Le façonnement a pu se réaliser durant tout, ou une partie du Mésozoïque. Néanmoins, le régime géodynamique qui prévaut dans le sud-est de la France, au Trias, au Jurassique et au Crétacé inférieur n'a pas été propice à la genèse de séries détritiques ([14], [15]). D'autre part, l'importance du stock de quartz non usés, en particulier à l'Albien, exclut tout remaniement accentué et témoigne au contraire d'apports frais issus directement du socle. Ainsi est-il plus vraisemblable d'admettre, au Gargasien et à l'Albien, l'existence de milieux de type deltaïque par lesquels les quartz auraient transité et où ils auraient acquis leurs caractères éoliens ou intertidaux avant leur dépôt définitif dans un milieu de type bassin. La naissance d'appareils deltaïques au Crétacé moyen implique un changement radical de la paléogéographie du sud-est de la France dés cette époque. Au régime des grandes plates-formes carbonatées du Jurassique [14] et du Crétacé inférieur [15] succède une sédimentation détritique consécutive, selon toute vraisemblance, à une première phase de soulèvement des massifs hercyniens bordiers,

Au Cénomanien, la permanence d'aires deltaïques situées entre le continent et le domaine provençal se confirme. Entre leur libération et leur dépôt, les quartz ont subi des remaniements éolien, deltaïque et marin littoral. Mais l'épisode final de dépôt étant ici de caractère marin peu profond, on peut en conclure à la progradation, depuis l'Albien, des nappes de matériel détritique et à la tendance au comblement du bassin provençal. Par ailleurs, l'apparition des quartz bipyramidés rhyolitiques peut s'expliquer en admettant un soulèvement généralisé du socle hercynien, et de ses bordures (phase albo-cénomanienne ou durancienne [8], [9]). L'érosion atteint alors le vieux tréfonds hercynien éruptif et métamorphique, mais s'étend aussi, d'une façon vigoureuse, au tégument permien mettant à nu les ignimbrites rhyolitiques pour la première fois depuis le Muschelkalk [13]. Compte tenu de la répartition présente et passée des massifs de socle et de leur tégument ([16], [17]), on peut supposer que les apports au Cénomanien, s'effectuent soit à partir du massif de l'Estérel soit à partir du Monte Cinto en Corse septentrionale. Des recherches sont en cours pour préciser cette origine.

En conclusion, l'étude endoscopique et exoscopique des quartz du Gargasien, de l'Albien et du Cénomanien de Provence permet de retracer l'évolution géodynamique des bassins versants et des massifs nourriciers. Elle apporte aussi des preuves de l'existence de paléoenvironnements de type deltaïque. Elle conduit enfin à retrouver les aires d'origine du matériel détritique.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] L. LE RIBAULT, Exoscopie des quartz, Masson, Paris, 1977, 150 p. [2] R. CLOCHIATTI, Mém. Soc. géol. Fr., 112, 1975, p. 1-96.

[3] J. J. BLANC, Bull. Mus. Hist. Nat. Marseille, XX, 1960, p. 61-88.

[4] G. TRONCHETTI, Thèse, Sc, en cours.

[5] G. GIROUD D'ARGOUD, Thèse 3e cycle, Aix-Marseille-II, 1975, 120 p.

[6] J. P. MASSE et J. PHILIP, Rev. Géogr. phys. et Géol. dyn., 2, XVIII, n° 1, 1976, p. 49-66.

[7] J. TRICART et A. CAILLEUX, Initiation à l'étude des sables et des galets, C.D.U., Paris, 1959, 520 p.

[8] J. P. MASSE et J. PHILIP, Bull. Soc. géol. Fr., 7e série, 1, 1969, p. 666-669.

[9] J. PHILIP, Thèse Sc, Aix-Marseille-I, 1970, 438 p.

[10] G. TRONCHETTI, Comptes rendus, 272, série D, 1971, p. 804.

[11] G. CONTE et G. TRONCHETTI, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 17. [12] J. F. BABINOT, Thèse Sc, Aix-Marseille-I, 3 tomes, 1980, 923 p.

[13] A. PRONE, Thèse doctorat d'Université, Aix-Marseille-I, 2 tomes, 1980, 446 p. [14] M. ARNAUD et C. MONLEAU, Thèse Sc, Aix-Marseille-I, 1979, 2 tomes, 344 p. [15] J. P. MASSE, Thèse Sc. Aix-Marseille-II, 1976, 3 tomes, 817 p. [16] C COULON, Thèse Sc., Aix-Marseille-III, 1977, 288 p. [17] J. ORSI.NI, Thèse Sc, Aix-Marseille-III, 1980, 494 p.

C. R. : Département des Sciences de la Terre et R.C.P. 510 du C.N.R.S.;

A. P. : Département des Sciences de la Terre,

Université de Provence, 13331 Marseille Cedex 3.


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SÉDIMENTOLOGIE. — Tectonique, volcanisme, morphologies et climats cénozoïques au large du Japon, d'après la sédimentation argileuse marine. Note. (*) de Hervé Chamley et JeanPaul Cadet, présentée par Georges Millot.

Les successions argileuses identifiées sur le bord interne de la fosse du Japon (campagne 57 DSDP) s'accordent avec l'existence du continentent ancien «Oyashio ». Probablement présent dès le Crétacé supérieur, ce continent s'est affaissé dès l'ohgocène terminal. A partir du Miocène, le remodelage de la morphologie sous-marine conduit à développer le rôle des apports et des climats japonais sur la sédimentation,

Clay successions recovered on the inner slope of Japon Trench (Leg 57 DSDP) agree with the existence of the past "Oyashio Landmass", Probably influencing the sédimentation since the late Cretaceous, this landmass began to collapse from the uppermost Oligocene. Japanese supply and climate act as the dominant factors of terrigenous deposition since the Early Miocene.

1. INTRODUCTION. — La campagne 57 du Deep Sea Drilling Project fait partie d'un transect de forages réalisé en 1977 au large du massif de Kitakami, au nord de l'île Honshu, dans le but d'étudier les relations structurales et sédimentaires existant entre le Pacifique nord-occidental et le Japon oriental. Un des acquis essentiels proposés à l'issue de la campagne réside dans l'existence probable, vers l'Oligocène supérieur, d'une masse continentale émergée au large du Japon, le « continent Oyashio » ([1], [2]). On se propose ici d'aborder cette question, ainsi que d'autres aspects du paléoènvironnement, à partir de l'étude des fractions argileuses des dépôts, dont le caractère détritique est fortement marqué [1].

Les trois sites retenus sont localisés du côté interne de la fossé du Japon (fig. 1). Les sites 438 et 439, très proches, se trouvent vers 1600 m de profondeur sur la terrasse développée au pied du talus continental japonais, et livrent une série débutant au Crétacé supérieur, avec lacune de la plus grande partie du Paléogène. Le site 440 est localisé à 4 507 m de profondeur à mi-pente du mur interne de la fosse; le forage se termine dans le Miocène basal, La série lithostratigraphique, développée sur 1150 m aux sites 438-439 comprend les termes suivants (fig. 2) : argilites et siltstones peu épais, silicifiés et plissés, du Crétacé supérieur indéterminé; argilites silteuses, conglomérats à blocs de dacite et grès fossilifères de l'Oligocène supérieur (environ 150 m) : argiles, silts et sables turbiditiques alternants, du Miocène inférieur à moyen (environ 200 m); argiles à diatomées du Miocène supérieur au Pléistocène, avec passées de silts et de cendres volcaniques (plus de 800 m). L'étude minéralogique entreprise, replacée dans un contexte géologique, lithologique et pétrographique, concerne 128 échantillons régulièrement répartis dans les trois forages.

2. STRATIGRAPHIE MINÉRALOGIQUE (fig, 2). — Riches en argile, les dépôts peu épais du Crétacé contiennent surtout de la chlorite et de l'illite bien cristallisées (40-50 % des fractions argileuses pour chacune), ainsi que peu d'interstratifiés irréguliers illite-smectite et illitevermiculite (10 %), du quartz, des feldspaths et des amphiboles. Les phyllites présentent au microscope électronique un aspect souvent moiré, des bords nets, une taille relativement grande.

Les dépôts attribués à l'Oligocène ont une minéralogie des argiles très changeante. Les argiles et siltstones inférieurs, non datés, recueillis sur une faible épaisseur (1,5 m), contiennent les mêmes minéraux qu'au Crétacé supérieur, avec en outre de la kaolinite très bien cristallisée (20 % de l'argile). Le liant très argileux des conglomérats dacitiques susjâcents (50 m) est constitué de smectite de haute cristallinite,argile exclusive accompagnée de passablement de plagioclases et d'un peu de quartz. Enfin les siltstones et grès massifs de


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l'Oligocène terminal (100 m) présentent un cortège diversifié : smectite moyennement cristallisée (près des deux-tiers de l'argile), chlorite et illite (environ un tiers de l'argile, teneurs décroissantes vers le haut), un peu de kaolinite et d'interstratifiés irréguliers illite-smectite et chlorite-smectite, passablement de quartz, des feldspaths et souvent des amphiboles.

A partir du Miocène, les cortèges argileux sont plus constants, et non fondamentalement différents de ceux de l'Oligocène terminal. La smectite augmente temporairement au début du Miocène inférieur, puis lors du passage au Miocène moyen, localement associée à un peu plus de kaolinite. En dehors de ces périodes, la smectite diminue et les minéraux du groupe de l'illite tendent à augmenter faiblement mais régulièrement, surtout jusqu'à la fin du Miocène. Le Cénozoïque supérieur est marqué par de faibles variations relatives seulement, et les assemblages argileux sont proches de ceux des sédiments récents au large du Japon ([3] à [7]). On note sur les diagrammes la cristallinité moyenne des espèces argileuses, l'élévation du bruit de fond due à l'opale des organismes siliceux, et l'absence de liaison globale entre la minéralogie et l'abondance des intercalations pyroclastiques.

3. CRÉTACÉ TERMINAL : UN DOMAINE CONTINENTAL ÉMERGE AU LARGE DU JAPON. — La nature illitique et chloritique des apports argileux du domaine nord-ouest pacifique indique l'érosion dominante de roches cristallines ou cristallophylliennes, ce que suggèrent également les espèces non argileuses associées. La simplicité du cortège minéral détritique témoigne de l'érosion d'un domaine émergé de pétrographie peu variée, peu compatible avec la diversité géologique et minéralogique de l'archipel japonais [8]. Ces observations convergent en faveur de l'existence d'une masse continentale émergée au large du Japon, envisagée lors de la mission 57 du Glomar-Challenger [1], puis à la suite de l'étude morphologique fine des fractions sédimentaires sableuses [9]. L'étude des argiles suggère que ce « continent Oysahio » a alimenté la sédimentation dans la zone d'étude au moins dès le Crétacé terminal, et pas seulement à l'Oligocène [1]. En outre ce continent, résultat éventuel du morcellement d'un continent disparu plus vaste [10], et témoin possible de la formation des structures cénozïques du Japon par collision plutôt que par subduction [11], semble avoir été érodé très activement et par conséquent marqué par des reliefs très déclives : la faiblesse de l'altération météorique, attestée par la rareté des minéraux de dégradation (illites et chlorites primaires, peu d'interstratifiés, pas de kaolinite ni de smectite), ne paraît en effet favorisée au Crétacé supérieur qu'en ambiance tectonique active, lorsque les pentes et l'érosion vives s'opposent à la pédogenèse [12]. Enfin la finesse de la sédimentation au lieu de forage représente un écho atténué de cette érosion, ce qui montre que la masse continentale en migration vers la marge asiatique en était encore éloignée.

4. OLIGOCÈNE SUPÉRIEUR: TECTONIQUE ET VOLCANISME. — L'enchaînement rapide des trois épisodes minéralogiques rapportés à l'Oligocène supérieur correspond à des événements bien différenciés : 1° l'association de minéraux primaires et de kaolinite, dans les tout premiers niveaux paléogènes recueillis, indique à la fois la permanence de l'alluvionnement en

EXPLICATION DES PLANCHES

Planche 1

Fig. 1. — Carte de situation.

Fig. 2. — Associations minérales dominantes en bordure de l'arc du Japon, depuis le Crétacé supérieur (sites 438439 DSDP).


PLANCHE I

HERVÉ CHAMLEY


PLANCHE II

OUEST

EST

PLÉ1STOCÈNE

PLIOCÈNE

MIOCÈNE

MIOCÈNE BASAI

OLIGOCÈNE SUPÉRIEUR

CRÉTACÉ TERMINAL


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (12 janvier 1981) Série II - 223

Planche II

Fig. 3. — Essai d'interprétation paléogéographique des. successions argileuses recueillies au cours de la campagne 57 DSDP.

provenance d'un domaine continental non japonais, et la contribution mixte de roches saines et de sols évolués. La cause pourrait en être un rajeunissement tectonique du « continent Oyashio », livré à l'altération au cours du Paléogène inférieur et maintenant à nouveau activement érodé. L'important hiatus et la discordance entre le Crétacé terminal et l'Oligocène supérieur pourraient être liés à cette activité tectonique, elle-même déterminée par la collision des masses continentales: Une conséquence en serait par ailleurs l'apport d'éléments détritiques plus grossiers, permettant l'identification du « continent Oyashio » par l'examen lithologique et exoscopique des dépôts ([1], [9]); 2° la présence exclusive de smectite très bien cristallisée, dans la matrice argileuse des conglomérats à éléments de dacite, reflète à sa manière l'importance du volcanisme daté de 23 M.A. [2] au cours du second épisode oligocène. Les émissions volcaniques sont proches du site 439, comme le montrent la taille importante des blocs de dacite et la pureté minéralogique de leur altération argileuse. En revanche, l'influence du « continent Oyashio » est inexistante sur la composition pétrographique et minéralogique des sédiments; 3° dans un troisième stade, la diversification rapide des cortèges détritiques va de pair avec l'atténuation des témoins du volcanisme et de la masse continentale en migration, dont la subsidence débute. Les assemblages deviennent banals et acquièrent un cachet japonais croissant. Il semble donc que l'effacement du « continent Oyashio » a été sensible dès l'Oligocène terminal. Son démantèlement serait contemporain des dépôts hétérométriques et des divers phénomènes de resédimentation observés, liés au remodelage de la topographie sous-marine.

5. CÉNOZOIQUE SUPÉRIEUR : EMPREINTE DES APPORTS ET DES CLIMATS DU JAPON. — La diversification minéralogique s'accentue au cours du Miocène dans les trois sites de forage, et l'on ne trouve plus les smectites ou les minéraux primaires bien cristallisés qui caractérisent les périodes précédentes : l'effondrement en mer du « continent Oyashio » paraît achevé, de même que l'inversion morphologique et alluvionnaire qui en résulte. Le Japon, marque par une histoire géologique polyphasée et une pétrographie variée, devient responsable de l'essentiel de l'alluvionnement détritique. Les fluctuations d'amplitude secondaire qui sont constatées paraissent principalement déterminées par les variations des climats. Ainsi, l'augmentation de la smectite au Miocène inférieur et vers le Miocène moyen pourrait correspondre à des climats plus secs, cependant que l'augmentation sub-régulière des minéraux primaires et des interstratifiés de dégradation vers le Cénozoïque supérieur reflète les grands refroidissements mondiaux [13]. L'activité volcanique de l'arc japonais [14] a également pu influencer les apports de smectite; mais, en dehors des passées pyroclastiques ([15], [16]), aucune évolution notable de matériel volcanogène ne paraît intervenir in situ. A partir du Miocène terminal, les fluctuations deviennent faibles : elles attestent l'acquisition de climats proches de l'Actuel vers 40° N sur la marge asiatique, et résultent à la fois des cycles glaciaires et des modifications dans les les grands grands courants de densité du Pacifique nord-ouest ([6], [8], [17]). Enfin, notons qu'aucun phénomène de sédimentation différentielle ne s'observe entre les sites 438-439 et le site 440, sans doute parce que les deux groupes sont situés en ligne droite à des distances comparables de l'île Honshu (fig. 1).

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 2) Série II — 16


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6. CONCLUSION. — Comme dans les autres domaines sédimentaires marginaux où l'influence terrigène est prépondérante, les dépôts argileux du bord interne de la fosse du Japon reflètent les changements paléogéographiques survenus au cours du temps (fig. 3). Le fait essentiel réside dans de nouveaux arguments en faveur de l'existence d'un continent ancien présent au large du Japon. Des précisions sont proposées, permises par le grand pouvoir de dispersion des argiles par rapport à d'autres composants terrigènes : le « continent Oyashio » paraît exister et migrer en direction du Japon au moins depuis le Crétacé terminal, et amorcer son effondrement dans le Pacifique dès l'extrême fin de l'Oligocène. L'effacement de ce continent, sub-contemporain de manifestations tectoniques en mer, a déterminé un remodelage topographique considérable du fond sous-marin, et permis dès le Miocène inférieur un alluvionnement dominant depuis le Japon. Au cours du Cénozoïque supérieur, les successions minérales ne présentent plus que des fluctuations mineures, déterminées par des climats insulaires peu variables et les déplacements des grandes masses d'eaux.

Contrat CNEXO n° 79/5927; Aide D.G.R.S.T. n° 78.7.2941; A.T.P.-I.P.O.D.,..1978, n° 3767 (C.N.R.S.).

(*) Remise le 5 janvier 1980.

[1] R. VON HUENE, N. NASU et coll. Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj., 57, 1980 (sous presse).

[2] J.-P. CADET et coll., Bull. Soc. geol. Fr., 21, série 7, 1979,.p. 517, et Comptes rendus, 288, série D, 1979, p. 1275.

[3] S. AOKI et K. OINUMA, J.Geol. Soc. Japon, 80, 1974, p. 57.

[4] K. KOBAYASHI, K. OINUMA et T. SUDO, Sedimentology, 3, 1964, p. 233.

[5] S. AOKI et K. OINUMA, 26e Congr. géol. intern., Paris, Résumés, 2, 1980, p. 425.

[6] H. CHAMLEY, Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj., 58, 1980, p. 669.

[7] V. KOLLA, L. NADLER et E. BONATTI, Oceanologica Acta, 3, 1980, p. 245.

[8] T. SUDO et S. SHIMODA, Developments in Sedimentology, Elsevier, 26, 1978, 326 p.

[9] C. LE MUT, Comptes rendus, 290, série D, 1980, p. 1193.

[10] A. NUR et Z. BEN-AVRAHAM, S. Phys. Earth, 26, 1978, supp., p. 21.

[11] J. CHARVET, Bull. Soc. géol. Fr., 22, série 7, 1980, p. 58.

[12] H. CHAMLEY, E. ENU, M. MOULLADE et C. ROBERT, Comptes rendus, 288, série D, 1979, p. 1143.

[13] H. CHAMLEY, Maurice Ewing Séries, Amer. Geoph. Union, 3, 1979, p. 342.

[14] Y. KOMIKI, Contrib. Inst. Geol. Paleontol. Tohuku, Japon, 1969, 239 p.

[15] A. IIJIMA et M. MATSUMOTO, Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj., 56-57, 1980 (sous presse).

[16] J.-P. CADET et K. FUJIOKA, Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj., 56-57, 1980, p. 1027.

[17] J. R. HEIN, D. W. SHOLL et C. E. GUTMACHER, Internat. Clay Confier., 1975, p. 71.

H. C. : Sédimentologie et Géochimie, E.R.A. n° 764, Université de Lille-I, 59655 Villeneuve d'Ascq; J.-P. C. : Géologie dynamique, E.R.A. n° 601, Université d'Orléans, 45046 Orléans Cedex.


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STRATIGRAPHIE. - Les dépôts de Geissenklösterle et l'évolution du climat en Jura souabe entre 36000 et 23 000 B.P. Note (*) de Henri Laville et Joachim Hahn, présentée par Jean Piveteau.

Les couches 16 à 7, avec industries aurignaciennes et gravettiennes, de la grotte de Geissenklösterle se sont mises en place entre 36 000 et 23 000 B.P. au cours de cinq phases climatiques. Cette séquence paléoclimatique présenté de frappantes similitudes avec celle qui a été établie pour la même période, dans d'autres domaines géographiques et prend ainsi valeur de référenee pour le chronostratigraphie du Pléistocène récent en Jura souabe.

Loyers 16 to 7, with Aurignacien and Gravettian industries, of the Geissenklösterle cave are placed between 36,000 and 23,000 B P-during five climatic phases. This palaeoclimatic sequence présents striking similarities with that established for the same period in other areas and so has a reference value for the chronostratigraphy of the recent Pleistocene in the Swabian Jura,

La grotte de Geissenklösterle s'ouvre dans la vallée de l'Ach, à proximité du village de Blaubeuren en Jura souabe. Le remplissage mis au jour par les travaux de fouille qui y sont pratiqués depuis 1973 s'étage sur une épaisseur de 2,30 m. Les vingt unités sédimentaires qui le composent contiennent treize niveaux archéologiques qui appartiennent aux cultures aurignacienne, gravettienne, magdalénienne et au Mésolithique ([1], [2]). Les dépôts sousjacents semblent contenir du Paléolithique moyen. Il s'agit là de la séquence archéologique la plus complète actuellement connue pour la deuxième partie de la dernière glaciation en Allemagne.

L'étude sédimentologique indique que deux processus de sédimentation principaux sont intervenus dans l'édification des dépôts au gré des variations climatiques extérieures : la gélivation du toit et des parois de la grotte et l'alluvionnement de matériel allochtone lors des ; reprises d'activité du karst auquel elle appartient. Dix oscillations climatiques se sont ainsi succédé pendant la période correspondante.

Une série de datations 14C permet de situer dans le temps les cinq premières phases climatiques au cours desquelles les couches 16 à 7 (et les niveaux archéologiques III à Ia) se sont mis en place. La comparaison du cadre paléoclimatique et chronologique local que l'on est ainsi amené à proposer, avec les systèmes chrpnostratigraphiques qui ont été établis pour la même période dans des domaines géographiques aussi différents que le Marzvorland (R.D.A.) et le sud-ouest dé la France, montre une étonnante concordance à la fois dans la succession des événements climatiques et dans la chronologie 14C : tous les épisodes d'amélioration climatique pour lesquels des datations existent à Geissenklösterle tombent dans les limites chronologiques d'épisodes « tempérés » dans les autres régions; il en est de même; des épisodes froids. Ces considérations justifient la valeur régionale, à l'échelle, du Jura souabe, que nous accordons à la séquence paléoclimatique représentée dans les dépôts de Geissenklösterle.

I. SIGNIFICATION CLIMATIQUE DES DÉPÔTS. — Les couches 16 à 7 et les niveaux archéologiques qu'elles contiennent (III à Ia) se sont mis en place au cours de cinq phases climatiques,

Première phase climatique. — Couches 16 à 13 et niveaux archéologiques III, IId, Ilc et Ilb (Aurignacien). Successions de trois pulsations climatiques dans contexte modérément froid et humide:

(a) Couche 16: climat doux et humide, caractérisé par des processus de gélivation de faible intensité, une légère altération du matériel calcaire et la sédimentation d'argiles limoneuses; d'origine karstique.


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(b) Couche 15: climat plus froid et plus humide. Légère accentuation des processus de gélivation, façonnement des débris cryoclastiques par la circulation des eaux karstiques, sédimentation de matériel allochtone grossier.

(c) Couches 14 et 13 : climat moins froid et moins humide. Atténuation des processus de gélivation, moindre abondance du matériel d'origine karstique.

Deuxième phase climatique. — Couche 12 et niveau archéologique IIa (Aurignacien). Climat froid et plus sec. Grande abondance des fragments de roche calcaire grossiers et présence de blocs de fort diamètre caractéristiques de processus de gélivation de forte intensité et de forte amplitude.

Troisième phase climatique. — Couche 11 et 10 et niveau archéologique IIa (Aurignacien). Climat moins froid et humide. Moindre proportion et diamètre plus réduit des produits de gélivation, moindre teneur du sédiment fin en carbonates, lessivage du matériel argileux et accumulation dans le dépôt sous-jacent (couche 12). Manifestations de cryoturbation au déclin de l'épisode climatique correspondant.

Quatrième phase climatique. — Couches 9 et 8 et niveaux archéologiques Ib et la (Gravettien). Climat froid et humide. Association de produits d'érosion cryoclastique grossiers, caractéristiques de processus de gélivation de forte intensité, de galets calcaires d'origine karstique et de sédiments fins mis en place par ruissellement.

Cinquième phase climatique. — Couche 7. Climat moins froid et plus humide, avec atténuation des manifestations cryoclastiques et reprise d'activité du karst ayant conduit localement à des phénomènes de lessivage et, vers l'entrée de la cavité, à Filluviation de matériel argileux dans les couches 8 à 12 sous-jacentes.

II. POSITION CHRONOLOGIQUE ET CORRÉLATIONS. — Deux catégories d'éléments peuvent être prises en considération :

— une série cohérente de datations 14C pour les couches 16 (36540 + 1570 B.P.), 15 (34140+1000 B.P.), 13 (32 680 + 470, 31070 + 750, 31870+1000), pour la base et le sommet de la couche 12 (respectivement 31 525 + 770 B.P. et 30 625 + 796 B.P.) et pour la couche 8 (23 625 ± 290 B.P.);

— une séquence paléoclimatique locale dont les cinq oscillations peuvent être situées entre 36540 + 1 570 et 23 625 + 290 B.P.

(1) Nous avons attribué les couches 16 à 11 à trois oscillations climatiques distinctes :

— la première, à tendance modérément froide et humide, correspond aux couches 16 à 13;

— la deuxième, plus froide et plus sèche, à la couche 12;

— la troisième, moins froide et plus humide, à la couche 11.

Les dépôts correspondants contiennent des industries aurignaciennes. La limite inférieure de la première oscillation est datée de 36 540 +1 570 B.P., la limite supérieure de la deuxième de 30 635 + 796 B.P. La troisième oscillation est immédiatement postérieure.

(a) Compte tenu des valeurs de l'écart-type de ces datations, les phases 1, 2 et 3 de Geissenklösterle entrent dans le cadre de l'« interstade » séparé en deux parties par un épisode froid (Kaltphase) enregistré au sein du cycle IV des profils de l'Ascherslebener See (Harzvorland, R.D.A.), une date de 32 500 + 2 600 B.P. ayant été obtenue pour la première partie de cet interstade [3].

(b) Par comparaison avec la séquence paléoclimatique régionale du sud-ouest de la France ([5], [6]), il est possible de proposer les équivalences suivantes :

— couche 16 : fin de l'interstade Würm Il-Würm III (Interstade des Cottés) dont les manifestations sont immédiatement postérieures à 35 650 B.P. dans le gisement des Cottés [7];


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— couches 15, 14 et 13 (phase 1) : équivalent chronologique de l'épisode d'instabilité climatique à tendance modérément froide et humide que nous avons dénommé phase Würm III- périgord I .et qui a duré de 34000 à 32000 B.P. environ;

— couche 12 (phase 2) : équivalent chronologique de la phase Würm III-Périgord II. Elle est, en Périgord, postérieure à 32000 B.P.; elle se situerait entre 31525 + 770 et 30 625 ± 796 B.P. à Geissenklôsterle;

— couche 11 (phase 3) : équivalent chronologique de la phase Würm III-Périgord III. Cette phase est appelée Interstade d'Arcy par Arl. Leroi-Gourhan, interstade pour lequel la datation de 30 800 + 250 a été obtenue [8].

(2) Aux trois premières oscillations climatiques succèdent, à Geissenklösterle, deux nouvelles phases, l'une froide et humide contemporaine des couches 9-8 (phase 4), l'autre moins froide et plus humide contemporaine de la couche 7 et de son lessivage (phase 5). La couché 8 est datée, rappelons-le, de 23 625 + 290 B.P.

(a) A l'Ascherslebener See, l'interstade qui interrompt le cycle V porte la date de 25 000 + 750 B.P.

(b) Dans le sud-ouest de la France, les phases Wurm III-Périgord IV, V, VI et VII sont respectivement froide, « tempérée », froide et « tempérée ». A l'abri Pataud, la phase V peut être datée de 28 000 B.P. environ; pour la phase VI, dénommée Interstade de Tursac par Arl. Leroi-Gourhan, la datation de 23 180 +1 500. B.P. a été obtenue à Tursac; ses limites sont 24000 B.P. et 23 000 B.P. environ.

Ces données nous permettent donc de proposer des corrélations entre la phase 5 de

Geissenkklösterle (couche 7 et lessivage), l'interstade qui interrompt le cycle V à

l'Aseherslebener See, enfin avec la phase Würm III-Périgord VII (ou interstade de Tursac).

Dans ces conditions, la phase Wtirm III-Périgord V (28000 à 26000 B.P. environ), équivalent probable de l'« Interstade de Kesselt » (au sens d'Arl. Leroi-Gourhan, 1980), ne serait décelable ni à Geissenklösterle, ni à l'Ascherslebener See. Elle pourrait être confondue avec la phase 3 du premier site et l'interstade du cycle IV du second.

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] J. HAHN, W. VON KOENIGSWALD, E. WAGNER et W. WILLE, Fundberichte aus Bad-Würt., 3, 1977, p. 14-37. [2] J. HAHN, N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 157, 1978, p. 255-261. [3] D. MANIA et V. TOEPFER, Veröff. Landesmus.F. Vorgesch. Halle, 26, 1973, Berlin. [4] P. HAESAERTS, Ann. Soc. Géol. de Belgique, 97, 1974, p. 105-137.

[5] H. LA VILLE, Climatologie et chronologie du Paléolithique en Périgord, Études quaternaires n° 4, 1975,-422 p. [6] H. LAVILLE, J.-PH. RIGAUD et J. SACKETT, Rock Shelters of the Périgord. Geological Stratigraphy and Archaeological Succession, Studies in Archaeology, Academic Press, New York, 1980, 371 p. [7] B. BASTIN, F. LEVEQUE et L. PRADEL, Comptes rendus, 282, série D, 1976, p. 1261. [8] Arl LEROI-GOURHAN, Suppl. Bull. Assoc franc. Et; Quaternaires, n° 1, 1980, p. 192-194.

H. L. Laboratoire de Géologie du Quaternaire et Préhistorique, associé au C.N.R.S. 133,

Institut du Quaternaire, Université Bordeaux-I, 33405 Talence;

J. H. : Institut fur Urgeschichte,

Universität Tübingen, Schloss, 7400 Tubingen, R.F.A.



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GÉOLOGIE STRUCTURALE. — Précisions sur les conditions Pression-Température lors de la mise en place de la nappe de Pardailhan (Montagne Noire), par la détermination des inclusions fluides. Note (*) de Michel Guiraud, Sophie Sauniac et Jean-Pierre Burg, transmise par Maurice Roques.

Nous étudions les inclusions fluides dans les exsudats de quartz qui jalonnent le contact de base de la Nappe de Pardailhan (Montagne Noire). Nous séparons chronologiquement deux familles d'inclusions qui confirment le caractère épizonal de la déformation synchrone de la famille la plus, tardive T—275°C, P = l 850 bar).

Fluid inclusions in quartz-veins along the basal contact of the Pardailhan, nappe (Montagne Noire, southern french: Massif Central) have been analysed. They are distributed in two families; the latter lead us to precisely de termine P.T. conditions of the epizonal metamorphism during which this nappe was emplaced. -P-.= 1 850 bar, T = 275°C.

Le versant sud de la Montagne Noire est un exemple classique et spectaculaire de nappesplis couchés hercyniens ([1], [2]). Cette région est en effet constituée de trois unités superposées, de bas en haut : les nappes des Monts de Faugères, du Mont Peyroux et de Pardailhan. L'analyse microtectonique de F. Arthaud [2] a démontré que ces nappes cartographiées par B: Gèze [3] sont constituées de séries paléozoïques à l'envers déversées et charriées vers le Sud. L'architecture finale de cette région résulte de quatre phases de plissement:

— la phase 1 est régionale; c'est la phase majeure qui correspond à une tectonique tangentielle, souple et profonde puisque la déformation s'est produite presque partout sous le frontde la schistosité née proche de l'horizontale;

— la phase 2 est un phénomène local de réorientation des plis 1 dans le plan de schistosité, probablement lors des stades ultimes de la mise en place des nappes [4];

_ — la phase 3 est une phase mineure de surdéversement vers: le Sud;

— la phase 4 correspond à un serrage général. On lui attribue la formation des plis à plans axiaux subverticaux parfois accompagnés d'une schistosité de « pli fracture ».

Si l'aspect géométrique et l'évolution chronologique de la déformation apparaissent bien connus dans la Montagne Noire, les problèmes de mécanismes de déformation et de mise en place de telles unités à flancs inverses bien conservés restent débattus. Nous tentons.'; d'apporter ici l'une des premières précisions alors nécessaires : les conditions PressionTempérature qui régnaient lors du mouvement d'une de ces unités : la nappe de Pardailhan.

DESCRIPTION DU CONTACT DE BASE DE LA NAPPE DE PARDAILHAN. — La base de cette nappe est assez bien définie car elle est eartographiquement soulignée par des copeaux de Dévonien coincés entre les séries très semblables de l'Ordovicien des nappes de Pardailhan et du Mont Peyroux([5], [6]). Ce contact est en réalité une zone épaisse de quelques dizaines de mètres dans laquelle la déformation peut être décomposée en deux stades principaux qui correspondent aux phases 1,2 et3 de F. Arthaud [7]. Cette zone se caractérise ainsi soit par une schistosité 2 pénétrative, soitpar la présence dezones de cisaillement qui s'anastomosent autour de blocs où seuls les microstructures de phase 1 sont bien exprimées. Les plans S1 et S 2 interfèrent et sont souvent réactivés en plans de glissement, ce qui traduit un caractère rotationnel de la déformation dans son ensemble [7]. Parmi les microstructures étudiées on remarque de nombreux; exsudats de quartz-chlorite dans les zones les plus déformées. De forme lenticulaire et de taille variable, ils sont apparus pour la plupart pendant le stade 2 dans les vides créés par le glissement sur S1. La forme de ces amandes et les stries qu'elles portent peuvent être utilisées comme critère de déplacement et indiquent alors une direction


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et un sens préférentiels vers le Sud-Ouest, parfois vers l'Ouest mais alors conjugués à des cisaillements vers l'Est [8]. La formation de ces exsudats est une conséquence des processus de dissolution-cristallisation dans la masse des terrains environnants pendant le stade 2 [8]. L'étude des isotopes de l'oxygène dans des loupes d'exsudation semblables à celles décrites ici


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EXPLICATION DES FIGURES

Fig. 1. — Schéma structural de la Montagne Noire; 1, gneiss feldspathiques et micaschistes; 2, sédiments cambriens à viséens; 3, chevauchements; 4, chevauchements supposés; F, nappé des Monts de Faugères; MP, nappe du Mont Peyroux; P, nappe de Pardailhân; étoile, zone d'échantillonnage.

Fig. 2. — Histogramme de fréquence des températures d'homogénéisation de H20.

x, moyenne des valeurs

Fig. 3. — Histogramme des fréquences des valeurs réduites centrées (voir texte).

A, famille des inclusions fluides A; B, famille des inclusions fluides-B.

Fig. 4. — Interprétation thermobarométrique des données des inclusions fluides. Zones ombrées, domaines d'incertitude de la pression et de la température.

a montré que leur formation est effectivement associée à un tel processus de déformation plutôt qu'à des phénomènes hydrothermaux [9]. Le même type de chlorite dans S 2 et dans les amandes de quartz confirme que ces deux éléments sont apparus dans les mêmes conditions de métamorphisme.

ANALYSE DES INCLUSIONS FLUIDES. — L'étude thermométrique a porté sur les inclusions fluides dans les quartz d'exsudation qui jalonnent le contact de base de la nappe de Pardailhan au-dessus du col du Bac (entre Boissezon et Mézeilles, carte à 1 /25 000 de SaintChinian 1.2 (fig. 1). Les inclusions sont abondantes, niais leur petite taille empêche souvent une mesure correcte. Elles sont toutes du type biphasé liquide-gaz à liquide dominant; aucun cristal de sel dans les inclusions n'a pu être observé. Nous avons utilisé une platine « Leitz 350 » modifiée type « Chaixmeca » (1re génération des platines chauffantes construites au C.R.P.G. [10] et pour laquelle l'erreur due à l'expérimentation est évaluée à +1°C).

Les températures de fusion ont une valeur moyenne de —5°C ce qui montre que le fluide des inclusions se compose d'eau chargée de 5 % d'équivalents NàÇl [11], Cette faible teneur en sel permet de considérer ces inclusions comme du type H?0 liquide-H20 vapeur et nous autorise à utiliser pour la détermination de la densité du fluide le diagramme proposé par J. R. Fisher [12]. Du fait de la petite taille de la majeure partie des inclusions (moins de 10 jim) seulement 37 mesures de température d'homogénéisation TJJ ont pu être prises en compte pour être analysées statistiquement. Sur l'histogramme de fréquence (fig. 2) la distribution des caleurs x par rapport à la moyenne x montre qu'en réalité il existe deux familles d'inclusions que l'on choisit arbitrairement. Afin de justifier ce choix nous avons étudié la valeur réduite centrée (x — x)/s (s—écart type). La distribution autour de cette valeur (fig. 3 A et B) confirme la présence de ces deux familles. Les coefficients d'assymétrie non nuls et de signes opposés rendent compte de la superposition partielle des deux familles. Les caractéristiques de fluide sont donc les suivantes :

TH. d

Famille A. 220° C 0,84

Famille B ,. . 174°C 0,89

Dans la mesure où les loupes d'exsudation se sont formées à une température proche de celle de leur encaissant, on peut envisager d'utiliser la densité de leur fluide comme relation P==y(T) [12] lors du métamorphisme, avec toutes les réserves nécessaires à une telle application.[13].


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Le critère de nature du fluide n'est pas général mais dans le cas étudié, l'absence de C02 et la pauvreté en sels dans la phase liquide confirme l'hypothèse d'un faible degré de métamorphisme [14].

Deux types de répartition des inclusions dans les lentilles de quartz tardifs confirment leur séparation statistique en deux familles A et B. La famille B distribuée suivant des fractures dans le quartz apparait postérieure à la famille A; l'intersection des deux familles appartient toujours à la famille B.

Alors la faible variation des valeurs mesurées de la densité d traduit soit une diminution de la variable température, soit une augmentation de la variable pression dans le rapport T/P du métamorphisme.

Dans le premier cas, pendant la mise en place de la nappe de Pardailhan, la température varie d'environ 50°C; dans le second cas, la pression augmente de 800 bar. Compte tenu de l'évolution géologique de la région, nous considérons que la deuxième hypothèse est la plus probable. Aussi pour une valeur moyenne de la température de 275 + 25°C qui correspond à celle du métamorphisme dans l'encaissant, le report de nos mesures dans le diagramme de J. R. Fisher (fig. 4) nous donne une Py dans les exsudats de 900 bar pour la famille A et de 1 850 bar pour la famille B.

On rappelle ici qu'il s'agit d'une valeur minimale et qu'elle est au plus égale à o"3, si a1^a2^o"3 représentent les contraintes principales dans la roche [13]. Ces premières données microthermométriques dans la Montagne Noire permettent de confirmer directement le caractère épizonal du métamorphisme associé à la mise en place de la nappe de Pardailhan qui avait déjà été déduit à partir de critères indirects [2].

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] F. ARTHAUD, F. PROUST et M. MATTAUER, Coll. étages tectoniques, Neuchatel, 1966, p. 231-243. [2] F. ARTHAUD, Pub. Ustela, Montpellier, Série géol. Struct., n° 1, 1970, 175 p.

[3] B. GEZE, Mém. soc. géol. Fr., nouv. Série, XXIX, 62, 1949, 215 p.

[4] F. ARTHAUD, Rev. géograph. phys et géol. dyn., XI, fasc. 5, 1969, p. 523-532.

[5] Carte géologique de France 1/80 000, feuille Bédarieux.

[6] Carte géologique de France 1/50 000, feuille Saint-Chinian.

[7] S. SAUNIAC, Rev. géogr. phys et géol. dyn., 1980 (sous presse).

[8] S. SAUNIAC, J. P. BURG, en préparation.

[9] R. KERRICH, R. D. BECKINSALE et N. J. SHACKLETON, N. Jb. Miner. Abh., 131, n° 3, 1978, p. 225-239.

[10] B. POTY, J. LEROY et L. JACHIMOWICZ, Bull. Soc.fr. Mineral. Cristallogr., 99, 1976, p. 182-186.

[11] S. SOURIRAJAN et G. C. KENNEDY, Amer. J. Sc, 260, 1962, p. 115-141. [12] J. R. FISHER, J. Research U.S. geol. survey, 4, n° 2, 1976, p. 189-193. [13] A. PECHER, Bull. Soc.fr. Miner. Cristall., 102, 1979, p. 537-554.

[14] J. MULLIS, Bull. Soc. fr. Miner. Cristall., 102, 1979, p. 526-536.

M. G. : Laboratoire de Pétrologie, Université des Sciences et Techniques du Languedoc,

34060 Montpellier Cedex;

S. S. et J.-P. B. : Laboratoire de Géologie structurale, L. A. 266, C.N.R.S.,

Université des Sciences et Techniques du Languedoc, 34060 Montpellier Cedex.


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GEOLOGIE STRUCTURALE. - Le granite de Linguizetta en bordure de la Plaine orientale corse et ses relations, avec la zone des schistes lustrés. Note (*) de Michel DurandDelga, Correspondant de l'Académie, Jacques Marre et Fabienne Orszag-Sperber.

Une bande de granites monzonitiques, analogues à ceux de Corse occidentale, est reconnue entre le Miocène de la plaine d'Aléria et les schistes, lustrés, soit à l'affleurement à Linguizetta, soit plus au Sud en gros blocs dans le Burdigalien transgressif. Après discussion de diverses hypothèses, on énumère les arguments pétrographiques, gravimétriques et structuraux en faveur de la position tectonique supérieure de ces granites par rapport aux schistes lustrés.'

Monzonitic granites, similar to those of West Corsica, lie between the Aleria Plain Miocene and schistes lustrés. They outcrop near Linguizetta and southward, blocks of them are included in the transgressive Burdigalian. After discussion of varied hypotheses, we keep count of petrographie, gravimetric and tectonic arguments for an upper position of those granites referring to schistes lustrés.

Le Mésozoïque métamorphique de la zone des schistes lustrés est, on le sait [1], charrié vers l'Ouest par-dessus la couverture sédimentaire du bâti de Corse occidentale, essentiellement formé de granitoïdes hercyniens, A l'Est, les schistes lustrés entrent en contact, le long de failles à rejet vertical d'ordre kilométrique, avec le Miocène post-nappe des plaines orientales. Il est ainsi surprenant de rencontrer en bordure de la plaine d'Aléria, près de Linguizetta, 25 km à l'est de la « Corse granitique », un important affleurement de granite (fig. 1).

I. SITUATION DU GRANITE DE LINGUIZETTA (M.D.D.). — Il se suit sur environ 3,5 km en direction N-40°E, sa largeur moyenne étant de 0,5 km (fig. 2). Généralement arénisé, il est recouvert dé maquis ou d'atterrissements post-miocènes, ce qui explique qu'aucune carte; géologique avant la récente feuille au 1/250 000 de la Corse (1980) — où il est mal situé —, et même pas la coupure régulière au 1/80000 de Corte (1924), ne l'ait mentionné jusqu'à présent. D. Hollande ([2], p. 152) semble avoir été le premier à signaler cette « granulite rose [...] fortement broyée » vers Linguizetta. J. Henry (S.N.P.A., Pau : comm. orale, 1976) paraît avoir redécouvert l'affleurement vers 1973 : dès lors celui-ci a fait l'objet de brèves allusions ([3] à [7]).

Au Sud-Est, le granite s'enfonce à 45° sous du Burdigalien supérieur (fig. 3 ). Ce contact est vraisemblablement normal, car, au sud-est de Partino, la base de ce Miocène englobe des éléments anguleux du granité voisin. Au Nord-Ouest, le granite est séparé des schistes lustrés par un accident, tronçon de la grande fracture limitant la plaine orientale ([8], [9], [10]) : cette « faille de Saint-Antoine » ([1]-, p. 29) peut être suivie sur 30 km de l'ouest de GhisonnaciaGare jusqu'au sud-est de Cervione.

II. DESCRIPTION DU GRANITE (J.M.). — Le granite le plus répandu est constitué essentiellement de quartz, microcline, plagioclase et biotite, rarement intacte, avec comme minéraux accessoires apatite et minerais (titano-magnétite). Une paragenèse secondaire « alpine » est toujours; présente.

Lequartz, en cristaux de 1 à 4 mm, exceptionnellement 10, peut être automorphe au contact du microcline mais xénomorphe au contact du plagioclase. Il tend à se grouper en îlots de plusieurs individus (6 à 10), accolés en syimeusis.

Le plagioclase — normalement 2 à 5 mm, exceptionnellement 20 — ,automorphe à subautornorphe, maclé Albite, plus rarement Carlsbad et Péricliné, se dispose souvent en groupements de type synneusis. Sa composition, sans zonation marquée, se situe à la limite oligoclase-andésine (An 28-An 33).

Le microcline. est le seul feldspath alcalin identifiable. Ses cristaux millimétriques, zébrés de perthites en films irréguliers, montrent parfois une zonation avec un coeur séparé d'une couronne périphérique par un chapelet de.


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quartz. Ce microcline est typiquement xénomorphe au contact des grands plagioclases accolés en synneusis et des petits plagioclases automorphes qu'il renferme en inclusions; également xénomorphe par rapport aux petits quartz inclus et à certains grands cristaux automorphes, il prend ainsi une allure poecilitique.

La déformation de ce granite est toujours notable mais variable : (a) certaines lames montrent la texture granitique presque intacte, seulement traversée par des bandes de cisaillement de 1 à 2 dixièmes de millimètre; (b) dans la plupart des cas, les minéraux sont modifiés avec torsion des macles des plagioclases, granulation des quartz, éclatement des microclines, apparition d'une mésostase à grain fin en cloisons étroites, développement d'une paragenèse secondaire à mica blanc, chlorite et épidote; (c) le stade le plus déformé est caractérisé par une mésostase très développée englobant des fragments de quartz et de plagioclase, les lits de mica blanc donnant alors une orientation à cette mylonite.

Dans ces conditions, il est difficile de préciser la composition minéralogique quantitative. Il s'agit approximativement d'un granite monzonitique à grain moyen et de tendance porphyroïde, présentant les caractères de certains termes de la série calco-alcaline de Corse occidentale (groupe G. II de J. Orsini [11]).

Ce granite monzonitique est traversé par des filons de granites leucocrates. Certains, blanchâtres, montrent du quartz, déformé et granulé, associé à du microcline souvent cisaillé et à du plagioclase (An 25?) : il s'agit vraisemblablement d'aplites, injectées dans les joints du granite encaissant. Dans d'autre filons, la roche, verdie, est constituée par des plagioclases

Fig. 1. — Esquisse structurale de la Corse. 1, Corse « granitique » et sa couverture; 2, zones à granites orthogneissifiés (protogine); 3, unités alpines à matériel sédimentaire; 4, zone des schistes lustrés; 5, Néogène et Quaternaire.

Fig. 2. — Cadre structural de la Plaine d'Aléria. I, Corse « granitique » et sa couverture; II, Néogène et Quaternaire (a, biocaille granitique dans le Burdigalien); III, schistes lustrés ligures; IV, schistes lustrés bastiais (s. l.).


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totalement transformés en mica blanc et épidote, des quartz de 1 mm environ, et des chlorites; on note en outre de longues aiguilles d'apatite; épidote, allanite et minerais sont localement développés au milieu d'un feutrage de mica blanc, qui forme une grande partie de laroche. Il. s'agit probablement de diorites quartziques à grain fin, profondément tectonisées comme le granite environnant. Des roches identiques apparaissent en amas (filons ou enclaves?) à l'est de Partino.

Sur une piste au sud-ouest de la cote 171, s'intercale enfin dans le granite une roche hétérogène, altérée et mylonitisée, ayant l'aspect d'un gneiss à rubanement migmatitique. On la suit sur quelques dizaines de mètres.

III. LES PORPHYROÏDES AU NORD-EST DE LINGUIZETTA . — Deux paquets (fig .2), longs chacun d'une cinquantaine de mètres, en ont été découverts par Mme M. D. Löye-Pilot (Paris) 250 m au nord-est de Costa Dura (cote 103) et près de Punta Cuneola (cote 146). Limitées à l'Ouest par des segments de la faille de Saint-Antoine, ces roches doivent s'enfoncer normalement à l'Est sous le Burdigalien supérieur.

Ces porphyroïdes, très cataclasés, dérivent probablement d'anciens tufs rhyolitiques. Mme Cl. Boyer (Orsay) y a noté, dans une fine matrice quartzofeldspathique à lits de mica blanc et épidote — nêogenèses alpines — des quartz rhyolitiques à « golfes » de corrosion, des feldspaths potassiques perthitiques et de plus rares plagioclases. Des filons décimétriques irréguliers d'une roche granitique claire à quartz, feldspath potassique perthitique, albite, traversent ces porphyroïdes.

On peut estimer qu'il s'agit d'éléments d'un vieux socle à matériel volcano-sédimentaire acide, analogue à celui de la formation du Monte Iffana, définie dans le nord-ouest du massif du Tenda ([1], p. 38), et traversée par un chevelu granitique hercynien. La position structurale des porphyroïdes de Costa Dura doit être analogue à celle du granite de Linguizetta.

IV. LA PROLONGATION VERS LE SUD DU GRANITE DE LINGUIZETTA (F.O.-S. et M.D.D.). — Entre les vallées du Corsiglièse et du Fium'Orbo, les termes les plus anciens du Miocène, redressés parfois jusqu'à la verticale, le long de la faille limitant les schistes lustrés, sont formés d'une accumulation chaotique de blocs anguleux, décamétriques à métriques, de granites verdis à gros grain identiques à ceux de Linguizetta. On l'observe près du confluent entre Tavignano et Corsiglièse ([12], [2]) puis sur la feuille au 1/50000 de Ghisonaccia (1977) : entre rio Magno et ruisseau de Liccia, de Maison-Pieraggi à Saint-Antoine, enfin le long du Fium'Orbo où cette biocaille forme la base des « conglomérats de SaintAntoine » [13]. Au nord de ce village, des marnes sableuses intercalées dans les conglomérats ont livré à J. Magné ([1], p. 74) une microfaune du Burdigalien moyen-supérieur.

Les grandes dimensions et l'absence d'usure des blocs de granité attestent la relative proximité dès sources de ce matériel. Comme il ne peut pas être question de faire appel à la Corse occidentale, distante sur ce parallèle de quelque 20 km (fig. 1), on peut envisager que le «massif» granitique pourvoyeur n'était autre que la continuation vers le sud de l'affleurement de Linguizetta. Nous conclurons donc que, soit à l'affleurement soit sous le Miocène, des granites hercyniens existent probablement en bordure occidentale de la plaine d'Aléria, sur environ 25 km du Nord au Sud. Ces granites s'enfoncent à l'Est sous le Miocène jusqu'à une distance probablement notable mais que seuls des sondages pourraient établir.

V. INTERPRÉTATION STRUCTURALE (M.D.D.). — La présence de ce bâti ancien peut être expliquée de trois manières différentes. Première éventualité : il s'agirait ([5], [7]) d'une


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réapparition de la Corse autochtone sous la zone des schistes lustrés (fig. 3,I), qui serait donc totalement allochtone à l'échelle de l'île (une telle allochtonie, indépendamment de cet argument, n'a d'ailleurs rien d'invraisemblable).

Deuxième éventualité : le socle occuperait tout le substratum de la plaine d'Aléria et correspondrait à un compartiment de l'Autochtone ayant coulissé vers le Nord de plus de 30 km, avant le dépôt du Miocène; dans cette hypothèse, la pointe septentrionale du socle de Linguizetta serait à ramener au sud du Fium'Orbo, au plus près.

Troisième éventualité : le granite de Linguizetta constituerait une unité tectonique supérieure par rapport aux schistes lustrés [6]; primitivement superposée à ceux-ci, cette unité aurait été ensuite abaissée, en même temps que le Miocène qui en forme la couverture (fig. 3, II). Divers arguments militent en faveur de ce dernier point de vue.

(A) Argumentation d'ordre pétrographique. — Bien qu'il soit mylonitisé, le granite de Linguizetta ne montre pas d'aplatissement systématique, à la différence des. granites « parautochtones » de l'est du Tenda ou de certaines unités entre Bastia et Oletta (fig. 1) : à leur sommet, ceux-ci, qui s'enfoncent clairement sous la zone des schistes lustrés, ont été intensément étirés sur des épaisseurs hectométriques et transformés en orthogneiss albitiques. Ces mêmes roches ont enregistré un métamorphisme de haute pression, à amphiboles bleues et lawsonite : ces faits sont compatibles avec le modèle de M. Mattauer et F. Proust [5] selon lesquels le socle continental de Corse occidentale aurait été subducté sous le matériel « océanique » des schistes lustrés. Dans cette hypothèse, et en admettant l'inclinaison à 30°E ([5], fig. 1) — qu'on peut cependant juger anormalement faible — d'un tel plan de subduction, le granite de Linguizetta, s'il était autochtone, aurait dû être entraîné à une profondeur de plus de 30 km.

Or l'examen de sa paragenèse alpine ne s'accorde pas avec une telle profondeur. L'absence de minéraux de haute pression (glaucophane, lawsonite) et l'association observée épidotechlorite-phengite-(stilpnomélane) font penser au faciès schistes verts. La présence de phengite

Fig. 3. — Coupe interprétative à hauteur de Linguizetta. Coupe géologique : A, unités profondes de la Castagniccia (1, calcschistes; 2, prasinites s. l.); B, unité de Cervione (J, situation des gneiss à jadéite de Sant'Andrea di Cotone ([1], p. 63); 3, roches ultrabasiques et basiques à glaucophane; 4, radiolarites; 5, calcschistes); C, unité ligure de l'Inzecca (6, cortège ophiolitique; 7, formation schisteuse d'Erbajolo, Crétacé inférieur); m, Miocène (ml, Burdigalien; m2, Langhien; m3, Miocène moyen-supérieur; m4, conglomérats d'Aléria, Messinien?). Coupes interprétatives : I, hypothèse selon laquelle le granite de Linguizetta est autochtone; II, hypothèse dans laquelle il forme une unité tectonique supérieure. SL, schistes lustrés indifférenciés; SL i, schistes lustrés bastiais; SL s, schistes lustrés ligures; Gr, granite; m, Miocène.


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comme aussi l'absence de déstabilisation sensible du feldspath potassique et de la biotite laissent croire qu'on se trouve au voisinage de la courbe d'équilibre phengite-feldspath K-biotite [14]. Les analyses de phengites qu'a bien voulu effectuer J. R. Kiénast (Paris) ont révélé des taux de substitution phengitique (silice tétraédrique) allant de 3,3 à 3,5, qui correspondraient, pour des températures entre 300 et 400° — et si l'on en croit les courbes (théoriques à ce niveau) de B. Velde [15] —, à des pressions de 3 à 6 kbar, soit à un enfouissement compris entre 10 et 20 km. Ces conditions de «moyenne pression » se rapprochent de celles qu'ont enregistrées le socle autochtone et le parautochtone de la région de Corte [16].

(B) Argumentation d'ordre géophysique. — Dans l'anomalie gravimétrique positive d'ensemble de la Corsealpine, unaxe positif, orienté NNE-SSW, passe à l'aplomb de Cervione, immédiatement à l'ouest de la plaine orientale, sous laquelle à l'inverse s'observe une impurtante anomalie négative:

Les maximums de Cervione ne peuvent guère être dus à des amas de roches lourdes, aucune anomalie magnétique significative ne s'y superposant. On est ainsi conduit ([3], [17]) à expliquer ce maximum gravimétrique par une épaisseur de 4 à 5 km de schistes histrés ;(s. l.).

Le très fort gradient négatif en direction de l'Est, au voisinage de la faille de Saint-Antoine, s'adoucit vers le Sud-Est. Une importante accumulation de roches légères, comme celles du Miocène, en rend compte. Deux possibilités s'offrent pour tenter de définir le substratum de celui-ci (on adopte des densités moyennes de. 2,8 pour les schistes lustrés, de 2,6 pour les granitoïdes et de 2,3 pour le Néogène). Si des granites forment ce soubassement, l'épaisseur maximale du Néogène atteindrait 4,5 km dans la zone de Ghisonnacia. Si, au contraire, les schistes lustrés forment ce substratum (le granite de Linguizetta ne constituant qu'un mince feuillet « intermédiaire »), l'épaisseur du Néogène ne serait plus que de 2,6 km maximum ([3], p. 65). Or les évaluations d'épaisseurs en surface ([9], [13]), cumulées, paraissent s'accorder avec ce deuxième chiffre (fig. 3, coupe du haut).

(C) Argumentation structurale. — Deux observations tendent à prouver que la région de la Castagniccia a été recouverte par la mer du Miocène inférieur (fig. 1), D'une part, ce n'est guère avant le Tortonien supérieur-Messinien que des détritus grossiers à éléments de la zone dès schistes lustrés (conglomérats d'Aléria) envahissent la sédimentation marine de la Plaine orientale, prouvant que cette zone commençait seulement alors à se surélever [9]. D'autre part, le Burdigalien à influences marines du bassin de Francardo, au nord de Corte, devait se relier à cette mer orientale, ce qui supposait l'absence de reliefs sur l'emplacement de l'actuelle Castagniccia-Casinca.

On peut ainsi estimer que la surface-limite entre schistes lustrés et Miocène a été portée ultérieurement à une altitude qui, au sommet du pli de la Castagniccia, pouvait atteindre + 3000 m. Ainsi la surface de base du Miocène a subi, entre l'ouest de Cervione et la côte orientale, un déplacement vertical relatif de l'ordre de 5-6 km, ce mouvement ayant débuté voici environ 7 M.A.

Dans le modèle de M. Mattauer et F. Proust ([4], [5]) le socle sialique autochtone, situé à 4 km de profondeur sous Cervione, remonterait à la surface immédiatement à l'Est, à Linguizetta : la faille de Saint-Antoine aurait donc joué, avant la transgression du Miocène inférieur, en abaissant le compartiment occidental (Castagaiccia.) de plus de 4 km par rapport au compartiment oriental (Plaine d'Aléria). Un tel jeu serait exactement inverse de celui qui s'est réellement produit du Miocène supérieur à nos jours, c'est-à-dire l'affaissement de quelque 3-5 km du compartiment oriental par rapport à la Castagniccia.


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VI. CONCLUSIONS. — Les arguments pétrographiques, gravimétriques et structuraux semblent s'accorder pour exclure que le granite de Linguizetta résulte d'une réapparition et remontée du socle autochtone corse. L'hypothèse du coulissement horizontal d'un bloc autochtone emprunté au sud de l'île se heurte de son côté à plusieurs objections : trop faible épaisseur du Miocène d'Aléria (cf. § V, B); absence d'Éocène détritique à Linguizetta alors qu'il est si développé dans l'Autochtone au sud du Fium'Orbo.

Le granite de Linguizetta correspondrait donc à un feuillet relativement mince, formant une nappe supérieure au-dessus de la zone des schistes lustrés, à la manière des ensembles allochtones ([1], [6]) du Nebbio et de Macinaggio.

(*) Remise le 8 décembre 1980, acceptée le 15 décembre 1980. [1] M, DURAND DELGA et coll., Corse, Guides géol. rég., Masson, Paris, 1978. [2] D. HOLLANDE, Bull Soc. Sc. hist. et nat. Corse, Impr. Allier, Grenoble, 1977, 466 p. [3] A. LESQUER, Étude gravimétrique de la partie nord de la Corse (Thèse 3e cycle, Univ. de Montpellier, 1974, 76 p.). [4] M. MATTAUER et F. PROUST, Comptes rendus, 281, série D, 1975, p, 1681. [5] M. MATTAUER et F. PROUST, Comptes rendus, 282, série D, 1976, p. 1249. [6] M. DURAND-DELGA, Bull. Soc. Sc. hist. et nat. Corse, 1977, p. 39-50.

[7] M. SAUVAGE-ROSENBERG, M. BAYER et A. LESQUER, Comptes rendus, 287, série D, 1978, p. 69. [8] J. P. COUTURIÉ, Thèse 3e cycle, Univ. de Clermont-Ferrand, 1964, 69 p. [9] F. ORSZAG-SPERBER, Le Néogène de Corse (Thèse, Univ. Paris-XI, 1978, 329 p.). [10] J. DELAUNAY, R. GUIRAUD et C. WEBER, Comptes rendus, 288, série B, 1979, p. 289. [11] J- ORSINI, Bull. Soc. géol. Fr., (7), XVIII, 1976, p. 1203-1206. [12] E. MAURY, Bull Soc. géol. Fr., (4), X, 1910, p. 272-293. [13] A. GAUTHIER et P. WEYDERT, 4e Réun. Ann. Sc. Terre, Paris, 1976, p. 190. [14] B. VELDE, Amer. J. Sc, 263, 1965, p. 886-913. [15] B. VELDE, Contr. Mineral. and Petrol, 14, 1967, p. 250-258.

[16] J. AMAUDRIC DU CHAFFAUT et P. SALIOT, Bull. Soc. géol. Fr., (7), XXI, 1979, p. 149-154. [17] M. BAYER, Étude gravimétrique de la Corse (Thèse 3e cycle, Univ. de Montpellier, 1977).

M. D. D. : Laboratoire de Géologie méditerranéenne associé au C.N.R.S. n° 145;

J. M. : Laboratoire de Géologie-Pétrologie,

Université Paul-Sabatier, 38, rue des 36-Ponts, 31400 Toulouse;

F. O. S. : Laboratoire de Géologie structurale et appliquée,

Université de Paris-Sud, Bât. 504, 91405 Orsay.


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GÉOLOGIE. — Structures d'Afghanistan, sutures péri-indiennes et Tethys orientale. Note (*) de Jean Boulin, transmise par Jean Aubouin.

Les sutures péri-indiennes d'Afghanistan représentent des espaces océaniques téthysiens qui se sont relayés depuis le Paléozoïque entre l'Asie centrale et le Gondwana.

The Afghanistan Peri-Indian Sutures represent tethysian oceanic spaces relayed from Paleozoic between Central Asia and Gondwana.

I. ESQUISSE STRUCTURALE DE L'AFGHANISTAN. — 1. Généralités. — En Afghanistan, entre les bassins molassiques du Tajikistan et de l'Indus, la ceinture alpine sud-asiatique ( fig. 1) se subdivise en domaines longitudinaux dont la direction s'inscrit dans la courbure du Pamir [1]. Il s'agit, du Nord au Sud, des domaines Turkestan afghan-Hindou Kouch, Monts

de Paghman-Nurestan, Farah-Turkman, Montagnes centrales d'Afghanistan et Baluchestan-Katawaz, séparés par des accidents tectoniques d'importance régionale (fig. 1 et 2) : l'accident Sud Hindou Kouch, l'accident de l'Helmend et les chevauchements de Kaboul et de Khost. En outre, de part et d'autre de Kaboul, deux accidents décrochants transverses interrompent les plus méridionaux de ces domaines ( fig. 1), déterminant ainsi le « coin de Kaboul ».

2. L'accident Sud Hindou Kouch et l'accident de l'Helmend. — Ce sont de grandes failles complexes, localement chevauchantes, qui ont joué en décrochement lors de la collision IndeAsie Centrale. De plus, sur une partie au moins de leur tracé, ces failles sont jalonnées par des

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Fig. 1. — Esquisse structurale de l'Afghanistan et de ses abords (adapté de 1, complété). 1, Domaines affectés

par l'orogenèse hercynienne (a, Protérozoïque-Paléozoïque ancien; 6, Paléozoïque récent-Mésozoïque.).

2, Domaines comportant du Paléozoïque non affecté par l'orogenèse hercynienne. 3, Formations de

marge continentale. 4, Ophiolites et sédiments pélagiques. 5, Bassins cénozoïques. 6, Chevauchements majeurs.

7, Failles majeures. Fa, Farah; Ka, Kaboul; Kh, Khost; P, Monts, de Paghman; .T, Monts de Turkman...


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ophiolites, en sorte qu'elles semblent bien procéder en fait du rejeu alpin de sutures ophiolitiques plus ou moins anciennes [2], des sutures dont l'existence a même probablement facilité les jeux décrochants nés de cette collision.

Ainsi, les ophiolites qui jalonnent l'accident Sud Hindou Kouch sont associées à une série flyschoïde et à des sédiments pélagiques profonds du Paléozoïque ancien [3]. Ce complexe est ployé en de vastes plis couchés à vergence Sud, métamorphisé avec notamment formation de glaucophane puis surmonté en discordance par du Paléozoïque supérieur transgressif qui débute par des molasses carbonifères. Ce sont là les restes de l'Hindou Kouch hercynien, considéré [4] comme procédant de la fermeture de l'espace océanique représenté par les ophiolites Sud Hindou Kouch, au terme de la subduction du plancher de cet espace sous un craton septentrional représenté, peut-être, par le complexe gneissique connu en sondage dans le Turkestan afghan [5] et, probablement, par le craton prébaïkalien du Tajikistan [6]. Cet espace océanique séparait ce craton septentrional d'un craton méridional, représenté par les gneiss précambriens des Monts de Paghman et du Nurestan [1]. Sa fermeture ayant conduit aux événements hercyniens précoces de ces régions, il peut être dit préhercynien.

De même, à la limite nord des Montagnes centrales essentiellement faites d'un socle précambrien puis d'un Paléozoïque presque complet et en série concordante [7], l'accident de l'Helmend est jalonné par les ophiolites de Waras [8], associées à des turbidites et à des sédiments pélagiques profonds du Trias moyen à supérieur-Jurassique-Néocomien (?). La résorption de l'espace océanique représenté par ces ophiolites aurait commencé par les secteurs nord de cet espace, avec pour conséquences l'ouverture puis le serrage du rift Nord Hindou Kouch [1] et la mise en place des granodiorites à 200 M.A. de l'Hindou Kouch, éléments d'une chaîne éocimmérienne. Elle se serait achevée, avant le dépôt d'un BarrémoAptien molassique, par celle des secteurs sud de cet espace, sous le craton Montagnes centrales, avec pour conséquences la réalisation des plis couchés à vergence Nord dans lesquels les ophiolites de Waras et les sédiments associés se trouvent impliqués, le développement du métamorphisme à glaucophane qui affecte ceux-ci et la mise en place de granites à 100 M.A. dans le domaine Montagnes centrales, c'est-à-dire avec la réalisation d'une chaîne néocimmérienne [9]. Il s'agit donc d'un espace océanique dont la résorption a conduit à l'ensemble des événements cimmériens de ces régions, c'est-à-dire d'un espace précimmérien.

3. Les chevauchements de Kaboul et de Khost. — Selon le chevauchement de Khost [10], à vergence Sud-Est, le Paléozoïque de la Salt Range et le Mésozoïque des Monts Suleiman, qui

Fig. 2. - Coupe transversale schématique de l'Afghanistan passant par les Monts de Turkman (adapté de 1, complété). 1, Ophiolites. 2, Granitoïdes. 3, Socle précambrien. Autres terrains : P, Paléozoïque (a, ancien; r, récent); D, Dévonien; M, Mésozoïque; T, Trias; J, Jurassique; C, Crétacé; Pg, Paléogène; N, Néogène. I, chevauchement de Khost; II, accident de l'Helmend; III, accident Sud Hindou Kouch.


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représentent la plaque indienne, se trouvent surmontés par le complexe ophiolitique de Khost, fait de sédiments océaniques profonds du Trias-Jurassique-Crétacé (?) et d'ophiolites dont l'obduction daterait de la fin du Crétacé ou du Paléocène inférieur à moyen.

Ce complexe ophiolitique de Khost est à son tour chevauché par la nappe de Kaboul, faite d'un socle précambrien et d'une couverture Permien-Crétacé (?) [11]. Cette nappe de Kaboul est elle-même chevauchée [11] par les ophiolites de Kaboul, dont l'obduction serait intervenue au Paléocène supérieur-Eocène inférieur.

Les sutures alpines de Khost et de Kaboul de la sorte constituées sont considérées [10] comme procédant de la fermeture d'un espace océanique préalpin, un espace ouvert au sud du craton Montagnes centrales et qui aurait comporté là deux branches séparées par la croûte continentale de la nappe de Kaboul.

II. SUTURES PÉRI-INDIENNES D'AFGHANISTAN ET TÉTHYS. — Les sutures qui, de la plus ancienne à la plus récente et du Nord au Sud, se succèdent de la sorte en Afghanistan existent aussi [12], bien que plus ou moins clairement, sur la transversale du Pamir puis sur celle du Tibet, où elles sont plus écartées qu'en Afghanistan. Il s'agit donc de sutures périindiennes [2]. De plus (fig. 3), dans l'ensemble de ces régions, la fermeture des espaces océaniques que représentent ces sutures semble, comme en Afghanistan, être intervenue d'autant plus tôt que la suture considérée est plus septentrionale ([1], [12]). Enfin, la confrontation des observations de terrain, des données paléomagnétiques et des considérations de tectonique globale suggère [1] qu'il en aurait été de même de l'ouverture de ces espaces (fig. 3).

Dès lors, l'Asie se révèle (fig. 3) en Afghanistan et dans les régions avoisinantes comme s'étant progressivement agrandie, depuis au moins la veille du Carbonifère, peut-être même depuis la veille du Silurien si les chaînes, calédoniennes de l'Altaï [6] se sont constituées de la

Fig. 3. — Esquisse de l'évolution des espaces océaniques péri-indiens d'Afghanistan depuis le Paléozoïque ancien (adapté de 1, complété). 1, Océan préhercynien. 2, Océan-précimmérien. 3, Océan préalpin. TK, Turkestan; PN, Monts de Paghman-Nurestan; HK, Hindou Kouch; TS, Tien Shan; CM, Montagnes centrales d'Afghanistan; RNHK, Rift nord Hindou Kouch. N.B., l'espace pré-Tien Shan est interprété comme bassin marginal de l'océan préhercynien; le coin de Kaboul n'est pas distingué des Montagnes centrales.


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même manière que les orogènes successifs d'Afghanistan, par l'accrétion de blocs cratoniques venus du Sud, selon un mécanisme dont la répétitivité sur un aussi long laps de temps peut paraître remarquable.

Quant au supercontinent duquel se sont détachés ces blocs et qui s'est de la sorte effrité au fil du temps, il s'agit probablement du Gondwana [13], au moins à partir du Paléozoïque récent pendant lequel le domaine des Montagnes centrales au moins était gondwanien [14]. En conséquence, la limite nord de l'Inde élargie, le « Greater India » des auteurs [1] maintenant constitué par l'ensemble des blocs coalescents qui ont à une période au moins de leur existence appartenu au Gondwana, doit être sur la transversale de l'Afghanistan située au moins à la lisière nord des Montagnes centrales, peut-être à la lisière sud de l'Hindou Kouch ou plus au Nord encore. De même, l'ensemble dès espaces océaniques qui ont séparé ces blocs dérivant du Gondwana en démantèlement vers l'Asie centrale en construction doit être rapporté à la Téthys orientale, une Téthys qui se révèle de la sorte composite et variable dans l'espace et le temps.

III. CONCLUSION. - Ainsi, la Téthys orientale aurait depuis le Paléozoïque récent et peut-être depuis le Paléozoïque ancien jusqu'à la veille du Cénozoïque comporté plusieurs espaces océaniques successifs, chacun de ceux-ci étant maintenant représenté par l'orogène né de sa fermeture.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] J. BOULIN, Tectonophysics, 1980 (sous presse).

[2] J. BOULIN et E. BOUYX, Comptes rendus, 284, série D, 1977, p. 795.

[3] J. BOULIN E. BOUYX, Mém. h. s. Soc. géol. Fr., 8, 1977, p. 87-105.

[4] J. BOULIN et E. BOUYX, Comptes rendus, 282, série D, 1976, p. 1777.

[5] G. MENNESSIER, Ann. Soc. géol. Nord, LXXXII, 1962, p. 19.

[6] K. N. KRAVCHENKO, Geodynamics of Pakistan, Quetta, 1979, p. 25.

[7] J.BLAISE, P. BORDET, C. MONTENAT, R. DESPARMET et P. MARIN, Mém. h. s. Soc. géol. Fr.,8, 1977, p. 117-143.

[8] J. BLAISE, P. BORDET, J. P. CARBONNEL et C. MONTENAT, Bull. Soc. géol. Fr., 1978, p. 795-798.

[9] J. BOULIN. Rev. Géol. dyn et Géo. phys., 1980 (sous presse).

[10] M. MATTAUER, F. PROUST, P. TAPPONNIER et C. CASSAIGNEAU, Comptes rendus, 287, série D, 1978, p. 983.

[11] G. MENNESSIER, Mém. h. s. Soc. géol. Fr., 8, 1977, p. 153-168.

[12] P. BASSOULLET, J. BOULIN, M. COLCHEN, J. MARCOUX, G. MASCLE et C. MONTENAT, 26e C.G.I., Paris, 1980, colloque C5, p. 180-198. [13] Au sens large. [14] A. F. DE LAPPARENT, G. TERMIER et H. TERMIER, Comptes rendus, 272, série D, 1971, p. 381..

Département de Géotectonique, Laboratoire de Géodynamique, Université Pierre-et-Marie-Curie, 75230 Paris Cedex 05.


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Série II - 243

GÉOLOGIE. — Découverte du squelette complet d'un grand Cétiosaure (Dinosaure Sauropode) dans le bassin jurassique moyen de Tilougguit (Haut-Atlas central, Maroc). Note (*) de Michel Monbaron et Philippe Taquet, présentée par Jean-Pierre Lehman.

Un squelette complet d'un grand Cétiosaure (Dinosaure Sauropode) a été découvert dans les couches continentales du bassin de Tilougguit. Ce squelette nous permet de confirmer l'âge Bathonien des grès de Guettioua et l'existence de mouvements de flexuration intra-bathoniens. L'excellente conservation de ce Reptile nous permettra de mieux connaître l'anatomie des Cétiosaures, ainsi que l'histoire de ces Sauropodes du Jurassique moyen.

A complete skeleton of a big Cetiosaur (Sauropod Dinosaur) has been discovered in the continental levels of the Tïlougguit basin. This skeleton confirms the Bathonian age of the Guettioua sandstones and the existence of infraBathonian movements of flexuration. . The excellent conservation of this Reptile will permit a better knowledge of the anatomy of Cetiosaurs and the history of these middle Jurassic Sauropods.

I.INTRODUCTION. — Lors de travaux de cartographie géologique [1], l'un de nous (M.M.) a localisé, en juillet 1979, un important gisement d'ossements de Sauropode dans les grès continentaux rouges du bassin de Tilougguit (province d'Azilal). Les fouilles effectuées en automne 1980 (Ph. T.) avec le précieux concours de Ahmed Ouazzou et Ahmed Laaroussi, ont permis de récolter un squelette complet et bien conservé d'un très grand Cétiosauriné. Cette découverte, d'une portée considérable au point de vue paléontologique, constitue une grande première pour le Maghreb.

II. SITUATION DU GISEMENT (fig). — Le gisement de Wawmda est situé dans les couchés basales (100 m environ au-dessus du mur) de la « Formation de Guettioua » ([2], [3]), suite de silts et grès continentaux rouges, à passées conglomératiques intraformationnèlles;

l'ensemble de cette formation fluvio-deltaïque a une épaisseur de 600 à 700 m au centre du bassin de Tilougguit. La base de la formation ravine les silts de la « Formation de Tilougguit» ([2], [3]) (Bathonien) et même les « Calcaires-corniches » de la plate-forme aaléno-bajocienne. Le fossile se trouvait au sein d'une lentille silto-gréseuse décolorée (milieu réducteur) à très nombreux débris de plantes (feuilles, bois); on y a découvert un Unionidé indiquant un milieu d'eau douce ou légèrement saumâtre. Situation et caractère du gisement

Coupe géologique schématique de la région du gisement de Wawmda, montrant la discordance des grès de Guettioua. 3, grès de Guettioua, Bathonièn (-Callovien?); 2, formation de Tilougguit, Bathonien; 1, calcairescorniches, Aaléno-Bajocien.


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sont en tout point semblables à ceux du gisement Ait Wissadane [4] ou des gisements classiques d'Isseksi [5].

III. DESCRIPTION DU GISEMENT. — Le squelette du Dinosaure récolté occupait dans le gisement une surface de 85 m2 environ. Lors de notre visite sur le site en 1979, seules affleuraient quelques vertèbres dorsales ainsi que les extrémités proximales d'un humérus et d'un tibia. La fouille nous a permis de dégager peu à peu la totalité du squelette; le cadavre de l'animal s'est apparemment déposé avec les membres et les côtes étalés de chaque côté de la colonne vertébrale. Toutes les vertèbres cervicales étaient en connexion, de même que les côtes cervicales, une partie des vertèbres dorsales antérieures et un membre postérieur avec le tibia, la fïbula, l'astragale et les quatre métatarsiens. Les autres os avaient relativement peu bougé par rapport à leur position originelle. Le sacrum, avec cinq vertèbres soudées est parfaitement conservé malgré ses grandes dimensions (105 x 100 cm). Toutes les côtes dorsales sont présentes, les plus puissantes atteignant 220 cm de longueur. L'animal est complet et nous avons pu retrouver en particulier des éléments constitutifs du crâne : arrièrecrâne, mâchoires, dents; ces dernières sont spatulées, avec une couronne de 35 mm de longueur et de 22 mm de largeur.

Cet animal est de très grandes dimensions : ainsi, la scapula mesure 165 cm, l'humérus 195 cm, le radius 123 cm, le tibia 126 cm et le fémur 200 cm (notons à titre de comparaison que le plus gros des fémurs de Cétiosaure connu mesure 160 cm). Le membre postérieur atteignait une longueur de 372 cm depuis le niveau du sol jusqu'à celui de la cavité cotyloïde.

L'examen de ce squelette lors de la fouille nous permet de dire qu'il s'agit vraisemblablement d'un cadavre flotté. Celui-ci est venu se déposer doucement sur le fond après un transport assez court. Ce mode de dépôt semble classique dans ces niveaux géologiques du Haut-Atlas comme nous avons pu le constater au cours de nos prospections.

IV. IMPORTANCE DE LA DÉCOUVERTE AU PLAN PALÉONTOLOGIQUE. — Des restes de Dinosaures Sauropodes ont été récoltés au Maroc par H. Termier dès 1927. De 1939 à 1941, H. Termier et A. F. de Lapparent ont effectué des fouilles à El Mers (Moyen-Atlas). La description des ossements concerne essentiellement des éléments ayant appartenu à deux squelettes incomplets [6]. Dans la région qui nous intéresse, des gisements situés dans le bassin de Tagalft ont été repérés par H. Termier en 1942 [5] et par M. Monbaron [4]; on a récolté dans l'un de ces gisements une portion mal conservée de la colonne vertébrale d'un gros Sauropodé [7]. Les restes de Sauropodé d'El Mers ont été attribués à un Cétiosaure pour lequel A. F. de Lapparent a créé en 1955 l'espèce Cetiosaurus mogrebiensis [6]. Ce paléontologue a comparé fort justement cette espèce marocaine aux restes de Cétiosaures découverts autrefois en Grande-Bretagne : Cetiosaurus oxoniensis Philipps 1871 et Cetiosauriscus leedsi Hulke 1887.

Le squelette de Tilougguit est incontestablement celui d'un Dinosaure Sauropode comme en témoignent notamment ses grandes dimensions, l'allure de ses membres en colonnes très puissantes, les caractères de ses vertèbres et la forme des os des ceintures, D'autre part, les vertèbres cervicales et dorsales sont massives et leurs épines neurales ne sont pas bifurquées, le cou est peu allongé, les vertèbres dorsales sont faiblement opisthocoeles, les dents sont largement spatulées. Tous ces caractères sont ceux d'un Sauropode peu spécialisé de type Cétiosauriné, très semblable à ceux que l'on connaît au Jurassique moyen (Bathonien) et diffèrent, des Sauropodes du Jurassique terminal,

Les cavités pleurocoeles situées sur le flanc des vertèbres dorsales antérieures ont une position et une forme identiques à celles déjà décrites par Owen [8] (pl, X) sur C. oxoniensis,


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puis par Lapparent sur C. mogrebiensis [6] (pl. III, fig. 1-3). La scapula ressemble également à celles des deux espèces citées ci-dessus (cf. Philipps 1871[9], fig. XCIX et Lapparent [6],

pl. IV, fig. 4)-

Dans l'état actuel de nos recherches, il ne semble pas y avoir de différences significatives entre l'animal de Tilougguit et Cetiosaurus mogrebiensis. L'étude de l'ensemble des os de ce squelette si bien conservé nous permettra de mieux connaître l'anatomie des Cétiosaures; elle nous permettra également de préciser les relations entre C. mogrebiensis et C. oxoniensis, mais aussi celles qui existent avec un autre Sauropode du Jurassique moyen (Bathonien) encore mal connu : Bothriospondylus madagascariensis, ainsi qu'avec Cetiosauriscus leedsi de l'Oxfordien inférieur du Lincolnshire (Grande-Bretagne), dont de nouveaux restes, qui n'ont pas encore fait l'objet d'une description ont été découverts en 1968 [10].

V. IMPORTANCE DE LA DÉCOUVERTE AU PLAN GÉOLOGIQUE RÉGIONAL. — Cetiosaurus mogrebiensis a donc été trouvé pour la première fois à El Mers [6], dans des couches d'âge bathonien bien datées par des Ammonites [11]. Cette découverte de Tilougguit permet ainsi de confirmer paléontologiquement l'attribution stratigraphique bathonienne des Grès de Guettioua ([3], [12]) souvent rapportés à tort au Crétacé inférieur [13]. En outre, la discordance des couches fossilifères sur l'Aaléno-Bajocien et la partie basale du Bathonien (fig), permet de démontrer encore une fois l'existence de mouvements de flexuration intra-bathoniens, comme à Aït Boulmane [3], aux Aït Tioutline [2], à El Mers [11] et en général dans tout le domaine atlasique. Cette discordance fut longtemps considérée comme infra-crétacée [14] et l'on tendait à prouver ainsi l'existence d'une « phase jurassico-éocrétacée » [15]; Studer [16] parle encore très récemment d'une phase « jurassique supérieure ». En réalité, il s'agit bien d'une phase jurassique moyenne.

VI. CONCLUSIONS. — La découverte de Tilougguit, venant après celle d'un Sauropode et d'un Théropode dans le Lias supérieur d'Azilal [17], confirme l'importance paléontologique des couches continentales jurassiques du Haut-Atlas central. La zone de Tagalft-TilougguitAzilal est en passe de devenir une région classique pour l'étude de l'évolution des Dihosauriens au Jurassique inférieur et moyen. L'étude détaillée du fossile si complet de Tilougguit permettra de résoudre de nombreux problèmes paléontologiques. Enfin, la qualité du squelette, après son montage, fera de ce Dinosaure une des pièces maîtresses du futur Musée des Sciences de la Terre de Rabat.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] Coupure régulière au 1/100000e, feuille Beni Mellal.

[2] J. JENNY, A. LE MARREC et M. MONBARON, en préparation. [3] M. MONBARON, Comptes rendus, 290, série D, 1980, p. 1337. [4] M. MONBARON, Comptes rendus, 287, série D, 1978, p. 1277.

[5] J. BOURCART, A. F. DE LAPPARENT et H. TERMIER, Comptes rendus, 214,1942, p. 120; H. TERMIER, Bull. Soc. géol. Fr., 5e série, 12, 1942, p. 199-207. [6] A. F. DE LAPPARENT, Notes Mém. Serv, géol. Maroc, 124, 1955.

[7] A. DEBENATH, J. P. RAYNAL et F. Z. SBIHI-ALAOUI, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 899. [8] R. OWEN, Paleont. Soc, 1875, p. 27-43. [9] J. PHILIPPS, Oxford Clarendon Press, 1871, p. 245-294. [10] A. CHARIG, Heinemann, London, 1979, p. 110.

[II] R. Du DRESNAY, Bull. Soc. géol. Fr., (7), V, 1963, p. 883-900. [12] E. ROCH, Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 51, 1939, p. 247 ss. [13]- Carte géologique du Maroc au 1/500000e, feuille Rabat, 1956.

[14] G. CHOUBERT, A. FAURE-MURET et P. LÉVEQUE, Comptesrendus, 243, 1956, p. 1639.


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[15] A. MICHARD, Notes Mém. Serv. géol. Maroc, 252, 1976, p. 218.

[16] M. STUDER, Thèse, Université de Neuchâtel, octobre 1980.

[17] J. JENNY, C. JENNY-DESHUSSES, A. LE MARREC et Ph. TAQUET, Comptes rendus, 290, série D, 1980, p. 839.

M. M. : Service de la Carte géologique,

Ministère de l'Énergie et des Mines,

Rdbat-Chellah, Maroc;

P. T. : Muséum national d'Histoire naturelle,

Laboratoire de Paléontologie, 8, rue de Buffon, 75005 Paris.


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VOLCANOLOGIE. — La notion de facteur d'enrichissement dans l'aérosol volcanique. Note (*) de Renaud Vié le Sage, Michael Darzi, Jean-Paul Quisefit et Gilles Bergametti,

présentée par Jean Wyart.

L'étude de la composition chimique élémentaire de l'aérosol volcanique en relation avec sa granulométrie permet de mettre en évidence une anomalie dans le comportement de l'aluminium. Cette anomalie pourrait conduire à évaluer de façon différente les facteurs d'enrichissement.

The study of elemental chemical composition of volcanic aerosols with its granulometry permits us to settle évidence of abnormality in the behaviour of aluminium. This abnormality would lead to a re-evaluation of all the enrichment factors.

INTRODUCTION. — L'étude des facteurs d'enrichissement dans l'aérosol volcanique fournit des indications précises sur les conditions physico-chimiques de génération des particules. On sait, en effet, que les processus de volatilisation suivis d'une condensation, par voie homogène ou hétérogène, entraînent un enrichissement sélectif des composés les plus volatils.

De plus, la mesure de cet enrichissement, rapprochée de celle des flux à l'émission, constitue un moyen d'évaluer la contribution du volcanisme à la qualité de l'atmosphère.

POSITION DU PROBLÈME. — Selon que l'on vise à déterminer les caractéristiques de l'activité profonde ou au contraire à cerner la contribution de l'appareil volcanique à l'atmosphère globale, on est confronté à des exigences apparemment contradictoires.

En effet, l'extrême réactivité des produits formés, et les processus de conversion gazparticule qui affectent leur évolution, impliquent dans le premier cas un échantillonnage aussi rapproché que possible de la source alors qu'ils conduisent, dans le second, à rechercher un site de prélèvement aussi éloigné que le permettent les interférences potentielles des autres sources (naturelles ou anthropogéniques).

Nous souhaitons montrer ici que l'étude parallèle des facteurs d'enrichissement élémentaires et des caractéristiques granulométriques des particules permet de cerner avec plus de précision la chimie de l'aérosol volcanique et conduit à s'interroger sur certaines estimations touchant à la contribution des volcans à la composition de l'atmosphère.

LE SITE. — Les résultats de cette étude correspondent à des prélèvements réalisés en juin 1978 sur l'Etna immédiatement après une activité magmatique intense.

Cette activité s'était traduite par une coulée de lave descendant du cratère Sud-Est jusque dans la vallée del Bove et par la formation à partir de ce même cratère d'une fissure radiale au sommet de laquelle un hornito a été affecté pendant plusieurs jours par une activité effusive.

Le 8 juin nous avons réalisé des prélèvements sur l'hornito en cours de refroidissement et parcouru par une convection d'air à 400°C.

TECHNIQUE D'ÉCHANTILLONNAGE. — L'échantillonnage des aérosols a été réalisé à l'aide d'un impacteur en cascade de type Battelle (modèle Florida State University) qui permet une collecte sélective des particules en six classes granulométriques [1] (tableau I).

L'ALUMINIUM, LE SÉLÉNIUM ET LE PLOMB DANS L'AÉROSOL DE L'HORNITO. — Les abondances totales d'Al, Sc et Pb dans l'aérosol de l'hornito, obtenues en faisant la somme des abondances aux six niveaux de l'impacteur, exprimées en nanogrammes par mètre cube d'air échantillonné :

Al=15 618 ng/m 3; Se = 427 ng/m 3; Pb = 1437 ng/m 3,


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correspondent pour le sélénium et le plomb à des facteurs d'enrichissement (normés à l'aluminium dans les roches ignées basaltiques) respectivement de 42 et 1,2.103.

Ces résultats, que l'on aurait pu obtenir par simple filtration, illustrent bien la nette différence de tendance à la covalence entre un anion très déformable comme Se2- (ou un cation très polarisant comme Pb 2 + ) et Al3+ qui a un comportement essentiellement lithophile.

Toutefois, si l'on étudie le diagramme des abondances de ces trois éléments en fonction de la granulométrie des aérosols auxquels ils sont associés (fig. ), on constate que, si le sélénium et le plomb sont exclusivement concentrés dans le domaine des faibles granulométries, l'aluminium a une répartition bimodale qui déroge à son comportement habituel.

TABLEAU I

Correspondance entre le numéro des étages et les diamètres de coupure (l'étage 6 équipé d'un filtre nuclépore 0,4 um a une efficacité de collecte supérieure à 90 % pour les particules de 0 = 0,04 \im). Débit de fonctionnement : 1 1/mn.

Étage 12 3 4 5 6

Diamètre de coupure. 7 3 1,5 0,75 0,35 Filtration

On sait en effet que la condensation des composés volatils privilégie la formation de particules submicroniques, ce qui est bien le cas pour Se et Pb, mais que la mise en circulation d'aérosols par voie mécanique conduit à un spectre granulométrique dont le maximum est situé au-dessus de 3 \xm.

Par suite, il faut admettre pour l'aluminium une double origine : l'une imputable à la convection d'air (étages 1, 2 et 3) et qui rend compte de la composition du matériau initial, l'autre liée à la condensation de composés gazeux (étages 4, 5 et 6) et qui provient vraisemblablement de la formation d'halogènes volatils [2].

Concentration en nanogrammes par mètre cube de l'aérosol volcanique pour l'aluminium, sélénium et plomb en relation avec sa granulométrie (cf. tableau 1) (l'échelle des tailles 0 (um) n'est donnée qu'à titre indicatif.)


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En conséquence, il apparaît que le calcul de l'enrichissement du sélénium et du plomb par rapport au magma peut se faire non pas par rapport à l'ensemble de l'aluminium collecté i mais par rapport à l'abondance de cet élément sur les étages 1,2 et 3. Oh peut définir alors un Facteur d'Enrichissement Vrai (F.E.V.) qui pour un élément X sera lié au Facteur d'Enrichissement (F.E.) précédent par la relation :

où X,- représente l'abondance de l'élément X à l'étage i de l'impaeteùr. Le tableau II illustre l'écart (environ un facteur 3 entre F.E. et F.E.V.).

TABLEAU II

Facteurs d'enrichissement déterminés classiquement (F.È.) . et facteurs d'enrichissement vrais (F.E.V.) pour lé sélénium et le plomb

Sélénium Plomb

F.E.. ....;.:...... 42.103 . '.-., 1,2.103,

F.E.V. ......... .. 1,1.10* 3,1.103

CONCLUSION.. — La prise en compte des données granulométriques permet donc une estimation différente des facteurs d'enrichissement des éléments présents dans l'aérosol volcanique. Le facteur 3 de correction introduit par nos calculs concerne d'ailleurs un site en cours de refroidissement et pourrait être beaucoup plus élevé dans le cas d'une activité magmatique fraîche.

Elle conduit à s'interroger sur la qualité de la référence adoptée classiquement (l'aluminium) et à recommander le recours à un autre élément — le strontium, par exemple, — susceptible de conserver un comportement réfractaifè.

Nous noterons enfin que la mise en évidence d'une importante composante volcanique fine pour des éléments comme l'aluminium, généralement mis par ailleurs en circulation sous forme de grosses particules, conduit à réviser certaines de nos conceptions sur le rôle du volcanisme dans l'évolution des climats. Et ce, d'autant plus que les halogénures émis à haute altitude sous forme de particules submicroniques pourront à la fois avoir un long temps dé séjour dans le réservoir atmosphérique et y subir des phénomènes d'hydrolyse qui conduiront à un grossissement progressif des particules auxquelles ils sont associés.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] A- P. WOODARD et coll., A.I.Ç.H.E. lOth Annual Meeting "Récent Advances in ÂirPollutant Analysis", 1977, p. 13-17.

[2] R. ViÉ LE SAGE, Rapport contrat I.N.'A.G.-P. I.R.P.S.E.V., juin 1980.

R. Y. le S., J.-P. Q. et G. B. : Laboratoire de Chimie minérale des Milieux naturels,

Université Paris-7, E.R.A., C.N.R.S. n° 889, 2, place Jussieu, Tour 44-45, 75005 Paris;

M. D. : Department of Oceanpgraphy, Florida State Univërsity,

Tallahassee, Florida.U.S.A.



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MÉCANIQUE PES SOLIOES ANÉLASTIQUES. - Formulations variationnelles du problème en vitesse pour le solide élastique-fragile avec zone endommagée. Noté (*) de Huy Duong Bui, Ky Daitg Van et Claude Stolz, transmise par Jean Salençon.

On donne les différentes formulations variationnelles du problème en vitesse du solide élastique-fragile avec une zone endommagée en propagation : problèmes primal, dual et mixte.

We give three variational principles for rate boundary value problem ofan elastic-brittle solid having a propagating damaged zone: primai, dual and mixed formulations.

La théorie de l'endommagement total dans un solide a été présentée dans [1] et [2]. En utilisant le paramètre P de Kachanov [3] qui peut prendre la valeur P = 0 (comportement élastique habituel si | cr | < a0) ou P = 1 (endommagement total si | a | = or0 à l'instant t" et rj = 0 à l'instant t+ ), on peut décrire le comportement élastique-fragile. A l'instant t il existe dans le solide une zone saine Q. et une zone endommagée Z où a=0, de front connu F. Nous donnons dans cette Note les formulations variationnelles permettant de déterminer les champs de vitesses a et u dans Q. et la vitesse d'avancement du front cp = — n cp (s), seF. Nous supposerons la déformation plane.

1. CONDITION DE TRANSPORT. — Du fait de la progression de la zone endommagée dans le solide, nous avons un problème mathématique de frontière libre. A l'instant t nous avons c n = 0 et la condition d'énergie élastique W = (1 /2) s L E = (1 /2) a M a constante sur F. Ces conditions demeurent vérifiées à l'instant t+ sur les parties F* (i= 1, 2 ... ) de F. Il s'agit d'exprimer les conditions de transport de la surface libre et de la constance de la densité d'énergie.

Soit / une grandeur quelconque attachée au point géométrique xeF. Notons par 3>f la dérivée de / suivant le champ de vecteur cp :

Lorsque / est la trace sur F d'une fonction f(x, t) continûment dérivable dans Q, alors 3)f est égale à :

Pour le transport de la normale extérieure n à Cl et celui de la tangente x à T, il faut utiliser la relation (1) :

Ainsi le transport de la condition a.n = Ô s'écrit à l'aide de (1), (2) et (3) :

En revanche, le transport de la condition W = W0 s'écrit à l'aide de (2) :

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Remarquant que sur F, E,. = x.dv/ds et que le tenseur des contraintes v est de la formé :

et en utilisant l'équation d'équilibre, nous écrivons (4) et (5) sous la forme :

Sur les parties F? complémentaires de F? par rapport à F, nous avons cp = 0 et a.n = Ô.

2. FORMULATION DU PROBLÈME D'ÉVOLUTION POUR LE MATÉRIAU ÉLASTIQUE-FRAGILE.

PROBLÈME PRIMAL. — Connaissant à chaque instant les champs s, a et la zone endommagée, déterminer les champs de vitesse v, z, a ainsi que la vitesse cp de propagation du Iront Les équations du problème d'évolution sorti :

avec les données mécaniques :

et avec les conditions de transport :

où {g} =l/2(g-l- |.#|). Nous avons le théorème : THÉORÈME. — La solution du problème (8), (9), (10) rend stationnaire la.fonctionnelle :

sur l'ensemble A dés champs admissibles suffisamment réguliers :

Preuve. — Posons Sgn(g) = l si <g> #0et Sgn(g)= — 1 si (g > =0. La variation SJ après intégration par parties peut s'écrire


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Nous en déduisons les équations (8) et conditions aux limites (9). En outre, d'après là troisième intégrale, nous avons en posant a = L s :

Ce sont les conditions de transport de la surlace libre. La dernière intégrale montré que cp = 0 sur F? et que PW = 0 sur F? . Nous voyons en outre que cp3;0 sur F? à cause de n.VW^O, et que cp = 0 aux extrémités dFt.

3. PROBLÈME DUAL. — Pans la formulation duale, nous déterminons les champs u, cp.

THÉORÈME. — La solution du problème d'évolution (8), (9), (10) rend stationnaire la fonctionnelle K(o~, cp) sur Vensemble B des champs admissibles :

En prenant §a sous la forme du tenseur de Beltrami Sa = rot (rot \]/)', nous déduisons du premier terme que rot (rot M à) 1 = 0, ce qui montre que Mo = (l/2)(V» + V'p). En tenant compte de la liaison entre cs.n et cp, nous pouvons écrire :

Nous en déduisons que les données mécaniques sont satisfaites, que la condition de transport PW = 0 est bien vérifiée sur F? (o0x.dv/ds^0) et que cp = 0 sur F? (<30x.dv/ds<0).

Remarques. — 1. Pour les couples (v, cp) et (G, cp) solutions du problème d'évolution, les valeurs optimales de J et K sont égales puisque :


254 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

2. Nous avons la formulation à trois champs (v, G, cp). La solution (v, G, cp) rend stationnaire la fonctionnelle H(ù, a, cp) :

sur l'ensemble :

Il est aisé de vérifier que la valeur stationnaire de H (v, G, cp) à a fixée est la fonctionnelle J(v, cp) sur l'ensemble A et celle de H (u, cr, cp) au fixée correspond à la fonctionnelle K (a, cp) sur l'ensemble B.

3. Sous réserve que les formes quadratiques dans (11) et (13) soient définies positives, on a une solution unique. Intuitivement, on peut penser que, lorsque la zone endommagée est petite, l'intégrale sur F dans (13) est moins importante que celle sur Q.

4. Parmi les problèmes à frontières variables, citons celui de la propagation d'une fissure plane dans un milieu tridimensionnel traité dans [4], ou encore celui de Stefan relatif au changement de phase (problème de gel, [5]). Notre problème a certaine analogie avec ce dernier, l'endommagement pouvant être considéré comme un changement d'état, mais irréversible.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] H. D. Bui et A. EHRLACHER, Comptes rendus, 290, série B, 1980, p. 273.

[2] H. D. Bui, Comptes rendus, 290, série B, 1980, p. 345.

[3] L. M. KACHANOV, IZV. Ak. N.S.S.R., 8, 1958, p. 26.

[4] Q. S. NGUYEN, Variational Methods in the Mechanics of Solids (LU.T.A.M. Symp., Evanston, 1978).

[5] M. FRÉMOND, Compulational Methods in Non-Linear Mech., Austin, Texas, 1974.

H. D. B. : E.D.F. et L.M.S.;

K. D. V. et C. S. : L.M.S.;

Laboratoire de Mécanique des Solides, École Polytechnique, 91128 Palaiseau Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 255

MÉCANIQUE PES FLUIPES. — Lubrification avec un fluide de Rivlin-Ericksen de degré quatre : le patin plan et le coussinet. Note (*) de Gilles Lalvée, transmise par Michel Combarnous.

Le problème de lubrification en fluides de Rivlin-Ericksen de degré quatre caractérisés par 14 coefficients ne dépend en fait que de 4 nombres sans dimension, combinaisons linéaires de certains de ces coefficients. On effectue une étude comparative de l'influence de ces quatre nombres sur le frottement et l'épaisseur du film fluide, dans le cas du patin plan et du coussinet, pour une charge donnée.

The lubrication problem for an incompressible Rivlin-Ericksen fluid of degree four characterized by 14 coefficients only dépends on 4 dimenSionalized parameters which resuit from linear arrangements of some of thèse coefficients.

A comparative study of the influence of thèse parameters is made betwèen plane and cylindrical bearings, for a givén load, with regard to thé skin friction and thé thickness of the fluid film,

1. Le problème du coussinet a été traité par Reiner, Hanin et Harnoy en fluide de degré deux ([1], [2]), puis par Pavies et Walters en fluide de degré trois [3]. Nous avons considéré le problème du patin plan au degré trois [4]. Nous proposons ici une étude comparative de ces deux problèmes en fluide incompressible de Rivlin-Ericksen de degré quatre défini par :

où u, ocl5..., Y8 sont quatorze constantes [5]. Pour les notations utilisées ici, se reporter à [4].

2. LE PROBLÈME PLAN DE LUBRIFICATION. — Compte tenu de la nature physique du problème, le cas le plus général se présenté lorsqu'on a :

pourze{l, 2},;e{l,2, 3}et/ce{l,2, ...,8}. On introduit les coefficients :

et les quatre nombres :

Les équations normalisées du problème s'écrivent :


256 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

où les termes d'ordre e dans la première et d'ordre s2 dans la seconde ont été négligés et où il a été posé :

Ainsi les 14 coefficients de la loi (1) n'interviennent dans la solution que par l'intermédiaire des quatre nombres X, v, Vj et v2. On peut remarquer que les nombres X, v et v2 s'expriment à l'aide des fonctions viscométriques du fluide, ce qui n'est pas le cas pour v1. Cependant il est possible d'exprimer Vj à l'aide de la fonction de contrainte de cisaillement qui apparaît dans la relation (12) de [6]; en ce sens, on peut dire que les termes de degré quatre introduisent en particulier un effet non viscométrique de contrainte de cisaillement.

La résolution de (5) est effectuée à l'aide d'une méthode de perturbation ([1] à [4]), portant simultanément sur les quatre nombres X, v, vt et v2. On obtient aisément la solution à l'ordre zéro, puis à l'ordre un; il est alors possible d'en déduire les propriétés hydrodynamiques et géométriques de l'écoulement.

3. PATIN PLAN. — Au lieu de v, vx et v2 il est plus commode d'introduire :

He et Hs désignant l'épaisseur du film fluide à l'entrée et à la sortie du patin, cp l'inclinaison de ce dernier 3P la charge qu'il supporte, / le coefficient de frottement, on obtient, en fonction du paramètre ri défini par Hsr| = Hc, :


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 257

4. COUSSINET. — En coordonnées polaires, les équations [5] sont valables D étant la vitesse radiale normalisée et x l'angle polaire. R désignant le rayon de l'arbre de vitesse périphérique %, R + a le rayon du coussinet les nombres définis par (4) deviennent, dans ce cas :

Soit \|/ l'angle défini par la direction de la charge SP et la ligne des centres, e l'excentricité et x la variable de Sommerfeld, % = \il%R(na21?)' 1; les inconnues \|/ et hm, f, r\ respectivement épaisseur minimal, frottement et excentricité relative (0 < r\ < 1) sont données en fonction de % par :

On remarque à l'aide de (10) que la contribution des termes de degré pair de la loi (1) à l'équilibre de la charge est dirigée suivant la ligné des centres tandis que celle des termes dé degré impair lui est perpendiculaire.

5. Considérant cp et u,^/^ comme des données, on peut aisément, après élimination de ri dans (8) et (9) étudier l'influence des nombres Â., co, % et co2 sur le frottement et l'épaisseur. Les résultats concernant le patin.plan sont consignés dans le tableau ci-dessous montrant dans


258 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

quels cas le frottement et l'épaisseur, sont augmentés ou diminués par rapport au fluide newtonien correspondant — c'est-à-dire le fluide newtonien présentant le même u :

Épaisseur

Frottement à la sortie

X l > très peu sensible

>0 /•

l <0 N \

I r \. si tp<cpx /" si cp<q>2 \ /■ si (p>(p! \, si (p>q>2 . <Q f ^ SI (p<(p! \ SI<p<(p2

I \ si cpxpj /si <p><p2

( \ si q><cp,

/ >0 / \ . v V3

(. /■ si cp><p3

<0 ^ fs.<p«p,

l \ SI Cp>(p3

Épaisseur Frottement minimale

, f >0 /• \ ,

X -J „ peu sensible peu sensible

l <0 N, F /■ V

c >0. .......... s s

vl <0 \ \

Vj ou v2 insensible insensible

où cp1; cp2 et cp3 sont fonction de u^/^\ On constate que l'influence des termes de degré quatre dépend de l'inclinaison du patin. Signalons d'une part que le cas A. > 0 ne doit pas être envisagé puisqu'il semble que <x1 doit être supposé négatif ([5], p. 232) et d'autre part que les fluides réels utilisés en lubrification sont de Comportement pseudo-plastique c'est-à-dire que l'on a Pi + p2<0 donc co<0.

Dans le cas du coussinet, % et a/R étant donnés, l'élimination de r\ et \|/ dans (10) et (11) permet d'étudier l'influence des nombres X, v, v± et v2 sur le frottement et l'épaisseur minimale du film fluide.

Le second tableau rassemble les résultats dans le cas du coussinet.

L'ensemble de ces résultats n'est valable que dans le cadre de la méthode de perturbations utilisée pour résoudre (5). La comparaison des tableaux précédents montre qu'un résultat qualitatif concernant l'influence des coefficients de la loi (1) sur les conditions de fonctionnement du coussinet ne peut être étendu sans risques à tout problème de lubrification (jusqu'à présent, les différents auteurs semblent s'être contentés de l'étude du coussinet). Par exemple, si la conclusion dans le cas À. < 0 peut apparaître favorable dans le cas du coussinet, elle ne l'est plus pour le patin. De même des coefficients sans influence, ou presque, dans le cas du coussinet peuvent modifier notablement les caractéristiques de fonctionnement du patin. Cette particularité est liée au fait que, pour le patin plan, l'épaisseur du film fluide à l'entrée n'est pas égale à son épaisseur à la sortie.

Résumé d'un texte qui sera conservé 5 ans dans les Archives de l'Académie et dont copié peut être obtenue.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] C.N.R.S., Polymères et Lubrification, Paris 1975, p. 37.

[2] HARNOY, J. Fluid. Mech., 76, 1976, p. 501.

[3] DAVIES et WALTERS, Rheology of Lubricants, DAVENPORT, éd., New York, 1973, p. 65.

[4] LALVÉE, Comptes rendus, 284, série A, 1977, p. 1565.

[5] TRUESDELL, Introduction à la Mécanique rationnelle des milieux continus, Paris, 1974.

[6] LALVÉE, Comptes rendus, 284, série B, 1977, p. 1523.

Université de Lille-I, U.E.R. de Mathématiques pures et appliquées, 59650 Villeneuve d'Ascq.


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II - 259

MÉCANIQUE PES FLUIDES. — Resolution de l'équation du bilan de matière au voisinage des transducteurs électrochimiques par la méthode des éléments finis. Note (*) de Jean-Yves Dumàine, transmise par Michel Combarnous.

On présente ici la discrétisation de l'équation du bilan de matière au voisinage des transducteurs électrôchimiques pariétaux par la méthode des éléments finis. En s'appuyant sur des résultats obtenus précédemment par Labbé, on utilise des éléments isoparamétriques « modifiés » qui permettent de mieux prendre en compte les discontinuités des conditions aux limites aux extrémités du transducteur.

We présent herein the discretization of the mass transfer équation around pariétal electrochemiçal probes by the finite élément method. Supported by previous results obtained by Labbé with a finite différence method, we use "modified" isoparametric éléments with allow a better account of the discontinuities of boundary conditions at the edges of the probes.

La méthode polarographique est couramment utilisée en métrologie pour la détermination du gradient pariétal de vitesse S à l'aide de la mesure du flux total de matière K échangé à la surface d'un élément de mesure inséré dans une paroi inerte. La relation K = / (S) est obtenue par la résolution de l'équation déduite du bilan de matière du réactif en solution, en supposant, très près de la paroi, une évolution linéaire en y de la composante UA. de la vitesse : Uv = S(x)y (fig. 1). Cette hypothèse est justifiée du fait de la valeur élevée du nombre de

Schmidt de la solution (Se > 1000) ce qui entraîne que l'épaisseur de la couche limite de concentration reste toujours très faible devant l'épaisseur de la couche limite dynamique. P'autre part, en écoulement bidimensionnel, l'équation de conservation de la masse donne •

En régime permanent, la relation K = /(S) a déjà été établie d'une part, par Lebouche [1] qui obtient une solution analytique en négligeant la diffusion tangentielle, d'autre part par Labbé [2] par voie numérique suivant un schéma de discrétisation aux différences finies pour l'équation complète.

Toutefois, Cet auteur a mis en évidence un inconvénient majeur, en raison des discontinuités aux limites qu'entraîne l'existence dans une paroi inerte d'un élément sensible dont la longueur exacte n'est connue qu'à la fin de la résolution. En régime permanent, l'erreur systématique introduite peut être minimisée par un raffinement extrême du maillage au voisinage de la paroi et ensuite corrigée en fin de calcul. Ceci, d'une part, conduit à prendre un nombre élevé d'inconnues (de l'ordre de 3 000) pour obtenir une précision acceptable et d'autre part, peut poser le problème de la validité des résultats en régime instationnaire du


260 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

fait de la variation au cours du temps de la longueur exacte de. l'élément sensible. En nous appuyant sur des résultats obtenus par Labbé, nous avons alors cherché à mettre au point une technique de calcul permettant d'une part, de fixer la longueur de l'élément de mesure et d'autre part, de minimiser si possible le nombre d'inconnues du problème pour une précision égale en régime permanent. Ceci a pu être obtenu par l'utilisation dé la méthode des éléments finis.

En régime permanent et en écoulement bidimensionnel, l'équation du bilan de matière à laquelle satisfait la concentration C du réactif peut s'écrire, sous forme adimensionnelle :

Les conditions aux limites associées sont (fig. 1 ) :

Pu point de vue numérique, la condition (2) est remplacée par :

Il n'est pas possible de montrer l'équivalence entre (2) et les relations (5) et (6); toutefois, nous avons toujours vérifié que le choix des grandeurs L et H, pour (L — x.0 ) > 4 et H > ( 1,5 ô ), avec 5 épaisseur de la couche limite massique en absence de diffusion tangentielle, ne perturbe pas le résultat final quant à la valeur du flux calculé à travers la surface de l'élément de mesure.

La transformation de l'équation (1 ) en une formulation de type élément fini est réalisée (cj.

par exemple [3]) par la méthode de Galçrkin. L'approximation de C est réalisée par la

_ _ N

fonction test C définie par C= £ N,C,- où les N,- sont les fonctions de base et les C,- les

;= i valeurs de la concentration aux noeuds de la subdivision en éléments du domaine, On aboutit alors au système d'équations :


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 261

En raison de (4) et (6), le second membre de cette équation est nul. La valeur du premier membre est obtenue par l'assemblage classique [4] des contributions élémentaires de chaque élément.

Pour réaliser le choix des éléments et des fonctions de base, nous avons été guidé par une propriété mise en évidence par Labbé. En effet, celui-ci montre que la densité de flux de matière aux extrémités de l'élément de mesure présente un équivalent en (x — xe)~1/ 2 (avec xe abscisse de l'extrémité). Cette propriété a alors été introduite directement dans la formulation de la fonction test C par l'utilisation d'éléments isoparamétriques de type quadrilatère à 8 noeuds, en choisissant de façon particulière la position de certains noeuds situés sur les côtés du quadrilatère [5]. En effet, soit x la transformation entre un élément rectangulaire du plan physique (x, y) et le carré du plan (£, r\) dit de coordonnées locales dans lequel est réalisée l'approximation, x est définie par :

avec (x,-, yt) les coordonnées des points supports de la transformation, Nf (£,, r| ) les fonctions de base de l'approximation dans le plan (E,, r|) avec C= ^N,-(^, r|)C,-, définies classiquement [4].

On s'intéresse alors au cas représenté sur la figure 2. Le flux à la paroi s'écrit :

Un calcul numérique montre alors que :

où A, B, P, E, F sont des combinaisons linéaires des valeurs de la concentration aux noeuds du rectangle.

Or, dans la transformation x, on a en y = 0 (r\ = — 1) : \= — 1 + y/x/l relation où seul le signe + convient, Ç devant appartenir à l'intervalle | — 1, +11. D'où il ressort que :

On retrouve ainsi la propriété mise en évidence par Labbé.

La mise en oeuvre de cette technique est particulièrement aisée et présente l'avantage de pouvoir s'introduire facilement dans tout code de calcul utilisant la méthode des éléments finis. Son application au problème considéré nécessite uniquement la modification (déplacement des noeuds milieux 2 et 8) des éléments situés de part et d'autre des extrémités de l'élément de mesure.

Son intérêt est mis en évidence par la figure 3 où sont comparés, pour un gradient de vitesse donné, les résultats concernant la densité de flux à la paroi obtenus pour deux résolutions différentes mais en utilisant le même maillage (210 éléments, 763 inconnues L = 5,6; H = 1,5; x0 = 1 ). La différence entre les deux résolutions réside uniquement dans la modification des éléments aux extrémités de l'élément sensible.

C. R., 1981, 1er Semestre. (J. 292, N° 3) Série II — 19


262 - Série II C. .R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

L'écart observé sur le flux total à la paroi est égal à 6 % environ. La valeur obtenue pour la résolution 2 utilisant des éléments modifiés est quasiment égale à celle donnée par Labbé (AK/K^0,1%).

La figure 3 montre que la densité de flux au centre de l'élément de mesure n'est pas affectée par le mode de résolution (AJ /J < 0,4 %). En revanche, elle montre l'avantage de la deuxième résolution au voisinage des extrémités, d'une part sur la paroi inerte où le flux résiduel (la condition de flux nul étant donnée sous forme intégrale) est divisé par un facteur 5 environ, d'autre part sur l'élément de mesure où l'influence relative du flux aux extrémités sur le flux total est mieux prise en compte.

Des essais ont été effectués pour différentes valeurs du gradient pariétal de vitesse. Il apparaît que l'erreur observée entre les deux modes de résolution varie de 10 % pour S = 100 à 4% pour S = 5 000, la résolution 2 donnant toujours un résultat égal à celui donné par la méthode des différences finies.

En conclusion, la technique présentée ici a permis une amélioration sensible de la résolution du bilan de matière au voisinage de l'élément de mesure, d'une part en fixant la longueur exacte de celui-ci, d'autre part, en divisant par 4 environ par rapport à la méthode des différences finies, le nombre d'inconnues nécessaires pour une précision donnée. Ceci permet alors d'envisager un gain de temps de calcul appréciable pour l'étude du régime instationnaire.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] M. LEBOUCHE, Thèse d'État, Nancy, 1968.

[2] M. LABBÉ, Thèse Docteur-Ingénieur, Nancy, 1975.

[3] T. J. R. HUGHES, WING KAM LIU et A. BROOKS, J. of Comput. Phys., 30, 1979, p. 1-60.

[4] O. C. ZIENKIEWICZ, The Finite Element Method in Engineering Science, 2e éd., McGraw-Hill, London, 1971.

[5] R. D. HENSHELL et K. G. SHAW, Int. J. Num. Methods Engng., 9-3, 1975.

Institut national polytechnique de Lorraine.

Laboratoire d'Energétique et de Mécanique théorique et appliquée, associé au C.N.R.S..

E.R.A. n° 893, École des Mines, parc de Saurupt, 54042 Nancy Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 203

MÉCANIQUE PES FLUIPES. — Sur l'application de la diffusion de la lumière à l'étude d'un champ aérodynamique. Note (*) de Jean-Claude Lelièvre et Roger Rouçous, présentée par Lucien Malavard.

On montre qu'il est possible de faire des mesures locales et absolues de masse volumique dans les écoulements aérodynamiques sans perturber le champ étudié. La méthode met en oeuvre la diffusion de la lumière, La mesure de la masse volumique permet de déterminer la pression, la température et la vitesse moyennant l'hypothèse classique d'adjabaticité même dans le cas d'un écoulement réputé incompressible.

We indicate the possibility of local and absolute density measurements inside aerodynamic flows without perturbing the field under study. The method Works by light scattering. Density measurement allows the détermination of pressure, température and velocity in using classical adiabatic hypothesis even in the case of the so-calléd constant density flow.

1. QUELQUES RÉSULTATS CLASSIQUES. — Une onde plane, polarisée rectilignement, se propageant dans un milieu transparent est diffusée par les molécules.

On peut montrer [1] que la puissance diffusée dR1 dans l'angle solide élémentaire dQ par un volume unité de gaz est donnée par :

P0/S0 est la densité de puissance incidente, n l'indice du gaz, X0 la longueur d'onde incidente, a. l'angle que fait la direction d'observation avec la direction de polarisation du champ incident et JT le nombre de molécules par unité de volume.

Il est utile d'introduire la section efficace G d'une molécule de gaz en écrivant dP1 sous la forme :

donc d'après (1) et (2) :

Les valeurs expérimentales de G, pour a = 90° et X0 = 632,8 nm sont données dans [2]. Elles conduisent à des puissances lumineuses diffusées très faibles. Néanmoins, les techniques actuelles rendent possibles des mesures précises et permettent d'utiliser la diffusion de la lumière comme moyen d'étude du phénomène qui en est la cause.

2. APPLICATION A LA MESURE LOCALE DE LA DENSITÉ. — Considérons le dispositifexpérimental de la figure. Un faisceau laser traverse le milieu à étudier. Un système optique

Principe du dispositif d'observation de la lumière diffusée .


264 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

visant à 90° du faisceau incident en sélectionne une portion /0. Le volume diffusant est v0 = l0S0 où S0 est la section du faisceau laser.

Soient (N,, v )0 et (N ;, v ), les nombres de photons respectivement incidents et diffusés durant le temps de mesure. On montre facilement, compte tenu des résultats du paragraphe précédent, que l'on a :

où G (90°) est la section efficace pour a. = 90° dont on peut trouver la valeur dans [2] par exemple.

Pour un gaz parfait, on a :

r étant la constante spécifique du gaz et k la constante de Boltzmann. p, p, T représentant respectivement la pression, la masse volumique et la température au point et à l'instant considérés.

Par suite, on voit que la mesure de (N/IV)! permet de faire une mesure absolue de la masse volumique p dès lors que l'on connaît les facteurs expérimentaux (N,,v)0, /0 et Q. Cette mesure s'effectue à l'aide d'un photomultiplicateur. Selon le nombre de photons et la valeur de la constante de temps du circuit anodique, deux méthodes peuvent être envisagées : mesure du courant anodique ou comptage de photo-électrons [3].

Pour fixer les idées sur un ordre de grandeur, considérons l'azote pris dans les conditions normales et le dispositif expérimental de la figure pour L = 200 mm et 0 = 50 mm qui serait construit pour sélectionner un cylindre de mesure de 1 mm de longueur. Avec un laser He/Ne de puissance 1 mW, on trouve :

Compte tenu des dispositifs modernes de détection, il est donc possible de faire des mesures de masse volumique dans des écoulements aérodynamiques, même avec un laser de faible puissance.

3. PRÉCISION DE LA MESURE. — La précision relative de la mesure (Sp/p) s'exprime à l'aide de (5) et (4) :

La plus petite valeur de (7) s'évalue en considérant la plus petite fluctuation physique de (N/IV),, c'est-à-dire l'écart type des fluctuations quantiques :

où l'on a admis une distribution de Gauss.

Pour la valeur (6), on trouve que la précision relative est de 0,1 % pour une mesure effectuée en 1 s.

4. APPLICATION A L'AÉRODYNAMIQUE. — Pans l'approximation du gaz non visqueux et non conducteur, la pression p et la masse volumique p sont reliées par la relation d'adiabaticité :


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 265

où Y est le rapport des chaleurs spécifiques du gaz. L'équation du mouvement est :

de sorte que la mesure de p conduit, d'après (9), à la connaissance de p, puis, d'après (10) à la connaissance de q.

Pour évaluer la précision relative, considérons une mesure faite le long d'une ligne de courant sur laquelle (10) donne :

où Jl est le nombre de Mach local. Ponc, d'après (7), on aura :

La précision relative (12) est d'autant meilleure que le nombre de Mach est élevé. Néanmoins, il est possible de faire des mesures dans les écoulements réputés incompressibles en utilisant un laser suffisamment puissant.

A titre d'exemple, un laser He/Ne de puissance 50 mW, pour un temps de mesure égal à 10 s (ce qui correspond à une information de 2,57.108 photons pour le dispositif de la figure), donne pour „#/ = 0,l une précision relative de 0,6 % sur la mesure de la vitesse.

Par ailleurs, on pourrait vérifier la validité de l'hypothèse d'adiabaticité (9) en comparant la masse volumique mesurée à celle obtenue par résolution des équations dans le cadre d'une telle hypothèse.

5. CONCLUSION. — La mesure de la puissance lumineuse diffusée par un volume de gaz en mouvement permet la mesure absolue de la masse volumique locale. Le moyen mis en oeuvre présente l'avantage de ne pas perturber le champ étudié.

Comme application originale, on pourrait l'utiliser pour déterminer les paramètres thermodynamiques et le module du vecteur vitesse en tout point d'un champ aérodynamique, même lorsque celui-ci est qualifié d'incompressible.

Actuellement, des expériences sont en cours de préparation au laboratoire. Leurs résultats feront l'objet de publications ultérieures.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] L. LANDAU et E. LIFSHITZ, Electrodynamique des milieux continus, Mir, Moscou, 1969, p. 482.

[2] J. TRAPY, J. C. LELIÈVRE et J. PICARD, Phys. Lett., 47 k, 1974, p. 85.

[3] M. DUQUESNE, P. VIGNY et N. GABILLAT, Photochem. and Photobio., 11, 1970, p. 519.

Laboratoire de Mécanique des Fluides, Bât. n° 470. 91405 Orsay Cedex.



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II - 267

TURBULENCE. — Universalité des spectres exponentiels dans le régime chaotique de l'instabilité électrohydrodynamique d'un liquide soumis à une injection unipolaire forte. Note (*) de Bernard Malraison et Pierre Atten, transmise par Noël Felici.

Nous montrons expérimentalement que dans l'instabilité E.H.D., lorsque le comportement chaotique est atteint, les spectres en fréquence des fluctuations du courant électrique présentent, quelque soit le rapport d'aspect, une décroissance exponentielle qu'on peut relier au phénomène d'intermittence.

It is experimentally shown that in the problem of strong unipolar injection in an insulating liquid the frequency spectra of current fluctuations for the chaotic regime of motion, exhibit beyond the oscillatory peak an exponential decrease. This feature is analyzed and related to intermittency.

L'instabilité électrohydrodynamique (E.H.D.) d'un liquide isolant soumis à une injection unipolaire forte présente certaines analogies avec le problème de Rayleigh-Bénard (R.B.) et constitue un système intéressant pour étudier la transition vers la turbulence. On trouvera dans la référence [1] les caractéristiques détaillées de cette instabilité; nous nous contenterons

de rappeler simplement les points suivants : la déstabilisation se fait sous l'action de la force de Coulomb q Ê; pour un liquide donné la grandeur qui contrôle l'instabilité est la tension appliquée U (U correspond à AT dans R.B.); il existe deux critères d'instabilité, linéaire et non linéaire, associés à une boucle d'hystérésis; enfin le mouvement au-dessus du seuil d'instabilité linéaire s'organise sous forme de cellules convectives hexagonales.

Fig. 1. — Spectres des fluctuations du courant total dans le cas F=l,4 (D=0,7mm, h = 0,25mm)

montrant les régimes périodique, bipériodique et chaotique (tension d'instabilité Uc=:53 V).

Fig. 2. — Variations avec la tension appliquée de la fréquence d'oscillation fondamentale fx

et de la fréquence caractéristique fc de décroissance exponentielle des spectres en régime chaotique.


268 - Série II

C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Nous avons montré récemment [2] que pour les domaines d'extension horizontale suffisante (cylindre de diamètre D, de hauteur h et de rapport d'aspect F = D/2/z = 4,2) :

(a) le seuil d'apparition du mouvement instationnaire coïncide avec le seuil linéaire d'instabilité convective.

(b) Les spectres donnant la puissance moyenne des fluctuations du courant total en fonction de la fréquence (fig. 3 de [2]) révèlent un caractère chaotique du mouvement et présentent un pic très élargi suivi d'une décroissance exponentielle en fonction de la fréquence.

(c) La loi de variation de la fréquence caractéristique fx en fonction de la tension appliquée est similaire à celle de la valeur quadratique moyenne w' de la composante verticale de la vitesse du liquide, ceci aussi bien en régime de mouvement dominé par les effets inertiels que dans celui dominé par les effets visqueux.

Nous avons repris systématiquement l'étude du point (b), en régime d'injection très forte, en l'étendant aussi au cas des petits rapports d'aspects (en plus du cas T=4,2 on a examiné le cas T = 1,4 pour lequel existe vraisemblablement une cellule convective unique juste audessus du seuil). Pour F = 1,4 le mouvement qui s'établit au seuil de convection Uc dépend du temps dès le seuil comme dans le cas des grands rapports d'aspect, mais les spectres des fluctuations d'intensité montrent des pics discrets (fig. 1). En augmentant la tension appliquée, on peut observer l'émergence d'une deuxième fréquence f2, puis au-delà d'une tension pouvant varier de 1,3 à 2UC environ le comportement devient chaotique par élargissement des pics; les spectres présentent alors comme dans le cas F = 4,2 une décroissance exponentielle de P en fonction de la fréquence f (là encore aucune loi de puissance ne peut rendre compte de la décroissance de P en fonction de f).

Fig. 3. — Spectres normalisés en fréquence où l'on distingue trois zones : 1° une partie basse fréquence; 2° le pic élargi d'Oscillation fondamentale fx; 3° la zone de variation exponentielle (la courbure observable pour f /fc> 10 est due au bruit instrumental).


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 269

La loi exponentielle P = P0 e~JU' permet de déterminer une fréquence fc correspondant au décrément logarithmique. Nous avons reporté sur la figure 2 les variations de f (dans les cas T = 4,2 et T = 1,4) ainsi que celles de la fréquence f1 de l'oscillation fondamentale en fonction de la tension appliquée. Nous voyons que fx et fc ont un comportement similaire et que l'on obtient f, '/frst 1.5.

Le changement de comportement entre le régime visqueux (où les termes dominants de l'équation de Navier-Stokes sont r\ Au et qË ce qui donne pour w' une loi en U2/d) et le régime inertiel (termes dominants v grad v et q Ë donnant pour w' une loi en U/d) se fait pour une tension de l'ordre de 1000 V [3]. La figure 2 illustre pour les deux valeurs de F ce qui a été rappelé au point c : à basse tension f1 et fc varient quadratiquement avec U 1 et à plus forte

tension elles s'écartent de cette loi pour se rapprocher d'une loi linéaire. Notons que pour U = 1000 V les effets visqueux et inertiels sont du même ordre de grandeur et que malgré cela nous n'avons pas noté de changement significatif dans l'allure des spectres, si l'on exclut toutefois la partie basse fréquence. On peut donc s'attendre à ce que dans le régime franchement inertiel (UM000V que nous n'avons pu atteindre expérimentalement), on observe également une décroissance exponentielle.

Les comportements de fc et de fj avec U étant les mêmes, on peut normaliser les spectres en fonction de f/fc. La figure 3 représente les spectres normalisés pour T= 1,4 et 4,2 pour différentes valeurs de la tension appliquée. A première vue, ces spectres sont pratiquement similaires; cependant ils ne le sont pas rigoureusement sur l'ensemble du spectre : en effet, l'importance de la partie basse fréquence (centrée sur un pic B.F. différent de zéro) diminue fortement lorsque U augmente; de plus (surtout pour F = 4,2) le pic f1 a tendance à être mieux marqué à mesure que U augmente.

En régime chaotique, il n'y a pas de différence fondamentale dans l'aspect des spectres lorsqu'on passe de T = 4,2 à F = 1,4 où l'on est vraisemblablement en présence d'une cellule convective unique. La juxtaposition de plusieurs cellules convectives dans le cas T = 4,2 ne semble donc pas changer fondamentalement les phénomènes qui apparaissent gouvernés par ce qui se passe dans chaque cellule. Ceci s'oppose à ce qui a été observé dans l'instabilité de Rayleigh-Bénard : pour les grandes valeurs de F on obtient une loi de décroissance en f~* [4], Par contre, pour les petits F il semble, tout au moins quand l'oscillation fondamentale correspond à une modulation de l'amplitude de la vitesse, que le comportement soit

Fig. 4. - Filtrage passe-haut des fluctuations de courant montrant l'intermittence du signal. T=l,4, U = 200V, résistance de mesure 1010£î, f^SHz : (a) /bas = 30Hz, gain = 200; (6)/tas = 60 Hz, gain = 400 (on a filtré les fréquences > 100 Hz pour s'affranchir du bruit HF de la résistance et de l'amplificateur).


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exponentiel [5]. On peut donc faire l'hypothèse que le comportement en /~ 4 correspond à une turbulence de phase [6] trouvée expérimentalement pour les grandes valeurs de F [7] tandis que le comportement exponentiel serait associé à une turbulence d'amplitude.

On peut rapprocher nos résultats expérimentaux des résultats d'un travail théorique récent de [8] entrepris dans un contexte très différent. Ces auteurs ont cherché à modéliser l'intermittence des petites échelles rencontrée en turbulence classique à l'aide d'une équation de Langevin non linéaire. En étudiant le comportement en haute fréquence grâce à une extension de l'équation aux temps complexes t + ix, ces auteurs ont montré que les singularités les plus proches de l'axe réel engendrent des bouffées intermittentes et génèrent une décroissance exponentielle dans le spectre. Ils indiquent que ces résultats peuvent être étendus à un grand nombre de systèmes dynamiques non linéaires. Pour éprouver cette idée d'une corrélation entre bouffées intermittentes et spectre exponentiel, nous avons effectué un filtrage passe-haut du signal des fluctuations de courant dans le régime chaotique (fig. 4) : on voit très clairement des bouffées nettement séparées.

(*) Remise le 8 décembre 1980.

[1] P. ATTEN et J. C. LACROIX, J. Mécan., 18, 1979, p. 469.

[2] P. ATTEN, J. C. LACROIX et B. MALRAISON, Phys. Lett., 79A, 1980, p. 255.

[3] J. C. LACROIX, P. ATTEN et E. J. HOPFINGER, J. Fluid Mech., 69, 1975, p. 539.

[4] G. ALHERS et R. P. BEHRINGER, Phys. Rev. Lett., 40, 1978, p. 712 et Prog. Theoret. Phys., suppl. n° 64, 1978, p. 186; voir aussi les figures : n° 4 de A. LIBCHABER et J. MAURER, J. Phys. Lett., 39, 1978, p. L369 et n° 11 de P. BERGE, Dynamical Critical Phenomena, ENZ, éd. Springer-Verlag, 1979 qui sont compatibles avec un spectre en /~ 4.

[5] Voir la figure 7e de : J. P. GOLLUB et S. V. BENSON, J. Fluid Mech. (à paraître) et M. DUBOIS, comm. personnelle.

[6] Y. POMEAU et M. MANNEVILLE, J. Phys. Lett., 40, 1979, p. L609 et P. BERGE et Y. POMEAU, La Recherche, 110, 1980, p. 422.

[7] P. BERGE, V. CROQUETTE et M. DUBOIS (à paraître).

[8] U. FRISCH et R. MORF, Phys. Rev. A (à paraître).

C.N.R.S., avenue des Martyrs, Laboratoire d'Électrostatique, 38000 Grenoble-Gare Cedex 166.


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TURBULENCE. — Zones hiertielles du spectre d'un contaminant passif en turbulence bidimensionnelle. Note (*) de Marcel Lesieur, Joël Sommeria et Greg HoIIoway, présentée par Paul Germain.

On montre que les zones inertielles du spectre d'un scalaire passif en turbulence bidimensionnelle sont respectivement en k~ ' dans les zones inertio-convective et visco-convective, et en k~ 7 dans la zone inêrtio-diffusive. Ces résultats sont obtenus à la fois à l'aide de théories phénoménologiques et à partir d'équations spectrales du type EDQNM. On discute enfin l'interprétation de certaines mesures du champ de température à la surface de l'océan.

It is shown that the inertial ranges of the spectrum of a passive scalar in two-dimensional turbulence behave respectively like k' 1 in the inertial-convective and viscous-convective ranges, and k~ 7 in the inertial-diffusive range. Thèse results are obtained both with the aid of phenomenological théories and using EDQNM-type spectral équations. Finally the interprétation of some measurements of the température field at the surface of the océan is discussed.

Le développement important de la Météorologie et de l'Océanographie dynamiques au cours de ces 10 dernières années a entraîné un intérêt croissant pour la dynamique de la turbulence bidimensionnelle, censée décrire en très grossière approximation les écoulements géophysiques à grande échelle. D'autre part, certaines expériences faites dans des écoulements de mercure soumis à un fort champ magnétique ont montré la possibilité d'obtenir des écoulements hydrodynamiques quasi bidimensionnels (voir e. g. Sommeria [1] pour une revue de ces travaux). Enfin les grosses structures dites « cohérentes » mises en évidence dans des couches de mélange semblent également avoir une dynamique correspondant à celle de la turbulence bidimensionnelle évoluant librement. Tous ces exemples montrent que l'étude des statistiques des fluctuations d'un contaminant passif (température par exemple) dans une turbulence bidimensionnelle n'est plus purement académique et est susceptible d'applications pratiques importantes.

Les zones inertielles des spectres de température en turbulence tridimensionnelle sont bien connues, depuis les travaux de Obukhov, Batchelor et Corrsin, dont une revue pourra être trouvée dans Leslie [2]. Rappelons brièvement comment celles-ci sont obtenues :

Dans la zone inertio-convective, la température cascade linéairement le long de la cascade d'énergie. Le spectre de température ET(/c) est proportionnel au spectre d'énergie E(/c) multiplié par le rapport des taux de transfert de température n et d'énergie s. Pour un spectre d'énergie en E(/c)~s2/ 3 k~ 513, on obtient donc un spectre de température :

(1) ET(^)~TIE-1/3/C-5/ 3.

Ce résultat peut être retrouvé facilement à l'aide de la théorie EPQNM. En effet, l'équation correspondante pour ET s'écrit :

(voir par exemple dans Vignon et coll. [3]); x est la diffusivité moléculaire. Une estimation du flux de température r\ dans la zone inertio-convective où les interactions sont locales conduit alors à :

expression dans laquelle 0 est de l'ordre de [k3E(k)] 1/ 2. On retrouve alors (1) pour un spectre d'énergie suivant la loi de Kolmogorov.


272 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Dans la zone visço-convective, pour des nombres de Prandtl v/x grands devant 1, la température cascade encore à un taux n, avec un temps caractéristique T~(E/V)~1/ 2 correspondant au temps de retournement de l'échelle de Kolmogorov. Si l'on écrit que le flux de température r\ est constant et égal au rapport de la quantité de température transférable kEr(k) et de ce temps de retournement, il vient :

Ce résultat se retrouve à partir d'un développement du terme de transfert de l'équation (2), pour des interactions « non locales » telles que q<^p~k. On trouvera dans Lesieur et Schertzer [4] et Larcheveque et coll. [5] des détails sur ces développements et leur application au problème du scalaire passif.

Dans la zone inertio-diffusive, pour des nombres de Prandtl petits devant 1, une approximation de type quasi normale négligeant la dérivée temporelle de la température devant le terme de diffusivité moléculaire conduit à la relation :

Pour un spectre en k' 513, on obtient le spectre en k~ 1113 prédit par Batchelor, Howells et Townsend [6]. Là encore, comme l'a montré Kraichnan [7], on peut retrouver très simplement ce résultat pour un développement à l'ordre zéro du terme de transfert de (2), pour des interactions non locales p<^q~k.

Pans le cas d'une turbulence bidimensionnelle, et en supposant valable le concept de cascade d'enstrophie où le spectre d'énergie suit la loi :

(P est le taux de dissipation d'enstrophie), on peut reprendre les analyses ci-dessus pour les trois zones :

Dans la zone inertio-convective, le spectre de température est proportionnel au spectre de la quantité qui cascade, c'est-à-dire le spectre de l'enstrophie /c2E(fc).

On trouve alors :

L'équation EPQNM bidimensionnelle pour ET(/c) conduit au même résultat. En effet, cette équation s'écrit :

(Holloway [8]). Le flux de scalaire est toujours donné par (3), mais avec un temps de relaxation des corrélations triples égal à P~1/ 3.

Dans le zone visco-convective, le temps caractéristique x intervenant dans la relation r\~kET(k)/x est maintenant égal à P~1/ 3. On retrouve la même loi (7) que dans la zone inertio-convective. Il semble y avoir plus qu'une coïncidence dans l'identité de ces résultats : en effet les interactions <J<^/J~/C qui régissent la dynamique de la zone visco-convective sont les mêmes que celles qui régissent la cascade d'enstrophie et la zone inertio-convective. Il n'est


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 273

cependant pas certain que les constantes sans dimension qui interviennent dans ces deux zones inertio- et visco-convectives soient les mêmes. Notons enfin que les développements non locaux q-4p~k menés sur l'équation (8) redonnent ce résultat.

Dans la zone inertio-diffusive, il apparaît que le raisonnement de Batchelor, Howells et Townsend [6] conduisant à (5) est indépendant de la dimension de l'espace. Pour un spectre E(k) en k~ 3, on obtient donc :

Là encore nous pouvons retrouver ce résultat Sur la base de développements non locaux p <g k ~ q de l'équation (8) rie spectre Er(k) résulte d'un équilibre entre le terme de dissipation 2x/c2ET(fc) et le terme d'émission :

À l'ordre le plus bas ce dernier terme est de l'ordre de :

où 8k,k est de l'ordre de (x/c 2) *. On obtient donc :

En remarquant que r)/x=2 p2 ET(p)dp, il vient finalement (5).

J o

Tous ces résultats bidimensionnels supposent cependant l'existence de la cascade d'enstrophie correspondant à (6). Pes mesures de spectres de température faites dans le mercure pour des écoulements quasi bidimensionnels pourraient permettre de vérifier l'existence d'une zone inertio-convective en k~l, ainsi que celle de la zone inertio-diffusive en /c~ 7. Cependant la mise en évidence de cette dernière zone rique de poser de sérieuses difficultés expérimentales. Un certain nombred auteurs ont récemment rapporté des mesures de spectres de température obtenus dans l'océan, avec des pentes comprises entre — 2 et — 3 : signalons en particulier les spectres de température en k" 3 obtenus par Gower [9] à partir de mesures de la température superficielle de l'océan pour des échelles synoptiques, mesures obtenues par télédétection. De tels spectres sembleraient indiquer que le spectre d'énergie décroîtrait beaucoup plus rapidement que fc~3(~fc- 5) dans la cascade d'enstrophie. Ce dernier résultat pourrait aller dans le sens des conjectures faites par Basdevant et coll. [10] concernant la présence de forte intermittence dans la cascade d'enstrophie. Il faut noter cependant que rien ne permet d'affirmer que la température superficielle de l'océan puisse être considérée comme un scalaire passif.

Signalons enfin que semble pouvoir être associée à la cascade inverse d'énergie en k~5/ 3 de la turbulence bidimensionnelle une cascade inverse inertio-convective de scalaire en k~5/ 3, comme l'ont noté Larcheveque et Lesieur [11].

Intéressantes discussions avec M. Jim Gower. Ce travail a reçu le soutien financier du CNEXO (contrat CNEXO, Université scientifique et médicale de Grenoble, n° 80/2229).

(*) Remise le 5 janvier 1981.


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[I] J. SOMMERIA, Tendance à la bidimensionnalité de la turbulence MHD (Thèse de Spécialité, Université scientifique et médicale de Grenoble, 1980).

[2] D. LESLIE, Developtnents in the Theory of Turbulence, Clarendon, 1973.

[3] J. M. VIGNON, C. CAMBON, M. LESIEUR et D. JEANDEL, Comptes rendus, 288, série B, 1979, p. 335.

[4] M. LESIEUR et D. SCHERTZER, J. Mécan., 17, 1978, p. 609.

[5] M. LARCHEVÊQUE, J. P. CHOLLET, J. R. HERRING, M. LESIEUR, G. R. NEWMAN et D. SCHERTZER, Two Point Closure Applied to a Passive Scalar in Decaying Isotropicturbulence, in Turbulent Shear Flows II, F. DURST et B. LAUNDER, éd., Lecture Notes in Physics, Springer-Verlag).

[6] G. K. BATCHELOR, I. D. HOWELLS et A. TOWNSENS. J. Fluid. Mech.. 5. 1959, p. 134.

[7] R. H. KRAICHNAN, Phys. Fluids, 11, 1968, p. 945.

[8] G. HOLLOWAY, Statistical Hydromechanics. Application to the Mesoscale Ocean Circulation (Philosophical dissertion, University of California, San Diego, 1976).

[9] J. GOWER, Nature (à paraître).

[10] C. BASDEVANT, B. LEGRAS, R. SADOURNY et M. BELAND, A Study of Baropvpic Model Flows: lntermittency, Waves and Predictability, preprint, 1980.

[11] M. LARCHEVEQUE et M. LESIEUR., The Application of Eddy-Damped Markovian Closurés to the Problem of Dispersion of Particle Pairs. J. Mécan., 20, 1981.

Note ajoutée aux épreuves. — Si l'on se place dans le cadre de l'approximation quasi-géostrophique, la température apparaît comme la dérivée verticale de la fonction de courant \|» du champ de vitesse horizontal. Une hypothèse d'isotropié sur v)/ implique alors que le spectre de température est proportionnel au spectre de vitesse (CHARNEY, J. Atm. Sci. 8, 1971, p. 1087: SADOURNY, 1981, Communication privée).

M. L. et J. S. : Institut de Mécanique de Grenoble, Université de Grenoble, B.P. n° 53, 38041 Grenoble Cedex;

G. H. : Department of Oceanography, University of Washington, Seattle, Washington 98195.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 275

PHYSIQUE THÉORIQUE. — Construction des harmoniques hypersphériques du sous- - ensemble optimal. Note (*) de Michel Fabre de la Ripelle, présentée par Louis Michel.

On présente une méthode permettant de calculer le potentiel effectif à l'approximation Lm et d'engendrer le sousensemble optimal. On montre que là fonction poids des polynômes orthogonaux associés au sous-ensemble optimal est définie à partir de l'harmonique hypersphérique d'ordre minimal.

A method for generating the optimal subset in starting from a hyperspherical harmonie of minimal order L„ is given. The weight function associated with the set of orthogonal polynomials which constitutes the optimal subset is deduced from the calculation of the effective potential in thefirst order approximation.

Nous avons analysé dans un précédent travail ([1], [2]) un procédé de résolutions de l'équation de Schrôdinger utilisant un développement en harmoniques hypersphériques limité au terme d'ordre minimal Lm. Pans cette méthode la fonction d'onde est développée en polynômes harmoniques homogènes des coordonnées xt des particules, par l'intermédiaire des coordonnées de Jacobi :

éliminant le centre de masse du système, et l'équation de Schrôdinger est écrite en coordonnées polaires définies par un hyperrayon :

et un ensemble Q de 3 À — 4 variables angulaires décrivant la position des A particules dans le repère du centre de masse X.

A l'approximation où l'on ne tient compte que de l'harmonique hypersphérique DL^ (Q) d'ordre minimal Lm, l'équation de Schrôdinger se réduit à une équation différentielle unique :

où JS?m est relié au grand orbital Lm et à la dimension P de l'espace par :

Le potentiel effectif U (r) se calcule pour un système de fermions identiques en utilisant la relation entre PLi„(OE) et un déterminant de Slater D^f(x) bâtit sur une base d'oscillateurs <P„,/,m,(Xi) :

où \|/L (r) est une fonction d'oscillateur dans l'espace à P dimensions.

*'°A

hm = YP-nt +lt) est la valeur minimale du grand orbital imposé par la condition d'antisymmétrie dans l'échange des fermions.


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Le potentiel U (/•) s'obtient à partir des coefficients entrant dans la transformée de Fôurieï :

où h est le paramètre de l'oscillateur et (k, wk) les coordonnées polaires de k.

Utilisant les constantes A{,, le potentiel effectif engendré par une somme d'interactions centrales est donné par :

où UN (r) est un multipôle de potentiel central :

PJJf '' est un polynôme de Jacobi.

Le sous-ensemble optimal est engendré par l'action du potentiel considéré comme un opérateur, sur l'harmonique hypersphérique de départ PL (Ci), Nous limitant à une interaction centrale le potentiel se développe sur la base hypersphérique sous la forme :

où 2F1 est un polynôme hypergéométrique et WK(r) une fonction de r seul.

Les harmoniques hypersphériques du sous-ensemble optimal engendrées par V (ry) sont ainsi de la forme :

Les PK forment un ensemble de polynômes orthogonaux qui satisfont à l'équation :

On n'enlève rien à la généralité du calcul en choisissant pour (i,j) le couple (1,2). On définit un angle tel que :

L'ensemble des angles hypersphériques se compose de cp, des coordonnées angulaires a1, du vecteur Ç, et des autres angles Qj.

Utilisant des résultats précédemment publiés [1] il apparaît que :


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II - 277

est la fonction poids associée aux polynômes orthogonaux PK(cos 2 cp) qui vérifient la relation :

Ils peuvent se calculer à partir des moments [3] :

on notera la normalisation c0=A0 = l.

A partir des PK les éléments du sous-ensemble optimal sont donnée par :

C"Kcst une constante de normalisation.

Lorsque le potentiel V (ry) contient un opérateur agissant sur les états de spin-isospin inclus dans le déterminant de Slater (2), les AN définis par (3) après introduction de l'opérateur dans l'élément de matrice reflettent l'action de cet opérateur sur PL_ (O) et la dérivation du sousensemble optimal reste la même. Il contient alors pour chaque valeur de K un élément distinct pour chaque opérateur du potentiel.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] M. FABRE DE LA RIPELLE, 3e Session d'Études de la Toussiure, 1973, Elbaz, Villeurbanne.

[2] M. FABRE DE LA RIPELLE et J. NAVARRO, Ann. Phys., 123, 1979, p. 185.

[3] Higher Transcendental Functions, ERDELYI et coll., éd., 2, p. 157.

Institut de Physique nucléaire, Université de Paris-Sud, Campus d'Orsay, 91400 Orsay.

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3)

Série II — 20



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 279

PHYSIQUE PES BASSES TEMPÉRATURES, - Champ critique d'une boucle supraconductrice ramifiée. Note (*) de Pierre-Gilles de Gennes, Membre de l'Académie.

On analyse l'équation de Landau-Ginsburg linéarisée décrivant l'apparition de la supraconductivité dans un circuit fermé (anneau) pourvu d'un « bras » latéral ouvert, en présence d'un champ extérieur H.

On trouve deux régimes : l'un « non destructif » où la température critique reste finie à tout H; l'autre « destructif » où dans certains intervalles de H le système reste normal, même à température nulle. Cette analyse pourra servir pour la discussion du comportement magnétique de supraconducteurs granulaires.

Wé discuss the linearised Landau Ginsburg équation describing the onset of superfluidity in a, thin supraconducting ring, carrying a latéral "arm", under afield H.

Wefind two régimes: one "non destructive" where the critical températures is finite at ail H values; the other "destructive" where the System is normal even at T = 0/or certain values of H. This analysis may be ofhelpfor the understanding of the magnetic properties of granular superconductors.

Pans une Note précédente, nous avons discuté certaines propriétés de supraconducteurs granulaires en champ magnétique faible [1]. Le cas considéré était celui de grains d'indium dans une matrice de germanium; le modèle adopté remplace une chaîne de grains par un fil continu et infiniment mince. Chaque amas de grains est alors décrit comme un « réseau de

Kirchoff supraconducteur », avec certains points de jonction. Quel est le comportement en champ magnétique fort d'un tel réseau ? La réponse à cette question paraît en général très complexe. Nous discutons ici seulement le cas très simple d'un « lasso supraconducteur » (fig.). Nous supposons que le fil de l'anneau et du bras a partout le même diamètre (très faible) et les mêmes propriétés supraconductrices. Pour simplifier, nous prenons d'abord une, boucle plane et circulaire, de rayon R, et un bras latéral de longueur L. L'équation de Landau-Ginsburg [2] linéarisée régissant l'apparition d'un paramètre d'ordre A est, sur une branche [1] :


280 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

où s est l'abscisse curviligne; sen, la composante du potentiel vecteur parallèle à l'élément ds; P0, un coefficient de diffusion le long du fil pour les électrons en phase normale; e, la charge électronique; -h, la constante de Plank, et :

(T = température, feB = constante de Boltzmann, Tc = température critique BCS du grain isolé).

Les conditions aux limites aux noeuds du réseau de Kirchoff peuvent être établies à partir des équations microscopiques de la référence [2] (p. 267 et suivantes). Si on suppose tous les fils de même section et de même P0, elles se réduisent à la continuité de A et à une condition sur les dérivées :

où p est un indice définissant les différentes branches qui partent du noeud; et sp l'abscisse curviligne correspondante mesurée à partir du noeud. Les conditions à l'extrémité d'une branche sont aussi décrites par (3) en y remplaçant la somme £ par un terme unique.

Revenons maintenant à la figure avec un champ H perpendiculaire à l'anneau. Par un choix convenable de jauge, on peut prendre j//7 = HR/2 sur l'anneau et V/7 = 0 sur la branche latérale. L'équation (1) se réduit à :

sur le bras, et à :

dans l'anneau. £, (T) est une longueur de corrélation supraconductrice dépendant de la température :

et x 1 est une autre longueur, d'origine magnétique, définie par :

Ici <b = TC R2 H est le flux passant dans l'anneau, et <ï>0 le quantum de flux; n est un entier algébrique. La jauge a été modifiée pour rendre le paramètre d'ordre périodique A(S + 2TCR) = A(S).

La solution de (6) a la forme :

La valeur au noeud est :


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 281

et la condition de périodicité impose :

(assurant dA/dx = 0 pour x = 0, et A = A0 pour x = L). Enfin la condition (3) donne :

Les équations (9), (10) et (12) définissent un système linéaire homogène pour les inconnues <x, p, A0. Le déterminant s'annule lorsque :

avec m = L/2 n R. [La « fraction boucle » f introduite dans la Note précédente [1] est /=l/(m+l).]

L'équation (12) se prête bien à une résolution graphique.

Pour un flux <D donné il peut exister une ou plusieurs solutions 9 = 2 TIR/i, (T) d'où l'on tire une valeur de la longueur de corrélation c^(T) et finalement [via les équations (2) et (6)] une valeur de la température T. Laplus grande de ces valeurs définit la température critique sous champ T(<D). Manifestement T($ + <D0) = T (<£>). Peux inégalités sont à. noter. P'une part, la racine convenable en 9 est toujours dans l'intervalle : ;

(Il n'y a pas de noeuds dans la fonction d'onde du bras.) D'autre part, comme £, (T) > £, (0), on doit avoir :

On trouve alors deux cas :

(a) régime non destructif, obtenu si :

où 9* (m) est solution de (12) avec y = 71, et est compris dans l'invertalle (0,rc). Pans ce régime T(cp) est toujours non nul. Le minimum de T(<P) est :

et se déduit de la condition :

Peux limites sont intéressantes. D'une part 9*(0) = 7T (ce qui correspond au problème classique d'une boucle sans bras). P'autre part 8*-(m-»- co)-^n/2m. Ce dernier cas correspond à un paramètre d'ordre fini dans le bras, mais presque nul (d'ordre 1/m) dans l'anneau.


282 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

(b) régime destructif : lorsque l'inégalité (15) est renversée, il existe un intervalle de <D autour de <D = (l/2) <3>0 dans lequel aucune superfluidité ne peut exister, même à T = 0. La limite inférieure <Dc de cet intervalle (définissant un champ critique à température nulle) se déduit de l'équation (12) en insérant 9 = 27iR/c;(0).

Remarque 1. Cas des champs faibles. — Supposons c[»/cl>0 petit, de telle façon que 9<^ 1 et m9<gl. Alors y est également petit et après développement de (12) on trouve :

Le résultat (19) peut être aussi obtenu très directement par un calcul de perturbation à partir de la solution en champ nul (A = Cte). Notons que d'après (7) x„ = 0 =n RH/<D0. Ponc la valeur propre (19) est proportionnelle au produit H2/S (où S = TTR 2 est la surface de la boucle). Ceci est bien la structure annoncée dans la référence [1].

Par examen de (18), on voit que la condition définissant ce régime de champs faibles est dVcp^/ 1' 2.

Remarque 2. — L'ensemble de la discussion n'est pas modifié si on déforme arbitrairement le bras et l'anneau (en gardant les mêmes valeurs pour le périmètre de l'anneau 27tR, la longueur du bras L, et le flux CD).

CONCLUSION. — Dans tout circuit de Kirchoff supraconducteur, on prévoit en champ faible, des courants diamagnétiques lancés dans les boucles, alors que les bras restent au repos. En champ plus fort, il peut arriver que les boucles deviennent normales. Les bras ont plus tendance à rester supraconducteurs, mais ils sont quand même affectés par échange de paires de Cooper avec les régions normales. Ces propriétés doivent avoir des conséquences curieuses pour les supraconducteurs granulaires mixtes [1].

Cette analyse a bénéficié de remarques de S. Alexander et J. F. Joanny.

(*) Remisé le 5 janvier 1981.

[1] P. G. DE GENNES, Comptes rendus, 292, série II, 1981, p. 9.

[2] Voir par exemple P. G. DE GENNES, Superconductivity of Metals and Alloys, Benjamin, N.Y., 1966, chap. 6 et 8. [3] P. G. DE GENNES, Rev. Mod. Phys., 36, 1964, p. 225.

Laboratoire de Physique de la Matière condensée, C.N.R.S., E.R.A. n° 542, Collège de France, 75231 Paris Cedex 05.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II - 283

MAGNÉTISME. — Influence d'un champ magnétique sur la fréquence propre d'un résonateur à quartz. Note (.*) de Jean-Jacques Gagnepain et Jean-Gérard Théobald, présentée par Pierre Grivet.

La sensibilité de la fréquence d'un résonateur à quartz à un champ magnétique est étudiée. Ordinairement, elle provient essentiellement de l'influence des électrodes et de la fixation, lorsque celles-ci sont construites avec des matériaux ferromagnétiques. La nouvelle structure BVA permet de révéler la contribution intrinsèque du quartz.

The sensitivity of the firequency of quartz crystal resonators to magnetic field is analyzed. Ordinarily, it can essentially bè attributed to the influence of électrodes and mounting, When thèse are mode of ferromagnetic matérials. The new B VA structure introduces the possibility ofrecognizing the true contribution ofthe quartz crystal.

Le résonateur est constitué d'une lame de quartz circulaire métallisée sur ses deux faces et supportée en deux points diamétralement opposés par des rubans métalliques. L'ensemble est placé sous vide à l'intérieur d'un boîtier en verre.

Le résonateur est excité en transmission à la fréquence de 5 MHz par un générateur stable. La résonance est détectée à l'aide d'un pont de phase.

Lorsque le résonateur est placé dans l'entrefer d'un électroaimant (l'homogénéité du champ est initialement de 10- 7 par centimètre), on observe une variation négative de fréquence; l'effet ne dépendant pas du sens du champ magnétique. La figure 1 représenté les variations de fréquence obtenues lorsque H est parallèle aux faces de la lame de quartz.

Pour interpréter ce phénomène, il convient de distinguer les effets dûs au cristal et les effets dûs aux électrodes et fixation.

(a) Si l'on invoque l'existence d'effets magnétostrictifs, l'application du champ magnétique donne lieu à l'apparition d'une pression locale


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où du /dm1 est la variation de perméabilité du quartz par unité de masse [1]. Pour une induction expérimentale de 0,5 T et en prenant une susceptibilité magnétique moyenne dé — 47t. 10- 5 MKSA [2], on trouve une surpression AP= —10~ 5 Pa.

L'influence d'une surpression sur la fréquence propre du résonateur est évaluée en appliquant une pression hydrostatique à l'aide d'un gaz de faible viscosité, hélium ou hydrogène, afin de ne pas perturber le coefficient de qualité. La sensibilité ainsi mesurée sur le résonateur est de —10 Hz par atmosphère. Pans l'hypothèse envisagée, la variation de fréquence observée pour une induction de 0,5 T devrait être de 10~ 9 Hz. Le signe et l'ordre de grandeur ne conviennent donc pas.

(b) Le second effet envisageable est celui de l'aimantation des électrodes. Celles-ci sont constituées d'une couche d'or, d'une épaisseur de l'ordre de 2000 Â déposée sur une sous-couche de nickel ou de nickel-chrome, d'une épaisseur de l'ordre de 500 Â. Leurs dimensions latérales sont grandes par rapport à l'épaisseur du cristal. Pans ces conditions une aimantation I des électrodes produit une surpression :

La variation de fréquence observée pour une induction voisine de 0,5 T correspond à une surpression de 0,015 atm donc à une aimantation 1=0,5.10s MKSA qui entraîne une variation locale d'induction de 0,06 T. La mesure effectuée à l'aide d'une sonde monirc que la variation locale d'induction est de l'ordre de 0,02 T. L'ordre de grandeur est donc le même. Cependant, il convient de prendre aussi en considération l'influence des pattes de fixation.

(c) La fixation du cristal constituée de deux rubans métalliques d'alliage de nickel, les points de fixation sur la plaque de quartz étant diamétralement opposés, est représentée sur la figure 2. La force s'exerçant sur les extrémités est égale à :

où L = 0,002 m, $ = 0,015 m et rf = 0,002 m.

La sensibilité de la fréquence d'un résonateur à quartz (de coupe AT, de fréquence 5 MHz partiel 5) à l'application de deux forces diamétralement opposées suivant l'axe zz', a été étudiée [3] et est égale à 50 Hz/N. La même variation de fréquence de 0,15 Hz correspond


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 285

dans ce cas à une aimantation I de 0,7.105 MKSA, soit une variation d'induction de 0,09-T. L'ordre de grandeur est identique au précédent.

Ces résultats montrent que la métallisation et les fixations lorsqu'elles sont ferromagnétiques, sont à l'origine de la sensibilité d'un résonateur à quartz aux champs magnétiques. L'effet de saturation que l'on peut observer sur la courbe expérimentale de la figure 1 en est une preuve supplémentaire. Remarquons par ailleurs que ce ferromagnétisme complique singulièrement l'étude du phénomène observé lorsqu'on veut varier l'orientation du résonateur dans l'entrefer de l'électroaimant.

Les sensibilités montrent que le champ magnétique terrestre peut créer des variations relatives de fréquence de l'ordre de 10~ 12, valeur comparable à la stabilité des oscillateurs à quartz du commerce et près de dix fois supérieure à la stabilité des meilleurs oscillateurs à quartz de laboratoire.

Nous avons repris des expériences semblables sur des résonateurs à quartz du commerce en boîtier métallique : on observe des sensibilités de même signe et de même ordre de grandeur. Les mêmes mesures ont été reprises sur des résonateurs à électrodes non adhérentes de type B.V.A. [4], contenus dans des capsules en acier inoxydable. On trouve des sensibilités également comparables, mais de signe opposé. Dans ce dernier cas, on aurait pu s'attendre à un effet beaucoup plus faible, les électrodes n'étant pas adhérentes et le cristal étant soutenu par des « ponts » de quartz; toutefois le cristal est alors plan convexe (pour piéger l'énergie acoustique), ce qui introduit des efforts de flexion sur les ponts.

(*) Remise le 5 janvier 1981. [1] A. FRUHLING, Electricité, Dunod, Paris, 1966.

[2] LANDOLT-BORNSTEIN, Group III, 4, part a, b, Springer-Verlag, Berlin, 1970.

[3] D. JANIAUD, L. NISSIM et J. J. GAGNEPAIN, 32 nd An. Freq. Cont. Symp. Proc, Electronic Ind. Ass., Washington, 1978. [4] R. BESSON, 31st An. Freq. Cont. Symp. Proc, Electronic Ind. Ass., Washington, 1977.

J.-J. G. : Laboratoire de Physique et Métrologie des Oscillateurs du C.N.R.S., associé à l'Université de Franche-Comté-Besançon, 32, avenue de l'Observatoire, 25000 Besançon;

J.G. T. : Laboratoire de Spectroscopie hertzienne et électronique. Faculté des Sciences et des Techniques, Université de Franche-Comté-Besançon.

La Bouloie, 25030 Besançon Cedex.



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 287

OPTIQUE. — Application de la microholographie ultra-rapide à la visualisation d'une fibre de verre en cours d'étirage dans un jet de flamme turbulent. Note (*) de Cafer Ozkul, Daniel Allano, Ghislain Larcher et Michel Trinité, présentée par Pierre Rouard.

On reconstitue le trajet tridimensionnel d'une fibre de verre en cours d'étirage dans un jet de flamme turbulent à grande vitesse (200 m/s) en utilisant l'holographie de Gabor associée à un système semi-automatique. Des mesures locales de diamètre (>6 um) sont effectuées à l'aide de l'holographie à onde de référence inclinée.

On met en évidence l'existence de trois régions d'étirage.

The in-line holography associated with a semi-automatic System is used in the tri-dimensional reconstitution of the trajectory of a glassfiber being drawn in a jet flame at high speed (200 m/s). The off-axis holography allows us to measure with accuracy its local diameters(>6 uni).

We show the existence ofthree regions of drawing.

1. INTRODUCTION. — Seule la microholographie ultra-rapide est capable de concilier la grande résolution et le grand champ de mesure nécessaires pour étudier la trajectoire et l'évolution du diamètre d'une fibre de verre au cours de son étirage. Celui-ci s'effectue selon le procédé « d'étirage à la flamme » : une baguette de verre froid entre dans le jet, s'échauffe et s'étire en suivant le courant des gaz chauds (température maximale 1 800 K, vitesse moyenne 200 m.s-1). Son diamètre diminue de 500 à 6 iim ([1], [2]).

2. MONTAGES HOLOGRAPHIQUES. — L'énergie diffractée par les objets de faible dimension n'est enregistrable que si la distance objet-récepteur est suffisamment petite ([3], [4], [5]). Par suite de la présence de la flamme, il est alors nécessaire de reporter l'image de la fibre au voisinage de la plaque holographique.

La fibre de verre étant opaque ou très faiblement transparente, il convient de l'éclairer en

lumière dirigée transmise [6].

2.1. Enregistrement (fig. 1). — Le montage comprend les éléments suivants :

— un laser à rubis, de puissance de crête 10 MW, émettant des impulsions de durée 50 ns

sur la longueur d'onde 694, 3 nm;

— trois miroirs plans (M0), (MJ, (M2);

— un cube séparateur (C);

— deux objectifs de microscope (L2) et (L3) assurant la divergence des faisceaux;

— un miroir sphérique concave (Ms) éclairant le champ objet (40 x 80 mm);

Fig. 1. — Montage d'enregistrement.


288 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

— l'objectif (Li), d'ouverturef/3, reporte l'image de la fibre de verre (O) en (O') avec un grandissement unité;

— le filtre F élimine la lumière émise par la flamme.

L'onde émise par le laser déclenché est séparée par (C) en deux ondes : onde objet (trajet CLjM^H), onde de référence inclinée (trajet CM^jLgH).

En holographie de Gabor, seule l'onde objet (trajet CL2MsL1}î) éclaire la plaque holographique H.

2.2. Restitution. — 2.2.1. Hologrammes de Gabor (fig. 2). — La source est un laser continu He-Ne de puissance 5 mW. Le faisceau est élargi 10 fois par un système afocal (AF).

L'image (O") donnée par le hologramme est projetée par l'objectif (Ob) sur une table de mesure (Tm). Du fait de la présence de l'ordre zéro, l'objet apparaît clair sur fond lumineux [7]. Grâce à cette luminosité, le grandissement utilisé pour la projection est élevé ( x 60). Les caractéristiques du montage sont choisies pour que les variations d'éclairement soient perceptibles par l'oeil (seuil de contraste) [8].

Le pointé des bords de l'image de la libre est fait à l'aide d'un stylo détecteur sur la table de mesure (Tm). Le calculateur (MOP Kontron) affiche les mesures de diamètre et de position

Bien que le fond cohérent (ordre zéro) soit localement perturbé par la présence des gradients de température de la flamme (ombroscopie), ce montage permet de reconstituer des trajectoires tridimensionnelles des fibres de verre (avec une limite inférieure de mesure de diamètre de 10 um).

En raccordant les trajectoires données par des hologrammes enregistrés pour des positions juxtaposées du montage d'enregistrement, nous avons exploré un champ de 200 mm suivant l'axe du jet.

2.2.2. Holographie à onde de référence inclinée. — L'onde d'éclairage doit être dans la même disposition géométrique par rapport au hologramme que l'onde de référence à l'enregistrement [9].

L'ouverture utile du hologramme est faible. Les aberrations holographiques sont alors négligeables [1].

On exploite l'image réelle de l'objet restitué dans l'ordre +1, la libre de verre apparaît noire sur fond clair. Avec le même laser de restitution et pour une même ouverture du faisceau d'éclairage, le champ objet (ordre +1) a moins de luminosité qu'avec les hologrammes de Gabor (ordre zéro). Par conséquent, un fort grandissement nécessaire pour une exploitation semi-automatique (avec le système MOP) n'est pas envisageable

Le diamètre de la libre est mesuré à l'aide d'un microscope à oculaire micrométrique.

Ce montage est étalonné en utilisant des fibres test : on détermine les plus petits diamètres de 6 +1 um sur un champ de 10 mm autour de l'axe optique, pourvu que la distance plaqueimage reste inférieure à 10 mm, mais cette performance est obtenue au prix d'une exploitation fastidieuse.

On utilise l'holographie à onde de référence inclinée pour mesurer localement le diamètre des fibres dans le jet de flamme et le montage de Gabor pour la reconstitution tridimensionnelle de leurs trajectoires.

Fig. 2. — Restitution (Holographie de Gabor).


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3. RÉSULTATS EXPÉRIMENTAUX. — Nous avons construit le graphique du rapport :

en fonction de la coordonnée x de l'élément visualisé (fig. 3).

La figure 4 montre un trajet probable, reconstitué à partir de quatre hologrammes pris à des instants différents.

Dans la partie turbulente du jet, les mesures de diamètre sont effectuées en des points privilégiés. En effet :

— les structures de gradients de température de la flamme introduisent un effet d'ombroscopie empêchant en certains endroits la visualisation;

— le trajet est très perturbé, les ondes diffractées par des éléments de fibre décalés en profondeur se superposent et ces éléments ne peuvent être restitués;

— la variation de diamètre dans cette région est discontinue,

4. CONCLUSION. — De l'examen de la courbe d'étirage et du trajet, nous distinguons :

— une région d'étirage rapide, de diamètre initial (~ 500 um) jusqu'au diamètre de l'ordre de 20 um, sur une distance de 20 mm environ, à partir de l'entrée de la baguette de verre dans le jet;

Fig. 3. — Courbe d'étirage : résultat de l'exploitation de 4 hologrammes.

Fig. 4. — Trajet d'une fibre.


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— une région de quasi stabilité (de 20 à 100 mm) où le diamètre reste constant et le trajet pratiquement rectiligne;

— enfin, une région de turbulence où l'étirage se fait par des forces de cisaillement intermittentes.

(*) Remise le 22 septembre 1980, acceptée après révision le 5 janvier 1981. [1] C. OZKUL, Thèse Ingénieur Docteur, Rouen, 1980. [2] SAINTE FOI, Mémoire C.N.A.M., Rouen, 1974.

[3] B. J. THOMPSON, J. H. WARD et W. R. ZINKY, Applied Optics, 6, n° 3, 1967, p. 519. [4] G. A. TYLER et B. J. THOMPSON, Optica Acta, 23, n° 9, 1976, p. 685.

[5] H. RIECK, The Engineering Uses of Holography, ROBERTSON et HARVEY, éd., Cambridge University Press, 1970. [6] F. ALBE et P. SMIGIELSKI, Rapport ISL 3/73. [7] F. ALBE, Rapport ISL 4/73. [8] H. ROYER et F. ALBE, Rapport ISL 1/72. [9] J. W. GOODMAN, Introduction à l'optique de Fourier et à l'holographie, Masson, Paris, 1972.

Groupe Optique Physique, Laboratoire associé au C.N.R.S. n° 230. Faculté des Sciences et des Techniques de Rouen, 76130 Mont-Saint-Aignan


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 291

PHYSICO-CHIMIE, — Estimation de la contribution électrostatique de la longueur de persistance par l'intégration numérique de l'équation de Poisson-Boltzmành. Note (*) de Marc Le Bret, présentée par Pierre-Gilles de Gennes.

On montre que la contribution électrostatique de la longueur de persistance d'un polyélectrolyte très chargé et de section finie est plus importante que celle donnée par les théories existantes. Cependant elle croît moins vite que ces théories ne le prédisent lorsque la force ionique diminue. Le cas de l'ADN est étudié particulièrement,

The electrostatic contribution to the persistence length of a highly charged polyélectrolyte of finite cross-section is shown to be greater than the available theoretical estimations at high ionic strength. However, it increases less rapidly as the ionic strength decreases than expectedfrom thèse théories. In particular, the case ofDNA is studied.

La longueur de persistance totale L, d'un polyélectrolyte a deux contributions. La première, notée Lélas, provient de la rigidité du polyélectrolyte lorsque toutes ses chargés électriques sont mises à zéro. Cette contribution est considérée comme indépendante de la force ionique du solvant. La deuxième, notée Le, provient de l'accroissement des répulsions électrostatiques entre les charges fixes du polyélectrolyte lorsque son axe central est fléchi. Comme les ions mobiles de la solution écrantent les charges fixes du polyélectrolyte, cette deuxième contribution dépend de la force ionique du solvant. Au total :

En intégrant la forme linéarisée de l'équation de Poisson-Boltzmann, Odijk [1] et simultanément et indépendamment Skolnick et Fixman [2], ont montré que la contribution électrostatique Le d'un polyélectrolyte infiniment fin est donnée par la formule :

où /B est la longueur de Bjerrum (7,135 Â dans les conditions ordinaires) x est le paramètre de Pebye et £,* le paramètre de charge apparente. En appelant & la distance axiale entre deux charges voisines du polyélectrolyte, \, le paramètre de charge vraie est le rapport lBJb (environ 4,2 pour l'APN) et £,* est égal à "t, si £, est inférieur à 1 et à 1 sinon.

Les mesures de la longueur de persistance totale de l'APN effectuées par Harrington [3], corrigées des effets de volume exclu et en tenant compte de la nouvelle estimation de la variation de l'indice de réfraction avec la concentration [4], ne sont pas linéairement reliées aux valeurs de Le données par la formule (2) lorsque l'on fait varier la force ionique. Pans le cas de l'APN, les charges fixes (les phosphates) sont disposées à 10 Â environ de l'axe central. L'APN n'est donc pas un polyélectrolyte infiniment fin. D'autre part, la forme linéarisée de l'équation de Poisson-Boltzmann, même corrigée du paramètre de charge apparente, ne donne pas une bonne approximation du potentiel à la surface du polyélectrolyte ([5], [6], [7]).

Nous avons intégré l'équation de Poisson-Boltzmann complète pour un tore dont l'axe central est un cercle de centre O et de rayon R. La section méridienne est un cercle de centré I et de rayon a. Par suite de la symétrie de révolution de notre système, nous repérons Un point M par ses coordonnées dans le plan méridien ; sa distance à I est p et l'angle entre OI et IM est 9. Le tore ne contient aucune charge (fixe ou mobile) en son intérieur. Il contient dès charges fixes sur sa surface. La densité superficielle de charge au point (a, 9) conserve la symétrie de révolution mais dépend de 9. Elle est reliée à la densité superficielle de charge du cylindre uniformément chargé par :


292 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

où nous avons posé :

L'énergie électrostatique divisée par k T d'un proton qui serait placé en un point M est une fonction de ce point. Notée y, elle est la réunion d'une fonction définie à l'intérieur du tore yt et d'une fonction ys définie dans le solvant, à l'extérieur du tore. A l'intérieur du tore, l'équation de Poisson s'écrit :

En tout point du solvant, l'équation de Poisson-Boltzmann est :

A la surface du tore, y est continue mais sa dérivée normale saute :

où s est le rapport de la constante diélectrique interne sur celle du solvant, et :

Enfin, à l'infini :

A l'intérieur, nous approchons yt par le développement :

Pans (11) les xt sont des coefficients sans dimension à déterminer. A l'extérieur, nous distinguons deux cas. Lorsque 4 tend vers zéro, la limite de ys/t, s'écrit comme une combinaison linéaire de solutions élémentaires de :

Nous avons choisi une distribution de charges, de dipoles et de quadrupoles de symétrie appropriée, satisfaisant à (10) et centrée sur l'axe du tore :


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où 2 % est l'angle entre une section méridienne et un plan de référence passant par l'axe de révolution du système et :

Les valeurs à la surface du tore des fonctions hi et de leurs dérivées normales sont calculées par la règle de Simpson en double précision sur « Univac 1106 » de notre Institut. Les coefficient x; et X; des expressions (11, 14) sont alors déterminés pour satisfaire au mieux les équations (7, 8). Lorsque £, est non nul, les équations ne sont plus linéaires. Nous avons alors utilisé une méthode de Gauss-Seidel sur une grille (u, 9) où les u et les 9 sont régulièrement espacés de Su (compris entre 0,004 et 0,02 suivant les valeurs de £, et de x) et de 10 degrés respectivement. En négligeant les termes au moins en (5M) 5 et en (S9) 5, on peut transformer le laplacien (6) et les dérivées partielles de (8) en différences finies entre les valeurs de ys aux points de la grille. Les coefficients xf sont ajustés pour minimiser le carré de l'écart entre ys et le développement (11) à la surface du tore.

Lorsque les valeurs de y sont déterminées à la surface du tore, laissant 4, s, x et a constants nous faisons varier R, et calculons :

Nous ajustons alors par moindres carrés nos résultats au développement :

Les coefficients p et q croissent avec x a mais restent faibles ainsi que le montre le tableau I calculé pour 8=0, 1; xa = l,061529 et xR>8.

TABLEAU I

\ Z(Ç; e=0,l; xc = l,061529; cc=0) p q

0 5,433 1,99 2,46

1 4,041 1,35 -1,47

2 2,288 0,67 -7,9 4,2 0,761 2,70 -114

Ponc, lorsque xR varie de 8 à l'infini, les valeurs de \, s, xa restant fixes, Z peut être considéré comme constant. La variation d'enthalpie libre due au fléchissement du polyélectrolyte s'obtient en chargeant de zéro à leur valeur les charges fixes du polyélectrolyte. La contribution électrostatique Le de la longueur de persistance est définie comme la longueur totale (voir [8]) :

Si i; et xa tendent tous les deux vers zéro, Z tend vers l'unité, et nous retrouvons la formule (2). Cependant, même si t, est nul, Z est significativement différent de l'unité lorsque x a diffère de zéro ainsi que le montre le tableau IL

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3) Série II — 21


294 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

TABLEAU II

xo Z(£ = 0, e = 0, xo, a = 0) Z(Ç = 0, 8 = 1, xa, a = 0)

0,003 1.000772 0,999 628

0,01 1.006622 1,000195

0,04 1,063 359 1,016729

0,10 1,251362 1,078 617

0,3 2,100124 1,446103

1,0 5,286 531 3,468211

3,0 13,68997 10,744 74

Finalement pour Ç = 4, 2; E = 0, 1; a=10 Â et xR supérieur à 8 nos calculs donnent en fonction de la concentration molaire du sel mono monovalent (tableau III ) :

TABLEAU III

c L„(A) L,[4] Formule (2)

0,0001 2 300 - 3 250

0,001 489 - 325

0,005 222 440 65

0,01 168 - 32,5

0,02 137 360 16,3

0,1 93 325 3,3

0,2 79 335 1,6

0,6 55 265 0,54

1,0 42 254 0,33

On voit que la différence L, — Lc pour les paramètres de l'ADN est à peu près constante et égale à 233 Â. Le fait que nous trouvons l'accord avec l'expérience pour la valeur de t, vraie montre que l'interaction des phosphates de l'ADN avec les ions sodium est principalement coulombienne. La contribution des forces de Van der Waals semble être négligeable. Enfin, à forte concentration en sel, Le est beaucoup plus grande que l'estimation (2) mais augmente moins vite que (2) lorsque la force ionique diminue.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] T. ODIIK, J. Polym. Sc. Polym. Phys. Ed., 15, 1977, p. 477.

[2] J. SKOLNICK et M. FIXMAN, Macromolecules, 10, 1977, p. 944.

[3] R. HARRINGTON, Biopolymers, 17, 1978, p. 919.

[4] R. HARRINGTON, Communication personnelle. Les valeurs utilisées ici sont les mêmes que celles trouvées en [3] mais en prenant L, = 335 Â à 0,2 M comme référence.

[5] D. STIGTER, J. Colloid lnterf. Sc, 53, 1975, p. 296.

[6] M. GUÉRON et G. WEISBUCH, Biopolymers, 19, 1980, p. 353.

[7] M. LE BRET et B. H. ZIMM (en préparation).

[8] V. BLOOMFIELD, D. CROTHERS et I. TINOCO, in Physical Chemistry of Nucleic Acids, Harper and Row, 1974, p. 166.

Laboratoire de Physico-chimie macromoléculaire, L.A.-C.N.R.S..n° 147. Institut Gustare-Roussy, 94800 Villejuif.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 295

CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLÉCULAIRE. - Reflexion sur la détermination des potentiels de bandes plates par photoélectrochimie : application aux alliages semiconducteurs GaxIn1_xP. Note (*) de Jean-Lou Sculfort, transmise par Paul Caro.

Dans ce travail, nous avons montré, dans des conditions expérimentales très précises qu'il est possible dé déterminer les potentiels de bandes plates d'alliages semiconducteurs GavIn,_vP en imposant aux jonctions semiconducteur-electrolyte (de pH variable) une lumière monochromatique de longueur d'onde et d'intensité variables. Les résultats sont alors comparables à ceux obtenus par les mesures d'impédances.

In this work we show that it is possible, with very précise expérimental conditions, to obtain the fiât band potential of ternary alloys (G«v/fi, _ XP), using monochromùtic light (wawe length and intensity variable). The results are then comparable with those obtained by impédance measurements.

Ce travail constitue une mise au point permettant de montrer que l'utilisation de la théorie de Gartner [1] pour l'obtention des potentiels de bandes plates requiert le respect d'un certain nombre de conditions. Nous avons donc défini les conditions expérimentales pour le cas des alliages polycristallins de GaxIn1_vP. Certains travaux [2] ont déjà concerné la possibilité de mesurer les potentiels de bandes plates de ces cristaux par l'intermédiaire du photocourant Jph traversant l'interface semiconducteur-electrolyte lorsque l'électrode semiconductrice est éclairée en lumière monochromatique d'énergie hv = hc/X^EG où EG représente la largeur de la bande interdite du semiconducteur. Une étude imprécise des conditions expérimentales a conduit les auteurs à des résultats incohérents et il semble donc nécessaire de reprendre les mesures en rappelant la méthode de Gartner [1]. Les potentiels de bandes plates sont déterminés par extrapolation à courant nul de la courbe J2h=/ (V) où V représente le potentiel de l'électrode mesuré par rapport à une électrode de référence. Cette, courbe est linéaire si les conditions exprimées par Gautron et Lemasson ([3], [4]), Butler et Ginley ([5], [6]), sont vérifiées :

Le photocourant Jph s'écrit :

Jcc correspond au photocourant dû à la couche d'appauvrissement existant à la surface du semiconducteur du fait de la courbure de bande et Jâ est la contribution au photocourant global de la diffusion des porteurs minoritaires :

Le premier terme correspond à Joe et les deux autres à J,,.

W représente l'épaisseur de la couche de charge d'espace du semiconducteur :

Pans ces équations, c'est la charge de l'électron; cp0, le flux de photons incidents; a, le coefficient d'absorption; E, la constante diélectrique du solide; p0, le nombre de trous au sein du solide; P,,, le coefficient de diffusion des trous; Lp, la longueur de diffusion des trous; Vce, la chute de potentiel dans la couche de charge d'espace : Vce=V—VBP si VBP est le potentiel dé bandes plates mesuré par rapport à l'électrode de référence; ND—NA le nombre de porteurs majoritaires au sein du cristal.


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Pour obtenir une courbe du type Jph = K (V — VBp) qui doit permettre par extrapolation à Jph = 0 la détermination du potentiel de bandes plates, il faut vérifier les conditions suivantes :

— il doit exister dans le noir une couche d'appauvrissement à la surface du semiconducteur (courbure des bandes vers le haut pour un type n): cette courbure doit être suffisamment prononcée pour que l'équation (a) soit applicable; les domaines de polarisation utiles doivent être suffisamment éloignés du potentiel de bandes plates. Ce dernier étant obtenu par extrapolation, il est nécessaire de disposer de courbes Jph=/(V) linéaires sur ~ 1 V déterminer VBP avec une précision correcte;

— ià doit être négligeable devant Jce; les alliages étudiés possèdent une bande interdite suffisamment large pour que p0 soit très faible. D'autre part la diffusion des trous est lente

dans ces cristaux [7]; le terme — ecp0 (D^/L,,) est donc négligeable devant Joe. Mais il faut également que tous les photons absorbés le soient dans la couche de charge d'espace. Ceci implique que L;, a <^ 1, ce qui est le cas lorsque la longueur d'onde de la lumière X est proche du seuil d'absorption du solide. Si l'on tient compte de la valeur de Lp mesurée par des méthodes physiques il est possible de choisir des valeurs optimales de la longueur d'onde à utiliser; par exemple pour GaP,L/;=$l um [7] et a est suffisamment grand a M si A^500 nm (a = 5.102 cm' 1 si À. = 510 nm [8]); des valeurs très proches sont obtenues pour les alliages si 1 ^A'^0,9, Un choix de À. = 510 nm permet de concilier les conditions ocL;,<?l ou Lp<^cT ' nécessaires pour que Jd<^Jce.

La démarche devra être la même pour les alliages de GaP plus faibles, mais puisque nous ne disposons pas de valeurs de Lp et ce dans la littérature, il faudra effectuer une recherche empirique de X optimal.

— Il faut également que l'on puisse développer l'exponentielle e~aW sous la forme e-n.\v _ j _j_ a Y^^ donc avoir a W <^ 1. Au voisinage du seuil d'absorption, bien que a > 1, il est possible d'effectuer ce développement dans un large domaine de polarisation; en effet pour les alliages étudiés ND-NA est de l'ordre de 1017 cm" 3 [9], et s= 11,5 [7]. a W<10" 2 tant que Voe<5 V si À,>460 nm pour les alliages de compositions riches en gallium (1 ^x^0,9);

Fig. 1. - Gandin,,.,?, type n milieu KOH 1 M. Courbe Jph = / (V). 1, X = 510 nm; 2, À = 480 nm; 3, ?^ = 425 nm. JPh en unités arbitraires (u: a).


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dans ces conditions le photocourant mesuré directement en utilisant un modulateur de lumière associé à un détecteur de phase programmée sera Jph = Jce=cp„eaW soit :

— Mais le courant observé ne doit pas être dû à une photodissolution de l'électrode; il doit donc être stable dans le temps et l'observation microscopique de la surface ne doit pas révéler de modifications avant et après illumination.

Le choix de la longueur d'onde de mesure semble primordial. Ainsi nous avons effectué les mesures en milieu KOH 1 M, à faible intensité lumineuse de manière à éviter la photodécomposition des électrodes [10]; le photocourant mesuré est stable dans le temps et l'électrode n'est pas attaquée. La figure 1 montre pour x = 0,9 les différentes formes de courbes 3ph=f (V) obtenues lorsque la longueur d'onde varie. Sur la figure 2, on remarque

que les courbes Jph=/ (V) ne sont linéaires que lorsque A, = 510 nm, ce qui correspond aux conditions imposées précédemment. En deçà de cette valeur il n'est plus possible d'obtenir une courbe linéaire et donc de déterminer le potentiel dé bandes plates, La valeur extrapolée est VBP= —1,9 V/ENH, très proche de celle obtenue par mesure d'impédances [9] dans ce même milieu. Pour les autres alliages nous avons également trouvé des valeurs comparables aux mesures d'impédances: la précision des mesures s'est révélée plus faible pour les alliages de compositions très riches en indium, c'est-à-dire si EG^1,55 eV. En effet le réseau équipant le monochromateur est blazé à 5 000 Â, ce qui implique une efficacité moindre dès que X>7500À ou EG<1,6 eV.

Les résultats expérimentaux obtenus sur les figures 1 et 2, montrent qu'il est parfaitement possible d'obtenir à partir des deux méthodes des valeurs de VBP comparables pour toute valeur de x et dans tous les milieux à condition de prendre certaines précautions.

Seules les bonnes conditions expérimentales conduisent à des résultats cohérents et permettent de retrouver des valeurs de VBP sensiblement identiques par illumination et par mesure d'impédances.

(*) Remisé le 10 mars 1980, acceptée après révision le 29 septembre 1980; reçue à l'imprimerie le 19 janvier 1981.

Fig. 2. - Ga^ln,,.,?, type n milieu KOH 1 M. Courbe J&=j (V). 1, À=510 nm; 2, À = 480 nm; 3, X = 425 nm.


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[1] W. W. GARTNER, Phys. Rer., 116, 1959, p. 937.

[2] A. M. REDON, J. VIGNERON et J. L. SCULFORT, Comptes rendus, 289, série C, 1979, p. 279.

[3] J. GAUTRON, P. LEMASSON, F. RABAGO et R. TRIBOULET, Comptes rendus, 288, série C, 1979, p. 149.

[4] J. GAUTRON, P. LEMASSON, F. RABAGO et R. TRIBOULET, J. Electrochem. Soc, 126, 1979, p. 1868.

[5] M. A. BUTLER, J. Appl. Phys., 48, 1977, p. 1914.

[6] D. S. GINLEY et M. A. BUTLER, J. Appl. Phys.. 48. 1977. p. 2019.

[7] A. CHEVALIER. Thèse Doctorat d'État, Paris. 1975.

[8] W. G. SPITZER, M. GERSHENSON, C. J. FROSI et D. F. GIBBS, J. Phys. Chem. Solids, 11. 1959, p. 339.

[9] J. L. SCULFORT et A. M. BATICLE, Surface Science, 85, 1979, p. 137.

[10] A. ETCHEBERRY, J. L. SCULFORT et A. MARBEUF, Solar Energy Materials, 3, 1980, p. 347.

Laboratoire d'Electrochimie interfaciale. C.N.R.S., 1, place Aristide-Briand, 92190 Meudon-Bellevlle.


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CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLÉCULAIRE. - Étude de l'équilibre statique de solutions aqueuses de diols non primaires avec des gels de dextranne réticulés : mise en évidence de Concentrations critiques successives. Note (*) de Robert Coudert et René R. Durand, présentée par René Lucas.

L'étude de l'équilibre de solutions aqueuses de butane diol-2.3, de pentane diol-2.4, de méthyl-2 pentane diol2.4, de diméthyl-2.5 hexane diol-2.5 en présence de gel de dextranne réticulé « Sephadex » G10 [1] et d'hexane diol25 en présence de gels « Sephadex e» G10, G 25 et G 50 permet de mettre en évidence trois concentrations critiques successives : CC1, CC2 et CC3. La variation des constantes d'équilibre successives est différente pour les diols comportant au moins une fonction alcool tertiaire.

The equilibrium between aqueous solutions of 2,3-butane diol, 2,4-pentane diol, 2-methyl-2,4-pentàne diol, 2,5dimethyl-2,5-hexane diol and "Sephadex" gel G10, and the equilibrium between2,5-hexane diol and "Sephadex" gels G10, G 25 and G 50 have been studied. Three successive critical concentrations are displayed. Equilibrium constant variation is different for diols with one or two tertiary hydroxyl groups.

L'étude de l'équilibre statique d'électrolytes colloïdaux en solution aqueuse avec des gels « Sephadex », permet de mesurer leurs concentrations micellaires critiques [2], la validité de cette technique pour la détermination de concentrations critiques, successives, qui a été démontrée dans un précédent travail portant sur des diols biprimaires [3], a été utilisée ici. Y, Kato, dans une étude antérieure sur des solutions aqueuses de butane diol-2.3, de pentane diol-2.4, d'hexane diol-2.5 et de divers diols biprimaires ou primaires-secondaires définissait qu'il n'y avait jamais de formation de ce qu'il appelait « micelle like structure » — ici CC1 — pour les solutions de diols ne comportant pas au moins une fonction alcool primaire [4].

Toutefois, des essais comparatifs préliminaires de dosage de butane diol-1.4 et de butane diol-2.3 dans la phase en équilibre avec le gel [5], les diverses concentrations étant mesurées par réfractométrie (précision + 5.10- 6 unité d'indice), ayant montré une similitude de comportement de ces deux composés, il a paru intéressant de vérifier si l'existence d'une concentration critique ou de concentrations critiques successives déterminées pour les diols biprimaires se retrouvait pour des diols quelconques. L'hypothèse que la CQ se trouvait à des concentrations plus élevées que pour les diols biprimaires a donc été envisagée.

Les produits commerciaux : butane diol-2.3, pentane diol-2.4, hexane diol-2.5, méthyl-2 pentane diol-2.4, diméthyl-2.5 hexane diol-2.5 ont été utilisés rapidement, après distillation sous pression réduite, puis vérification de la pureté par chromatographie en phase vapeur et expérimentés avec le gel G 10; l'hexane diol-2.5 l'ayant été également avec G 25 en G 50 Une masse connue de diol est introduite dans une fiole jaugée étalonnée, ainsi qu'une quantité constante de gel sec, pesée exactement, d'environ 0,4 g pour G 50,1 g pour G 25 et 2 g pour G10, par fiole de 20 cm 3. Une série de fioles couvrant l'échelle des concentrations, si possible jusqu'à saturation est ainsi préparée. La solubilisation du diol et le gonflement du gel sont simultanés. L'équilibre : soluté dans la phase surnageante, soluté dans la phase gel est obtenu par agitation (une quinzaine d'heures à la température ambiante). Après filtration, la mesure de l'indice de réfraction du surnageant (à 24 + 0,02°C) permet d'en déduire sa concentration : soit ms, par comparaison à une courbe d'étalonnage dont la pente est connue avec une précision supérieure à 1 %. La concentration du soluté dans le gel : mg est déduite par un mode de calcul déjà établi [2]. Les courbes mg = f (ms), figures 1 et 2, présentent à partir de l'origine trois cassures qui correspondent à la première, seconde et troisième concentration


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critique, respectivement CC1; CC2 et CC3, précédemment définies [3]. Leur allure est différente selon que le composé étudié possède ou non au moins un hydroxyle tertiaire. Ainsi pour le butane diol-2.3, le pentane diol-2.4 et l'hexane diol-2.5, tous bisecondaires, les courbes obtenues sont analogues à celles des diols biprimaires [3] ou primaires-secondaires.

Il faut noter par contre une augmentation du coefficient de partage au-delà de la CC3 pour le diol secondaire-tertiaire méthyl-2 pentane diol-2.4 et le diol bitertiaire diméthyl-2.5 hexane diol-2.5, ce qui a été observé précédemment au-delà de la seconde concentration micellaire critique pour les alcanoates de sodium [6] et les chlorures d'alkyl ammonium [7]. La CC 3 dans ce type de diol ayant au moins un hydroxyle tertiaire correspond probablement à un changement du mode d'association influencé parla liaison intramoléculaire avec l'autre hydroxyle.

Les courbes obtenues avec les gels G25 et G 50 pour l'hexane diol-2.5 montrent qu'une quantité minimale de soluté est nécessaire pour qu'il y ait partage : l'écart avec l'origine des abscisses mesure donc la répulsion de ces gels vis-à-vis de ce diol et correspond à « l'adsorption négative » définie par R. Audebert [8]. L'exclusion est totale. dans l'équilibre statique de 1 g des gels gonflés G 25 et G 50 avec des solutions respectivement 5,08 et 5,50.10- 2 M, le volume global étant de 20 cm 3 dans le premier cas et de 50 cm 3 dans le second. Ces interactions constatées également avec les . solutions aqueuses des diols biprimaires, ne sont pas sensibles avec le gel G10.

L'application d'un programme de régression linéaire à chaque portion de courbe permet de déterminer les intersections qui correspondent aux concentrations critiques avec une précision minimale de 5 %.

L'examen des valeurs obtenues (tableau) comparativement à celles des diols biprimaires [3], montre que les CC1 sont toujours plus élevées alors que les CC2 sont identiques ; les CC3 sont plus basses pour le butane diol-2.3 et le pentane diol-2.4 par rapport respectivement au

TABLEAU

Concentrations critiques successives exprimées en molarité, évaluées à partir de l'équilibre avec le gel G 10

(résultais obtenus avec G 25+ et G 50 O)

CC1 CC2 CC3

Nom du produit (mole.l- 1) (mole.l- 1) (mole.!- 1)

Butane diol-2.3 0,62 0,99. 1,35

Pentane diol-2.4 0,33 0,72 1,12

Hexane diol-2.5 0,29 0,59 1,12

« + 0,31 0,61 1,09

« 0 0,30 0,64 1,14

Méthyl-2 pentane diol-2.4 0,37 1 1,79

Diméthyl-2.5 hexane diol-2.5 0,24 0,51 0,99

butane diol-1.4 et au pentane diol-1.5. Pour l'hexane diol-2.5. et l'hexane diol-1.6, il n'y a pas de différence significative. L'introduction d'une dissymétrie dans la molécule atténue considérablement le phénomène d'association, puisque le méthyl-2 pentane diol-2.4 présente des concentrations critiques plus élevées non seulement que celles de l'hexane diol2.5 mais aussi que celles du pentane diol-2.4.

•Le coefficient de partage K, [3] est peu différent de zéro au-delà de la CC3 pour les diols bisecondaires expérimentés; ils sont alors exclus du gel G 10. Ainsi pour l'hexane diol-2,5 (fig. 1 ), le nombre de molécules associées est d'au moins six, puisque la zone de séparation de


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ce gel ne permet pas de séparer des composés dont la masse moléculaire est supérieure à 700 g. Cette cessation de croissance au-delà de la CC3 n'a pas été observée pour les diols biprimaires [3]. L'utilisation des gels G 25 et G 50 de domaine de fractionnement différent ne permet pas toutefois de déterminer la taille de l'agrégat. L'augmentation de la pente des

Fig. 1. — Variation de la concentration du soluté dans le gel (mg) en fonction de sa concentration dans la phase surnageante (ms). Hexane diol-2.5 : +; G10; ; G25; ; G 50. mg

0 _ 0,05 0,10 0,15 o,20 0,25 g/cm 3

Fig. 2. — Variation de la concentration du soluté dans le gel (mg) en fonction de sa concentration dans la phase

surnageante (ms). Courbe I : Méthyl-2 pentane diol-2.4 et gel G 10; Courbe II : Diméthyl-2.5 hexane diol-2.5 et

gel G10.


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courbes au-delà de la CC3 pour un diol secondaire-tertiaire ou bitertiaire (fig. 2) peut être attribuée à un encombrement stérique qui empêche à partir de cette concentration toute nouvelle association. Il y a alors équilibre dans la solution entre de petits agrégats et des éléments monomères.

L'étude de l'équilibre de solutions aqueuses d'alcanes diols sur gels de dextranne permet donc de mettre en évidence des concentrations critiques successives pour des diols, qu'ils soient biprimaires, primaires-secondaires, bisecondaires, secondaires-tertiaires ou bitertiaires. L'existence de ces concentrations critiques successives traduit leurs propriétés associatives en solution aqueuse, en liaison avec leur structure moléculaire et paraît être une propriété générale des solutions aqueuses de diols.

(*) Remise le 6 octobre 1980, acceptée après révision le 5 janvier 1981.

[1] « Séphadex » marque déposée par « Pharmacia », Uppsala, Suède.

[2] Y. WORMSER et R. R. DURAND, Comptes rendus, 266, série C, 1968, p. 1485.

[3] R. R. DURAND et R. COUDERT, Comptes rendus, 286, série C, 1978, p. 59.

[4] Y. KATO, Chem. Pharm. Bull, 10, 1962, p. 771-788.

[5] R. COUDERT et R. R. DURAND, non publié.

[6] R. R. DURAND et Y. WORMSER, Comptes rendus, 266, série C, 1968, p. 1658.

[7] R. R. DURAND et R. COUDERT, Comptes rendus, 286, série C, 1978, p. 1.

[8] R. AUDEBERT, Analusis, 4, n° 9, 1976, p. 399.

R. R. D. : Université Paris-XIII, U.E.R. de Médecine,

Laboratoire de Chimie colloïdale, 74, rue Marcel-Cachin, 93000 Bobigny;

R. C : Université de Tours, Faculté des Sciences,

Laboratoire de Chimie générale et minérale, parc Grandmont, 37200 Tours.


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CHIMIE DU SOLIDE. — Sur la préparation en milieu aqueux d'une apatite carbonatée de type A.B. comparable à l'émail dentaire. Note (*) de Allal Barroug, Christian Rey, JeanChristian Trombe et Gérard Montel, présentée par Jacques Bénard.

Une apatite carbonatée phospho-calcique de type A.B. comparable à l'émail dentaire, a été obtenue pour la première fois dans des conditions proches des conditions physiologiques. Le mode de synthèse de cette apatite ainsi que sa composition sont décrits.

For the first time the synthesis of a phospho-calcium A.B. carbonate apatite similar to dental enamel, has been performed in conditions close to physiological ones. The preparation conditions and the composition of this apatite are reported.

La localisation des ions carbonate dans le réseau des apatites a fait l'objet de nombreuses controverses. Il est maintenant bien établi, à la suite des nombreuses études réalisées sur des composés synthétiques, que cet ion peut occuper deux types de sites du réseau :

— les sites de type A correspondent à la substitution des ions hydroxyle de l'hydroxyapatite par des ions carbonate. Ce type de substitution est obtenu par traitement vers 900°C de l'hydroxyapatite en atmosphère de gaz carbonique desséché ([1] à [7]);

— les sites de type B correspondent à la substitution des ions phosphate par des ions carbonate ([5], [7], [8] à [12]). Ce deuxième type d'apatite est obtenu, en particulier, par précipitation en milieu aqueux à des températures comprises entre 20 et 100 °C.

On sait, en outre, préparer des apatites carbonatées de type A.B., qui contiennent simultanément des ions carbonate dans les deux types de sites du réseau : ces apatites s'obtiennent, en particulier, par traitement vers 900 °C en atmosphère de gaz carbonique desséché d'un mélange d'hydroxyapatite et de chaux [13].

Ces diverses apatites carbonatées, A, B ou A.B., se distinguent en particulier par la position des bandes d'absorption infrarouge des ions carbonate ([6], [13]).

Par ailleurs on sait que les apatites présentes dans le milieu naturel (tissus calcifiés, gisements de phosphate) sont généralement constituées par des apatites carbonatees de type B ([14] à [17]), et que la présence des ions carbonate dans le réseau joue un grand rôle sur le comportement de ces apatites vis-à-vis de leur environnement. L'émail dentaire se différencie des apatites naturelles précédentes : en effet ce dernier est constitué par une apatite carbonatée de type A.B. dans laquelle 80 à 90 % du contenu en carbonate occupe les sites de type B et la partie résiduelle les sites de type A ([7], [18], [19]). Encore ce résultat n'est-il pas admis sans réserve ; en effet, comme nous l'avons indiqué l'introduction d'ions carbonate dans les sites de type A des apatites n'avait pu être réalisée jusqu'à présent que dans des conditions (900 °C, atmosphère de gaz carbonique sec) nettement différentes de celles de la formation des apatites sédimentaires ou des tissus calcifiés.

Nous nous proposons, dans la présente Note, de montrer qu'il est possible d'obtenir par précipitation en milieu aqueux une apatite carbonatée de type A.B. phosphocalcique comparable à l'émail dentaire.

Une solution de nitrate de calcium (100 ml, 1 M), en contact avec le gaz carbonique atmosphérique, a été ajoutée très lentement au moyen d'une pompe péristaltique à un litre d'une solution ammoniacale de phosphate (0,063 M, pH = 8,6) maintenue à 80°C. La précipitation a duré 64 h, et à la fin de la précipitation la suspension a été maintenue dans les conditions précédentes durant 51 h supplémentaires. Des prélèvements ont été effectués au


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cours du temps, rapidement filtrés, lavés à l'eau distillée et séchés sous vide à la température ordinaire. Après séchage, ils ont été étudiés en particulier par analyse chimique, diffraction des rayons X et spectrométrie d'absorption infrarouge.

La diffraction des rayons X indique qu'il s'agit dans tous les cas d'apatites, et qu'il se produit une légère amélioration de l'état de cristallisation au cours des prélèvements successifs. Les paramètres cristallographiques de ces apatites sont reportés dans le tableau : on note qu'ils n'évoluent pratiquement pas au cours de la précipitation et qu'ils sont proches de ceux de l'hydroxyapatite stoechiométrique [6].

TABLEAU

Paramètres cristallographiques Rapport Teneur

Ca/P en C03

Durée de précipitation a (Â) C(Â) atomique ( %)

29 h... 9,43 6,877 1,63

41 h 9,43 6,877 1,62

64h 9,424 6,873 1,6,

Évolution supplémentaire 51 h 9,424 6,876 1,6, 1,3

Émail dentaire humain :

valeurs moyennes [15] 9,442 à 9,45, 6,879 à 6,884 1,58 à 1,67 2à4

Hydroxyapatite phosphocalcique

stoechiométrique 9,42, 6,88 2 1,6-,

La spectrométrie infrarouge permet, quant à elle, de noter une évolution intéressante de la structure de ces apatites en fonction de la durée de précipitation : cette évolution est représentée sur la figure 1, qui correspond au domaine d'absorption caractéristique des ions carbonate.

Le spectre 1 (fig. 1) représente l'apatite obtenue après 29 h de précipitation. Les bandes carbonate observées (1420-1455 cm- 1) sont caractéristiques d'une apatite carbonatée de type B [13]. En fait il s'agit d'une hydroxyapatite carbonatée de type B : les bandes des ions hydroxyle sont, en effet, nettement mises en évidence par spectrométrie infrarouge.

Par contre on observe sur le spectre 2 (fig. 1 ), correspondant à l'apatite obtenue après 41 h de précipitation, une bande de faible intensité située vers 1 545 cm- 1 et caractéristique des ions carbonate localisés dans les sites de type A [13]. L'attribution de cette bande à des carbonate de type A est d'ailleurs confirmée par les variations d'intensité des bandes précédemment observées : la bande située vers 1455 cm- 1 qui correspond à la fois au carbonate des sites de type A et de type B est plus intense que les deux autres.

Les spectres 3 et 4 (fig. 1 ) correspondent respectivement aux apatites obtenues soit en fin de précipitation, soit après 51 h d'évolution supplémentaire. Il s'agit toujours d'apatites carbonatées de type A.B. et la proportion d'ions carbonate localisés dans les sites de type A est très légèrement supérieure à celle que l'on observe après 41 h de précipitation.

L'analogie entre l'émail dentaire et les apatites carbonatées de type A.B. que nous avons obtenues apparaît nettement sur la figure 2 : il s'agit dans les deux cas d'hydroxy apatites carbonatées de type A.B.

La proportion d'ions carbonate respectivement localisés sur chacun des sites, a été estimée par spectrométrie d'absorption infrarouge. Cette estimation nous conduit aux résultats suivants :

— apatite synthétique-carbonate en A = 10 % du contenu en carbonate;

— émail dentaire-carbonate en A = 10 à 20 % du contenu en carbonate [18].


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Fig. 1. — Spectres d'absorption infrarouge de l'apatite synthétique obtenue au cours de la précipitation : 1 29h de précipitation; 2.41 h de précipitation; 3. 64 h de précipitation; 4.51 h d'évolution.

Fig. 2. — Spectres d'absorption infrarouge de : 1. l'apatite obtenue après évolution; 2. l'émail dentaire humain.


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Par ailleurs le dosage de la totalité des ions carbonate de l'apatite synthétique après évolution nous conduit à une valeur de 1,3 % en poids, valeur légèrement inférieure à celle qui est généralement observée pour l'émail dentaire (tableau).

En conclusion, nous avons obtenu pour la première fois, dans des conditions proches des conditions physiologiques, une apatite carbonatée de type A.B., bien cristallisée, comparable à l'émail dentaire. Le mécanisme de formation de cette apatite, qui fait intervenir le gaz carbonique de l'air, n'est pas connu à l'heure actuelle et il fera l'objet de prochaines recherches : en effet, la compréhension de ce mécanisme peut apporter des informations sur la formation de l'émail dentaire, et sur la protection de ce dernier vis-à-vis de la carie.

(*) Remise le 12 janvier 1980.

[I] R. WALLAEYS, C.R. Coll. Int. Chimie pure et appl, Munster, Westph., 1954, p. 183.

[2] A. N. AKHAVAN-NIAKI, G. MONTEL et R. WALLAEYS, Comptes rendus, 246, 1958, p. 1999.

[3] S. MOSHENI-KOUTCHESFEHANI et G. MONTEL, Comptes rendus, 252, 1961, p. 1161.

[4] G. BONEL et G. MONTEL, Reactivity of Solids (5th International Symposium, Munich, 1964, p. 667).

[5] G. BONEL, Thèse, Toulouse, 1970; Ann. Chim., 1, 1972, p. 65.

[6] J. C. TROMBE, Thèse, Toulouse, 1972; Ann. Chim., 8, 1973, p. 251.

[7] J. C. ELLIOTT, Ph. D- Thesis, University of London, 1964.

[8] O. R. TRAUTZ, Ann. N.Y. Acad. Sc, 60, 1955, p. 696.

[9] R. Z. LEGEROS, Ph. D. Thesis, New York University, 1967.

[10] J. C. LABARTHE, G. BONEL et G. MONTEL, Ann. Chim., 8, 1973, p. 289.

[11] G. BONEL, J. C. LABARTHE et C. VIGNOLES, C.R. Coll. Int. C.N.R.S. « Physico-Chimie et Cristallographie des apatites d'intérêt biologique », Paris, 10-15 septembre 1973, n° 230, p. 117).

[12] M. VIGNOLES et G. BONEL, Comptes rendus, 287, série C, 1978, p. 321.

[13] J. C. TROMBE, G. BONEL et G. MONTEL, C.R. Coll. Int. Phos. Min. Solides, Toulouse, 16-20 mai 1967; Bull. Soc. chim. Fr., 1968, numéro spécial, p. 1708.

[14] C.R. Coll. Int. Phos. Min. Solides, Toulouse, 16-20 mai 1967, Bull. Soc. chim. Fr., 1968, numéro spécial.

[15] C.R. Coll. Int. C.N.R.S. « Physico-Chimie et Cristallographie des apatites d'intérêt biologique », Paris, 10-15 septembre 1973, n° 230.

[16] C.R. 1er Congrès Int. « Sur les composés phosphores », Rabat, 17-21 octobre 1977.

[17] C.R. 2° Congrès Int. « Sur les composés du phosphore », Boston, 21-25 avril 1980.

[18] R. A. YOUNG, cf. [15], p. 21.

[19] G. MONTEL, J. C. TROMBE, J. SZILAGYI, C. REY et J. C. VEZIN, C.R. 47e Journées européennes de Cosmétologie et d'Hygiène bucco-dentaire, La Baule, 17 mai 1979 (à paraître).

Laboratoire de Physicochimie des Solides et des Hautes Températures,

Équipe de Recherche associée au C.N.R.S., n° 263,

Institut National Polytechnique de Toulouse, 38, rue des Trente-Six-Ponts, 31078 Toulouse Cedex.


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II - 307

CHIMIE MACROMOLECULAIRE. - Distribution de tailles des agglomérats dans un ionomère. Note (*) de Français Fesquet, Gérard Merle, Frédéric Livet et Christian Mai,

transmise par Pierre Sigwalt,

Des élastomères porteurs de fonctions ioniques ont été étudiés par diffusion des rayons X aux petits angles (SAXS). Afin d'obtenir des informations sur la répartition des dimensions des agrégats présents dans ces iônômères, une méthode de calcul adaptée de celle de A. J. Renouprez et B. Imelik a été mise au point.

Elastomers with pendant ionic groups are studied by small angle X ray scattering (SAXS). A Computing method adapted from the works of A.J. Renouprez and B. Imelik is elaborated, in order to determinate the size distribution of the clusters formed in thèse ionomers.

Les ionomères sont des polymères contenant des ions métalliques en faible concentration (moins de 10% en mole).

Les nombreuses études menées à ce jour par A. Eisenberg [1] et d'autres auteurs, ont montré que les ions s'assemblent pour former des agglomérats. La mise en évidence de ceuxci peut s'effectuer par différentes méthodes : microscopie électronique ,[2], effet Môssbauer [3], fluorescence X [4],infrarouge lointain [5], diffusion des neutrons (SANS) [6].

La méthode la plus utilisée reste cependant la diffusion des rayons X aux petits angles ([6], [7], [8]). Cette étude aux petits angles permet de connaître la distance moyenne entre deux agglomérats lorsque le spectre montre une « bosse de corrélation » (ce qui n'est pas toujours le cas). D'autre part en utilisant la méthode et les approximations de Guinier [9] on peut évaluer une taille moyenne des agglomérats.

Nous nous proposons de déterminer la distribution des tailles des agglomérats par Une autre méthode de calcul, celle de A. J. Renouprez et B. Imelik [10].

Nous supposerons que les agglomérats sont sphériques et qu'ils présentent une interface nette avec la matrice. Cette hypothèse conduit tout d'abord à rechercher un comportement asymptotique de l'intensité diffusée, en collimation linéaire, du type :


308 - Série II C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

A, correspond à la surface des agglomérats; B, correspond à une diffusion constante, que l'on observe dans les polymères amorphes avant le halo amorphe. Cette diffusion est par la suite soustraite à l'intensité diffusée. Pans ce cas, la distribution de particules sphériques se déduit des dérivées successives de la fonction :

a choisi de manière à ce que y(0)= 1. J0(Z) fonction de Bessel d'ordre zéro.

Les dérivées successives sont calculées à partir du spectre mesuré corrigé du fond continu et après en avoir soustrait la constante B. Nous dérivons directement sous le signe somme jusqu'au troisième ordre. Les dérivées obtenues permettent de calculer les densités de distribution de diamètre en volume et en surface [101.


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MESURES, RÉSULTATS. — Les mesures sont effectuées avec un générateur à anode tournante de cuivre et un détecteur linéaire à « jeu de jacquets » mis au point par le L.E.T.I, à Grenoble. Nous étudions deux matériaux :

1. Un copolymère styrène (58% en poids), butadiène (39,8%), acide itaconique (2,2%) (SBA) fabriqué par « Polysar ». Il se présente sous forme de latex : celui-ci est neutralisé par addition de base, puis coulé et séché à température ambiante pour former un film.

2. Un copolymère éthylène-propylène-diène (EPDM) sulfoné dans notre laboratoire par Huguette Miquel [11]. Son taux de sulfonation est de 1,6 % et il est neutralisé totalement avec de l'hydroxyde de césium.

Les mesures montrent que tous ces échantillons ont d'une part, une très importante diffusion à petits angles, correspondant à des inhomogénéités de diamètre supérieur à 100 Â. et d'autre part, une diffusion aux angles correspondant à des dimensions beaucoup plus petites.

La figure 1 montre les courbes S3I(S) en fonction de S pour l'EPD'M et le SBA. Le comportement asymptotique ci-dessus est bien vérifié dans le cas de l'EPDM contrairement au SBA. L'absence de comportement asymptotique dans ce dernier cas, peut provenir de différents facteurs : morphologie, variation de densité électronique de l'agglomérat.

Les figures 2 représentent les microscopies électroniques d'un SBA neutralisé par la potasse, ainsi que d'un EPDM neutralisé par le césium.

Ces photographies montrent que la répartition des ions dans le SBA ne se fait pas sous forme d'agglomérats régulièrement répartis dans la matrice contrairement à l'EPDM.

La figure 3 donne des distributions en volume et en surface de l'EPDM sulfoné.

G. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3) Série II — 22


310 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Les courbes obtenues pour l'EPDM sulfoné montrent l'existence de petits nodules diffusants vers 90-100Â, qui correspondent à des agglomérats ioniques de forme sphérique (cf. fig. 1), bon comportement asymptotique S3I(S), ce qui a été vérifié par microscopie électronique (fig. 2). Par contre, les agglomérats de SBA ne semblent pas être sphériques (y" (0)^0), mauvais comportement de S3 xI(S) (fig. 2).

CONCLUSION. — La méthode de Guinier, habituellement utilisée, permet d'accéder à un rayon moyen, correspondant à «R 7 >/<R 5 >)1/ 2, qui favorise fortement les gros centres diffusants. De plus, dans notre cas, la diffusion a une forme complexe, avec une forte remontée à très petits angles. Du fait de cette remontée, nous ne pouvons pas calculer le rayon de Guinier car l'approximation de « Guinier » n'a plus de sens dans un domaine restreint hors du centre de la courbe I(S).

La méthode de calcul décrite ici, permet d'étudier la distribution en taille des centres diffusants supposés sphériques. Elle permet ainsi de séparer la contribution des petits agglomérats de moins de 100Â de diamètre, de celle des autres centres diffusants, de dimensions bien supérieures.

(*) Remise le 15 septembre 1980, acceptée après révision le 5 janvier 1981.

[1] A. EISENBERG et M. KING, Ion Containing Polymers, Academie Press, New York, 1977. [2] M. PINERI, C. T. MEYER et A. BOURRET, J. Polym. Sc, Polym. Phys., 13, 1975, p. 1881. [3] C. T. MEYER et M. PINERI, J. Polym. Sc, Polym. Phys., 16, 1978, p. 569.

[4] E. BANKS, Y. OKAMOTO et Y. UEBA, J. Appl. Polym. Sc, 25, 1980, p. 359.

[5] G. B. ROUSE, M. RISEN, A. EISENBERG et A. T. TSATSAS, J. Polym. Sc, Phys. Ed. U.S.A., 17, n° 1,1979, p. 81.

[6] E. J. ROCHE, R. S. STEIN et W. J. MACKNIGHT, J. Polym. Sc, Polym. Phys., 18, 1980, p. 1035.

[7] M. PINERl, A. MOUDDEN et A. M. LEVELUT, J. Polym. Sc, Polym. Phys., 15, 1977, p. 1707.

[8], W. J. MACKNIGHT, W. P. TAGGART et R. S. STEIN, J. Polym. Sc, Symposium n° 45, 1974, p. 113.

[9] A. GUINIER et G. FOURNET, Small Angle X Ray Scattering, Wiley, New York, 1955.

[10] A. J. RENOUPREZ et B. IMELIK, Comptes rendus, 268, série C, 1969, p. 69.

[11] H. MlQUEL, Thèse (à paraître).

F. F. et G. M. : Laboratoire des Matériaux macromoléculaires,

E.R.A. 745, Bât. 403, F. L. et C. M. : Groupe d'Études de Métallurgie physique et Physique des Matériaux,

E.R.A. 463, Bât. 502.

Institut National des Sciences Appliquées,

69621 Villeurbanne Cedex.


C R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 311

CHIMIE ORGANIQUE : STRUCTURE ET RÉACTIVITÉ. - Synthèse et réactivité d'(aziridinyl-l)-2 tétrahydropyrannes. Note (*) de Guy Ricart, Didier Rarbry, Charles Glacet et Daniel Couturier, présentée par Henri Normant.

Les (aziridinyl-l)-2 tétrahydropyrannes sont beaucoup plus inertes dans certaines réactions que les diakylamino-2 tétrahydropyrannes et réagissent différemment. Une diminution de l'effet électromère positif de l'atome d'azote est invoquée. En spectrométrie de masse, l'ion tétrahydropyrannylium représente le pic de base.

Reactivity of 2-(1-aziridinyl) tetrahydropyrans is weaker than for 2-dialkylaminotetrahydropyrans. A decrease in the positive electromeric effect of nitrogen atom is postulated. In mass spectrometry, tetrahydropyranylium ion is base peak.

Le but de ce travail a été de synthétiser les aziridines N-tétrahydropyrannylées la pour comparer leur réactivité avec les dialkylamino-2 tétrahydropyrannes.

Les trois procédés classiques, autorisant l'accès aux amines N-tétrahydropyrannylées, consistent à faire réagir l'amine secondaire soit avec le diméthylamino-2 tétrahydropyranne [1], c'est la réaction d'aminolyse, soit avec l'hydroxy-2 tétrahydropyranne [2], soit avec le chloro-2 tétrahydropyranne [3]. Si l'éthylènimine remplace l'amine, les résultats diffèrent sensiblement, l'hétérocycle oxygéné est ouvert dans les deux premiers cas [4] et seule la réaction d'Hofmann permet d'obtenir l'(aziridinyl-l)-2 tétrahydropyranne la (schéma 1) que nous avons étudié.

Schéma 1. — Produits formés selon la nature de ZH et des composés 2.

RÉSULTATS. — (a) Hydrogénation catalytique. — Les amines tétrahydropyrannylées 1.6 subissent facilement l'ouverture du cycle tétrahydropyrannique quand elles sont hydrogénées [5] alors que les alkyl-1 aziridines sont difficilement, transformables, [6]. Cependant l'(aziridinyl-l )-2 tétrahydropyranne la ne donne la rupture de la liaison Ca — O qu'après hydrogénolyse du cycle aziridinique et conduit à un mélange d'aminoalcools (tableau I).

(b) Hydrogénation avec l'hydrure d'aluminium et de lithium, — Les conditions de transformation avec l'hydrure double sont radicalement différentes de celles utilisées pour les a-diaikylaminotétrahydropyrannes [3]. Au reflux de l'éther ou du tétrahydrofuranne, il n'y a


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pas de réaction. Il faut opérer à 120° sous pression d'azote et l'on obtient alors l'éthylamino-5 pentanol-1 vraisemblablement via l'éthylamino-2 tétrahvdropvranne (schéma 2). L'aziridine

Schéma 2. N-tétrahydropyrannylée 1 a ne permet pas, avec l'hydrure métallique ou par hydrogénation catalytique, d'accéder à l'(aziridinyl-l)-5 pentanol-1 comme nous pouvions l'espérer au vu des résultats connus concernant les aminés N-tétrahydropyrannylées et les aziridines Nalkylées.

TABLEAU I Étude comparative

A partir de 1 b A partir de 1 a

T T Rdt

Produits formés Réf. (°C) Réactions (°C) P(atm) «(h) Produits formés (%)

HOfCHiSNfRl ( 5) 2° H2'NiR 12° 13° 8 HO(CH2)5NR>R 2

HU(CH2)iINW2 (3) 2Q AIUH^ ^ ?0 ^ HO(CH2)5NHEt U

(thp-2)OAc ou résines (7) 65 Ac20 20 - 40 (thp-2)NAc(CH2)2OAc 58

((R)2NH, ArOH) EtOH, H20 ac. picrique _ EtOH, H20 _

(1 b, ArOH) EtOHabs ArOH (*) " ou EtOHabs ( ", T )

<2 - Naxial<%) _ 32

= dans CHC13

(c) Réaction avec les aminés secondaires. — La réaction d'échange entre une dialkylamine tétrahydropyrannylée et une amine secondaire telle que la pipéridine est bien connue [1]; si elle est facile à réaliser dans ce cas il en va autrement pour r(aziridinyl-l)-2 tétrahydropyranne 1 a : la pipéridine s'additionne sur l'aziridine et donne principalement le (pipéridino-2 éthylamino)-2 tétrahydropyranne 5.

(d) Réaction avec les organométalliques. — Les organomagnésiens [8] et les organolithiens [9] qui réagissent bien avec les a-aminotétrahydropyrannes tertiaires et même secondaires pour les seconds cités, sont mauvais réactifs des a-aziridinotétrahydropyrannes, Ils provoquent un clivage de la liaison Ca — O pour donner avec de mauvais rendements l'(aziridinyl-l)-5 alkyl-5 pentanol-1.

(e) Spectrométrie de masse. — Pour F(aziridinyi-l)-2 tétrahydropyranne, le pic de base est prédominant; la détermination de la masse exacte montre qu'il s'agit de l'ion mésomère tétrahydropyrannylium [C5H90]+a et non l'ion isobare [C4H7NO]+' bien que la 5.6dihydro-4 H-l. 3 oxazine 4 exhibe un pic moléculaire intense; d'autre part cet ion m/z 85 est absent du spectre du méthyl-4 (aziridinyl-l)-2 tétrahydropyranne trans où l'azote possède la disposition axiale. Le clivage a, avec pour conséquence la perte du substituant en 2 et formation de l'ion oxonium cyclique a, est donc le procédé de fragmentation dominant dans les spectres des a-aziridinotétrahydropyrannes (tableau II).


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 313

Pour les dialkylamino-2 tétrahydropyrannes, la rupture précédente est peu importante, et le pic de base correspond à l'ion mésomère immoniùm b. L'ion moléculaire subirait la rupture a, suivie d'un transfert d'un hydrogène sur le carbone a, probablement de façon homolytique via un état de transition à quatre centres.

(f) Analyse conformationnelle. — L'étude complète fera l'objet d'une prochaine publication. L'effet anomère [10] est beaucoup plus important pour les aziridinyl- que pour

TABLEAU II

Spectrométrie de masse de R2 — ( O ( )

\ i-NtRU

R2 H CH3 H H CHj

R, R (CH2)2 (CH2)2 C2H5 (CH2)5 (CH2)5

(b) cis trans cis

M+- (%) 127(1) 141(2,2) - 141(1,6) 157(8,5) 169(0,6) 183(15,5)

Qm/z(%) 85(100) 99(100) 99(100) 85(16) 85(3) 99(31)

CH2=N(R)2m/z (%)(<). 56(4,2) 56(4,3) - 86(100) 98(100) 98(100)

(a) Les produits sont chromatographiés sur « OV17 » (3 %) du « Carbowaw 4000 M » (2,25 %), potasse (0,75 %). (b) m/z 67 (20) : [C5H7]+, déterminé en haute résolution.

(c) Pour les N, N'-éthylèniminométhylamines, les valeurs des rapports des intensités (R)2NCHj/ CNCHj varient entre 12 et 25 [12].

les dialkylaminotétrahydropyrannes (tableau I), les deux séries obéissant à l'effet exoanomère [11] défini ici par l'antiparallélisme doublet N /liaison C2 — O. En RMN1H, un effet de cycle important blinde le proton anomère.

CONCLUSION. — Le résultat essentiel de ce travail, hormis la synthèse du composé étudié et inconnu jusqu'à présent, est qu'un (aziridinyl-l)-2 tétrahydropyranne possède une liaison Ca — O beaucoup plus difficile à rompre que celle d'un dialkylamino-2 tétrahydropyranne. Souvent, les réactions procèdent par un clivage de la liaison C — N intracyclique de l'aziridine N-substituée, suivie ou non de la rupture immédiate de la liaison Ca — O. En spectrométrie de masse par impact électronique, le pic de base pour le composé 1 a provient de la rupture Ca — N et de CK — O pour un composé 1b. Ce phénomène résulterait de l'engagement de l'atome d'azote dans le cycle à trois chaînons qui en diminuant la disponibilité de la paire d'électrons libres, affaiblirait l'effet électromère vers le cycle tétrahydropyrannique. Il est aussi montré que l'hydrure d'aluminium et de lithium peut devenir efficace au-delà de la température de reflux du solvant utilisé.


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PARTIE EXPÉRIMENTALE. — Les spectres de RMN1H et 13C sont obtenus respectivement sur un appareil « Varian A-60 » et « Bruker WP60 ». La spectrométrie de masse est réalisée avec le système couplé « Ribermag R-10-10 ».

Synthèse des composés la. — La fixation de HC1 sur le dihydropyranne se fait en milieu éthéré à la température de — 5°. L'acide en excès et l'éther sont évaporés à froid. L'achlorotétrahydropyranne brut est alors lentement additionné à une solution éthérée d'aziridine en excès triple, refroidie à — 20°, puis, on neutralise avec une solution aqueuse de carbonate de potassium. Les rendements par rapport au dihydropyranne sont d'environ 75%.

(Aziridinyl-1)-2 tétrahydropyranne [7] : RMN13C (acétone-d6) 93,91 C2; 66,05 C6; 31,88 C3; 26,36 C5; 22,49 C4; 23,07 et 22,06 CH2N.

Méthyl-4 (aziridinyl-l)-2 tétrahydropyranne [7] : On obtient les isomères cis et trans dans le rapport 85/15. RMN 13C de l'isomère cis (CDC13) : 95,53 C2; 67,68 C6; 41,45 C3; 35,35 C5; 30,93 C4; 24,57 et 23,20 CH2N; 23,20 CH3.

(Aziridinyl-1)-5 pentanol-1 : É0,5 81°; n 20 1,4601; F 42-43°; picrate : F~ 15° (éthanol), N % basique, calc. 3,908, tr. 3,889; RMN 1H : 4,74 (s) OH, 3,48 (t) CH2O, 2,19 (t) CH2N, 1,07 et 1,67 CH2-CH2N;RMN13C : 62,31 C1; 32,75 C2, 23,69 C3, 29,42 C4, 61,76 C5, 27,24

N(C)2

Ethyl-5 (aziridinyl-l)-5 pentanol-1 : É0,3 90°, RMN1H (CDCl3) : 4,78 (s) OH, 3,56 (t) CH20, 1,17 et 1,70 (CH2)2N,0,96 (t) CH3.

N-éthyl di(co-hydroxyamyl)amine (13) : RMN 1H (CDCl3) 3,80 OH, 3,50 (t) CH20, 2,45 (m) CH2N, 0,95 (t) CH3.

Synthèse du (pipéridino-2 éthylamino)-2 tétrahydropyranne. — Il est obtenu avec un rendement de 85 % selon [1]. La pipéridino-2 éthylamine se prépare à 25° par réduction sur nickel Raney et sous pression en milieu alcoolique faiblement basique du pipéridinoacétonitrile obtenu selon [14].

Pipéridinoacétonitrile : (CH2)5NCH2CsN, Rdt 63 %. É1,5 65° [15], n 20 1,4648 1H NMR (CC14), Ô 3,50 (s) NCH2CR '

Pipéridinoéthylamine : (CH2)5NCH2CH2NH2, Rdt 82% É16 73° [15].

(Pipéridino-2 éthylamino )-2 tétrahydropyranne 5 : É0,1 82° n18 1,486 2; d18 0,976 N % calc. 13,19, tr. 13,08; picrate : F 80° (EtOH); N% basique, calc. 4,17, tr. 4,09.

(*) Remise le 20 octobre 1980, acceptée après révision le 12 janvier 1981.

[1] (a) C. GLACET et D. VERON, Comptes rendus, 248,1959, p. 1347; (b) C. GLACET et D. VERON, Bull. Soc. chim. Fr., 1965, p. 1789.

[2] C. GLACET et F. BLANCHARD-BIELLI, Comptes rendus, 247, 1958, p. 1467. [3] E. L. ELIEL et R. A. DAIGNAULT, J. Org. Chem., 30, 1965, p. 2450. [41 G. RICART et C. GLACET, Comptes rendus, 283, série C, 1976, p. 499.

[5] C. GLACET, Bull. Soc. chim. Fr., 1953, p. 1056; 1954, p. 575; C. GLACET et A. GAUMETON, Idem, 1955, p. 224. [6] Ethylenimine and other aziridines, O. C. DERMER et G. E. HAM, ed., Acad. Press, New York and London, 1969, p. 296. [7] G. RICART, C. GLACET et D. COUTURIER, J. Heterocycl. Chem., 14, 1977, p. 497. [8] C. GLACET et A. GAUMETON, Comptes rendus, 241, 1955, p. 208. [9] J. BROCARD et C. GLACET, Comptes rendus, 271, série C, 1970, p. 593. [10] R. U. LEMIEUX et N. J. CHU, Abstracts of Papers, Amer. Chem. Soc, 133, 1958, p. 31N.

[11] R. U. LEMIEUX, A. A. PAVIA, J. C. MARTIN et K. A. WATANABE, Can. J. Chem., 47, 1969, p. 4427.

[12] R. G. KOSTYANOVSKII et O. A: PAN'SHIN, Bull. Acad. Sc U.S.S.R., Div. Chem. Sc. (English Transl.), 1965, p. 549. [13] C. GLACET et J. C. COUTURIER, Bull. Soc. chim. Fr., 1962, p. 2097. [14] H. HANKE, Pharm. Zentralhalle, 99, 1960, p. 318. [15] H. NAJES, R. GIUDICELLI et J. SETTE, Bull. Soc. chim. Fr., 1962, p. 556.

Synthèse organique, Bât. C4, Université des Sciences et Techniques de Lille, 59655 Villeneuve d'Ascq Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

Série II — 315.

PHYSIQUE DE L'ATMOSPHÈRE. - Variabilité des paramètres spectraux caractérisant les échanges verticaux dans la couche de frottement. Note (*) de Jean-Pierre Pages et Joseph Saïssac, présentée par Jean Coulomb.

Une méthode mixte (analogique-numérique) de traitement est exposée et appliquée à un couple de variables atmosphériques associées dans les échanges verticaux turbulents. Elle permet notamment d'étudier la variation de la cohérence à différentes échelles.

A mixed method (analogical-numerical) for treatment is stated and applied to two atmospheric variables connected in vertical turbulent transfers. It allows us particularly to study the coherence variation at varions scales.

Les notions de spectre de variance et de spectres d'interaction telles qu'elles sont généralement utilisées pour décrire les champs turbulents, parce qu'elles n'aboutissent qu'à des valeurs paramétriques uniques pour tout l'échantillon de mesure (le plus souvent d'une durée de 10 à 20 mn dans les études de couche limite atmosphérique), ne font apparaître qu'imparfaitement la structure de ces champs et négligent leur variabilité dans le temps.

L'application du même traitement à des sous-échantillons de plus en plus courts, tendant ainsi à une représentation en temps-fréquence [1], constituerait a priori un palliatif rationnel. Or, en s'en tenant aux méthodes actuellement utilisées, on se heurte dans cette voie à des difficultés croissantes; la transformation de Fourier rapide (FFT), par exemple, comporte alors une instabilité statistique de calcul grevant les résultats d'une grande imprécision [2]. La méthode mixte que nous proposons consiste à appliquer le calcul numérique à dés variables préalablement filtrées en mode analogique. Signalons que les résultats déjà obtenus


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par procédé entièrement analogique sur des échantillons de 12 mil sont en excellent accord avec ceux de la FFT pour les spectres de variance [3]. La présente Note concerne particulièrement l'étude spectrale du flux vertical turbulent de quantité de mouvement, qui peut être exprimé par la covariance entre w et u, composantes verticale et longitudinale (suivant l'axe du vent moyen) de la vitesse de l'air, et qui sert à caractériser le frottement. Les mesures de u et w ont été effectuées dans la couche de frottement, à 7,5 m du sol, avec un anémomètre ultrasonique dont les caractéristiques et les conditions d'emploi sont exposées par ailleurs [4].

La méthode exposée est applicable à des flux verticaux d'autre nature (quantité de chaleur et quantité de matière par exemple); elle peut également servir à détailler les spectres de variance. Sa première utilité est de rendre compte de la variation temporelle des paramètres explicités. Il est évidemment possible de rompre l'ordre chronologique et de passer à une autre représentation, sous la forme d'histogrammes par exemple. Mais, quelle que soit la durée des échantillons considérés, nous ne prétendons pas, dans le cadre de cette Note, que ceux-ci soient statistiquement représentatifs d'ensembles plus larges; nous ne prenons donc pas en compte l'hypothèse d'ergodicité, ni même celle de stationnarité, les paramètres déterminés servant seulement à décrire l'état atmosphérique au point des mesures pour une durée datée. Il sera loisible de changer de point de vue quand on aura défini de façon satisfaisante des domaines d'« états possibles ».

Les filtres passe bande utilisés ont les propriétés de filtres à résonance assez sélectifs (facteur de qualité de 15). Ils ont fait l'objet d'essais consistant principalement en la comparaison de leur effet sur des bruits blancs non récurrents (produits par diode Zener) et sur les variables u et w. Les résultats obtenus, et notamment le fait que, contrairement à ce qui est observé sur u et w, deux échantillons distincts du bruit blanc présentent une cohérence pratiquement nulle,


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étayent l'assertion que le filtrage n'altère pas les propriétés essentielles des signaux naturels à l'échelle considérée. Cependant le terme de phase, qui n'est défini que pour une composante spectrale strictement monochromatique (filtre parfait), est pris par la suite avec le sens de phase efficace.

Le traitement des signaux filtrés, w' et u', est conduit en mode numérique. Chaque échantillon est découpé en intervalles égaux à la période centrale du filtre, T, et digitaliséavec un pas de T/16. Pour chaque intervalle on calcule les variances et les covariances :

w^ étant la variable w' décalée de T/4 dans le temps, et l'on peut déterminer pour les deux variables la différence de phase A<ï> telle que :

et la cohérence :

Ces différents paramètres, qui sont définis sur la durée d'une période, sont par la suite qualifiés d'élémentaires. Ils sont également définissables pour des intervalles multiples de T. On constate ainsi que, sur des durées déterminées, la cohérence, souvent voisine de 1 (cohérence totale), ne descend pas au-dessous de 0,6. Ces séquences sont séparées par dés transitions correspondant le plus souvent à de fortes variations de phase de l'une au moins des deux variables et dont les plus couramment observées sont représentées sur la figure I; l'une (type A) est quasi-instantanée, l'autre (type B) s'étend sur une durée finie et présente un aspect aléatoire. Cette dernière configuration est presque toujours liée à des affaiblissements d'amplitude. La méthode permet donc de délimiter les durées où, la cohérence totale étaiit approchée, les échanges verticaux présentent une certaine permanence, et, d'une façon


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générale, d'en faire l'analyse chronologique. Elle permet a fortiori d'établir le diagramme de contingence des termes élémentaires cov (u', w') et cov (u', w'x) correspondant aux parties réelle et imaginaire du spectre d'interaction et définissant un vecteur élémentaire. La figure 2 en est la représentation (après conversion en densités cospectrales S et Sx ) pour un échantillon et pour 0,5 Hz de fréquence centrale des filtres; chaque sommet de la ligne polygonale superposée représente, en échelle arbitraire, la somme des vecteurs élémentaires afférents à un secteur de 30 degrés de A®. On voit sur cet exemple que la plus forte contribution à la moyenne vectorielle générale est celle du secteur 195-225 degrés de A<D. Sur l'ensemble des échantillons traités et à toutes les fréquences centrales prospectées (1/2, 1/4, 1/8, 1/16 et 1/25 Hz) il apparaît que la contribution dominante correspond à des déphasages compris entre 165 et 285 degrés. Une telle configuration est déterminante quant à la polarité négative du flux global à toutes les échelles envisagées. Cependant l'occurrence et l'effet de flux élémentaires positifs ne sont pas négligeables. La figure 3, relative à la fréquence 0,5 Hz, illustre l'alternance dans le temps des deux polarités du flux (après conversion en densité cospectrale).

A titre de vérification, on a procédé à une comparaison entre densités cospectrales relatives à tout l'échantillon (12 mn) obtenues et par intégration des flux élémentaires et par FFT. La régression observée, qui porte sur l'ensemble des échantillons traités et sur les fréquences précédemment énumérées, est linéaire et d'une pente pratiquement égale à l'unité; les écarts relatifs sont de l'ordre de 0,12 (moyenne géométrique des valeurs absolues).

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] J. MAX, Méthodes et techniques de traitement du signal et applications aux mesures physiques, Masson, Paris, XIX, 1980.

[2] F. J. RESCH et M. A. BOURGUEL, Analyse spectrale par méthodes numériques, Institut de Mécanique statistique de la Turbulence, Marseille, 1976.

[3] J. P. PAGES et J. SAISSAC, La Météorologie, VIe série, n° 17, 1979, p. 5.

[4] J. C. PONS et J. P. PAGES, La Météorologie, VIe série, n° 7, 1976, p. 5.

Observatoires du Pic du Midi et de Toulouse, Université Paul-Sabatier, 65200 Bagnères-de-Bigorre.


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GÉOPHYSIQUE. — Intrusion d'ozone d'origine polaire aux latitudes moyennes : mise en évidence par sondages laser. Note (*) de Jacques Pelon, Pierre Flamant, Marie-Lise Chanin et Gérard Megie, présentée par Jacques E. Blamont.

Des sondages atmosphériques effectués par laser, à l'Observatoire de Haute-Provence, ont permis dans la nuit du 9 au 10 juillet 1980 de mesurer une abondance de 3,5.1012 mol/cm 3 d'ozone atmosphérique à l'altitude de 9 km. Une telle concentration, très supérieure à la normale à cette altitude, et corrélée avec la présence de masses d'air de température plus élevée que la moyenne saisonnière, peut être expliquée par l'intrusion d'air stratosphérique issu de régions polaires arctiques.

Laser soundings at the Haute-Provence Observatory give évidence of an increase of the atmospheric ozone concentration up to 3,5.1012 mol/cm- 3 at an altitude of 9 kmduring the night ofjuly 9,1980. This concentration, larger than the usuàl observed values at this altitude level, is related to the existence ofwarm air masses of polar origin. An interprétation of thèse observations is given in terms ofthe intrusion of stratospheric air at tropospheric levels.

INTRODUCTION. — Les observations effectuées par ballon mettent en évidence une variabilité importante, d'un jour à l'autre, de la distribution verticale de l'ozone atmosphérique entre les niveaux 350 et 70 mb [1]. Il est alors nécessaire pour une meilleure compréhension des processus dynamiques et physicochimiques impliqués, de disposer d'un système de mesure permettant d'obtenir avec une bonne résolution spatiale et temporelle la répartition verticale de l'ozone [2]. L'installation au début de l'année 1980 par le Service d'Aéronomie du C.N.R.S. d'une station Lidar à l'Observatoire de Haute-Provence (44°N, 6°E) permet d'effectuer des mesures de routine de la concentration de différents constituants atmosphériques. Nous pouvons notamment suivre l'évolution nocturne du profil vertical de la concentration d'ozone entre 2 et 25 km [3]. Nous rapportons ici l'observation d'une intrusion d'air polaire à forte concentration d'ozone, dans la zone d'altitude de 9 km. Les mesures ont été effectuées lors de campagnes d'observation en juin et juillet 1980.

MÉTHODOLOGIE. — La méthode d'absorption différentielle que nous utilisons, a déjà été décrite précédemment ([3], [4], [5]). Nous rappellerons simplement l'expression de la concentration d'ozone à l'altitude z, qu'un traitement direct du signal mesuré permet d'établir comme :

où Sj et S2 représentent les logarithmes népériens des signaux mesurés, après correction delà décroissance quadratique due à l'altitude, ceci pour les deux longueurs d'onde 1 et 2.

ax et G2 sont les sections efficaces d'absorption à ces longueurs d'onde.

L'erreur sur la quantité [03(z)] est déterminée par les fluctuations statistiques du signal mesuré.

La résolution spatiale obtenue dépend du nombre de points retenu pour le calcul de la dérivée locale; elle est comprise entre 200 m et 2,4 km pour une zone de mesure de 2 à 25 km d'altitude.

PISPOSITIFEXPÉRIMENTAL. — La partie active du système de mesure est composée d'un laser à colorant (Rhodamine 6G ou rhodamine B en solution dans l'eau distillée) pompé par un laser Nd3+-YAG doublé en fréquence. Le laser à colorant émet des impulsions de 12 ns pour une énergie de 120 mJ à un taux de répétition de 10 Hz. La longueur d'onde émise est accordable autour de 600 nm. La raie laser émise présente une largeur spectrale à mi-hauteur


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inférieure à 6 pm. La longueur d'onde centrale d'émission est contrôlée par un miniordinateur grâce à une boucle opto-électronique agissant sur le positionnement du réseau de la cavité oscillatrice du laser à colorant. Le faisceau est doublé en fréquence au moyen d'un cristal de KDP, avant d'être émis dans l'atmosphère. La commutation entre les deux longueurs d'onde choisies est contrôlée électroniquement par rotation du réseau et choix du cristal doubleur [3]. Le temps total de commutation reste inférieur à 0,5 s. Les photons

rétrodiffusés sont collectés par un télescope de 30 cm de diamètre et détectés par un photomultiplicateur précédé d'un filtre interférentiel à large bande (30 nm). Deux modes de détection sont utilisés : un mode d'échantillonnage rapide du courant délivré par le photomultiplicateur (analyseur de transitoires Biomation 1010), ainsi qu'un mode de comptage du nombre d'impulsions de courant correspondant au plus faible nombre de photons détectés.

RÉSULTATS EXPÉRIMENTAUX. — Plusieurs campagnes de mesures ont permis, depuis mars 1980, d'acquérir différents profils verticaux d'ozone entre 2 et 25 km [3]. Le temps nécessaire à l'obtention de tels profils est de l'ordre de 45 mn avec une précision meilleure que 10 % et une résolution verticale moyenne de 600 m; les sondages ont été jusqu'à présent effectués de nuit.

Sur la figure 1 nous avons porté plusieurs profils de la distribution verticale de l'ozone entre 7 et 13 km, obtenus en juin et juillet 1980. La figure 1 a représente trois profils qui peuvent être considérés comme caractéristiques de la distribution moyenne de l'ozone en l'absence de perturbation. Des radiosondages effectués les mêmes jours, à la station de Nîmes (240 km à l'ouest de l'O.H.P.), montrent que l'altitude de la tropopause, selon la définition classique de l'OMM, se situe alors vers 12 km (fig. la). Nous avons d'autre part (fig. 1 b) représenté la distribution particulière observée le 10 juillet 1980 à 2 h TU. On constate alors une augmentation très importante de la concentration d'ozone au voisinage de 9 km. En effet une concentration de 3,5.1012 mol.cm- 3 a été mesurée à cette altitude soit approximativement cinq fois la concentration moyenne (fig. 1 a). Le profil observé le

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Fig. 2. — Représentation des isohypses sur la surface isobare 300 mb les 9 et 10 juillet 1980 à 0 h TU. Les traits interrompus représentent une estimation des trajectoires des masses d'air du 8 au 10 juillet à 0 h TU.

Fig. 1. — Profils verticaux de la concentration d'ozone (trait continu) et de la température (traits interrompus) en fonction de l'altitude. Les dates d'observation (2 juin 1980, 4 juillet, 7 juillet, 10 juillet 1980) sont indiquées sur chacun des profils.


PLANCHE I

JACQUES PELON



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lendemain montre, quant à lui, le retour à une situation normale pour cette zone d'altitude. Le profil de température déterminé par radiosondage à Nîmes le 10 juillet à 0 h TU (fig. 15) met en évidence la présence d'une couche d'air froid s'étendant de 1 à 8 km (altitude de la tropopause). Une analyse plus détaillée montre l'existence d'un minimum marqué à 8,5 km ainsi que d'un maximum à 10 km dont la valeur est supérieure de 5 K à celle du minimum.

ANALYSE DES RÉSULTATS. — La répartition verticale de l'ozone atmosphérique est régie dans la troposphère et la basse stratosphère par les processus dynamiques. Le transport horizontal lié à des vitesses de déplacement de quelques dizaines de m.s- 1 est le processus prépondérant. Le transport vertical dont les vitesses n'excèdent pas quelques cm., s- 1, ne peut être responsable des fortes concentrations observées : en effet, si de telles concentrations peuvent se rencontrer à des niveaux d'altitude plus élevés (13 à 20 km), les temps mis en jeu sont de plusieurs jours et donc incompatibles avec la constante de temps du phénomène observé (de l'ordre de 1 jour).

Les données du réseau mondial de radiosondages indiquent la présence, le 8 juillet, d'une zone de basse pression en altitude, centrée à 55°N, 5°0, se déplaçant vers l'Est. L'existence conjuguée d'une zone de gradient de température positif à 10 km, conduit à placer l'Europe sous l'influence de masses d'air d'origine polaire. Sur la figure 2, nous avons représenté les lignes de champ de vitesse pour les 9-10-11 juillet 1980 à 0 h TU au niveau 300 mb d'après les données des radiosondages [6]. En effet, les vents étant géostrophiques, les isohypses représentent les trajectoires des masses d'air dans ce plan. Si on considère les variations des trajectoires avec l'altitude pour un jour donné, on constate que celles-ci, en parties méridiennes aux niveaux inférieurs à 9 km, tendent à devenir zonales aux niveaux supérieurs [6], ce qui confirme le fait que les profils de température et de concentration d'ozone observés ne soient représentatifs de situations polaires [1] que jusqu'à 10 km avec un lent retour à la normale aux altitudes supérieures.

Cependant la représentation en coordonnée verticale de pression (fig. 2) ne définit pas les trajectoires réelles des masses d'air. Si on considère que les mouvements ont lieu sans échanges thermiques (proximité de la source et courte durée du transport), nous devons rechercher les trajectoires sur des surfaces isentropiques. Sur la figure 3, nous avons porté l'isopotentielle 320 K pour le 10 juillet 1980. Elle coupe le parallèle 70°N au niveau 280 mb alors qu'elle se trouve à 30°N à des niveaux compris entre 500 et 700 mb. Au-dessus de l'Observatoire de Haute-Provence (44°N), elle se trouve au niveau 310 mb et à une altitude

Fig. 3. — Représentation de l'isopotentielle 0 = 320 K et de l'isobare 300 mb, le 10 juillet 0 h TU.


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plus faible de 500 m qu'à Nîmes. La comparaison des profils de température et du rapport de mélange d'ozone déduit de la figure 1 b, identiques dans la zone d'altitude 8,5-12 km après translation verticale, vient donc confirmer la nature isentropique des trajectoires. Une analyse plus complète de ces trajectoires nécessiterait la connaissance du champ de vitesse du vent géostrophique sur les surfaces isentropiques. En fait, non seulement le 10 mais aussi les 8-9 et 11 juillet 1980, nous pouvons considérer dans une première approche que dans le domaine défini par les latitudes 70 et 30°N et les longitudes 10°O et 10°E, l'isopotentielle = 320 K ne s'écarte que très faiblement de l'isobare 300 mb (fig. 3). Par conséquent, la trajectoire définie à partir des isohypses (fig. 2) est très voisine de la trajectoire réelle.

L'analyse des données météorologiques du 8 au 10 juillet 1980, permet d'établir les trajectoires des masses d'air (fig. 2), en suivant la déformation continue des isohypses. Nous référant à la figure 2, nous pouvons constater que la masse d'air observée le 10 juillet à 2 h TU au-dessus de l'Observatoire, devait la veille se situer à l'ouest de l'Irlande, et audessus de la Norvège (65°N) dans la journée du 8 au 9 juillet. La direction des vents portée le 8 à 0 h TU permet alors de continuer la trajectoire au-delà de 70°N. Au contraire, la déformation des lignes de champ ne permet plus d'attribuer une origine polaire à l'air présent à 9 km le lendemain au-dessus du site de l'Observatoire. Enfin, si nous considérons la trajectoire de la masse d'air postérieurement au 10 juillet, nous pouvons supposer qu'après un retour à des latitudes plus élevées (55°N), les processus dynamiques conduiront à un mélange avec les masses d'air rencontrées, contribuant alors à l'enrichissement de la troposphère en ozone.

CONCLUSION. — La mesure des profils verticaux de la concentration d'ozone dans la troposphère et la basse stratosphère peut être effectuée de façon opérationnelle par la méthode d'absorption différentielle laser. La possibilité de surveillance continue qui est avec la résolution verticale, l'une des caractéristiques essentielles du système Lidar, nous a permis d'étudier les variations de la concentration d'ozone à l'altitude de la tropopause. En particulier, nous avons pu mettre en évidence la corrélation entre l'intrusion d'air polaire et l'augmentation observée de la concentration d'ozone à 9 km. L'extension de nos mesures à la période diurne [7], permettra d'en améliorer encore la continuité et d'aborder l'étude des fluctuations à plus courte échelle de temps.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] H. U. DUTSCH in Proceedings of the NATO Advanced Study Institute on Atmospheric Ozone, A. AIKIN, ed., Portugal, 1979, p. 7.

[2] G. MÉGIE, J. Y. ALLAIN, M. L. CHANIN et J. E. BLAMONT, Nature, 270, n°5635, 1977, p. 329.

[3] J. PELON, P. FLAMANT, M. L. CHANIN et G. MÉGIE in Proceedings of the Quadrennial Ozone Symposium, Julius London, Boulder, U.S.A., 1980 (sous presse).

[4] R. T. H. COLLIS et P. B. RUSSEL in Laser Monitoring of the Atmosphere, Springer-Verlag, 1967.

[5] G. MÉGIE et R. T. MENZIES, Appl. Opt., 19, n° 7, 1980, p. 1173.

[6] Europäischer Wetterbericht, éd. Deutscher Wetterdienst, Offenbach, R.F.A., juillet 1980.

[7] C. GRANIER. J. PORTENEUVE et G. MÉGIE. Comptes rendus, 292, série II, 1981 (à paraître).

J. P., M. L. C. et G. M. : Service d'Aéronomie du C.N.R.S.,

B. P. n° 3, 91370 Verrières-le-Buisson;

P. F. : Laboratoire de Météorologie dynamique du C.N.R.S,,

École polytechnique, 91128 Palaiseau


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OCÉANOGRAPHIE PYNAMIQUE. — Période des ondes internes engendrées dans un bassin fermé par un vent impulsionnel; écart par rapport à la période de Çoriolis. Interprétation théorique. Note (*) de Dominique Renouard, présentée par Henri Lacombe.

Les mesures en mer ont révélé depuis longtemps l'existence d'ondes gravito-inertielles, tant internes qu'externes, engendrées par l'action d'un vent impulsionnel dans le temps, et de période inférieure de 3 à 20 % à la période de Çoriolis locale. On présente ici une solution particulière des équations linéarisées de l'hydrodynamique marine, dans le cas d'un vent soudain, soufflant au-dessus d'un bassin océanique rectangulaire tournant. Cette solution met en évidence, entre la période des oscillations liquides et celle de Coriolis, un écart qui dépend de la stratification et dés dimensions du bassin.

Measureménts atséû hâve long since shùwn the existence ofinertio-gràvitational waves, extemal as well as internât, generateà by a sudden wind: their period isshorter than the Çoriolis one. Wêprésent herègparticular solution ofthe_ linearized équations of marine hydrodynamics, in the case ofa sudden wind blowing over a rectangular rotating océan bgsin. It is shown that the period déviation with respect to the Çoriolis period dépends on the stratification and the dimensions of the basin.

1. POSITION DU PROBLÈME. — En reprenant la méthode de M. Crépon (cf. [1]), nous présentons ici une nouvelle approche théorique du problème posé par l'existence d'un écart entre la période de Çoriolis locale, et celle des ondes gravito-inertielles dues aux brusques variations de l'intensité du vent, dans le voisinage des côtes. Une approche expérimentale, sur modèle physique, sera proposée ultérieurement (cf. [2]).

2. LES ÉQUATIONS DU PROBLÈME. — Soit (fig.) une mer rectangulaire de côtés a, è.-La stratification est simulée par un système à deux couches séparées par une interface. Les

indices 1 et 2 se réfèrent respectivement aux liquides supérieur et inférieur. On note ht etp,-, l'épaisseur moyenne et la masse volumique, constante, du liquide i; v,-, le coefficient de frottement, par unité d'aire, dans chaque couche; Ça (x, y, t), la dénivellation de la surface libre par rapport à z = 0; Ç 2 (x, y, t), celle de l'interface par rapport au plan z=-hi,t étant le temps; cp; (x, y, t), les potentiels définis par :

(ut, vt) (x, y, t) et (T,, xy) (x, y, t) sont les composantes des vecteurs vitesse et tension du vent à la surface libre, V et x, qui sont horizontaux en première approximation;/, le paramètre deÇoriolis; a, l'accélération de la pesanteur.

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3) Série 11—23

• Notations.


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On considère alors les équations de mouvement et de continuité linéarisées dans l'hypothèse des ondes longues, et intégrées suivant la verticale dans chacune des deux couches (cf. [1]). L'élimination des transports de masse entre ces équations conduit à un système linéaire (S) de deux équations aux dérivées partielles du quatrième ordre que vérifient les cp, :

La pression étant hydrostatique, toute solution de (S) remplit les conditions à la surface libre (G X ), au fond (F) et à l'interface (G 2); le couplage entre les mouvements des deux liquides est dû aux "seules forces de pression. Les conditions le long des frontières du domaine traduisent la nullité des transports de masse à travers celles-ci.

Si x se réduit à un vecteur constant x0, (S) devient homogène, mais l'intégrale générale dépend d'une constante multiplicative définie par la valeur de x0 ; la solution du problème est unique lorsque les mouvements partent du repos pour t = 0.

3. SOLUTION APPROCHÉE DU PROBLÈME. — Nous avons obtenu une solution nouvelle de (S), à partir du repos initial, et avec l'hypothèse v,- = 0. Mais au lieu de se référer à un océan rectangulaire de côtés a, b, sous un vent uniforme, elle s'applique à un océan indéfini horizontalement, sur lequel souffle un vent « en damier », dont les « carreaux » ont des côtés a, b : au franchissement du côté d'un carreau, le vent s'inverse en sorte qu'il est représenté par :

où Y (u) est la fonction de Heaviside. Pans la mesure où il n'y aurait pas flux d'eau à travers les côtés d'un « carreau », cette solution nouvelle serait la juxtaposition des régimes existant dans chaque « carreau », c'est-à-dire dans l'océan rectangulaire initial a, b (fig.).

Traitant le système (S) par la transformation de Laplace, on trouve une solution particulière (3) de (S) :


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où l'on a posé :

4. PROPRIÉTÉS DE LA SOLUTION. — (a) Le point le plus remarquable de cette solution est qu'elle est multipériodique dans le temps; toutes les périodes (2 7t/pm> n> i)sont inférieures à la période de Çoriolis locale (2 it/f) et dépendent des dimensions du bassin, de l'épaisseur dès couches, et de la stratification. Elles tendent vers la période d'inertie lorsque les deux dimensions horizontales du bassin deviennent grandes; elles tendent vers les périodes propres du bassin si/ = 0.

Elles sont constantes : ce point distingue notre solution de celles obtenues jusqu'ici pour un canal infini, et qui font intervenir, à la place des fonctions périodiques en r, les fonctions apériodiques de t : J0 {f[t2— ((y — mb)/c?) 2] 112} qui tendent asymptotiquement, pour t-*- oo, vers des fonctions sinusoïdales de période égale à celle de Çoriolis (cf. [1]).

Toutefois, une autre méthode de résolution des mêmes équations conduit G. T. Csanady à . une solution voisine de la nôtre, pour les lacs de très grande longueur (cf. [3]).

(b) On vérifie que :

et une expression analogue pour v 2.

Ainsi les expressions proposées ci-dessus ne satisfont pas à la condition de transport de masse nul en tout point des parois parallèles à Ox. Toutefois, au moins au début du mouvement, pour un bassin suffisamment étendu (> 100 km), ce transport de masse sera faible et nous considérerons notre solution comme étant une solutioji approchée du problème; ce sera à l'expérience de vérifier la validité de ce point de vue.

(c) L'hypothèse v,=0, nécessaire pour permettre l'inversion de la transformation de Laplace, entraîne l'apparition des termes séculaires dans les séries résolutives. Toutefois on connaît des solutions particulières de (S), pour v,- ^ 0, qui font intervenir des facteurs [exp(—v,-1)] et tendent donc vers zéro lorsque le temps croît (cf. [1]). Il nous a paru raisonnable de postuler qu'il en serait de même dans notre cas s'il était possible de conserver v,- ^ 0. Physiquement ces termes correspondent à la variation du niveau moyen du fait de


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l'ajustement géostrophique, dans le bassin : ils doivent donc tendre vers une limite finie, tandis que les oscillations qui accompagnent cette variation s'amortissent, lorsque le temps croît (cf. [2]).

(d) On peut vérifier que des expressions telles que :

A,- exp [i (G,- r — kx)] exp [ -//G,. ky]

qui représentent les ondes de Kelvin, de nombre d'onde k = 2n/2a et de pulsation G; = 2 7i Cf/2 a, vérifient le système homogène (en l'absence de vent) associé à (S). On peut donc, par des combinaisons linéaires de telles ondes, retrouver les amphidromies de Kelvin correspondant aux' oscillations propres longitudinales, barotrope et barocline, qui se superposent linéairement à la solution trouvée pour les ondes gravito-inertielles liées au caractère impulsionnel du vent, et qui font l'objet de cette Note.

Il reste alors à vérifier, en laboratoire, la légitimité des approximations consenties, et, par là même, de s'assurer de la validité physique des hypothèses du modèle de M. Crépon (cf. [2]).

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] M. CRÉPON, Cah. Océanogr., 21, 1969, p. 863.

[2] D. RENOUARD, Comptes rendus, 292, série II, 1981, p. 325.

[3] G. T. CSANADY, J. Phys. Océanogr., 3, 1973, p. 439.

Institut de Mécanique de Grenoble, B.P. n° 53 X, 38041 Grenoble Cedex.


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HYDROLOGIE. — Origine et composition des eaux minérales de Chatelguyon (Puy-deDôme). Note (*) de Horst Creutzburg, Raymond Laugier, Sylvie Pinard et Marie-José. Thabard, présentée par Jean Wyart.

Les auteurs font appel aux mesures physiques, chimiques et isotopiques pour repenser le modèle hydrodynamique des sources minérales : une ascendance géothermale s'épanouit en un buisson de dix sources. Quatre puissants émetteurs de gaz carbonique sont cartographiés. L'écoulement des eaux minéralisées est contrarié par une nappe aquifère de subsurface.

The authors use the physical, chemical and isotopic data tore think the hydrodynamic model of mineral waters: a geothermal rising broken into ten sources. Four strong emitters of carbonic dioxide gas have been mapped. The mineral water flow is disturbed by low depth of the water sheet.

Les dix sources exploitées ou agréées se différencient par des écarts de température et de minéralisation jugés suffisants dans le passé pour attester l'indépendance de chaque griffon. Malgré son incompatibilité avec les données naturelles, cette explication continue à donner satisfaction. Néanmoins, la précarité des bases sur lesquelles s'appuie la tradition, nous a incité à entreprendre une exploration approfondie du site.

1. LA GÉOTHERMALITÉ. — Les eaux ascendantes qui empruntent la voie fissurale tectonique entrent en conflit avec une nappe subsuperficielle dont le gisement est un calcaire oligocène disséqué par la fissuration climatique. Cette situation est confirmée par le tracé des isothermes, l'interconnexion des deux réseaux de fissures facilitant le mélange des eaux. Conséquence : la température mesurée aux griffons n'est pas représentative. La preuve en est apportée par l'enregistrement géothermique à la source Suzanne : la température est de 38oC à 40 m de profondeur, mais le graphe dérive dès le début de la remontée. La géothermalité s'abaisse brusquement de 0,55°C à 34 m, puis de 0,8°C à 21 m. Ces anomalies traduisent; une irruption d'eau étrangère au domaine minéralisé. La température de 35,8°C mesurée à l'émergence est celle d'un mélange à trois composants dont les proportions sont indéterminées.

2. LE POTENTIEL RÉDOX n'a jamais été mesuré, L'aire thermale se divise en deux domaines isolés par une solution de continuité. Les courbes équipotentielles s'élèvent de + 200 à + 310 mV dans le secteur occidental, elles s'abaissent de +210 à +150 mV dans le secteur oriental.

3. LA MESURE INSTANTANÉE DU pH ne revêt aucune signification en raison du caractère carbo-gazeux des eaux. Le graphe dérive pendant plus de 2 h. Sa valeur la plus représentative, pH = 7,09 est celle d'une eau fortement tamponnée.

4. LE rH est le cologarithme du potentiel d'oxydo-réduction; il se calcule sur l'abaque de Lescoeur. Toutes les sources jaillissent en l'état réducteur et se répartissent en deux groupes inégalement exposés à l'oxygène atmosphérique véhiculé par les eaux de la nappe superficielle.

5. LES GAZ THERMAUX. — Les sources de Chatelguyon se différencient par l'importance du dégagement constaté : bouillonnement ou bulle à bulle. Une prospection à la maille de 10 m déployée Sur 7 ha, appuyée sur 260 points de mesures effectuées par l'un de nous (H.C.) à révélé l'existence de quatre émetteurs de gaz carbonique imprégnant le sous-sol à plus de 7O % (fig. 1).


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6. LES TUFS HYDROTHERMAUX édifiés en écoulement turbulent comprennent une alternance régulière de couches carbonatées et ferrugineuses. L'eau thermale étant un fluide caloporteur en déséquilibre, les pertes d'énergie calorifique, de gaz et de pouvoir réducteur alimentent un dépôt minéral complexe :

Fig. 1. - Courbes équipotentielles pourcentatives de CO 2.

LOCALISATION DES ARRIVEES D'EAU MINERALISEE PAR SUPERPOSITION GRAPHIQUE Critère : concentration maximum des cations

Fig. 2


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Série II — 331

— l'Aragonite cristallise en premier sous forme d'aiguilles microcristallines agrégées en oursins. Ce dépôt est pulvérulent;

— la Calcite apparaît lorsque la température de l'eau s'est équilibrée à celle de l'ambiance. Nourris jusqu'à stabilisation de l'équilibre calco-carbonique, les rhomboèdres donnent naissance à des édifices polysynthétiques très réfringents;

— des Algues coralligènes édifient des encroûtements d'Aragonite qui encombrent les griffons et cimentent les dépôts d'origine minérale.

7. ANIONS ET CATIONS. — Le traitement des données analytiques sous forme de cartes en courbes d'équiconcentration apporte des précisions intéressantes :

— les anions permettent de définir un front de minéralisation saline; les sources situées en deça subissent un gradient de dilution dont l'amplitude est variable:

— la superposition des équipotentielles les plus élevées concernant chaque cation, met en évidence une coïncidence presque parfaite et conduit à la localisation de l'émetteur hydrothermal (fig. 2).

8. CARACTÈRES HYDRODYNAMIQUES DE L'AQUIFÈRE MINÉRAL. — La mesure instantanée des débits apparents a toujours été jugée suffisante. La production des sources est très modeste, échelonnée de 0,2 à 21 m3/h, valeurs dépourvues de toute signification puisque la distribution altimétrique des émergences accuse une dénivelée de 11 m. L'équipement des ouvrages en piézomètres et le calcul des débits spécifiques (69 à 914 là l'heure par mètre de rabattement) confirme l'hétérogénéité de la perméabilité fissurale, l'interdépendance des

COURBES EQUIPOTENTIELLES DE TRITIUM Fig. 3


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griffons et l'emplacement le plus probable de l'émetteur hydrominéral qui s'équilibre à 420,47 NGF. Cet emplacement est le même que celui qui a été déterminé par l'exploitation des données concernant les cations. En prenant pour référence la cote 400 NGF, il apparaît qu'une exploitation judicieuse conduirait à tripler le volume d'eau minérale disponible. Cet objectif entre dans le cadre des recherches à déployer dans un avenir proche.

9. LE TRITIUM étant normalement absent dans le bilan physico-chimique et isotopique des eaux profondes, son évaluation revenait à en faire un traceur des influences climatiques que nous avons évoquées. Le report des valeurs mesurées sur une carte d'équipotentielles confirme d'une façon éclatante l'interprétation de l'analyse chimique : la géométrie des courbes est très comparable d'un paramètre à l'autre, et les déformations se plaquent les unes sur les autres (fig. 3).

CONCLUSION. — Les sources de Chatelguyon sont les manifestations extérieures d'une ascendance hydrominérale épanouie en un buisson de griffons après être entrée en compétition avec une nappe aquifère de subsurface.

Le tronc principal vient d'être localisé, il est différent de toutes les sources historiques.

Dans l'état actuel du déroulement de nos programmes de recherches, il est permis de définir la situation de la façon suivante : une nappe minéralisée profonde de faciès salin est dynamisée par une émission de gaz carbonique crustal. Elle acquiert à cette occasion une forte charge carbonatée calcique, héritage géochimique emprunté à sa propre roche-magasin. Les vecteurs de l'hydrodynamisme étant essentiellement gazeux et thermique, la dissipation du gaz carbonique surpressé donne naissance à une puissante mofette cartographiée avec précision.

L'identification des molécules dissoutes dans les eaux minérales a toujours été considérée comme une impossibilité insurmontable.

Nous avons abordé ce difficile problème en maîtrisant au laboratoire les conditions opératoires qui ont permis d'identifier l'aragonite, la calcite, puis de fixer le terme de la croissance des cristallisations. Nous avons également défini la part qui revient à l'aragonite biosynthétique.

Le cas des carbonates étant exploré de façon satisfaisante, nous étendons nos efforts aux autres formes minérales dominantes qui restent à identifier.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

H. C. : am Bodenwald 20, D 7743 Furtwangen;

R. L. S. P. et M.-J. T. : Université Paris-Sud,

Faculté de Pharmacie, Laboratoire d'Hydrologie

rue Jean-Baptiste-Clément, 92290 Châtenay-Malabry Cedex.


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MÉTALLOGÉNIE. — Les éléments étrangers des auréoles d'authigenèse des minéraux : inclusions solides primaires ou contaminations secondaires ? Note (*) de Jean-Claude Samama et Claude Thouvenot, présentée par Georges Millot.

La discrimination entre inclusions solides primaires et secondaires dans les auréoles de croissance authigène ne peut s'appuyer sur les seuls critères texturaux. L'étude par dosage ponctuel de la répartition zonaire des éléments révèle l'importance des contaminations secondaires et remet en question les critères texturaux habituels.

The discrimination between primary and secondary solid inclusions occurring in authigenic quart; overgrowths of clastic rocks cannot only result from textural analysis. Ponctuai analysis of specific elements can show some zonal distribution which proves the development of secondary contamination and calls in question again the usual textural criteria of identification of primary solid inclusions.

1. PRÉSENTATION DU PROBLÈME. — D'assez nombreux travaux sur les roches sédimentaires porteuses de minéralisations se sont appuyés sur la reconnaissance d'inclusions minérales dans les auréoles d'authigenèse, soit pour dater la première cristallisation métallifère par rapport aux processus d'authigenèse diagénétique ([1], [2], [3]), soit pour obtenir une image de la paragenèse minérale antédiagénétique ([4], [5]). Bien entendu, ces approches impliquent qu'il s'agit bien d'inclusions solides primaires, c'est-à-dire antérieures ou contemporaines de la cristallisation authigène et non de contaminations par migration post authigenèse de phases extérieures au cristal (inclusions secondaires),

Très schématiquement, à partir des analyses texturales, sont considérées le plus souvent comme primaires, les inclusions soulignant les contacts grains-auréoles et les inclusions, soulignant les faces de croissance de l'auréole; sont considérées comme secondaires, les inclusions soulignant les fracturations ou les corrosions. Mais les indéterminations sont fréquentes et ces critères texturaux sujets à caution. C'est ainsi que les faciès de minerais plombo-zincifères du gisement de Largentière (Ardèche) contiennent des inclusions primaires de galène, sphalérite, barytine, anhydrite, carbonates et argile, aussi bien que des inclusions secondaires ([3], [5]). Mais, il existe des doutes quant à la valeur des critères et des indéterminations, qui peuvent être abordés par une approche spécifique complémentaire de l'étude des textures : la répartition des éléments par dosages ponctuels.

Schématiquement, les minerais en couche de ce gisement sont des rudites et arénites feldspathiques à matrice argileuse dont les grains détritiques sont affectés par un nourrissage siliceux diagénétique; les sulfures principaux (galène et sphalérite) sont localisés essentiellement entre les différents grains nourris et très accessoirement à l'intérieur des auréoles d'authigenèse (inclusions solides).

L'analyse systématique à la microsonde électronique des teneurs en aluminium (marqueur de l'argile) et du plomb (marqueur de la galène) dans des grains détritiques de quartz et dans leur auréole automorphe d'authigenèse quartzeuse a révélé une contamination à partir du ciment extérieur beaucoup plus généralisée qu'il n'apparaissait par étude microscopique classique.

2. PROCESSUS OPÉRATOIRES. — Une série d'échantillons des exploitations de la couche inférieure minéralisée en galène a été étudiée sur sections et lames polies au microscope, pour sélectionner des grains caractéristiques, puis à la microsonde (Cameca MS 46) d'abord en images X puis en comptages par points le long de profils transverses, avec un intervalle des mesures de 5 ou 10 ou 20 u. Les résultats obtenus sur tous les profils effectués sont comparables et traduisent tous la même irrégularité de répartition de l'aluminium et du


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plomb, mais aussi la même tendance de répartition. Pour cerner cette tendance, les teneurs moyennes ont été établies pour chaque zone des grains de même dimension affectés d'auréoles d'authigenèse pareillement développées. Ces résultats synthétiques sont présentés à la figure.

Schéma de la répartition moyenne de l'aluminium et du plomb dans les grains de quartz détritiques et les auréoles quartzeuses d'authigenèse, mine de Largentière, couche 5.

A l'échelle de cette représentation, la dimension de la fenêtre de mesure (1 x 1 *u) est ponctuelle. Les teneurs ponctuelles qui ont servi à calculer les moyennes ont été obtenues par comptage sur 20 s, correction du bruit de fond et étalonnage sur minéraux (orthose et galène).

Le cas représenté est celui d'un profil AB à travers un microconglomérat à ciment de galène (G) entourant le grain de quartz détritique (Qd) et son auréole authigène (Qa); il existe toujours un pic de teneur en plomb (p) à la périphérie du grain détritique et une discontinuité (d).

3. DESCRIPTION DES PHÉNOMÈNES. - L'aluminium présente une distribution très différente suivant la nature de la plage étudiée.

Dans le quartz détritique, les teneurs sont très constantes et basses.

A la limite quartz détritique-quartz authigène, on constate un pic de teneur atteignant quelquefois la teneur en aluminium des illites; il s'agit d'un liséré argileux souvent visible au microscope.

Le quartz authigène, riche en aluminium dans sa partie interne (moyenne - 1,5°/0) s'appauvrit graduellement vers l'extérieur de l'auréole.

Le contact quartz authigène-galène présente un deuxième pic de teneur (moyenne - 1,3 °/oo) et, comme précédemment, les teneurs s'amortissent vers l'extérieur dans le ciment de galène.

Le plomb suit une répartition différente.

Dans le quartz détritique, les teneurs sont systématiquement basses dans le coeur ( - 1°/00) et montent à proximité de la suture avec le quartz authigène.


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La suture argileuse correspond à un pic en plomb (p, fig.) (teneur moyenne - 2°/0o avec des valeurs extrêmes très élevées correspondant à de la galène), que la galène soit visible ou invisible. Il existe, de plus, une discontinuité (d, fig.) des teneurs entre zones détritique et authigène, la zone détritique étant en moyenne plus riche en plomb à proximité de la suture que la zone authigène proche.

L'auréole d'authigenèse s'enrichit en plomb vers l'extérieur pour atteindre 3-4°/00 de moyenne.

4. INTERPRÉTATION. — Le cas de l'aluminium, traceur des minéraux argileux (illite) est relativement simple. Les pics principaux d'aluminium correspondent au liséré d'inclusions solides primaires qui cerne les grains détritiques. La décroissance des teneurs de cet élément, de l'intérieur vers l'extérieur de l'auréole, s'expliquerait par l'expulsion vers l'extérieur des particules argileuses qui ne sont pas préalablement collées au grain détritique. Il s'agit bien d'éléments étrangers correspondant à des inclusions solides primaires.

Le cas du plomb est différent. Les pics de teneurs périphériques aux grains détritiques (p) correspondent souvent à des inclusions interprêtées comme inclusions primaires. Mais les tendances de répartition dans les grains détritiques témoignent clairement d'une contamination affectant les grains, de la périphérie vers le centre; de même, la répartition du plomb dans l'auréole d'authigenèse s'expliquerait alors par la contamination de l'auréole à partir du ciment de galène externe. Cette tendance générale de décroissance allant de 4 à 1 °/00 est compliquée par le pic de teneur soulignant la ligne de suture et par la discontinuité entre le quartz détritique et le quartz authigène.

Le pic de teneur de la ligne de suture (p) correspondrait à une plus grande porosité liée à l'état initial de la surface du grain détritique et aux particules argileuses qui y adhèrent. Ainsi, les inclusions de sulfure le long de la ligne de suture entre grains détritiques et auréole authigène ne seraient pas des textures primaires dans le cas considéré; de même, les inclusions solides de sulfure, alignées le long de la face de croissance à l'intérieur des auréoles, peuvent très bien résulter d'une microporosité liée à un épisode perturbé de la croissance cristalline (défaut de croissance, piégeage de particules d'argile...) et d'une substitution ultérieure par le sulfure.

La discontinuité des teneurs entre quartz détritique et quartz authigène (d) pourrait alors résulter d'une différence de microporosité globale entre le quartz détritique ayant pu enregistrer plusieurs processus de microfissuration et le quartz authigène, plus récent et beaucoup moins microfissuré.

On retrouve le même type de phénomène, mais beaucoup plus intensément développé, dans les grains d'orthoclase de certains faciès de ce gisement ([5], [6]). Ces minéraux, très altérés dans une première étape de diagenèse, sont affectés par une authigenèse feldspathique. La substitution par la galène commence par affecter la ligne de suture avant de toucher les microfractures, les plans de clivage et les zones les plus dégradées du coeur détritique, respectant l'auréole d'authigenèse dont le réseau cristallin est beaucoup mieux organisé.

5. CONCLUSIONS. — Ainsi, les critères texturaux les plus souvent employés pour déterminer le caractère primaire d'une inclusion solide dans une auréole d'authigenèse sont sujets à caution pour les minéraux susceptibles de passer en solution et de migrer dans les conditions d'évolution du gisement.

Il apparaît, à travers cet exemple, que la comparaison des distributions des éléments dans les auréoles, mais surtout dans les grains détritiques, ici aluminium et plomb, ouvre de très


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bonnes possibilités de discriminer deux types de phénomènes, dont la signification dans l'histoire d'un gisement est totalement différente : inclusion solide primaire ou contamination secondaire.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] A. BERNARD, Sc. Terre, Nancy, 7, 1958, p. 125-403.

[2] F. SAUPE, Miner. Dep., Berlin, 2, 1967, p. 26-33.

[3] J. C. SAMAMA, Thèse Sc., Nancy, 1969, 450 p.

|4| G. C. AMSTUTZ et W. C. PARK, Soc. Mining Geol. Japon. Spec. Issue 3, 1971, p. 280-282.

[51 .1. C. SAMAMA, L. C. MIGUEL DE SA et M. REY. Sc. Terre, Nancy, 22, 1978, p. 167-175.

[6] L. C. MIGUEL DE SA, Thèse Dr Ing., Nancy, 1979, 73 p.

E.N.S. Géologie, 94, avenue de Lattre-de-Tassigny, 54000 Nancy.


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SÉDIMENTOLOG1E. — Étude expérimentale de l'usure des quartz xenomorphes et automorphes : conséquences morphoscopiques et exoscopiques. Note (*) de André Prone, présentée par Georges Millot.

Les quartz xénomorphes et automorphes sont soumis à divers essais d'usure expérimentale, choisis pour reproduire les conditions du milieu naturel. Ces traitements entraînent des modifications de la surface des grains, que l'on peut comparer, grâce à l'étude morphoscopique, à l'usure naturelle en milieu sec ou acqueux, en eau douce ou salée. Ainsi se trouvent confirmés les diagnostics principaux de l'analyse morphoscopique des grains de quartz. La résistance particulière des quartz automorphes à l'usure est également démontrée.

Xenomorphic and automorphic grains of quartz were subjected to varions methods of experimental erosion, featuring some conditions of the natural environment. These treatments involve some external modifications; morphoscopic and exoscopic studies beat out results obtained by natural erosion in dry and aqueous environments, in fresh or salt waters. The peculiar strength of automorphic quartz against erosion in demonstrated.

1. OBJET DE L'ÉTUDE. — Les progrès de l'analyse microscopique des grains de quartz aux très forts grandissements ([1], [2]) ont permis de caractériser souvent les agents d'altération et de transport qui ont présidé à leur façonnement. Parmi les nombreux échantillons qu'il nous a été donné d'examiner, les quartz bipyramidés, toujours reconnaissables, malgré une histoire géologique tourmentée, témoignent d'une résistance particulière à l'usure.

Nous avons envisagé une série d'expérimentations dans le but de contrôler ces diagnostics et interprétations.

2. PROTOCOLE EXPÉRIMENTAL. — Le choix du matériel s'est porté sur les quartz des argiles bariolées du Keuper de Saint-Gervais (Provence Occidentale). On rencontre, parmi ceux-ci, de nombreux quartz bipyramidés dont le prisme peut être allongé ou trapu et des quartz xénomorphes. Les cristaux des deux groupes ne présentent pas de trace d'usure.

L'usure expérimentale des quartz a été obtenue par brassage des cristaux dans un tonnelet de polissage pour pierres fines. Selon les conditions d'expérimentation — brassage à sec ou dans l'eau (eau douce ou eau de mer), vitesse de rotation, temps de l'expérience — les variations d'usure et d'amorphisation superficielles sont amplifiées ou réduites.

Le tonnelet de polissage en plastique, d'une capacité de 100 cl, destiné à recevoir les grains de quartz de 200 à 500 um de diamètre, est entraîné par un petit moteur électrique équipé d'un réducteur de vitesse.

3. RÉSULTATS. — 3.1. Variations de l'usure : indices d'émoussé. — Les premières expériences effectuées à sec et à la vitesse de 0,70 m/s, ont conduit à un effet d'usure infime. Après un parcours reconstitué de « 5 000 km », les grains xénomorphes non usés ne présentaient qu'un très faible émoussé, alors que les quartz automorphes ne montraient aucune évolution appréciable.

Afin d'augmenter les effets d'usure, la vitesse a été portée à 2,6 m/s. Dans ces conditions et après « 10000 km », l'émoussé des quartz xénomorphes a subi un accroissement nettement visible et mesurable, alors que les cristaux automorphes ne présentent qu'un très léger épointement de leurs sommets. Les conditions d'expérimentation ont été conservées pour le brassage en eau douce et eau de mer, à l'exception du facteur temps que nous avons notablement augmenté.

Pour les grains xénomorphes brassés à sec, l'indice d'émoussé de premier order 2rl/L [3] est plus élevé que celui des grains brassés dans l'eau, alors que pour les quartz automorphes les variations sont nettement moins importantes.


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Le tableau donne les résultats des variations expérimentales de l'indice d'émoussé :

TABLEAU

± 10 000 km ±20 000 km ±30 000 km

Parcours Eau Eau A sec A sec, eau douce

équivalent Originel douce de mer A sec puis eau douce puis eau de mer

Quartz xénomorphes 145 180 190 260 280 320

Quartz automorphes :

prismatiques 0,30 = 0,30 = 0,33 0,36 = 0,36 = 0,38

trapus 0,20 = 0,20 = 0,20 0,22 =0,22 =0,25

Ces expériences corroborent assez bien les travaux de Schneider [4] sur les quartz xénomorphes, qui démontrent que

— l'usure des quartz est fonction de la vitesse et de l'énergie utilisées;

— l'usure est plus intense dans le cas d'un transport à sec que dans celui d'un transport aquatique;

— la nature du quartz intervient dans le processus d'usure.

Nos expériences permettent, de plus, de constater que l'usure est d'autant moins marquée que les grains de quartz sont à la fois automorphes et trapus.

3.2. Conséquences sur la forme de la surface des grains de quartz (exoscopie). — (a) Non soumis à l'usure artificielle, les quartz bipyramidés, prismatiques et trapus, présentent des sommets et arêtes vives, exempts de toute trace d'usure (fig. 1). Nous observons cependant, à plus fort grossissement (X 10000), de petits globules siliceux coalescents disséminés sur les faces des cristaux (fig. 2).

EXPLICATION DES PLANCHES

Planche I

Fig. 1. — Quartz bipyramidé prismatique NU caractéristique du site.

Fig. 2. — Globules siliceux coalescents sur une des faces planes du quartz précédent.

Fig. 3. — Léger épointement d'un quartz bipyramidé prismatique, après un parcours reconstitué à sec de «10000 km».

Fig. 4. — A fort grandissement, on note une épaisse pellicule d'altération sous la forme de dépôts siliceux.

Fig. 5. — Quartz xénomorphe NU caractéristique du site.

Fig. 6. — Nette évolution des contours d'un quartz xénomorphe, après un parcours reconstitué à sec de « 10000 km » (caractères des quartz éoliens RM).

Fig. 7 et 8. — A fort grandissement, on observe de grandes écailles siliceuses concaves se détachant du quartz support (flèche) : phénomène de desquamation; les dépôts amorphes signalés sur la figure 4 sont ici moins nombreux.


PLANCHE 1

ANDRÉ PRONE


PLANCHE II


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Planche II

Fig.9. — Quartz bipyramidé prismatique très légèrement émoussé, après un nouveau transport de « 10000 km »e n eau douce.

Fig. 10. — Détail du cliché précédent, sur lequel on observe le faible polissage des sommets du cristal, ainsi que l'absence quasi totale des dépôts siliceux.

Fig. 11. — Quartz xénomorphe, soumis au brassage en eau douce; les tendances évolutives sont peu marquées par rapport au transport à sec.

Fig. 12. — Le détail du quartz xénomorphe montre la disparition progressive des grandes écailles siliceuses; seuls, subsistent les globules siliceux bien cristallisés (flèche).

Fig. 13. — Quartz xénomorphe soumis à un nouveau brassage de « 10000 km » dans l'eau de mer; les tendances évolutives sont légèrement plus marquées qu'en eau douce.

Fig. 14. — A fort grandissement, on note une surface propre marquée par la dissolution; amorce d'un réseau anastomosé et petits V orientés.

Fig. 15. — Les quartz automorphes brassés dans l'eau de mer ne présentent pas d'évolution très significative; seul un léger émoussé de surface est noté.

Fig. 16. — Détail du cliché précédent, sur lequel on note des figures de corrosion orientées; de petits dépôts : « siliceux » se fixent dans les dépressions.

Les quartz xénomorphes, sont également non usés avec, cependant, une légère évolution pour quelques grains; les sommets et les faces planes sont fréquemment affectés par de grandes cassures conchoïdales (fig. 5).

(b) Traités à sec, après un parcours équivalent de « 10000 km », les quartz bipyramidés prismatiques sont légèrement épointés et polis (fig. 3); les quartz, bipyramidés trapus, sont moins épointés. Le détail de leur surface met en évidence une épaisse pellicule d'altération sous forme de dépôts siliceux amorphes (fig. 4).

Les quartz xénomorphes, soumis aux mêmes conditions expérimentales, sont beaucoup plus usés et polis que les quartz automorphes; leur morphologie évoluée les rapproche des ronds-mats ( fig. 6). Leur état de surface, avec de grandes écailles concaves, se détachant du support (phénomènes de desquamation), les distingue bien des cristaux bipyramidés (fig, 7 et 8).

(c) Soumis, dans l'eau douce, à un transport fictif supplémentaire de « 10000 km », les cristaux bipyramidés n'offrent pas de modification morphologique notable, si ce n'est un aspect plus luisant de surface (fig. 9). Le détail des cristaux permet d'observer la disparation quasi totale des pellicules siliceuses amorphes occasionnées par l'usure à sec (fig. 10).

Pour les quartz xénomorphes, l'évolution morphologique enregistrée au cours du transport à sec s'est peu modifiée; notons cependant le caractère plus luisant de leur surface (fig. 11). Sur les détails de surface, on note les reliquats des traces de choc, héritées du transport à sec et polies, ainsi que la disparition progressive des grandes écailles siliceuses solubles; seule subsiste une pellicule siliceuse mieux cristallisée (fig. 12).

(d) Enfin, un nouveau transport fictif de « 10000 km » est appliqué, mais dans l'eau de mer.

Les quartz bipyramidés ne présentent pas une évolution de type émoussé-luisant (malgré un léger polissage de surface); la forme cristalline primitive, bien que toujours conservée, demeure plus lisible pour les quartz trapus (fig. 15). On remarque, sur les faces planes de ces

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3) Série II — 24


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quartz, des figures typiques de corrosion, orientées selon les directions cristallographiques et qui témoignent de l'agressivité du milieu (fig. 16).

Pour les quartz xénomorphes, l'évolution de type émoussé-luisant est franche (fig. 13 ). Les zones amorphisées (antérieures à l'expérimentation ou enregistrées au cours des divers brassages) sont alors exploitées par la dissolution et amorcent la formation d'un réseau anastomosé; les pellicules siliceuses bien cristallisées, ayant résisté au brassage en eau douce, ont disparu (fig. 14).

IV. CONCLUSIONS. — L'usure expérimentale des grains de quartz a été effectuée à sec et dans l'eau, en eau douce et en eau de mer, en faisant varier la longueur du « parcours équivalent ».

Ces expériences montrent que les quartz automorphes sont beaucoup plus résistants à l'usure que les quartz xénomorphes. La comparaison des indices d'émoussés est significative à cet égard.

Si l'usure croissante des grains xénomorphes à sec provoque le développement de grandes écailles de silice amorphe d'altération, l'action de l'eau entraîne leur dissolution. Plus agressive dans l'eau de mer, la dissolution s'étend aux zones amorphisées du quartz et se traduit par un réseau anastomosé. Les quartz automorphes ne présentent pas de telles écailles d'altération, mais l'eau de mer y fait apparaître des figures de corrosion.

Au cours de ces expériences, on reconstitue les aspects présentés dans la nature par les grains de quartz ayant subi les effets des divers milieux naturels.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] L. LE RIBAULT, L'exoscopie des quartz, Masson, Paris, 1977, 150 p.

[2] A. PRONE, Thèse, Université de Provence, Marseille, 2 vol., 1980.

[3] A. CAILLEUX et J. TRICART, Initiation à l'étude des sables et des galets, 1, C.D.U., Paris, 1959.

[4] H. E. SCHNEIDER, Comptes rendus, 256, 1963, p. 2443.

Université de Provence, Laboratoire de Géologie appliquée,

« Équipe altération des roches »,

Centre Saint-Charles, 13331 Marseille Cedex 3.


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GÉOLOGIE STRUCTURALE. — La déformation polyphasée de la Nappe du Parpaillon (Flysch à Helminthoïdes) : un résultat de la déformation progressive associée à une translation non rectiligne. Note (*) de Olivier Merle et Jean-Pierre Brun, présentée par Georges Millot.

L'analyse de la déformation dans la Nappé du Parpaillon montre que sa mise en place ne s'est pas effectuée suivant une simple translation d'Est en Ouest. Sa trajectoire, reconstituée à partir de l'étude de la déformation incrémentale, indique qu'elle s'est d'abord déplacée du SE vers le NO, puis du NE vers le SO. Ce dernier mouvement était le seul jusqu'à présent démontré. Le déplacement précoce est probablement à relier aux premiers mouvements alpins.

The structure of the Parpaillon Nappe is characterized by two superposed deformation events. Incremental growth

of calcite fibers in veins and pressure shadow shows that these two events result from an unique progressive

deformation. The inferred possible translation of the nappe indicates an early NW motion followed by a late SW

motion. The later event was previously the only one considered. The early one was probably related to the first alpine

movements.

I. INTRODUCTION. — La mise en place d'une nappe est souvent accompagnée par une déformation interne plus ou moins pénétrative. Cependant, les relations entre translation et déformation ne sont pas obligatoirement simples, notamment dans les chaînes arquées. La Nappe du Parpaillon [1] (Flysch à Helminthoïdes de l'Embrunais-Ubaye) en constitue une illustration typique. Située, au niveau d'érosion actuelle, dans l'ensellement des deux massifs cristallins externes du Pelvoux et de l'Argentera, la Nappe du Parpaillon est structurée par des plis kilométriques déversés vers le SW ([1] à [3]) et a été récemment interprétée comme le résultat d'une seule phase de déformation [3], bien que la présence de plis transverses ([1], [4]) et de deux schistosités dans son complexe basai [1] laissât supposer une histoire plus complexe. L'étude détaillée de la déformation [5] montre qu'en dehors d'un rétrodéversement tardif localisé sur la marge interne [6], la Nappe du Parpaillon présente en tout lieu deux déformations de direction orthogonale. A chaque déformation, correspond une schistosité, des plis et un étirement spécifiques.

L'aspect très hétérogène de la déformation, attribuable à une lithologie variée, rend souvent délicate l'observation ponctuelle effective de ces deux déformations. Néanmoins, leurs caractéristiques, constantes sur l'ensemble de la nappe, rendent compte de leurs importances respectives, et doivent être prises en considération dans toute reconstitution cinématique de mise en place.

IL DÉFORMATION D1. — La première déformation est caractérisée par des plis isoclinaux intrafoliaux de direction moyenne N 50 (fig. A) et une schistosité S1 de plan axial parallèle à la stratification (So-1), sur laquelle une linéation d'étirement, parfois forte, indique une extension normale aux axes des plis. L'étude des structures associées, telles que le boudinage et les fentes de tension, confirme que l'étirement est quasiment perpendiculaire aux axes.

Ces plis, dont les plus grands observés sont hectométriques, (ex. falaise qui domine le village de Crévoux) sont déversés vers le NW. L'observation de ces plis est rendue difficile par leur allure souvent très isoclinale, mais leur style même, leur présence dans l'ensemble de la nappe et le développement régional de la schistosité S1 et de la linéation associée témoignent de l'intensité de la déformation D1.

Sur la surface de stratification, on observe régulièrement des stries et des placages de calcite dont les fibres sont parallèles à la linéation d'étirement et qui indiquent un cisaillement tangentiel vers le NW.


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III. DÉFORMATION D2. — La deuxième déformation (fig., B), celle décrite jusqu'ici par les différents auteurs, replisse toute la nappe avec une longueur d'onde kilométrique et une direction axiale moyenne N 140. Une schistosité S2, associée à ces plis et moins pénétrative que la première, se dispose en éventail dans les structures majeures recoupant obliquement la stratification. Un débit en crayon s'observe lorsque des niveaux sont affectés par les deux schistosités, ce qui se produit surtout dans les charnières de pli P2, car la schistosité S2 disparaît souvent dans les flancs par transposition avec la surface So - 1.

Une linéation d'étirement Le2 indique un étirement normal aux axes des plis, ce qui est confirmé par l'examen des microstructures associées, boudinage et fente de tension.

Une multitude de plis mineurs, fréquemment non cylindriques et parfois de grandes tailles (ex. La Condamine) affectent les flancs (normaux surtout) des plis kilométriques, en association avec une schistosité S2 de plan axial. Les plis P1 repris ont leurs axes basculés vers le NE, plus ou moins fortement selon qu'ils sont situés dans les flancs inverses ou normaux des mégaplis P2. Des interférences [7] sont observables entre les plis P1 et P2 mineurs.

Comme pour la déformation D1, des stries et des placages de calcite dont les fibres sont parallèles à la linéation d'étirement Le1 indiquent un cisaillement tangentiel vers le SW pendant la déformation D2.

IV. LA SUPERPOSITION D1/D2 : UNE ÉVOLUTION QUASIMENT CONTINUE. — Les plis P1 replissés, la linéation Le1 déformée par les plis P2, la crénulation de la schistosité sont autant de critères macroscopiques de la superposition de deux épisodes de déformation.

L'étude microscopique des fibres de calcite dans les veines et les zones abritées [5] en permettant une approche de la déformation incrémentale nous conduit à discuter ici l'histoire probable de cette superposition. L'existence dans la nappe de zones abritées en « araignée » (fig., C) permet, dans le plan XY, de mettre en évidence une relation entre les deux linéations d'étirement. Les deux segments fibreux de croissance antiaxiale [8] sont en effet reliés par une rotation antihoraire quasiment continue (interruption dans la rotation d'une trentaine de degrés (fig., C").

Cette liaison entre les deux déformations montre qu'il n'y a pas lieu d'envisager une phase de déformation antérieure au charriage [1], mais qu'au contraire, toutes ces structures sont à relier à ce dernier. En assimilant déplacement et étirement, assimilation permise par le parallélisme avec les stries et les fibres de calcite, on montre que la nappe a subi un changement relativement brutal de trajectoire et que les deux déplacements principaux correspondent aux deux directions indiquées par les déformations macroscopiques superposées.

V. LA TRAJECTOIRE DE MISE EN PLACE DE LA NAPPE. CONCLUSIONS. — 1. Cette analyse de la déformation finie et de la déformation incrémentale dans la Nappe du Parpaillon permet, dès à présent, de proposer une « trajectoire » possible pour le déplacement de cette nappe gravitaire.

2. La déformation D2 résulte d'un déplacement vers le SW imputable au soulèvement du Briançonnais, tandis que la déformation D1 indique un déplacement antérieur vers le NWEXPLICATION

NWEXPLICATION FIGURES

A, Carte de la déformation D1 ; 1, Le1; 2, axes des plis. B, Carte de la déformation D2 : 3, Le2; 4, axes des plis. C, Exemple de zones abritées en « araignée ». C", Formation d'une zone abritée en « araignée ». C", Évolution incrémentale de X dans là nappe (contours géologiques d'après Kerckhove [1]).


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La Nappe du Parpaillon aurait ainsi contourné le Massif de l'Argentera-Mercantour. Bien que ces résultats ne nous permettent pas de chiffrer l'ampleur du déplacement précoce, il est tentant d'interpréter la Nappe du Parpaillon comme une unité détachée du Flysch à Helminthoïdes de Ligurie. Cette séparation serait alors liée à l'obstacle que constituerait le massif cristallin de l'Argentera dans la progression de la nappe vers le NW.

3. La déformation précoce D1 est à relier à une phase antérieure aux grands charriages oligocènes vers l'Ouest, dont procède la déformation D2. Par son extension géographique, la Nappe du Parpaillon se présente alors comme un témoin privilégié des premiers mouvements Alpins (phase Pyrénéo-Provençale) mis en évidence dans d'autres unités tectoniques de la région ([9] à [12]).

4. Plus généralement, l'analyse structurale des déformations successives dans une même nappe gravitaire permet de reconstituer les directions successives de son éventuel trajet. La déformation incrémentale apparaît comme l'enregistrement des changements de trajectoire qui peuvent se produire lors de la mise en place d'une nappe gravitaire.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] C. KERCKHOVE, Géol. alpine, 45, 1969, p. 5-204.

[2] M. LATREILLE, Thèse Sc., Grenoble, Mém. Serv. Carte Géol. Fr., 1961, 197 p.

[3] P. TRICART, Thèse Sc., Strasbourg, 1980, 407 p.

[4] A. PARIS et P. VIALON, Comptes rendus, 267, Série D, 1968, p. 2061.

[5] O. MERLE, D.E.A., inédit, 1980, 36 p.

[6] P. TRICART, Sc. Géol., Strasbourg, 28, 1975, p. 239-259.

[7] J. G. RAMSAY, Folding and Fracturing of Rocks, McGraw Hill, New York, 1967, 586 p.

[8] D. W. DURNEY et J. G. RAMSAY, in Gravity and Tectonic, K. A. de Jong, New York, 1973.

[9] C. KERCKOVE, J. DEBELMAS et P. COCHONAT, Géol. alpine, 54, 1978, p. 67-82.

[10] L. E. RICOU, Comptes rendus, 290, série D, 1980, p. 835.

[11] A. W. B. SIDDANS, J. Struct. Geol., 1, n° 2, 1979, p. 117-126. [12] T. A. SUBIETA, Thèse 3e cycle, Montpellier, 1977, 93 p.

Université de Rennes,

Laboratoire de Géologie, structurale et dynamique de la Lithosphère,

Centre armoricain d'Étude structurale des Socles, 35042 Rennes Cedex.


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GÉOLOGIE. — Le Dévonien de Galéria en Corse septentrionale, sa datation et sa place dans le cadre de la Méditerranée occidentale. Note (*) de Sabine Baudelot, Michel Durand-Delga, Correspondant de l'Académie, Raymond Mirouse, Marie-France Perret et Josette Taugourdeau-Lantz.

Des associations palynologiques de l'intervalle Givétien supérieur à Famennien inférieur ont été découvertes dans l'ensemble détritique du « Culm » de Nuvalezza, près de Galéria, que l'on supposait généralement dinantien. Les Calcaires de Capitello, à microfaune (Foraminifères, Conodontes, ...) du Famennien supérieure Strunien » lui succèdent stratigraphiquement. On discute la place de ce domaine dans la paléogéographie dévonienne de la branche sud (Sardaigne principalement) de la zone orogénique varisque d'Europe occidentale.

Associations of pollens from the upper Givetian to lower Famennian range have been found in the detrital "Culm" of Nuvalezza, near Galeria, which was generally thought to be Dinantian. It is followed stratigraphically by Capitello limestones, with a microfauna (Foraminifera, Conodonts...) from upper Famennian to "Strunian". The location of this area in the devonian paleogeography of the southern part (mainly Sardinia) of the variscian orogenic zone of Western Europe is discussed.

La reconstitution des paléogéographies et des structures varisques dans les régions méditerranéennes s'avère d'autant plus malaisée que les affleurements de terrains paléozoïques y sont rares et dispersés par la tectonique alpine. Le plus grand de ces panneaux, d'ailleurs composite, est représenté par l'actuel micro-continent corso-sarde.

I. CADRE GÉOLOGIQUE. — Coincé au milieu des ensembles granitiques de Corse occidentale mis en place de 330 à 250 M.A., le Paléozoïque anté-granitique n'est caractérisé que dans le nord-ouest de l'île, près de Galéria (fig., I).

Il apparaît là dans le quadrilatère de l'Argentella-Tour Maraghiu ([1] à [4]) sur une surface d'environ 10 km 2; une grande cassure tardi-hercynienne, cicatrisée par un filon de rhyolites, le divise en deux parties. Dans le compartiment Nord dit de l'Argentella on observe, en discordance au-dessus de phyllades microplissées attribuables au Briovérien (?), des grès, puis des conglomérats probablement ordoviciens, surmontés de shales sombres datés [3] du Silurien, probablement moyen (Wenlockien). A ceux-ci succède en concordance la triade quartzites blancs (2 à 10 m), grès verdâtres (20 m), enfin lydiennes noires (maximum 10 m) qui couronne le Capu Russellu. L'âge de ces trois horizons n'a pu être établi, mais il résulte de ce que nous allons exposer qu'il doit être compris entre le Silurien moyen et le Frasnien

(fig.; II).

Le compartiment sud du quadrilatère paléozoïque, celui de la Tour Maraghiu, comporte des termes inconnus dans la partie Nord et nécessairement plus jeunes que les assises précédentes. Il s'agit essentiellement d'une formation détritique, le « Culm de Nuvalezza » ([1] à [4]), que recoupent d'innombrables fractures N 60° E à N 90° E, dont beaucoup sont cicatrisées par des « rhyolites » alcalines permiennes [5]. Au milieu de ce « Culm » se situe l'étroite lanière des calcaires de Capitello.

Les échantillons recueillis (M.D.D. et R.M.) ont été traités, en vue de dégager les associations palyno-planctologiques (S.B. et J.T.-L.) dans les termes détritiques et d'étudier Foraminifères et Conodontes (M.-F.P.) dans les faciès calcaires.

II. LA FORMATION DÉTRITIQUE (CULM) DE NUVALEZZA. — Cet ensemble pélitogréseux grisverdâtre montre parfois un feuilletage d'aspect schisteux qui se confond avec la stratification originelle. Des horizons plus gréseux peuvent englober des galets dispersés ou admettre, sur des épaisseurs métriques, des crachées de poudingues polygéniques : les éléments, toujours


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bien roulés, de dimensions centimétriques à décimétriques, paraissent exclusivement siliceux, surtout quartz et aussi quartzites. Les couches plongent de 20 à 40° vers le Sud-Ouest : si l'on admet le caractère sensiblement monoclinal de ce panneau, l'épaisseur du Culm dépasserait 300 m.

EXPLICATION DE LA PLANCHE

1, Ancyrospora sp., G x 350; 2, Spinozonotriletes sp., G x 400; 3, Dictyotriletes sp., G x 350; 4, Geminospora cf.

verrucosa Owens 1971, G x 800; 5, Ancyrospora langi (Taug.-Lantz) Allen 1955, G x 350; 6, Samarisporites

triangulus Allen 1965, G x 500. Conodontes (G x 40). 7-7', Polygnathus vogesi Ziegler : 7, vue orale; 7', vue aborale. 8-8', Polygnathus aff. communis

carina : 8, vue orale; 8', vue aborale. 9-9', Pseudopolygnathus marburgensis trigonicus Ziegler : 9, vue orale; 9', vue

aborale. 10-10', Polygnathus communis carina Hass ; 10, vue orale; 10', vue aborale. Foraminifères (G x 75). 11, Quasiendothyra communis regularis Lip., forme qui tend à se dérouler (Klubovella). 12,

Septabrunsiina kingirica (Reitl.); 13, Quasiendothyra communis typiça Brazn.; 14, Chernyshinella sp.; 15,

Endothyra parakosvensis Lip.

Fig. — I (à gauche). Situation des affleurements dévoniens dans le bloc corso-sarde; croix cerclées, principaux sites reconnus en Sardaigne. II (à droite). Colonne stratigraphique du Paléozoïque de Galéria. A, phyllades du Briovérien (?); B, grès de l'Ordovicien inf. (?); C1, poudingues et quartzites de l'Ordovicien sup. (?); C2, shales siluriens; C3, triade quartzites (a); grès (b); lydiennes (c) siluro? dévoniens; D1 «Culm» de Nuvalezza, du Givétien sup.-Frasnien-Famennien inf.; D2, Calcaires de Capitello, Famennien-« Strunien »; D3, Dinantien détritique.


PLANCHE I

SABINE BAUDELOT



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Quatre échantillons de pélites ont été traités, dont deux ont donné un résultat palynologique positif. Ils se situent, en plan, de part et d'autre de la lanière calcaire de Capitello :

— échantillon G : piste de Nuvalezza, environ 300 m au nord de son embranchement avec la route GalériaBocca di Marsolinu (feuille Galéria 5-6 au 1/25000 : x=522,70; y=233,08);

— échantillon H : piste de la décharge publique de Galéria, au fond du ravin de Capitelle, Au sud-ouest de la Tour Maraghiu (x = 521,88; y = 234,25).

Les sites se placent à une dizaine de mètres à l'est du contact de l'intrusion rhyolitique permienne, d'orientation N-160°E, de Bocca Bassa [5], dont l'effet thermique peut expliquer le noircissement des spores. En effet la conservation du microplancton organique est très défectueuse. La microflore est tellement carbonifiée qu'il est souvent difficile d'en préciser la détermination spécifique. Seules les observations au stéréoscan sont possibles avec tous les aléas de détermination que cela comporte.

Nous avons pu ainsi identifier dans l'échantillon H les spores suivantes : Aurarospora sp., Ancyrospora langi (Taugourdeau-Lantz) Allen 1965, Dictyotriletes sp., Geminospora cf. verrucosa Owens 1971, G. sp., Grandispora cf. spinosa Hoffmeister, Staplin et Malloy 1955, Hystricosporites sp., Samarisporites triangulus Allen 1965, Spinozonotriletes sp.

Dans l'échantillon G, aux spores telles que Acanthotriletes sp., Dictyotriletes sp., Grandispora sp., Hystricosporites sp. s'associent de nombreux Acritarches : Michrystridium stellatum Deflandre, Gorgonisphaeridium sp., Lophosphaeridium papillatum Downie, Stellinium octoaster (Staplin), Veryhachium trispinosum (Eisenack), Multiplicisphaeridium sp.

Ces premiers résultats nous permettent d'avancer un âge Dévonien supérieur (Givétien supérieur-Frasnien-Famennien inférieur) pour ces formations [6] : Geminospora verrucosa, connue du Givétien supérieur au Famennien est plus fréquemment rencontrée dans le Frasnien; Ancyrospora langi est citée du Givétien au Famennien supérieur; Grandispora spinosa se rencontre du Givétien au Westphalien; Samarisporites triangulus est connue au Givétien et au Frasnien.

De même le pourcentage élevé des grandes spores à processus bifurqués, telles que Ancyrospora et Hystricosporites, suggère un âge Givétien supérieur à Famennien inférieur. Enfin l'absence des formes caractéristiques du Dévonien terminal telles que Hymenozonotriletes lepidophytus exclut l'attribution de ces ensembles au Famennien supérieur et a fortiori au Carbonifère.

III. LES CALCAIRES DE CAPITELLO. — Cette formation affleure sur une longueur d'une cinquantaine de mètres en direction SW-NE. Épaisse d'environ 20 m, ses bancs plongent à 50° SE. Ces calcaires à Encrines furent longtemps tenus pour dinantiens sur la foi de rares macrofaunes [7] ou de microfaunes mal déterminées [8], jusqu'à ce que S. Krylatov et B. Mamet, à la suite d'une étude détaillée [2], puissent établir que ces calcaires se placent au voisinage de la limite Dévonien-Carbonifère.

Une ancienne carrière (cf. « coupe I », fig. 2 in [2]) révèle de bas en haut :

(1) calcaires à lits siliceux (niveau « e » in [2]), suivis d'un hiatus;

(2) calcaires clairs gris-bleuté en dalles à polarité apparemment normale silicifiés à leur sommet (7 m; niveaux « C5 à C1 »);

(3) calcaire compact plus ou moins entièrement silicifié couronné par de la silice noire massive (2,5 m; niveaux « b2 et b1 »);

(4) grès verdâtre calcareux à Encrines (2 m visibles sur cette coupe; niveau « a »).

Nous avons prélevé un échantillon du terme 1, neuf autres à intervalles réguliers dans le niveau 2, trois autres dans l'horizon 3.


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L'inventaire de la microfaune de Foraminifères renfermée dans ces calcaires avait donc permis à S. Krylatov et B. Mamet [2] d'en situer la base au Famennien terminal (association « 5 » de Mamet, Mortelmans et Sartenaer in [2] — dans la coupe de l'Avesnois) et la partie supérieure dans le « Tn 1 a » (association « 6 » de Mamet et coll., débutant immédiatement sous le calcaire d'Etroeungt type, dans la coupe de l'Avesnois). Nos propres observations (tous nos échantillons sont fossilifères) sont en accord avec ces attributions. Outre la vingtaine de formes de Foraminifères déjà citées par S. Krylatov et B. Mamet, nous avons remarqué la présence de : — Quasiendothyra communis communis forme typica Brazn., Q. communis regularis Lip. (certaines de ces formes tendent à se dérouler : Klubovella?), Endothyra concavacamerata (Lip.), parmi les Endothyridae; — Septabrunsiina kingerica kingerica (Reitlinger), Septaglomospiranella romanica Lip., S. ex gr. primaeva (Rauser-Cern.), Septatournayella sp., Cheinyshinella, pour les Tournayellidae. A ces formes pluriloculaires s'ajoutent des formes simples comme Earlandia minima (Birina), Tuberitina collosa Reitl., Radiosphaera basilica Reitl., Paracaligelloides sp., Paratikhinella cannula (Byk.).

Les Algues sont très abondantes, surtout les formes telles que Kamaena de la tribu des Paleoberesellae Mamet, ainsi que les Girvanelles, déjà signalées par B. Mamet [2].

Les caractéristiques lithologiques et micropaléontologiques ainsi reconnues suggèrent qu'il s'agissait là de dépôts de faible profondeur (platier algaire, à peuplement benthique abondant et varié, avec Foraminifères, Crinoïdes, Bryozoaires, Stromatopores, Coraux solitaires), Au faciès généralement peu favorable à la présence de Conodontes. Pourtant la recherche de ces derniers s'est révélée sinon fructueuse, du moins positive, dans nos échantillons provenant du terme 2 de la carrière de Capitello, où nous avons pu identifier des Polygnathus, Pseudopolygnathus, Spathognathodus, Hindeodella, Apatognathus. Parmi les Polygnathus il faut relever la présence de formes que l'on peut rattacher à P. vogesi Ziegler, P. communis carina Hass, P. aff. communis carina. Le genre Pseudopolygnathus est représenté par l'espèce Ps. marburgensis trigonicus Ziegler.

Dès la base du terme 2 de la carrière on trouve P. communis carina typique qui, pour Ch. Sandberg et W. Ziegler [9], apparaît déjà dans la « Upper styriacus Zone » (ToV = Famennien supérieur). Au milieu du terme 2 on a conjointement P. vogesi et P. communis carina, ce qui nous situerait dans la « Middle costatus Zone » (ToV/ToVI-ToVI = « Strunien »). Dans des échantillons situés un peu plus haut, à proximité des assises silicifiées, on remarque des individus qui par certains caractères (forme et ornementation de la plate forme) se rapprocheraient de P. communis carina, mais qui s'en distinguent par une cavité basale pratiquement inexistante (seule persiste la dépression oblongue située au centre de la zone des stries d'accroissement) : nous les désignons comme P. aff. communis carina [10]. Enfin au sommet de ce même terme 2 nous trouvons ensemble P. aff. communis carina et un Pseudopolygnathus marburgensis trigonicus qui se distingue des formes de W. Ziegler par une cavité très faiblement marquée ; cette dernière espèce apparaît dans la « Middle costatus Zone » et se poursuit dans la « Upper costatus Zone » (ToV/ToVI-ToVI).

Comme on le sait, la signification chronologique de P. communis carina, naguère citée comme caractéristique de la base du Toumaisien supérieur, a fait l'objet d'une révision récente [9], le groupe étant considéré désormais comme d'apparition plus précoce. Cette révision nous paraît trouver une illustration satisfaisante dans ce que l'on peut voir dans les calcaires de Capitello dont le sommet, d'après les Conodontes, ne se situerait pas plus haut que le ToVI. Ch. Sandberg et W. Ziegler [9] verraient même P. communis carina apparaître plus tôt que P. vogesi, qui en dériverait. Le petit nombre d'échantillons et d'individus dont nous disposons ne nous permet pas de nous prononcer sur ce point; cela n'est pourtant pas en contradiction avec ce que nous avons observé dans cette succession.

Les Calcaires de Capitello, d'âge Famennien supérieur à « Strunien », sont surmontés par un terme détritique, le niveau 4 de la carrière de Capitello (cf. supra). On peut soupçonner que le Productus semireticulatus découvert par Maury [11] dans « des marnes schisteuses brunes


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et grises... à côté de calcaires à encrines » de Capitello, provient de ce niveau 4. Celui-ci appartiendrait ainsi au Dinantien, étage dont l'importance dans ce secteur reste à établir.

IV. COMPARAISONS ET CONCLUSIONS. — Quelques affleurements de Dévonien sont connus dans la partie méridionale de la Sardaigne (fig., I). Au Sud-Est, dans le Gerrei, le Dévonien est en quasi totalité formé de calcaires [12] qui, à leur partie supérieure, passent en continuité au Tournaisien [13]. Dans le Sud-Ouest de l'île, en Iglesiente et Sulcis, à des schistes ampéliteux noirs du Siluro-Gédinnien succèdent de minces calcaires du Dévonien inférieur. Ainsi, dans la classique coupe de Genna Cinixiu (W de Niu Crobus), au nord de Fluminimaggiore [14], trouve-t-on 10 à 15 m de calcaires en dalles à Tentaculites qui nous ont fourni sur toute leur épaisseur — sauf à l'extrême sommet, resté azoïque — des Conodontes de la zone de passage du Gédinnien au Siégenien : Ozarkodina sp., Lonckodina sp., Hindeolla sp., Spathognathodus steinhornensis repetitor Carls et Gandl, Sp. sulcata (Philipp). Immédiatement au-dessus vient un « Culm » pélito-gréseux d'épaisseur plurihectométrique — le « Post-Gotlandiano » des anciens auteurs italiens — : on le considère en général comme carbonifère mais la présence de Dévonien [14] ne saurait y être exclue.

A cette réserve près, les ensembles dévoniens de l'Iglesiente-Sulcis, du Gerrei et de Galéria semblent appartenir à trois zones paléogéographiques différentes. Il n'y a à cela rien d'étonnant : — le bloc de l'Iglesiente est isolé du reste de la Sardaigne par un accident probablement coulissant N — 150°E correspondant à l'actuel fossé du Campidano;

— l'autochtone relatif du Gerrei est pour sa part chevauché, apparemment du Nord-Est vers le Sud-Ouest, par la nappe hercynienne de la Barbaggia ( = unité de Meana Sardo in [15]);

— le matériel ancien de celle-ci, Gennargentu et Sardaigne du Nord-Est, se relie en continuité à la Corse ancienne dont fait partie la région de Galéria.

En rabattant le bloc corso-sarde vers le Nord-Ouest afin d'annuler la rotation de 30 à 50° survenue au Tertiaire, on constate : — que la zone de l'Iglesiente doit se placer le plus au Nord-Ouest (on connaît l'étroite analogie de son Cambrien avec celui de la Montagne Noire); — que la zone du Gerrei, à Dévonien calcaire, se situerait plus au Sud-Est; — suivrait enfin la zone de Galéria (fig., II), à Dévonien supérieur essentiellement gréseux. Dans ces deux dernières zones le passage du Famennien au Tournaisien s'effectue sous faciès calcaires. On remarquera l'absence des faciès noduleux de type « griottes » si répandus des Pyrénées à la Montagne Noire.

Dans la reconstitution envisagée ici, la Corse de Galéria se placerait en position très externe dans le segment orogénique sud-hercynien. Le Dévonien supérieur détritique pourrait ainsi avoir valeur de remplissage d'une avant-fosse méridionale. A ce titre, il pourrait être homologue ou suite latérale de certaines formations détritiques, parfois flyschoïdes, d'âge principalement frasnien, des Pyrénées centrales [16] : séries de Sia, de Cap de Pales, de las Bordas.

On sait également que des séries rythmiques dévoniennes existent à Minorque : flyschs gréso-pélitiques du Dévonien inférieur, flyschs calcareux à coulées boueuses du Dévonien moyen-supérieur [17], des faciès analogues se retrouvant également dans le bloc interne bético-rifo-kabyle [18]. Cependant, outre le fait que des faciès comparables au « Culm » de Galéria ne sont pas connus dans le Dévonien supérieur de Minorque, il ne faut pas oublier que certains schémas palinspatiques basés sur le paléomagnétisme [19] semblent placer très loin l'un de l'autre, au Dévono-Dinantien, le domaine européen du domaine africain : de ce fait, et si le secteur baléaro-rifo-kabyle faisait alors partie de l' « Afrique », une comparaison


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avec le secteur pyrénéo-corso-sarde n'aurait guère de signification paléogéographique, avant la fin du Paléozoïque. Ce n'est qu'au début du Secondaire qu'on peut être assuré de la relative proximité, ainsi due aux coulissements de la fin du cycle varisque, du domaine baléare et de l'ensemble pyrénéo-corso-sarde.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] S. KRYLATOV, Bull. Soc. géol. Fr., (1), V, 1963, p. 312-317.

[2] S. KRYLATOV et B. MAMET, Bull. Soc. géol. Fr., (7), VII, 1966, p. 73-79.

[3] S. BAUDELOT, J. DOUBINGER, M. DURAND DELGA et P. VELLUTINI, Bull. Soc. géol. Fr., (7), XVIII, 1976, p. 1221-1228.

[4] M. DURAND DELGA et coll., Corse, Guides géol. rég., Masson, Paris, 1978, p. 12-14 et p. 87-93.

[5] P. VELLUTINI, Le magmatisme permien de la Corse du Nord-Ouest... (Thèse, Univ. Marseille-III, 1977).

[6] K. C. ALLEN, Paleontology, 8, n° 4, 1965, p. 607-748; B. OWENS, Geol. Surv. Canada, 70-38, 1971, p. 1-157; J. TAUGOURDEAU-LANTZ, Rev. Micropal., 3, p. 144-154.

[7] D. HOLLANDE, Bull. Soc. Sc. hist. nat. Corse, 35, 1917, p. 27-44; R. TEICHMÜLLER et G. SELZER, Abh. Ges. Wiss. Göttingen, Math.-Ph. Kl., III, n°3, 1931, cf. p. 117-120.

[8] P. JODOT, Bull. Soc. géol. Fr., (4), XXX, 1930, p. 544-550 et (5), II, 1932, p. 605-611.

[9] C. A. SANDBERG et W. ZIEGLER, Geol. et Palaeont., 13, 1979, p. 173-212.

[10] A. VOGES (Pal. Zeit., 33, n° 4, 1959, p. 266-314) signale un phénomène semblable sur des formes de Polygnathus communis BR. et M. observées à l'extrême base de l'Unité des Calcaires de Hangenberg (Sauerland) d'âge Cu I ( = Tournaisien).

[11] E. MAURY, Bull. Serv. Carte géol. Fr., C.R. Coll., XVI, n° 105, 1904-1905, p. 155. [12] C. ALBERTI, Rendic. Acc. Naz. Lincei, XXXIV, 1963, p. 553-559.

[13] R. OLIVIERI, Boll, Soc. Paleont. Ital., 8, 1969, p. 63-152.

[14] R. BOURROUILH in CH., POMEROL et CL. BABIN, Stratigraphie et Paléogéographie, Précambrien et Paléozoïque, Doin, Paris, 1977, p. 369-370.

[15] L. CARMIGNANI, T. COCOZZA, N. MINZONI et P. C. PERTUSATI, Mem. Soc. Geol. Ital., 19, 1978, p. 501-510.

[16] S. KRYLATOV et D. STOPPEL, Z. dt. geol. Ges., 122,1971, p. 213-230; A. PELHATE et R. MIROUSE, Publ. 26e Congr. géol. int., Coll. C7, Paris, 1980, p. 190-211.

[17] R. BOURROUILH, Stratigraphie, sédimentologie et tectonique de l'île de Minorque et du Nord-Est de Majorque (Baléares)... (Thése, Univ. Paris-VI, 1973).

[18] R. BOURROUILH et coll. Publ. 26e Congr. géol. int., Coll. C6, Paris, 1980, p. 159-188.

[19] R. VAN DER VOO, J. C. BRIDEN et S. A. DUFF, Ibid., p. 203-212.

S. B. et M. D. D. : Laboratoire de Géologie méditerranéenne;

M.-F. P. et R. M. : Laboratoire de Géologie-Pétrologie,

Université Paul-Sabatier : Laboratoire n° 145 associé au C.N.R.S.,

38, rue des Trente-Six-Ponts, 31400 Toulouse;

J. T.-L. : Laboratoire de Micropaléontologie,

Université Pierre-et-Marie-Curie,

4, place Jussieu, 75230 Paris Cedex 05.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 355

GÉOLOGIE. — Datation par thermoluminescence de grès brûlés de foyers de quatre gisements du Magdalénien final du Bassin Parisien. Note (*) de Hélène Valladas, présentée par Emile Thellier.

Ce travail est consacré à la datation par thermoluminescence de 12 grès brûlés récoltés dans les foyers de quatre gisements du Magdalénien final du Bassin Parisien : Étiolles, Marsangy, Pincevent et Verberie.

Leurs températures de chauffe ont été estimées grâce à l'étude des propriétés de leur thermoluminescence. Les âges obtenus pour chaque site sont discutés et comparés aux résultats des datations 14C.

This paper presents the thermoluminescence dating of 12 heated sandstones collected in the fireplaces of 4 upper Magdalenien sites in the "Bassin Parisien".

Their heating temperatures have been estimated by their thermoluminescent characteristics. The ages thus obtained for each site are discussed and compared with the results of14C dating.

PRÉSENTATION DES SITES. — La méthode de datation par thermoluminescence a été appliquée depuis une quinzaine d'années aux céramiques archéologiques [1] et plus récemment aux pierres brûlées des foyers préhistoriques [2].

Dans ce travail, nous avons choisi de dater 12 grès chauffés provenant de foyers de quatre campements de plein air de chasseurs de Rennes, installés dans le Bassin Parisien à la fin du Paléolithique supérieur : Étiolles (Essonne) [3], Marsangy (Yonne) [4], Pincevent (Seine et Marne) [5] et Verberie (Oise) [6] fouillés respectivement par Y. Taborin, B. Schmider, A. Leroi-Gourhan, F. Audouze et leur équipe.

Ces quatre sites placés en bordure de rivières ont livré le même type d'habitat avec un foyer fréquemment constitué d'une cuvette creusée dans le sol, remplie de terre cendreuse et souvent recouverte de pierres brûlées.

L'industrie lithique des quatre sites présente les caractères communs aux stades IV à VI de la civilisation magdalénienne du Sud-Ouest de la France. La comparaison des industries lithiques ne permet pas de caler dans le temps les sites les uns par rapport aux autres. Cependant la présence à Marsangy de pointes à dos courbes peu différentes des pointes aziliennes et de pointes à dos anguleux ou à cran, apparues en Europe du Nord à l'extrême fin des temps glaciaires, suggèrent que l'occupation de ce site est postérieure à celle des autres [4].

Les gisements d'Étiolles et de Pincevent ont été datés par le 14C. A Étiolles, l'âge obtenu sur un fragment d'os de mammouth du niveau V (les pierres brûlées proviennent du niveau IV) est 12 000+200 ans B.P. (before present) [3].

L'âge moyen obtenu à Pincevent sur les remplissages charbonneux des foyers 1 et 3 de la couche IV4 est 11500 + 500 ans B.P. [5].

PROCÉDURE EXPÉRIMENTALE. — Pour les mesures de thermoluminescence (TL) des prises de 4 mg de quartz (100-160 um) extraites de la partie des grès trouvée en contact du foyer ont été utilisées :

— vitesse de montée en température : 5°C/s;

— filtre optique : ultraviolet (longueur d'onde moyenne de transmission : A, = 325 nm), vert (À.=530nm).

ESTIMATION DE LA TEMPÉRATURE DE CHAUFFE DES ÉCHANTILLONS. — L'application de la TL à la datation des pierres de foyers suppose que la température subie dans le foyer a été suffisamment élevée pour effacer la TL géologique dans la région de la courbe (300-400°C) utilisée pour la datation [7]. Nous avons vérifié que c'était bien le cas pour nos échantillons en étudiant les propriétés de leur émission de thermoluminescence dans l'ultraviolet à haute température [8].


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Cette étude nous a montré que 10 grès avaient subi des températures comprises entre 350 et 450°C et 2 des températures égales ou supérieures à 500°C.

Ces estimations de température de chauffe sont en accord avec celles obtenues pour certaines pierres brûlées de Marsangy et d'Étiolles d'après l'étude des propriétés magnétiques des oxydes de fer qu'elles contiennent [9].

D'autre part, pour vérifier expérimentalement que ces températures pouvaient être atteintes dans ce genre de foyers, et pour nous faire une idée du fonctionnement des foyers à couverture de pierres, fréquents dans les gisements magdaléniens, nous avons cherché à en reconstituer un ressemblant à ceux découverts à Pincevent.

Cette expérience a montré qu'un grès déposé sur la braise n'est pas datable par thermoluminescence car la température de l'ordre de 200°C qu'il subit n'est pas suffisante pour effacer la thermoluminescence géologique. Pour que les pierres aient été chauffées suffisamment, il faut qu'elles aient été placées dans le foyer avant la réduction en braise du combustible, c'est-à-dire plutôt au début de l'activité du foyer.

DATATION. — L'âge « thermoluminescence » est le rapport de la quantité totale de rayonnement reçue par les minéraux depuis leur dernière cuisson, la dose archéologique (DA), au débit de dose libéré annuellement (da).

Détermination de la dose archéologique. — La méthode utilisée a été décrite [10]. Elle consiste à rapporter l'émission de TL obtenue au cours de la première chauffe à celle obtenue après avoir irradié le même échantillon à une dose de rayonnement artificiel déterminée. Pratiquement, on détermine par approches successives la dose de rayonnement artificielle P' qui induit une TL (l'0) sensiblement égale à la thermoluminescence naturelle (/0) de l'échantillon étudié. On mesure ensuite les émissions de TL obtenues respectivement au cours de la première chauffe (lJ,l2...) et de la deuxième chauffe (l\,l'2.. ■) après avoir irradié les échantillons à des doses croissantes dl,d2... (pour la première chauffe) et F>'-\-dx, D' + d2... (pour la deuxième chauffe).

On définit les valeurs normalisées :

et on construit le graphique obtenu en portant les points M0(0,j>0) :

M^iO'i), M2(d2,y2).

En général les valeurs normalisées (y0, yt...) varient proportionnellement à la dose et il est possible de déterminer DA par extrapolation linéaire.

Pans le cas présent, on trouve que les doses archéologiques obtenues sont indépendantes de la température entre 300 et 400°C.

Détermination de la dose annuelle. — Le rayonnement y du sol contribue pour plus de 75 % à la dose annuelle totale reçue par les grès.

Pour le mesurer, des capsules de S04Ca activé au dysprosium ont été enfouies pendant 1 an environ à différents endroits de la couche archéologique.

L'uranium et le thorium contenus dans les grès ont été déterminés par spectrométrie a après séparation chimique des deux éléments.

Le potassium a été déterminé par spectrométrie d'absorption atomique.

Pour la plupart des échantillons, les concentrations en 238U, 232Th et 40K sont respectivement 0,2,0,5 et quelques centaines de parties par million; la somme des doses a et p déduites ne dépasse pas 15 mrads.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981)

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TABLEAU 1 Étiolles

Colonne 1 Colonne 2 Colonne 3 Colonne 4

Dose archéologique Dose annuelle Age

Échantillons (rad) (rad) (ans B.P.)

E, 1 180±50 0,076±0,002 15500 + 800

E, 1 100±40 0,074±0,001 14900 + 600

Age moyen 15200 + 650

TABLEAU II Pincevent

Colonne 1 Colonne 2 Colonne 3 Colonne 4

Dose archéologique Dose annuelle Age

Échantillons (rad) (rad) (ans B.P.)

P1 couche IV, 1520±50 0,112 + 0,003 13600 + 550

P, couche IV4 1420±60 0,103+0,002 13800 + 650

P3 couche IV4. 1750±60 0,127 + 0,002 13 800±550

Age moyen P, et P.,. . 13800±400

TABLEAU III Marsangy

Colonne 1 Colonne 2 Colonne 3 Colonne 4

Dose archéologique Dose annuelle Age

Échantillons (rad) (rad) (ans B.P.)

M1 1300 + 40 0,11+0,003 11900±500

M2 1405+45 0,12+0,003 11700±500

M3. . . 1410±50 0,122±0,003 11600 + 550

M4 1600±90 0,14 ±0,005 11500±700

Age moyen 11 700 ± 300

TABLEAU IV Verberie

Colonne 1 Colonne 2 Colonne 3 Colonne 4

Dose archéologique Dose annuelle Age

Échantillons (rad) (rad) (ans B.P.)

V1.. . . 1040±30 0,08 ±0,002 13000± 560

V2. 1020 + 80 0,079±0,002 12900±1 100

V3 1100±40 0,079±0,002 13900± 600

Age moyen 13 300± 400

RÉSULTATS. — Les tableaux I, II, III et IV relatifs aux sites d'Étiolles, Marsangy, Pincevent et Verberie donnent les doses archéologiques moyennes de chaque grès (colonne 2) leurs doses annuelles (colonne 3) et l'âge déduit (colonne 4).

On constate que les résultats obtenus avec les différents grès d'un même foyer sont en bon accord.

L'erreur sur l'âge comprend strictement l'erreur statistique donnée à un sigma. Les erreurs systématiques sur la dose annuelle qui proviendraient principalement des variations à long

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3)

Série II — 25


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terme de la concentration en eau de la couche archéologique et de l'hétérogénéité du sédiment sont difficiles à quantifier actuellement mais elles ne devraient pas excéder 5 à 10 %.

Des mesures pluriannuelles de cette dose permettront de mieux connaître l'erreur correspondante.

Il est impossible d'établir une chronologie relative de ces 4 sites, sauf pour Étiolles (15200 + 650 ans B.P.) et Marsangy (11700 + 300 ans B.P.) dont les âges sont significativement différents.

La date plus récente obtenue pour Marsangy est en accord avec la chronologie déduite de l'étude typologique de l'industrie lithique. Comme on l'a dit, la présence des pointes à dos abattus à Marsangy fait penser que ce gisement serait le plus évolué de ceux du Magdalénien actuellement découverts dans le Bassin Parisien.

Les âges obtenus pour le site de Verberie (13 300 + 400 ans B.P.) et pour le site Pincevent, couche IV2 (13 600 + 550 ans B.P.) et IV4 (13 800 + 400 ans B.P.) séparées par une épaisseur de un mètre de sédiment, sont très voisins.

Le seul âge 14C obtenu à Étiolles : 12000 + 200 ans B.P., sur un os de Mammouth provenant d'un niveau inférieur à celui du foyer P15 est incompatible avec notre résultat : 15 200 + 650 ans B.P. Cependant il n'existe sur ce site qu'une seule date 14C, il est par conséquent difficile d'expliquer cette divergence sans multiplier les datations par les deux méthodes sur ce site.

L'âge moyen 14C de la couche IV4 de Pincevent, 11500 + 500 ans B.P., est significativement inférieur à l'âge thermoluminescence, 13 800 + 400 ans B.P.

Remarquons que la comparaison des âges 14C aux âges dendrochronologiques a montré que le 14C sous estime les âges à partir de 2 000 ans B.P. et donne un décalage d'environ 800 ans à 7 000 ans B.P., et qu'au-delà l'erreur systématique du 14C est encore très mal connue. Nos résultats, ainsi que ceux obtenus par ailleurs [11] laissent penser que le décalage entre l'âge 14C et l'âge vrai continue à croître au-delà de 8 000 ans B.P. et serait compris entre 1000 et 2000 ans pour un âge 14C de 12000 ans B.P.

Mme Audouze, M. Leroi-Gourhan, Mme Schmider et Mlle Taborin nous ont confié leurs échantillons.

Le sulfate de calcium utilisé pour la dosimétrie a été fabriqué au Centre d'Études nucléaires de Fontenay-aux-Roses. MM. Portai et Lorrain ont bien voulu nous le fournir.

M. Gillot a effectué les mesures de concentrations en potassium.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] M. J. AITKEN, Thermoluminescence of Geological Materials, D. J. McDougall, éd., Academic Press, 1968, p. 369.

[2] A. G. WINTLE et M. J. AITKEN, Archaeometry, 19, (2), 1977, p. 111.

[3] Y. TABORIN, Séminaire sur les structures d'habitat, Ethnologie préhistorique, Collège de France, 1978, p. 47.

[4] B. SCHMIDER, Cahiers Centre de Recherches Préhistoriques, 6, Université Paris-I, 1978, p. 3.

[5] A. LEROI-GOURHAN et M. BREZILLON, Gallia préhistorique, IX, (2), Éditions du C.N.R.S., 1966, p. 263.

[6] F. AUDOUZE, Revue Archéologique de l'Oise, 12, 1979.

[7] S. J. FLEMING, Archaeometry, 12, (2), 1970, p. 133.

[8] H. VALLADAS, Proceedings of the 6th International Conference on Solid State Dosimetry, Nuclear Instruments and Methods, 175, (1), 1980, p. 230.

[9] M. BARBETTI, Y. TABORIN, B. SCHMIDER et K. FLUDE, Archaeometry, 22, (1), 1980, p. 25.

[10] G. VALLADAS et P. Y. GILLOT, Proc. Specialist Seminar on Thermoluminescence Dating, P.A.C.T., 2, 1978, p. 141.

[11] W. T. BELL, Antiquity (sous presse).

Centre des faibles radioactivités. C.E.A.-C.N.R.S., 91190 Gif-sur-Yvette.


C R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 359

TECTONIQUE, — Existence d'une phase tectonique et de structures cartographiques anteschisteuses dans le massif de l'Agout (zone axiale de la Montagne Noire, France). Note (*) de Michel Démange, transmise par Maurice Roques.

Les méthodes de la microtectonique permettent de mettre en évidence une phase tectonique antésçhisteuse en zone axiale de la Montagne Noire (France). Cette phase crée des flexures kilométriques à regard Nord; par exemple, elle est en partie responsable de la verticalisation du bord Sud du synclinal de Rosis,

Structural analysis brings oui an anteschistose tectûnicphase in the axial zone ofthe Montagne Noire (France) : this phase fiorms kilométrai flexures with a nothern Vergence. The verticalisation ofthe southern flank ofthe Rosis syncline seems to be, pro parte, an example of thèse folds.

Le massif de l'Agout (Montagne Noire, Massif central, France) est classiquement ([1], [2]) décrit comme un dome de gneiss et de migmatites ceint de micaschistes. Sa retombée orientale se complique par le synclinal de Rosis : cette vaste structure reconnue depuis fort longtemps [3] est remarquablement mise en évidence par la cartographie des gneiss (orthogneiss de la série du Somail [4]) et surtout par celle de leur couverture essentiellement pélito-psammitique (série de Saint Pons [4]) où une lithostratigraphie fine a pu être établie [5]; le synclinal de Rosis divise le dome de gneiss du massif de l'Agout en deux anticlinaux, du Caroux au Sud et de l'Espinouse au Nord.

A première vue, ces structures sont relativement tardives (phase de Rosis de F. Ellenberger = phase 4 de M. Pemange ([4], [6])); elles reprennent des structures précoces synschisteuses (phases 1 et 2 ([4], [6])). Il apparaît en fait que le synclinal de Rosis est une structure beaucoup plus complexe.

Fig. 1 : Diagramme de Lafage (canevas de Schmidt). Fig. 2 : Diagramme du Col de Malade (pour les figurés, voir fig, 1).


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A. Tout d'abord, la cartographie montre que le synclinal de Rosis est loin d'être une structure cylindrique : sa partie orientale (Col de la Pierre Plantée) est très évasée, à peine marquée; vers l'Ouest son bord Sud se redresse progressivement et, à la hauteur de Sénas, se renverse sur le coeur du synclinal qui demeure très plat; plus à l'Ouest encore, le synclinal se pince et devient pratiquement isoclinal; il peut être suivi sur plus de 25 km jusqu'au nord du Soulié [6].

B. L'étude microtectonique fait également ressortir la complexité du synclinal de Rosis ainsi que le montre la comparaison des trois affleurements suivants :

1. Le premier affleurement ( fig. 1) situé environ 1 km au SE du refuge de Lafage, en rive gauche du torrent d'Arles, un peu en contrehaut du sentier, se place au toit de l'anticlinal du Caroux. Le matériel, attribuable à la formation de Rieumajou [4] est constitué de métagrauwacke et quartzites, bien lités, très contrastés et montre admirablement les plis.

De grands plis droits métriques assez symétriques sont attribuables à la phase 4. Ils déforment de petits corps de pegmatite sécants sur les structures antérieures. Leurs plans axiaux demeurent très constants (S4~ 82-90) alors que leurs axes sont légèrement dispersés (de 82 E45 à 82E05) : cette dispersion est due au fait que la phase 4 s'appliquait à une surface déjà plissée.

Ces plis de phase 4 reprennent des plis de phase 2 décimétriques à métriques à charnière ronde ou pointue et à flancs très parallèles, déversés vers le Nord. Ces plis 2 reprennent euxmêmes une linéation antérieure ou interfèrent avec des plis isoclinaux synschisteux précoces (phase 1).

Les plans axiaux S2 mesurés pli par pli apparaissent dispersés sur le diagramme selon un grand cercle d'axe A4 82E24, axes A2 sont dispersés par la même phase sur un grand cercle.

Fig. 3 : Diagramme du Col de Pierre Plantée (pour les figurés, voir fig. 1).


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2. Le second affleurement (diagramme 2) se situe le long du chemin de niveau en contrebas du Col de Madale. Nous sommes ici sur le bord Sud verticalisé ou légèrement déversé vers le Nord du synclinal. Le matériel (marbres, gneiss à silicates calciques, métapsammites) est attribuable à la formation de Mas de Rieu [4].

L'affleurement montre des plis en chevrons aigus dissymétriques à vergence Sud (flanc long à fort pendage Sud, flanc court peu pente vers le Sud) attribuables à la phase 2. Ils reprennent en effet des plis isoclinaux précoces. Ces plis de phase 2 sont repris par de rares plis droits très mous de phase 4 (S4 78S88, A4 92E30) pratiquement coaxiaux des plis 2, de sorte que les plans axiaux S, sont dispersés sur un grand cercle de pôle A4 sans que les axes A2 soient dispersés de façon notable (A2 85E25).

La comparaison avec l'affleurement de Lafage montre que des plis de phase 2 ayant des plans axiaux comparables (supposons, par exemple, 60S40) ont des axes très nettements différents : 118E30 à Lafage et 85E20 au Col de Madale. Cette dispersion ne pouvant être attribuée à une phase tardive, apparaît comme étant due à l'existence d'une phase antérieure a la phase 2 : les affleurements de Lafage et du Col de Madale se situent donc sur deux flancs d'une grande structure précoce (de phase 1 ou antérieure).

3. L'affleurement du Col de Pierre Plantée (métapélites et métagrauwackes de la formation de Verdière) (diagramme 3) situé au coeur du synclinal de Rosis est dominé par des plis droits de phase 4 (S4 80N85, A4 80E20). On observe également des plis droits pratiquement coaxiaux mais à plan axial moins pente (S4 110N60) attribuables à la phase 4'. Ces plis reprennent des plis chevrons aigus couchés de phase 2 : les plans axiaux ont très dispersés, les axes 2 voisins des axes 4 le sont peu.

Fig. 4 : Comparaison des trois affleurements. Allure de la schistosité S2 dans le synclinal de Rosis.


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La comparaison de ce diagramme avec ceux du Col de Madale et de Lafage fait ressortir l'homogénéité de la phase 4 dans l'ensemble du synclinal de Rosis. Mais encore une fois, il existe une dispersion des axes 2 à plan axial Constant (S2 60S40, A2 70E10) qui ne peut être due qu'à l'existence d'une phase antérieure.

C. La comparaison des trois affleurements (et diagrammes) de Lafage, du Col de Madale et du Col de Pierre Plantée, montre que :

— les axes A, sont dispersés dans le plan de schistosité S2 à l'échelle de l'affleurement et surtout régionalement, cette dispersion ne peut être mise sur le compte des phases tardives;

— si les schistosités moyennes S2 sont peu différentes (60S40 à subhorizontale), les stratifications moyennes So sont très différentes sur les trois affleurements : très plates au toit de l'anticlinal du Caroux (Lafage) et au coeur du synclinal de Rosis (Pierre Plantée), subverticales sur le flanc Sud du Synclinal (Col de Madale).

Il existe donc dans le synclinal de Rosis de « grandes structures » antérieures à la phase 2. Leur style semble peu compatible avec celui de la phase 1 qui est en plis isoclinaux synschisteux. Il s'agit, en effet, de flexures kilométriques à vergence Nord: flanc long très plat et flanc court subvertical. Il s'agit donc d'une phase anteschisteuse. Cette structure est reprise par la phase 4, phase qui demeure responsable de l'essentiel de la structuration du synclinal de Rosis (fig. 4).

L'existence d'une phase tectonique anteschisteuse a bien été mise en évidence dans les Monts de Lacaune [7]; la cartographie [8] comme la microtectonique (par exemple affleurement de Ceps) montrent qu'une telle phase est également fort probable dans les nappes du versant Sud. Sa découverte en zone axiale montre que cette phase anteschisteuse est générale dans toute la Montagne Noire.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] M. ROQUES, Mem. expli. Carte Geol. Fr., 1941.

[2] B. GÈZE, Mem. Soc. Geol. Fr., M.S., XXIX, n° 1-3, n° 62, 1949.

[3] M. THORAL, Bull. Carte Geol. Fr., 38, n° 92, 1935.

[4] M. DÉMANGE. Bull. B.R.G.M., Fr., section I, n° 2, 1975.

[5] F. ELLENBERGER et N. SANTARELLI, Comptes rendus, 278, série D, 1974, p. 2409-2412.

[6] M. DÉMANGE, Bull. B.R.G.M., Fr., section I, n° 1, 1979.

[7] M. DONNOT et B. GUÉRANGÉ, Bull. B.R.G.M., Fr., section I, n° 4, 1978.

[8] W. ENGEL, R. FEIST et W. FRANKE, Z. dt. Geol. Ges., 1978, p. 129.

Centre de Géologie générale et minière, Écoles des Mines, 60, boulevard Saint-Michel, 75006 Paris.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (19 janvier 1981) Série II - 363

VOLCANOLOGIE. — Première étude volcano-structurale de l'île de la Possession, îles Crozet (TAAF), Océan Indien Austral. Note (*) de Luc Chevallier et Jacques Nougier, transmise par Maurice Roques.

L'île de la Possession s'est constituée au cours de cinq phases volcaniques caractérisées par des réseaux filoniens dont les dispositions induisent les unités primitives et les déformations liées aux structures sous-jacentes. La série la plus ancienne correspond à un édifice sous-marin occidental, elle est suivie par l'édification d'un strato-volcan dont le centre est repéré par des réseaux filoniens annulaires. La série suivante détritique marque le démantèlement de cet édifice complété par quelques épanchements laviques alimentés par des fissures radiales. La série sommitale est issue d'un rift hawaïen de direction N135 tandis qu'un volcanisme ultime est constitué par des appareils explosifs greffés sur un réseau de fractures Nord-Sud. Des corrélations avec les séries sensiblement homologues de l'île de l'Est sont envisagées.

Possession island built up during five volcanic phases characterized by feeder networks whose dispositions induce the primitive units and deformations linked to the underlying structures. The oldest series corresponds to western undersea unit, it is followed by a strato-volcano whose center is marked by ring-shaped feeder networks. The next detritic series indicates an erosion phase, it isfollowed by some lava flows fed by radial dykes. The upper series results from an hawaïan rift directed N 135 ° whereas an ultimate volcanism is marked by explosive volcanoes settled on N-S fracture network. Correlations between nearly homologous series from île de l'Est are proposed.

Le District des îles Crozet (Territoire des Terres Australes et Antarctiques Françaises) comprend trois îles principales surgies d'un bassin océanique profond de 4 500 m en moyenne et localisé entre les branches Est et Ouest des dorsales océaniques indiennes. Ce plateau peut être limité à son sommet par l'isobathe —250 m qui délimite une vaste plate-forme occidentale sur laquelle repose le volcan de l'île aux Cochons et une plate-forme péri-insulaire beaucoup plus réduite sur laquelle se sont édifiées les îles de la Possession et de l'Est, R. Schlich [1] a reconnu, à la base de ce plateau, l'anomalie magnétique 31 orientée N 126°, d'âge Maestrichien, décrochée à l'Est par une grande fracture trans-océanique de direction N 36°.

Les îles du groupe oriental ont été l'objet d'investigations d'importance diverse. L'île de l'Est [2] est constituée par quatre unités volcano-détritiques mises en placé depuis le Miocène supérieur [3]. L'île de la Possession n'a été l'objet que d'investigations fragmentaires et ponctuelles ([4], [5]). Cette étude est donc la première réalisée en vue d'un inventaire structural et volcanologique de l'île.

L'île de la Possession, d'une superficie d'environ 150 km 2 est légèrement plus petite que l'île de l'Est (170 km 2) distante de 16 km environ. Son relief est caractérisé par une ligne de cônes volcaniques orientés N 30 culminant à plus de 900 m et par un système de plateaux à pente externe creusés de larges vallées divergentes depuis cet axe.

La géologie de l'île est représentée par cinq phases éruptives :

PHASE I : LE VOLCANISME SOUS-MARIN DE LA SÉRIE DES MOINES. — Les témoins de cette activité ancienne, ayant précédé l'émersion de l'édifice volcanique, sont localisées dans l'Ouest.

La série des Moines se compose d'un empilement de 1500 m de puissance visible. Celle-ci est constituée tout d'abord par des pyroclastites sous-marines, formées de bombes en choufleur à cortex vitreux, emballées dans une matrice cendreuse friable et altérée; l'ensemble est très chloritisé et argilisé; puis par des passées détritiques intercalées, représentées par un faciès à galets liés par une matrice de faible cohésion et un faciès plus fin graveleux. Cet ensemble résulte du démantèlement des formations pyroclastiques. Un niveau fossilifère à moules et pectens non tectonisés et cimentés par du détritique fin est intercalé. Ce niveau est situé dans la falaise du Cap de l'Héroïne dont les blocs éboulés et échantillonnés ont une taillé supérieure au mètre cube.


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La série des Moines est traversée par deux réseaux filoniens appartenant respectivement aux phases II de direction Nord-Sud et IV de direction N 105°. La série est limitée à l'Est par une zone de fractures sub-méridienne passant à N 40° (voir carte). Elle a été basculée et soulevée lors des mouvements tectoniques de la phase V. Les couches de la série, de direction Nord-Sud pendent ainsi vers l'Ouest de 40°, donnant au paysage, soumis à l'érosion torrentielle, un profil caractéristique « en chevrons ».

PHASE II : LE STRATO-VOLCAN. — Il constitue la majeure partie du soubassement de l'île; il est toujours recouvert par des séries plus récentes et n'affleure qu'à la base des vallées. Il s'agit d'un empilement de 300 m au maximum de coulées de basalte à olivine ou aphyrique, épaisses de 1 à 5 m, massives, intercalées avec des produits détritiques attestant, par la-même, de nombreuses phases de rémission de l'activité volcanique. Ces matériaux sont en très faible proportion à la base et prépondérants au sommet de la série. Le pendage des coulées est très faible, de l'ordre de quelques degrés, et elles semblent diverger d'un centre volcanique situé en mer à l'ouest du Cap de l'Héroïne.

La partie centrale de ce premier volcan aérien ainsi reconstitué, localisée entre la Roche Carrée, le Cap Vertical et le Cap de l'Héroïne, est une zone structurale constituée par un réseau dense, presque jointif, de ring dykes (concentriques à pendage externe) recoupé luimême par un réseau filonien en cone-sheet (concentrique à pendage interne) (voir carte). Ces fiions recoupent également la série des Moines selon une direction Nord-Sud en raison du basculement ultérieur, produit lors de la phase V. Ces filons sont des basaltes aphyriques chloritisés, altérés par des phénomènes hydrothermaux importants; leur épaisseur varie de 0,4 à 0,8 m et quelques rares basaltes à olivine ou gabbros ont été observés dans ces filons. L'encaissant, très mylonitisé est sans structure nette, et représente moins de 10 % du volume lavique; il semble être constitué de laves très basiques dans lesquelles quelques gros pyroxènes et olivines sont reconnaissables. Cet entrelac de dykes et de sills résulte de l'effondrement du toit d'un réservoir magmatique développant un réseau de fractures en coupoles ou en « cone-sheet ». Le centre géométrique de cet ensemble peut être précisé grâce aux structures annulaires des filons : on constate que ce centre se situe lui aussi, en mer, à l'ouest du Cap de l'Héroïne. Dans cette perspective, environ un quart seulement du stratovolcan demeure émergé.

Une extrusion trachytique cylindrique, le Dôme du Lapérouse, d'un diamètre de 500 m, haut de 200 m, semble appartenir à cette époque tectonique mais des mesures géochronologiques seront nécessaires pour préciser sa mise en place.

PHASE III : VOLCANO-DETRITIQUE. — Celle-ci est discordante sur la phase II et correspond au démantèlement du strato-volcan sous-jacent. Très épaisse, de l'ordre de 700 m, elle débute par des produits détritiques grossiers caractéristiques d'une période d'érosion très active de type torrentiel; des cheneaux à remplissage détritique sont en effet visibles, notamment en rive gauche de la vallée des Branloires et de la vallée des Géants. Les niveaux supérieurs, bien lités, constitués de lits sableux, graveleux et parfois plus grossiers,

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Carte schématique volcano-structurale de l'île de la Possession (Archipel Crozet, TAAF) et coupe WNW-ESE. I : série des Moines; II : strato-volcan, ring-dykes et cone-sheets; III : série volcano-détritique et dykes radiaux; IV : basalte des plateaux et rift N 135°; V : volcanisme strombolien et failles volcano-tectoniques; VI : édifice strombolien de la phase V.


PLANCHE I

LUC CHEVALLIER

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 3)

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résultent de dépôts par nappes de ruissellement. Néanmoins, il ne s'agit pas d'une période de calme éruptif car ces formations contiennent des coulées intercalées peu épaisses (0,8 à 1 m) de basaltes à olivine et océanites à base scoriacée, ainsi que des sills massifs de même nature et pouvant atteindre 10 m d'épaisseur. Ces produits volcaniques ont été émis par un système de fissures radiales, convergentes vers un centre volcanique situé à l'ouest du Cap de l'Héroïne. Il y a donc bien eu un fonctionnement en plusieurs épisodes, lors des phases II et III, d'un même édifice volcanique de type central (voir carte).

PHASE IV : DES BASALTES DE PLATEAUX. — La série se compose de grandes coulées sommitales d'océanites nappant les plateaux comme les Plateaux des Pétrels et Jeannel. Elle est peu épaisse, de l'ordre de une à trois coulées plurimétriques et est alimentée par un rift hawaïen de direction N 135° qui s'étend du Cap du Gauss au Mont du Mischief (voir carte). Le rift est constitué par des dykes épais de 0,5 à 1 m, verticaux, dans une proportion de un tous les 5 m dans l'axe, et de un tous les 20 m en périphérie. Ce sont des basaltes à olivine homologues aux coulées des plateaux. Quelques dykes différenciés, de type sous-saturé, ainsi que des gabbros ont été observés localement. On constate qu'une très faible proportion de ces dykes s'est épanchée en surface, l'essentiel du magma étant resté bloqué dans les fractures du système hawaïen. A l'Ouest, la zone de rift prend une direction N 105°, et est coupée par la ligne de fractures de la phase V. Une période glaciaire a provoqué alors de profonds surcreusements, des verrous et dépôts de moraines. Les profondes vallées en auges, telles que celles des Branloires et de la Hébé ne se prolongent pas en amont par des accidents tectoniques visibles et leur orientation générale ne correspond pas à l'un des réseaux filonniens ou structuraux décrits. On doit donc admettre, contrairement à l'hypothèse proposée par Ph. Dreux et J. M. Rémy [6] que ces vallées n'ont pas une origine morphotectonique mais uniquement glaciaire. D'autres vallées de l'île, telles que celle des Géants ou du Petit Caporal, ont également subi l'empreinte glaciaire et ont été oblitérées par la phase volcanique strombolienne ultérieure.

PHASE V : VOLCANO-TECTONIQUE. — Celle-ci correspond en une récurrence de volcanisme strombolien caractérisé par de nombreux petits cônes rouges, aux formes fraîches; ils ponctuent l'île et sont bien visibles : Mont Branca, Morne Rouge, Mont des Cratères et la Ligne des Cratères jalonnée par les cônes de Labourage et Pâturage notamment. Ces appareils typiquement explosifs sont constitués de scories, de bombes en bouse de Vache et en fuseau (de 3 cm à 1 m) ainsi que de tufs ponceux. Ils ont émis très peu de coulées et sont accompagnés d'un réseau intrusif important, essentiellement des sills de basalte à olivine et pyroxène. Une deuxième période volcanique, de type effusif, est à l'origine de deux coulées de basalte à petites olivines et pyroxènes. Ces coulées sont larges et épaisses de 5 à 10 m, à base et sommet scoriacés. Elles sont issues du Mont des Cratères et se sont épanchées jusqu'à la mer.

Ce volcanisme de la phase V est alimenté par un réseau de fractures Nord-Sud au Cap Vertical, passant à N 40° vers le Sud et ayant joué en horst et graben. Cette tectonique est responsable du soulèvement et de la rotation dextre de la série des Moines ainsi que de l'affaissement du compartiment situé entre les Moines et la Ligne des Cratères (voir la coupe de la figure). Le réseau s'accompagne de failles conjuguées N 80-90°, révélatrices de mouvements horizontaux cisaillants. Cette tectonique est probablement en relation avec les structures du plateau de Crozet et du plancher océanique [1], qui ont rejoué.

CORRÉLATIONS STRUCTURALES AVEC L'ILE DE L'EST. — Les mesures géochronologiques et études pétrologiques de l'île de la Possession étant en cours, les corrélations que nous


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proposons entre ces deux édifices volcaniques séparés par une dépression océanique large de 16 km et profonde de 500 m, doivent être présentées comme des hypothèses de travail.

La phase I sous-marine de l'île de la Possession n'a pas été identifiée à l'île de l'Est. La phase II, correspondant au strato-volcan excentré à l'Ouest et recoupé par des réseaux filoniens denses concentriques, peut être considérée comme l'homologue de l'unité inférieure de l'île de l'Est localisée au coeur de l'île. Celle-ci est constituée par une masse à 90 % de dykes alimentant les séries supérieures et par des complexes plutoniques stratifiés datés à 8,7 M.A. Il est à noter que ces séries plutoniques n'ont pas été observées à la Possession. La phase III de la Possession, qui débute par l'érosion du strato-volcan et se poursuit par des dépôts volcano-détritiques, présente de fortes affinités, avec la série II de l'île de l'Est caractérisée, elle aussi, par une érosion basale et par de puissants dépôts volcano-détritiques. Les coulées laviques intercalées ont été datées dans cette île entre 1,7 et 0,9 M.A. La phase IV, décrite à la Possession et marquée par un rift de direction N 135°, peut être considérée comme homologue de la série III de l'île de l'Est identifiée par des dykes de direction N 110°. Toutefois, dans cette île, les coulées, datées à 0,5 M.A., atteignent 900 m d'épaisseur contre quelques mètres seulement à la Possession. La phase V enfin, est liée à la Possession à des fractures Nord-Sud et leur conjugués N 90°, à une tectonique d'effondrement et à un volcanisme strombolien ultime. Elle semble bien correspondre à l'unité IV de l'île de l'Est marquée, elle aussi, par des réseaux de fractures de mêmes directions, et un volcanisme explosif ponctuel dont l'âge est inférieur à 400000 ans. Il semble bien, au moins pour cette phase, que l'intensité éruptive ait été croissante d'Est en Ouest. Limitée à quelques éruptions ponctuelles à l'île de l'Est, l'activité s'est généralisée à la Possession pour s'achever à l'île aux Cochons par l'édification d'un volcan de type central qui représente l'ensemble de l'île.

En conclusion, en dépit de variations importantes du régime d'activité volcanique se traduisant par de notables différences d'épaisseur de dépôts, on peut retenir que les deux volcans orientaux du plateau des Crozet ont fonctionné selon des rythmes similaires et ont été affectés par des fractures et des dykes d'alimentation qui permettent d'envisager des corrélations chronologiques et d'affirmer que ces accidents de notable extension doivent être reliés à ceux du plancher océanique.

(*) Remise le 5 janvier 1981.

[1] R. SCHLICH, Mém. H. S. Soc. géol. Fr., 6, 1975, p. 102.

[2] J. LAMEYRE et J. NOUGIER, 5e Réun. Ann. Sc. Terre, Rennes, 1977, p. 295; J. LAMEYRE et J. NOUGIER, Third Symp. Antarct. Geol., Madison (sous presse).

[3] J.-M. CANTAGREL, J. LAMEYRE et J. NOUGIER, 26e Congrès Géol. Intern. Paris, I, 1980, p. 27.

[4] G. W. TYRREL, Brit. Austr. Neo-Zeal. Antarct. Res. Exp., A (2), 1937, p. 57.

[5] B. GUNN, E. ABRANSON, N. WATKINS et J. NOUGIER, Antarct. Geol. and Geophysics, Oslo, 1972, p. 825.

[6] Ph. DREUX et J.-M. REMY, Comptes rendus, 257, 1963, p. 2517.

Terres australes et antarctiques françaises et Laboratoire de Géologie, 33, rue Louis-Pasteur, 84000 Avignon.


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VOLCANOLOGIE. — Présence de manifestations volcaniques autochtones à la base des grès de Taveyanne du secteur de Flaine-l'Arbaron (Haute-Savoie, France). Note (*) de JeanDominique Giraud et Jean Didier, présentée par Jean Wyart.

La présence d'ejecta volcaniques vitreux dans les grès de Taveyanne du secteur de Flaine indique le caractère autochtone du volcanisme. Cette observation confirme l'hypothèse d'une origine locale du volcanisme calco-alcalin paléogène dans ce secteur de l'arc alpin occidental.

The occurrence of volcanic vitreous ejecta in the "grès de Taveyanne " from the Flaine area indicates the autochtonous character of the volcanism. This observation confirms the hypothesis of local origin of the paleogene calc-alkaline volcanism in this zone of the western alpine arc.

INTRODUCTION. — Les grès de Taveyanne renferment en abondance des roches volcaniques de nature andésitique. L'origine de ces éléments (c'est-à-dire l'emplacement des émissaires éruptifs) est encore inconnue. Depuis longtemps, les partisans d'un volcanisme proche et contemporain du dépôt des séries détritiques ([1], [2]) s'opposent aux défenseurs de l'hypothèse d'un volcanisme éloigné et antérieur à la sédimentation ([3] à [6]). Des observations nouvelles faites sur les grès de Taveyanne de la région de Flaine (Haute-Savoie) permettent d'apporter un élément déterminant en faveur de l'hypothèse d'un volcanisme local dans cette région,

SITUATION GÉOGRAPHIQUE ET GÉOLOGIQUE DU SECTEUR ÉTUDIÉ. — L'affleurement que nous décrivons ici se situe entre Arve et Giffre, dans la région étudiée par J. Martini [3]. Au lieu-dit « Col de la Pierre Carrée », entre Arâches et Flaine, un chemin conduit à une carrière abandonnée décrite par J. Martini sous le nom de gisement de l'Arbaron. Ici s'observe la base de la série détritique des grès de Taveyanne qui, à une dizaine de mètres en contrebas du chemin, repose sur les marnes à débit schisteux du substratum. Les premiers bancs de grès, épais de deux à trois mètres, présentent une teinte sombre en rapport avec l'abondance des éléments volcaniques. Les fragments andésitiques sont concentrés dans certains niveaux en un conglomérat monogénique très bien décrit par J. Martini sous l'appellation « type aberrant » [3].

DESCRIPTION ET INTERPRÉTATION DES FRAGMENTS ANDÉSITIQUES. — Pour étudier les fragments andésitiques, nous avons pratiqué de nombreuses coupes suivant les orientations les plus diverses et particulièrement au contact avec le sédiment environnant. L'examen de ces préparations montre qu'il s'agit d'andésites à labrador et hornblende avec mésostase vitrophyrique comme l'avaient déjà montré les études pétrographiques de nos prédécesseurs ([3], [4], [6]). En revanche, l'étude morphologique des fragments et leurs structures internes ont apporté des éléments nouveaux. Ces morceaux d'andésite, dont la taille varie de 1 à 10 cm présentent des formes irrégulières (fig. 1). Leur surface est hérissée d'aspérités souvent constituées de fragiles phénocristaux qui font Saillie en dehors du verre. Comme l'admettait à très juste titre J. Martini [3], ils ne peuvent donc pas représenter des galets. L'absence de toute face plane pouvant correspondre à d'anciennes diaclases nous amène également à rejeter les possibilités que ces fragments aient pu être arrachés à des affleurements sous-marins par des courants de turbidité, ou qu'ils soient tombés de falaises dominant la mer. Leur forme suggère davantage une origine par projection de magma frais. D'autres arguments vont dans le sens de cette dernière interprétation. Certains fragments contiennent des enclaves d'une roche formée, comme les grès de Taveyanne, de fins débris


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andésitiques. Ces enclaves sont allongées conformément à la fluidalité du verre et présentent, comme certains phénocristaux ( fig. 2), des signes d'étirement et de déformation ( fig. 3) que nous relions à l'état pâteux des fragments andésitiques au moment de leur chute. Le fait que des projections andésitiques aient pu se déformer, engluer, ou même incorporer des éléments volcaniques plus fins, prouve que leur chute s'est opérée à l'air libre et non pas en milieu marin où elles auraient été instantanément figées. Les grès de Taveyanne étant des formations marines [3] comme le montrent la faune qu'ils renferment et l'aspect des séquences lithologiques, il est nécessaire d'imaginer un processus permettant le passage des projections en domaine marin sans impliquer leur usure. Il semble qu'un glissement en masse des cendres sur les pentes d'un cône situé en bord de mer puisse être retenu. La nature des

éléments volcaniques présents dans les grès de Taveyanne milite d'ailleurs en faveur de l'hypothèse d'un volcanisme littoral. Ces formations contiennent en effet une très forte proportion de particules très fines (inférieures à 2 mm), largement vitreuses, que l'on peut assimiler à des cendres. Les projections plus grossières sont rares puisque celles que nous décrivons ici sont apparemment les premières qui aient été signalées. Quant aux coulées, elles devaient être exceptionnelles, aucune en effet n'ayant été découverte, et les galets andésitiques étant très rares. Ceci nous conduit à imaginer un volcanisme de type surtseyen. A Surtsey [7] en Islande, ou à Capelinhos [8], aux Açores, l'entrée d'une grande quantité d'eau de mer dans un cratère littoral a entraîné une pulvérisation intense du magma. Il en est résulté l'émission d'une énorme quantité de cendres très fines accompagnées de rares bombes. Les coulées quant à elles sont exceptionnelles et toujours liées à un arrêt de l'arrivée d'eau de mer. Cette dynamique phréatomagmatique particulière nous semble parfaitement rendre compte de la nature des produits volcaniques inclus dans les grès de Taveyanne, et des

Fig. 1. — Contact entre un fragment andésitique et le grès encaissant (dessin d'après macrophotographie). G, grès à éléments volcaniques; PI, plagioclase; H, hornblende; V, verre volcanique.


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difficultés d'interprétation qui en ont résulté, conduisant nombre d'auteurs à opter pour l'antériorité et l'éloignement du volcanisme. Certes, à Surtsey et à Capelinhos les magmas sont basaltiques et non andésitiques; mais le caractère de ce type de volcanisme est davantage commandé par l'action de l'eau que par la nature des laves [9].

Fig. 2. — Phénocristal de hornblende ployé entre deux feldspaths (dessin d'après microphotographie). PI, plagioclase; H, hornblende; V, verre volcanique.

Fig. 3. — Inclusion sigmoïde de grès dans le verre volcanique (dessin d'après microphotographie). G, grès à éléments volcaniques; PI, plagioclase; H, hornblende; V, verre volcanique.


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CONCLUSIONS. — Les observations présentées ici constituent un nouvel argument en faveur de la proximité et de la contemporanéité des volcans andésitiques et des bassins de sédimentation des grès de Taveyanne. Elles constituent aussi une première tentative susceptible de définir la dynamique du volcanisme calco-alcalin paléogène de ces régions. Il reste évidemment à retrouver l'emplacement des bouches volcaniques elles-mêmes. Si nos observations sont exactes, elles ne devraient pas se trouver loin et pourraient se présenter comme des diatrèmes à remplissage brêchique rapidement oblitérés en profondeur. Les tufs et tufisites du Merdassier ([2], [10]), sans être nécessairement en place, pourraient provenir d'un de ces diatrèmes. Les éléments précédents s'ajoutent à ceux connus dans les régions méridionales du Champsaur [11] ou des Alpes-Maritimes ([12], [13], [14]) et permettent de concevoir l'unité d'un grand arc volcanique calco-alcalin paléogène au niveau des Alpes occidentales. Nous nous proposons d'en retracer l'histoire et la signification géodynamique [15].

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] S. BOEUF, B. BIJU-DUVAL et Y. GUBLER, Trav. Lab. Géol., Grenoble, 37, 1961, p. 143. [2] J. DIDIER et J. LAMEYRE, Comptes rendus, 286, série D, 1978, p. 583.

[3] J. MARTINI, Bull. Suisse Minér. et Pétrol., 48, 1968, p. 539.

[4] M. VUAGNAT, Mater. Carte Géol. Suisse, 97, 1952.

[5] G. SAWATSKI. Thèse Genève, Arch. Sc. 28. 1975. p. 265-368.

[6] D. S. COOMBS. Y. NAKAMURA et M. VUAGNAT. J. Petr., 17. 1976. p. 440.

[7] S. 1 HORARINSSON, Surtsey, la nouvelle île de l'Atlantique Nord, 1974, Ec. lois, Paris.

[8] F. MACHADO, J. Physic. Res., 67, n° 9, 1962, p. 3519.

[9] P. VINCENT, communication orale.

[10] G. VITALLY, Thèse spécialité, Brest, 1980, 184 p.

[11] P. BELLAIR, Comptes rendus, 245, 1957, p. 2515.

[12] J.-D. GIRAUD et G. TURCO, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 73.

[13] J.-D. GIRAUD, M. LE GUERN et G. TURCO, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 715.

[14] M. LE GUERN, Thèse spécialité, Nice, 1979, 144 p.

[15] J. D. GIRAUD, Thèse (en cours), Nice.

J.-D. G. : Laboratoire de Pétrologie-Minéralogie,

« E.R.» Stabilité et Réactivité des Minéraux,

Faculté Sciences, F.S.T., parc Valrose, 06034 Nice Cedex;

J. D. : Laboratoire associé n° 10, C.N.R.S.,

Chronologie des Terrains cristallins et Volcanologie, 63038 Clermont-Ferrand Cedex.


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PALÉONTOLOGIE HUMAINE. - Variations métriques de la denture chez les Hominidés primitifs : comparaison entre Australopithecus afarensis et Ouranopithecus macedoniensis. Note (*) de Louis de Bonis, Donald Johanson, Jean Melentis et Tim White, présentée par Jean Piveteau.

La comparaison entre d'une part l'échantillon d'Australopithecus afarensis de Hadar et celui d'Ouranopithecus macedoniensis et, d'autre part des échantillons de Primates hominoïdes actuels ou fossiles montre que les variations de taille sont à peu près identiques dans plusieurs taxons, y compris les deux espèces étudiées. En outre, par les proportions des dents comme par leur morphologie, A. afarensis se rapproche davantage de O. macedoniensis que des autres Primates du Miocène.

The comparison between samples of Australopithecus afarensis from Hadar and Ouranopithecus macedoniensis and, on the other hand, other extinct or living hominoid primates, shows that the sue variations are pretty similar in the two taxa that we are studying, as they are in the other primate taxa. On the basis of the tooth proportions and morphology A. afarensis is closer to O. macedoniensis than to any other miocene primates.

Peu nombreux dans la plupart des gisements, les Hominidés fossiles antérieurs à Homo sapiens ne permettent que de façon exceptionnelle d'apprécier le domaine des variations de taille à l'intérieur d'une population. L'étalon de comparaison le plus souvent utilisé et le plus facile à se procurer, l'Homme actuel, ne donne pas forcément une bonne idée sur l'étendue de la variation chez une forme fossile. L'argument peut être utilisé qui permet de séparer en deux espèces un échantillon fossile sous le prétexte qu'il présente un domaine de variabilité supérieur à celui qui existe chez H. sapiens. C'est le cas par exemple pour Australopithecus afarensis ([1], [2]); affecté d'un fort coefficient de variation, ce taxon a pu être considéré comme hétérogène, d'autant plus que son aire de répartition s'étend de l'Ethiopie à la Tanzanie. Le but de cet article est de comparer un échantillon de cette espèce à un autre Primate fossile, proche par certains aspects des Hominiens du Plio-Quaternaire, Ouranopithecus macedoniensis. Celui-ci, récolté dans un seul gisement, sur une surface réduite et au sein d'une couche fossilifère peu épaisse ([3], [4], [5]), représente une excellente référence en ce qui concerne la variation chez une espèce fossile. Pour les deux espèces, nous avons utilisé les dents inférieures, plus abondantes que les supérieures dans les gisements considérés.

1. ÉCHANTILLONS ÉTUDIÉS. — a. O. macedoniensis. — Décrite dans le gisement du Ravin de la Pluie (Macédoine-Grèce), cette espèce a été datée du Vallésien [6], soit d'environ 10 M.A. Il s'agit d'une forme de milieu ouvert dont les dents présentent un épais revêtement, adamantin. Par là, elle est proche d'autres Primates miocènes comme Sivapithecus et Ramapithecus dont elle diffère cependant par un certain nombre de caractères ([4], [5]).

b. A. afarensis. — Le type de A. afarensis provient du gisement de Laetolil (Tanzanie) mais l'essentiel du matériel attribué à l'espèce a été récolté dans le gisement de Hadar (Afar, Ethiopie) dans la vallée de l'Aouache. Ces deux localités sont datées de 3 à 4 M.A. Bipède incontestable, A. afarensis est l'Australopithèque le plus ancien connu et le premier Hominien absolument incontestable. Notre étude portera seulement sur les spécimens du gisement de Hadar; en effet le matériel extrait de cette localité se trouve en quantité suffisante et ce faisant nous augmentons l'unité géographique de l'échantillon utilisé.

2. VARIATIONS MÉTRIQUES. — Pour mieux apprécier la valeur des différences éventuelles entre les différents spécimens étudiés, nous avons intégré dans cette analyse un certain nombre d'autres Primates. Il s'agit de fossiles appartenant au genre Proconsul et provenant du Miocène inférieur du Kenya, de formes actuelles des genres Pan, Gorilla et Homo et de dents attribuées à Australopithecus robustus.


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a. Diamètre bucco-lingual des dents jugales (fig. 1 ). — La variation observée dans les deux échantillons étudiés ne diffère pas de façon sensible de celles des autres Hominoïdes. Elle apparaît comme plus ou moins proportionnelle à la taille moyenne des individus composant l'échantillon. L'hypothèse d'une seule espèce dans le gisement de Hadar, loin d'être infirmée, apparaît renforcée par cette comparaison. On rernarque également que P3 est nettement plus grande par rapport à P4 chez Gorilla, Pan et Proconsul ; la pente de la droite qui joint les deux points corresppndants à ces dents est très forte. Cette pente est nettement plus faible chez A. afarensis, alors que O. macedoniensis occupe une position intermédiaire. Chez H. sapiens cette pente est inversée, indiquant une forte réduction de la P3. En ce qui concerne les rapports entre M2 et M3, on remarque une prépondérance de la troisième molaire chez les fossiles; pour les formes modernes, ce rapport s'inverse de façon parallèle chez l'Homme et les grands Singes.

b. Rapports entre les dents jugales et la canine. — Les dimensions de la canine jouent un rôle extrêmement important dans les discussions sur les affinités des Hominidés fossiles. Nous avons exprimé les dimensions relatives de la canine à l'aide du quotient : L x 1 dent jugale/L x 1 canine. Le produit longueur x largeur indique de façon approchée la superficie occlusale de la dent jugale et l'importance de la canine au niveau du collet. Nous avons choisi P4 et M2 comme termes de comparaison.

Le rapport P4/C (fig. 2) est faible chez les grands Singes vivants ou fossiles. Voisin de 0,5 ou même plus faible chez P. major et P. nyanzae, il augmente légèrement chez P. troglodytes avec apparition chez ce dernier d'une différence liée au sexe : les mâles ont en moyenne un indice proche de celui des fossiles d'Afrique de l'Est et les femelles un indice supérieur. Pour Gorilla la moyenne augmente légèrement et l'écart entre les sexes est encore plus fort. Les mâles de O. macedoniensis ont des indices qui recouvrent ceux des femelles de Gorilla mais l'unique femelle d'Ouranopithèque étudiée présente un indice supérieur. A. afarensis se trouve à peu près au même niveau que H. sapiens avec cependant une valeur plus forte pour un spécimen qui représente sans doute une femelle. Le cas de A. robustus semble un peu

Fig. 1. — Variation du diamètre bucco-lingual des dents jugales chez quelques Primates hominoïdes. N, Proconsul nyanzae; P, Pan troglodytes; G, Gorilla gorilla; O, Ouranopithecus macedoniensis; A, Australopithecus afarensis; H, Homo sapiens. Les traits épais correspondent à un écart-type de part et d'autre de la moyenne, les traits fins à l'amplitude maximale de l'échantillon. Les chiffres correspondent au nombre de spécimens utilisés. Les mensurations sont exprimées en millimètres.


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particulier. L'indice atteint des valeurs extrêmes qui traduisent à la fois la réduction de la canine et la forte taille de la prémolaire. Mais on remarque aussi une très grande dispersion des valeurs qui pourrait correspondre soit à un dimorphisme sexuel accentué soit à une hétérogénéité de l'échantillon.

Pour le rapport M2/C (fig. 3) les résultats obtenus ressemblent beaucoup aux précédents. On observe un regroupement des grands Singes vers des indices très bas avec une exception pour les femelles de Gorilles qui viennent interférer avec les mâles de O. macedoniensis. Ces derniers, comme A. afarensis, présentent une différence nette entre deux types de spécimens qui semblent correspondre à des mâles et des femelles. Les deux atteignent des valeurs qui s'intègrent dans la distribution de l'indice de H. sapiens. Enfin, on peut faire les mêmes remarques que précédemment en ce qui concerne A. robustus.

3. COMPARAISON MORPHOLOGIQUE. — Avant de terminer il nous a paru utile d'esquisser également cette comparaison entre les deux taxons. Ils se caractérisent par l'épaisseur de l'émail dentaire, caractère dérivé partagé par d'autres Primates du Miocène (Sivapithecus et Ramapithecus) et par les Hominiens plus récents. Ce seul caractère suffirait à les séparer des grands Singes actuels ou fossiles. Les incisives de A. afarensis, implantées plus verticalement et dépourvues de cingulum basilaire, sont plus proches de celles d'un Homme moderne que ne le sont celles de O. macedoniensis. Pour les canines, le dimorphisme est plus net sur le Primate de Macédoine mais les canines des femelles entrent dans le domaine supérieur de variation de celles d'A. afarensis et leur morphologie n'est pas très différente. P3, dans les deux cas, présente un certain nombre de caractères communs : profil occlusal arrondi, présence d'une seule cuspide sur certains spécimens d'afarensis, face vestibulaire basse et à profil symétrique, absence de facette aiguisoir dans la portion basale antéro-externe de la dent. Comme chez tous les Primates à émail épais, P4 possède un talonide relativement élevé au-dessus du colle et la différence de hauteur avec le trigonide est moins marquée que chez les

Fig. 2. — Rapport P4/C chez quelques Hominoïdes. Proconsul major; P. nyanzae; Pan troglodytes; Ouranopithecus macedoniensis; Australopithecus afarensis; Homo sapiens; Australopithecus robustus. M, mâles; F, femelles.

Fig. 3. — Rapport M2/C chez quelques Hominoïdes. Même légende que la figure 2.


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autres Hominoïdes. Sur les molaires on peut noter dans les deux cas la réduction du cingulum, caractère banal puisqu'on le retrouve chez tous les Primates à émail épais (exception faite des plus anciens) et chez les grands Singes modernes.

4. CONCLUSION. — Le premier fait à souligner est l'importance des variations métriques dans les deux échantillons. Celles-ci indiquent certainement un dimorphisme sexuel, les plus grandes formes étant pourvues des canines les plus robustes. D'autre part A. afarensis, sur l'ensemble des caractères observés, se rapproche beaucoup plus d'O. macedoniensis que des autres Primates miocènes, bien qu'il y ait un hiatus métrique et morphologique entre les deux. Enfin, cette étude paraît montrer que, sur le plan géologique, les recherches futures sur l'origine des Hominiens devront être axées sur la période qui sépare les deux fossiles, le Miocène terminal et le début du Pliocène.

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] D. JOHANSON, T. WHITE et Y. COPPENS, Kirtlandia, 28, 1978.

[2] D. JOHANSON et T. WHITE, Science, 203, (4378), 1979.

[3] L. DE BONIS et J. MELENTIS, Comptes rendus, 284, série D, 1977. p. 1393.

[4] L. DE BONIS et J. MELENTIS, Géobios, 10, (6), 1977.

[5] L. DE BONIS et J. MELENTIS, Ann. Paleont., 64, n° 2, 1978.

[6] L. DE BONIS et J. MELENTIS, Comptes rendus, 280, série D, 1975. p. 1233.

Les mensurations utilisées sont extraites de Dickson Mound (in M. WOLPOFF, Metrics Irends in Hominid Dental Evolution, University press, 1971 ); D. PILBEAM, Bull. Peabody Mus. nat. Hist., 31,1969; P. ANDREWS, Bull. British Mus. nat. Hist., 30, n° 2, 1978, ou sont dues aux auteurs. Les graphiques ont été mis au point par M. Sicard et le manuscrit par Mme G. Florent.

Laboratoire de Paléontologie des Vertébrés et Paléontologie humaine.

Faculté des Sciences Université de Poitiers,

40. avenue du Recteur-Pineau, 86022 Poitiers Cedex;

Cleveland Museum Wade Oval University Circle, Cleveland, Ohio 44106, U.S.A;

Laboratoire de Géologie et Paléontologie de l'Université, Panepistemiou, Thessaloniki, Grèce;

Department of Anthropology, University of California, Berkeley, California 94720, U.S.A.


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PALÉOBOTANIQUE. — Confirmation de l'existence de gamétophytes vascularisés dans le Dévonien de Rhynie (Ecosse) et considérations sur leur nature. Note (*) de Yves Lemoigne, présentée par Edouard Boureau.

L'observation, par D. S. Edwards, de formations considérées comme des sporanges en connexion avec des axes à structure du type Rhynia gwynne-vaughanii K. et L. nous conduit à confirmer nos observations d'archégones portés par des axes également à structure du type Rhynia gwynne-vaughanii, et, à nous interroger sur la référence générique et spécifique de ces gamétophytes vascularisés du Dévonien de Rhynie.

The observation, by D. S. Edwards, of formations interpreted as sporangiumin connection with axes with structure like as Rhynia gwynne-vaughanii K. and L. incites us to confirm our observations about archegonium beared by axes with structure also like in Rhynia gwynne-vaughanii, and, to examine the generic and specifie reference of these devonian vascularised gametophytes from Rhynie.

Dans une Note intitulée Evidence for the Sporophytic Status of the lower Devonian Plant Rhynia gwynne-vaughanii Kidston and Long [1], reprenant un exposé oral qu'il avait fait lors du Symposium international sur le Dévonien tenu du 9 au 12 septembre 1978 à Bristol, D. S. Edwards a quelque peu remis en question notre conception des Rhyniales du Dévonien, plantes connues seulement dans le gisement de Rhynie en Ecosse.

HISTORIQUE. — En 1910, le Dr W. Mackie découvrait dans le « Muir Chert » du Dévonien de Rhynie des restes de plantes avec structure conservée. En 1917, Kidston et Lang [2] en publiaient une description distinguant deux espèces : Rhynia gwynne-vaughanii et Asteroxylon mackiei. 3 ans plus tard, ces mêmes auteurs publiaient [3] une emendation au genre Rhynia; ils estimaient, en effet, devoir revenir sur leur première description pour distinguer deux espèces différentes de Rhynia: Rh. gwynne-vaughanii et Rh. major dont ils donnaient les diagnoses, la première espèce, caractérisée par de nombreuses protubérances sur ses axes, étant plus petite que la seconde.

Diagnose de Rhynia gwynne-vaughanii : aerial stems tapering upwards, probably about 20 cm high, and ranging in thickness from 3 mm to under 1 mm. Small hemispherical protuberances of superficial tissues of the stem occur, and sometimes, in place of them, adventitious branches, the stele of the branch no being continuous with that of the main stem. Xylem strand of stele slender, only sometimes showing a distinction of smaller central and larger peripheral tracheids. Tracheids with broad annular thickening. Sporangia about 3 mm long and 1,5 mm in diameter. Sporangial wall about 2 mm thick. Spores about 40 \am in diameter,

Dans leur description de la plante précédant cette diagnose, Kidston et Lang avaient précisé qu'ils n'avaient jamais observé de sporanges en connexion avec des axes à structure du type Rhynia gwynne-vaughanii, mais ils supposaient que cette espèce devait avoir eu une morphologie comparable à celle du Rhynia major.

En 1968, ayant examiné la collection Lang du Muséum de Manchester, nous avons publié une première étude [4] faisant état de l'observation d'archégones portés par des axes du type Rhynia gwynne-vaughanii K. et L. Puis en 1969, deux autres études, relatives : d'une part, aux protubérances portées par les axes et au processus de ramification de ceux-ci [5], d'autre part, à l'observation d'une formation assimilable à une anthéridie portée par des axes à épiderme stomatifère et du type Rhynia gwynne-vaughanii [6]. Enfin, en 1973 [7] nous estimions pouvoir considérer qu'une seule espèce de Rhynia avait existé à Rhynie; espèce représentée par un sporophyte (le Rhynia major décrit par Kidston et Lang), et, par un gamétophyte (le Rhynia gwynne-vaughanii K. et L. ); appliquant la règle de priorité du code de nomenclature, nous proposions, alors, l'appellation Rhynia gwynne-vaughanii pour cette espèce unique et connue seulement à Rhynie.


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OBSERVATIONS DE D.S. EDWARDS. — A partir d'un nouveau matériau collecté à Rhynie, et qu'il a étudié sous la direction d'A. G. Lyon, D. S. Edwards vient de nous faire connaître de nouvelles données dont il estime pouvoir conclure à la nature sporophytique du Rhynia gwynne-vaughanii K. et L. Il a, en effet, décrit des formations qu'il a interprétées comme des sporanges attachés à des axes « with typical R. gwynne-vaughanii anatomy » et portant de nombreuses protubérances, ces sporanges s'ouvraient probablement par abscission.

Dans une discussion faisant suite à l'exposé de ses observations, D. S. Edwards écrit : Considering now Lemoigne's (1971) interpretation of the plant; in the present investigation I have demonstrated that at least some of the remains assigned to Rhynia gwynne-vaughanii Kidston and Lang are these of a vascular sporophyte; Lemoigne's rediagnosis of the plant (and of R. major) must be rejected. No evidence has been found to substantiate the type of branching he ascribes to R. gwynne-vaughanii Kidston and Lang (type inégal Lemoigne 1969 b) nor have any structures resembling archegonia or antheridia been seen. However although the existence of aerial sporangium-bearing axes to Rhynia gwynne-vaughanii sensu Kidston and Lang has been confirmed, this it self does not rule out the possibility that some of the prostrate axes (rhizomes of Kidston and Lang) may have been gametophytic as Merker (1958, 1959) and Lemoigne (1971) have suggested. Further discussion of this possibility and the morphology of the prostrate axes will be presented in a future paper (p. 185; I. 9-22).

Dans un renseignement verbal, D. S. Edwards nous a dit qu'il estimait que les « formations archégoniales » que nous avions décrites, portées par des axes à structure du « type » Rhynia gwynne-vaughannii, n'étaient pas des archégones.

Remarques. — (A) En 1971, D. W. Bierhorst [8] affirmait que les « formations archégoniales » que nous avions décrites étaient des formations sécrétrices du type hydathodes secretory structures of so kind. D. S. Edwards semble se rallier à cette opinion.

Certes, dès nos premières études sur les Rhynia, nous avions envisagé l'éventualité de formations sécrétrices bien qu'il soit curieux d'observer dans le « canal des archégones » la présence d'une substance de teinte brune alors que ce qui pourrait être interprété comme une cavité d'accumulation de sécrétion ou comme une grosse cellule sécrétrice (pour nous : oosphère) en est totalement dépourvue; de plus l'extrémité du canal est encadrée par quatre cellules comme l'est, typiquement, l'extrémité du canal des archégones chez les Bryophytes et chez les Ptéridophytes. Nous persistons à penser que les « formations archégoniales » que nous avons décrites sont bien des archégones dont l'organisation et la maturation (lyse du col) sont tout à fait comparables à celles des archégones des Psilotum, de certains Lycopodium et aussi des Anthoceros actuels. Nous continuons à considérer qu'il y avait à Rhynie, au Dévonien, des gamétophytes vascularisés dont les axes avaient une structure simple protostélique analogue à celle des axes du Rhynia gwynne-vaughanii décrits par Kidston et Lang.

(B) Dans notre publication de 1973 (parue en 1975), nous avions clairement précisé (p. 42) que nos observations d'axes vascularisés portant des archégones avaient été effectuées sur une préparation de la collection Lang du Muséum d'Histoire naturelle de Manchester. L'identification de ces axes à l'espèce Rhynia gwynne-vaughanii n'est donc pas de nous mais de Lang co-créateur de cette espèce (on peut considérer que cette préparation fait partie de la collection holotype de l'espèce Rhynia gwynne-vaughanii K. et L.)! Les axes porteurs de sporanges et de nombreuses protubérances, décrits par D.S. Edwards, ont été référés à cette


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même espèce à cause de leurs caractéristiques anatomiques : The anatomy of the axes is typical of R. gwynne-vaughanii — a central strand of tracheids with broad annular thickenings is visible in all branches and all have a number of hemispherical projection except branche 4 (p. 181, 1.19-22). Certes, les sporanges décrits par D. S. Edwards ne renferment effectivement des spores que dans un seul cas (sporangium n° 14, p. 181).

Les axes décrits par D.S. Edwards, effectivement similaires à la plupart des axes décrits par Kidston et Lang sous le nom de Rhynia gwynne-vaughanii, et, d'autre part, les axes à archégones que nous avons décrits de notre côté ont en commun d'avoir une structure protostélique simple (avec cordon axial de quelques fines trachéides), mais s'agit-il d'axes appartenant à une même plante, à une même espèce ? N'y aurait-il pas deux catégories d'axes dans le matériau décrit par Kidston et Lang, et ayant constitué le fondement de leur espèce Rhynia gwynne-vaughanii ? Nous nous devons de préciser que les deux archégones que nous avons décrits ont été observés sur deux coupes transversales d'axes dont nous ne pouvons pas préciser si les éléments vasculaires lignifiés étaient des trachéides pourvues d'épaississements annulaires.

Dans l'état actuel de nos connaissances, deux possibilités nous semblent devoir être logiquement envisagées quant à la nature de ces axes :

1° ou nous sommes en présence d'axes appartenant à une même espèce et il nous faut alors considérer deux cas :

— interprétation ptéridophytique : il y a un gamétophyte indépendant d'un sporophyte; ceux-ci pourraient être désignés sous l'appellation Rhynia gwynne-vaughanii Kidston et Lang, mais l'appartenance au genre Rhynia ne serait-elle pas à reconsidérer (ou l'appartenance du Rhynia major au genre Rhynia serait à reconsidérer)?

— interprétation bryophytique : il y a un système d'axes gamétophytiques qui étaient étalés sur le sol (axes rhizomateux) et qui portaient des axes sporophytiques à sporanges, l'ensemble constituant une plante unique. Si dans notre publication de 1970 (et non pas de 1971) nous avons envisagé la possibilité d'une telle organisation des Rhynia, nous n'avons jamais affirmé que tel était notre point de vue, nous avons d'ailleurs toujours considéré les Rhynia comme des Ptéridophytes;

2° ou il s'agit de deux catégories différentes d'axes, appartenant à deux « espèces » différentes et « notre gamétophyte » pourrait être :

— soit le gamétophyte du Rhynia major Kidston et Lang, comme nous continuons de le penser [9];

— soit le gamétophyte d'une autre plante de Rhynie (d'Horneophyton ? d'Asteroxylonl...).

— soit le gamétophyte d'une autre plante de Rhynie (d'Horneophyton ? d'Asterolon ?...). Ainsi que nous le constatons le débat sur l'existence de gamétophytes vascularisés au

Dévonien et sur l'organisation des Rhynia reste ouvert. En ce qui nous concerne, nous persistons à penser que nous avons bien observé des axes gamétophytiques vascularisés et que ceux-ci appartiennent vraisemblablement au genre Rhynia (au Rhynia major ?).

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] D. S. EDWARDS, Review of Palaeobotany and Palynology, Amsterdam, 29, 1980, p. 177-188. [2] KIDSTON et LANG, On Old Red Sandstone Plants Showing structure from the Rhynie Chert Bed, Aberdeenshire, Part I, Trans. Roy. Soc. Edinburg, L. 1, 24, p. 761-784.

[3] KIDSTON et LANG, On Old Red Sandstone Plants Showing Structure, from the Rhynie Chert Bed, Aberdeenshire, Part II, Additional Notes on Rhynia gwynne-vaughanii K. et L. with Description of Rhynia major n. sp. and Hornea Lignieri n.g., n. sp., Ibid., L II, p. 603-627.


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[4] Y. LEMOIGNE, Comptes rendus, 266, série D, 1968, p. 1655.

[5] Y. LEMOIGNE, Bull. Soc. Linn., 4, 1969, p. 94-102.

[6] Y. LEMOIGNE, Comptes rendus, 269, série D, 1969, p. 1393.

[7] Y. LEMOIGNE, The Palaeobotanist, 22, n° 1, 1973, p. 39-46.

[8] D. W. BIERHORST, Morphology of Vascular Plants, New York et Londres, 1971.

[9] Lors du Congrès international de Paléobotanique qui s'est tenu à Reading les 10, 11 et 12 juillet 1980, D. S. Edwards a proposé, dans un exposé oral, de créer un nouveau genre pour le Rhynia major qu'il considère comme une plante non vasculaire. Nous pensons qu'une telle interprétation du Rhynia major ne peut être admise.

Laboratoire de Paléobotanique

et Centre de Paléontologie stratigraphique-Paléoécologie,

associé au C.N.R.S., L.A. 11, Université Claude-Bernard - Lyon I,

43, boulevard du 11-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 381

MÉCANIQUE DES FLUIPES. — Mouvement d'une onde de détonation sonique. Note (*) de Gilles Damamme, présentée par Robert Pautray.

Dans le schéma du fluide parfait non conducteur, une onde de détonation sonique convergente se propageant dans un milieu uniforme est nécessairement accélérée. Nous établissons les équations de son mouvement commençant et montrons que si les conditions aux limites sont modérées, le mouvement ultérieur ne dépend que de la géométrie initiale de l'explosif.

In a perfect fluid without conduction, a converging détonation wave propagating in uniform médium is necessarily accelerated. We dérive the équations of the beginning ofthe motion and show thaï if theboundary conditions are weak, the motion only dépends on the initial geometry of the explosive.

I. ONDES DE DÉTONATION SONIQUES. — Soit un explosif dont les produits de détonation peuvent être considérés comme un fluide parfait et non conducteur.

Le long des directions caractéristiques de l'écoulement aval, les équations de la mécanique conduisent à :

où n est un vecteur unitaire quelconque; p, la masse volumique; u, la vitesse matérielle; p, la pression; c, la célérité du son; t, le temps :

la dérivation le long de la direction caractéristique d'équation :

Soit une onde de détonation Chapman-Jouguet, c'est-à-dire une onde de discontinuité sonique par rapport à l'aval, n, sa normale dirigée vers l'amont; w, sa célérité par rapport à l'aval; A, l'aire d'un élément de surface :

la dérivée temporelle en accompagnant la détonation :

la dérivée matérielle; u, le saut de vitesse matérielle à la traversée de la détonation. Utilisant :

— les bicaractéristiques Cn et C-„ (ondes acoustiques se déplaçant parallèlement à la discontinuité);

— les relations (1) leur correspondant;

— la relation Sw/5f = (l/p c) (5p/5f) valable le long d'une discontinuité sonique;

— la relation

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 4) Série II - 27


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On établit que les C„ voisines de la discontinuité sont accélérées par rapport à celle-ci :

D = u + w, est la célérité de la discontinuité par rapport à l'amont :

Si le milieu amont est uniforme et au repos, appelant 1 I&L la courbure algébrique de l'onde, la formule se réduit à :

Pour une onde divergente, 3% > 0, les ondes acoustiques aval sont décélérées; elles ne peuvent pas rattraper la discontinuité, celle-ci reste sonique.

Si l'onde est convergente, M < 0, elles ont une accélération constante, rattrapent la discontinuité et l'accélèrent.

IL ACCÉLÉRATION D'UNE ONDE DE DÉTONATION SONIQUE CONVERGENTE. — Supposons maintenant que les Cn interceptent la discontinuité. L'utilisation des caractéristiques Cn, C_„ et de (1) permet d'obtenir une relation entre l'évolution de la discontinuité et les gradients de l'écoulement aval :

Pour une onde initialement sonique (w — c), on est tenté de négliger le dernier terme de (2) procédé qui revient à appliquer la règle caractéristique de Whitham [2] au mouvement commençant :

Réseau des C+ pour une détonation sphérique ou cylindrique convergente.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 383

Malheureusement, initialement les gradients de p et de M sont infinis si les conditions imposées à la limite sont en deçà de celles de l'état C—J. L'écoulement commençant pouvant être considéré comme plan, le terme n.grad u+(l/p c) n.grad p de (2) peut être évalué :

si les conditions aux limites sont en-deçà des conditions C —J (p\im < Pc-J ou

ulim < UC-J ),

= 0 autrement.

Ainsi, les équations gouvernant le mouvement commençant dépendentdes conditions aux limites et s'écrivent :

— Lorsque celles-ci sont en deçà de celles de l'état C — J :

Ces formules furent établies par Zeldovitch [1], pour la détonation cylindrique d'un fluide polytropique de y = 3.

— Lorsque les conditions aux limites sont supérieures aux conditions C — J :

où les dérivations ( )Cr sont prises le long de la courbe de Crussard de l'explosif et les différentes variables évaluées dans l'état limite.

Au point Ç — J, les équations du mouvement sont discontinues; de plus c'est le seul point où la règle caractéristique de Whitham (3) s'applique.

III. MOUVEMENT ULTÉRIEUR. — Le mouvement d'une onde de détonation convergente initialement sonique reste indépendant des conditions aux limites si celles-ci sont modérées (par exemple confinement par un matériau inerte au repos). Il ne dépend que de la géométrie initiale de l'onde. Pour un fluide polytropique de y = 3 et une géométrie cylindrique, les pressions modérées sont celles inférieures ou égales à environ 0,81 pc_}; 0,73 pc_, pour la détonation sphérique.

Si les conditions aux limites sont intermédiaires entre ces conditions modérées et celles de l'état C—J, seul le début du mouvement est indépendant de celles-ci.

Le raisonnement repose sur la géométrie du faisceau des nappes caractéristiques (C+) d'influence des détentes de l'écoulement aval, nappes dont seules certaines interceptent le front de détonation. La nappe limite (Qj,) détermine les conditions aux limites modérées.


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Pour les géométries sphérique et cylindrique, cela revient à avoir une relation céléritécourbure. Exprimées en fonction de la contraction surfacique A0/A, ces relations sont initialement identiques et asymptotiquement peu différentes comme le montrent leurs expressions asymptotiques dues à Stanuykovitch [3]. Aussi, est-il possible de les étendre en une relation approchée valable pour une forme d'onde quelconque :

Puis, suivant la même démarche que Whitham pour les chocs forts [2], de déterminer de façon géométrique le mouvement approché de l'onde indépendamment des conditions aux limites.

(*) Remise le 15 décembre 1980.

[1] Ya. B. ZELDOVITCH, J.E.T.P., 36, 3, 1959, p. 550-557.

[2] J. G. B. WHITHAM, Linear and Nonlinear Waves, Wiley and Son, 1974, p. 272.

[3] K. P. STANYUKOVICH, Unsleady Motions of Continuous Media, Pergamon Press, 1960.

CE.A., Centre d'Études de Vaujours, B. P. n° 7, 93270 Sevrait.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 385

PHYSIQUE PE LA MATIÈRE CONPENSÉE. - Détermination de l'amplitude des glissements dans la déformation plastique homogène d'un monocristal sous l'effet de contraintes et de déplacements imposés. Note (*) de Martial Renouard et Michel Wintenberger, présentée par Jean-Jacques Trillât.

Nous avons précédemment montré que lorsque le nombre des systèmes de glissements d'un cristal à l'état critique est supérieur à celui des déformations imposées dans la déformation plastique considérée, il n'est pas possible de déterminer les amplitudes des glissements en écrivant seulement que les systèmes de glissements sont soit à l'état critique, soit dans un état sous-critique. Nous montrons dans cette Note comment on peut alors résoudre le problème en introduisant une condition de continuité pour les glissements et une condition énergétique qui exprime que le travail des contraintes non imposées est minimal.

Wé hâve previously shown that when the number of slip Systems of a crystal in the critical state is greaier than the number ofgiven strains in the plastic déformation in question, it is not possible to détermine the extent of slips by merely postulating that the slip Systems are either in the critical state or in a sub-critical state. In this note we will shoiv how the problem can be solved by the introduction of a condition of continuity for the slips and a condition of energy which expresses that the work ofnon-imposed stresses is minimal.

Pans une première publication [1] nous avions exposé deux méthodes pour déterminer les systèmes de glissements qui sont à l'état critique quand un monocristal est soumis à une déformation plastique homogène infiniment lente dans des conditions qui imposent pour chaque couple d'indices (p, q) soit le terme epq de la matrice des déformations (E), soit le terme Gpq du tenseur des contraintes (E).

Quand le nombre des systèmes de glissements à l'état critique est égal au nombre p des termes epg imposés, on peut déterminer sans ambiguïté l'amplitude de chaque système de glissements [1]. Mais, comme nous l'avons montré dans une deuxième publication [2], si le nombre n des systèmes de glissements à l'état critique est supérieur à p, ce qui est fréquent, il n'est plus possible de déterminer l'amplitude des glissements à partir des résultats que nous avons obtenus car ils expriment seulement que les systèmes de glissements sont soit à l'état critique, soit dans un état sous-critique.

L'objet de cette Note est de montrer comment on peut lever cette indétermination. Avec les mêmes notations que précédemment ([1], [2]) les données du problème sont :

1° On connaît les n systèmes de glissements (n>p) qui sont à l'état critique, c'est-à-dire pour lesquels la cission résolue GJ vaut la cission critique xj : ■

(1) CTJ = TJ (xJ peut toujours être pris positif).

2° On connaît aussi le tenseur (E) des contraintes. On a :

JÙ Gpq sont les termes Gpq non imposés du tenseur des contraintes (E) et Gpq sont les termes imposés et où [ij et vJ sont des vecteurs unitaires respectivement parallèles à la direction de glissement du système; et à la normale à son plan de glissement. La quantité G 30 est connue :


386 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

3° Nous avons montré ([1], [2]) que l'ensemble des solutions possibles pour les amplitudes X3 des glissements vérifient les ( p +1 ) relations :

La condition A/SÏO traduit le fait que le glissement se produit dans le même sens que la cission résolue G1 prise positive. La relation (5 a) exprime que les n systèmes de glissements sont à l'état critiqué. La valeur de T représente le travail de déformation par unité de volume des contraintes non imposées Gpq. Les relations (5 b) expriment que p déformations (notées e'pq) sont imposées. Parce qu'il n'y a que p équations (5 b), il y a bien une indétermination d'ordre r = n — p pour les X 3.

Considérons une déformation (E), infiniment petite, définie par les p termes connus e'pq et par un ensemble de n valeurs de À-J vérifiant les relations (5). Cette déformation est une déformation possible. Après la déformation (E), le cristal aura généralement changé très légèrement d'orientation et les coefficients mpq seront devenus (m}pq + dmpq). Les termes dmpq sont des fonctions des X3 choisis pour (E). On calcule les dmJpq en différenciant les équations (3 ) et en utilisant les relations :

où r est le vecteur rotation du réseau cristallin correspondant à (E); r s'exprime en fonction des X3 (voir [1] et [2]).

Nous allons maintenant montrer que parmi l'ensemble des déformations possibles (E), la déformation réelle doit satisfaire à deux conditions qui permettent de la déterminer.

PREMIÈRE CONDITION. — Il faut d'abord qu'après la déformation (E) une deuxième déformation infiniment petite, caractérisée par les mêmes e'pq que (E), puisse se produire en mettant enjeu les mêmes systèmes de glissements que (E) avec des amplitudes (XJ + dX 3) infiniment proches de X 3. Nous supposerons qu'aucun nouveau système de glissements n'atteint l'état critique après (E). Considérons les (p + 1) relations :

Les termes dx 3 et dGJ0 sont respectivement la consolidation du systèmej et la variation de GJ0 après (E). Les équations (7 a) et (7 b) sont équivalentes aux relations (5) du 3° mais exprimées après la déformation (E). A l'aide des relations (2), (4), (5 a) et (5 b) on montre qu'elles se ramènent à :


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 387

Pans ces équations les Gpq sont connus et tous les termes X 3, dx 3, dm3pq, sont complètement déterminés par la première déformation (E). Comme nous l'avons indiqué plus haut, les dm3pq sont des fonctions connues des X 3; les dx 3 sont aussi des fonctions des X3 mais malheureusement ces fonctions ne sont généralement pas connues. Ainsi dans (8 a) et (8 b) seuls les dX 3 sont les variables qui caractérisent la deuxième déformation.

Or, d'après nos précédents résultats ([1] et [2]) et les relations (5) appliquées à la deuxième déformation, la solution réelle doit minimiser ou rendre stationnaire (F + dF). Comme T est constant pour toutes les premières déformations (E) possibles, il faut donc que la quantité;

qui est la seule partie variable de oT pour la deuxième déformation, soit minimale où stationnaire en dX 3. Cette première condition doit être, en effet, vérifiée par les systèmes de glissements qui restent à l'état critique après une déformation (E) possible : c'est la condition nécessaire de continuité que nous cherchions. Pour la solution réelle, si après (E) certains des n systèmes initialement à l'état critique ne le restent pas, ces systèmes ne doivent pas être actifs (X 3 = 0) et (9) doit être minimale quand les dX 3 correspondants sont nuls. Par contre, toujours pour la solution réelle, si tous les systèmes de glissements initialement à l'état critique le restent après (E), l'expression (9) est stationnaire pour l'ensemble des dX 3.

Nous donnerons deux exemples où nous supposerons que toutes les cissions critiques x3 sont égales et qu'il n'y a pas de consolidation (dV = 0) ou ce qui revient au même dans ces exemples, que la consolidation est la même pour tous les systèmes de glissements.

(a) Déformation par traction avec possibilité de rotation de l'éprouvette dans les mors. — Dans ce cas, si 1 est la direction de traction, seule la déformation e1 1 est imposée et toutes les contraintes sauf GX X sont nulles. Un seul système de glissements est suffisant pour assurer la déformation [1]. Si à un moment de l'essai deux systèmes se trouvent à l'état critique, la première condition s'exprime alors, avec G11>0, par :

Suivant les valeurs et les signes des m{ x et des dm{1 on obtient des résultats différents. Ainsi dans le cas particulier où les vecteurs fiJet vJdes deux systèmes sont dans un même plan contenant également l'axe de traction, on montre que les deux systèmes sont symétriques par rapport à l'axe de traction. On a alors m\1= —m\x et dm^ = —dm\x. Soit 0 (0 = 8^7i/2) l'angle entre l'axe de traction et les directions de glissement u-î Les m{1 conservent le même signe pour toutes les valeurs de 9; lesdm^ sont proportionnels à (À1—A. 2) et changent de signe pour 0 = 7t/4. Ainsi si 0 < 7i/4 on trouve que la condition (10) ne peut pas être satisfaite pour un seul système de glissement actif. En effet, supposons que le système 1 soit seul actif (X 2 = 0) : (10 a) est alors minimale pour X1 +dX1=0 ce qui signifie que le système 1 n'est plusà l'état critique après (E). Les deux systèmes doivent donc agir simultanément et le minimum (10a) est alors obtenu pour Xl = X2 ce qui entraîne dm\1=dm21=0 : l'orientation cristallographique de l'éprouvette reste donc stable. Par contre si 0 > 7i/4 on trouve que (10 a) est stationnaire pour X1 = X2 mais que si A, 1 > X2 seul le système de glissements 1 reste actif après (E) et vice versa. La solution X1=X 2 est donc instable et un seul système, soit 1, soit 2,


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sera réellement actif. Pans cet exemple la seule condition (10) permet de déterminer la déformation réelle.

(b) Déformation entièrement imposée d'un cristal cubique à faces centrées. — On sait que dans ce cas ([1] à [5]) il y a toujours, suivant l'orientation cristallographique de l'éprouvette, soit six soit huit systèmes à l'état critique au lieu de cinq systèmes qui seraient suffisants pour assurer la déformation. Ainsi, en général, les systèmes de glissements qui sont à l'état critique avant (E) le resteront après (E) et la condition (9) se trouvera généralement toujours satisfaite. Il n'est plus alors possible, avec la première condition, de lever l'indétermination et il faut faire appel à une deuxième condition qui ne se déduit pas des résultats de nos précédentes Notes.

PEUXIÈME CONDITION. — Quand la première condition ne permet pas de déterminer tous les X 3, nous allons montrer, par un raisonnement physique, que la solution réelle minimise par rapport aux X1 le premier terme de (8 a), soit :

où les termes dx 3 et dm3pq sont alors des fonctions des XJ. La valeur de (11 ) varie donc suivant les X3 entre une valeur maximale et une valeur minimale généralement distinctes. Or comme la première condition minimise ou rend stationnaire dans (8 a) le deuxième terme de dF pour les systèmes de glissements qui peuvent effectivement être actifs, dF variera suivant les À.J dans le même sens que (11) entre deux valeurs extrêmes dTmax et dTmin,

Supposons qu'on déforme le cristal au moyen d'un dispositif qui d'une part impose simultanément au cristal les déformations e'pq mais qui d'autre part lui fournit une énergie qu'on peut programmer en fonction de la déformation : par exemple une machine de traction dont l'effort de traction serait programmé en fonction du déplacement. On conçoit que pour n'importe quel programme d'énergie qui, en chaque point, serait supérieur à celui défini par dTmin en ce point, toute déformation demandant une énergie comprise entre T + dTmin et l'énergie fournie par le dispositif pourra se produire et se poursuivre puisque celui-ci délivre alors plus d'énergie que la déformation n'en requiert. On voit donc qu'avec un programme qui se rapprocherait infiniment près de celui défini par dTmin en chaque point la déformation caractérisée par dTmin pourra effectivement se produire à l'équilibre. C'est ce que nous voulions démontrer.

A l'aide des p relations (5 b) on peut exprimer la relation (11 ) en fonction de r = n — p termes X3 pris comme variables et minimiser (11) ce qui fournit r équations : celles-ci jointes aux p équations (5 b) permettent de déterminer les n = r+p valeurs de X3 de la solution réelle. Le problème est alors résolu.

(*) Remise le 30 juin 1980, acceptée après révision le 26 janvier 1981.

[1] M. RENOUARD et M. WINTENBERGER, Comptes rendus, 283, série B, 1976, p. 237.

[2] M. RENOUARD et M. WINTENBERGER, Comptes rendus, 290, série B. 1980, p. 403.

[3] G. I. TAYLOR, J. /us/. Met., 62, 1938, p. 307.

[4] J. F. W. BISHOP et R. HILL, PMI. Mag., 42, 1951, p. 414 et 1298.

[5] C. Goux, Mémoires Scientifiques (Revue de Métallurgie, 72, 1975, p. 693).

M. R. : Les Giraudières, Ingrandes-sur-Vienne, 86220 Dangé-Saint-Romain; M. W. : Pechiney Ugine Kuhhnann, 23, rue Balzac, 75008 Paris.


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ÉLECTRONIQUE. — Rayonnement d'une bande infiniment conductrice, court-circuitée, à la résonance quart-d'onde, à polarisation linéaire et à large bande. Note (*) de Gérard Dubost, transmise par Pierre Grivet.

On présente une extension d'un modèle de doublet plaque court-circuité à la résonance quart-d'onde dont la largeur devient grande par rapport à la longueur d'onde. Pour imposer une distribution quasi équipotentielle le long du bord de la bande rayonnante, plusieurs points d'excitation « forcée » sont nécessaires. Les diagrammes de directivité théoriques et expérimentaux coïncident bien. La bande passante de l'antenne dont l'épaisseur est de l'ordre de trois centièmes de longueur d'onde est supérieure à 20 %. De nombreuses applications de ce type de source rayonnante sont envisagées par exemple : antenne plaquée sur véhicule rapide à rayonnement omnidirectionnel, antenne plate à grand gain à balayage électronique [8].

Previously we ohtained large bandwidth when using flat short-circuited dipole at résonance [4]. We présent an extension ofthat mode! that is the characteristics ofa short-circuited radiating strip acting at résonance the width of which is equal to several wavelengths. To avoid high order modes which can be excited on the radiating strip it is necessary tofeed it by means of a microstrip feed network with many feed points. We obtain correct agreement between theoretical and expérimental results. The bandwidth which lias been obtained is large when we compare it with that ofother différent conception models.

This radiating source of large bandwidth can be used as conformed antennasfor instance: microstrip antennas that ivrap around missiles, rockets, satellites, aircraft and so on to provide omnidirectional coverage, high gain flat microstrip antenna with PIN diodes added to perform an electronic beain steering [8].

1. INTRODUCTION. — Pes études antérieures ont montré qu'un doublet plaque courtcircuité fonctionnant en dehors de la résonance [3] ou à la résonance [4] possède une bande passante plus large que celle d'un doublet plaque ouvert [1]. Il a été utilisé en réseau [6]. L'augmentation de la largeur du doublet plaque ouvert demi-onde excité de façon convenable a permis d'accroître sa directivité dans le plan « H » [5]. Cependant, la bande passante reste très limitée. L'objet de cette Note est de montrer qu'une bande courtcircuitée quart d'onde à la résonance, équivalente à un doublet plaque Court-circuité de grande largeur et convenablement excitée possède une bande passante très large. L'antenne entre dans la catégorie des antennes microbandes hybrides [7] puisqu'elle associe la configuration microbande à une discontinuité de structure.

2. THÉORIE. — La résistance de rayonnement (Rr)res et le coefficient de surtension (Qr)res d'un demi-doublet plaque court-circuité disposé dans l'air et fonctionnant à la résonance sont donnés par les expressions suivantes [4] avec H<À./4 :

k est le nombre d'onde : k = CÙ ^/\i.0 s0, co la pulsation de l'onde, Rc la résistance caractéristique exprimée en ohms de la ligne à bande de largeur W équivalente au demidoublet plaque court-circuité, disposé parallèlement à la distance H d'un plan réflecteur supposé infini.

Lorsque HIX étant fixé, on augmente la largeur W/À., Rc diminue, la résistance de rayonnement (1) diminue et la bande passante (2) de l'antenne plaque augmente. Cependant, la théorie de la ligne équivalente à l'antenne plaque à la résonance [4] qui permet d'écrire les formules littérales (1) et (2) suppose :

(3) oc//«U,


390 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

où a désigne la constante d'atténuation linéique donnée par l'expression :

La condition (3) avec (4) s'écrit finalement dans le système S.I. :

Pour une hauteur HA donnée, la condition (5) limite obligatoirement la largeur de la bande W/L

Par ailleurs, on ne peut augmenter la largeur du doublet sans multiplier les points d'excitation « forcée » afin d'assurer une alimentation sensiblement équipotentielle. Le nombre de points d'excitation N équiphases doit largement excéder le nombre entier immédiatement supérieur à W/À, si l'on veut exciter uniquement le mode T.E.M. en évitant les modes d'ordre supérieur. Pans le cas d'une alimentation symétrique permettant d'exciter N points avec des courants de mêmes amplitudes et phases, on a obligatoirement N = 2P où p est un nombre entier positif.

A la résonance, le gain théorique maximal isotrope linéaire d'une telle bande rayonnante est le suivant :

En effet, la surface rayonnante de la bande court-circuitée quart d'onde à la résonance est égaleà(WÀ)/4.

Le diagramme de directivité dans le plan H est donné approximativement par celui d'un réseau de N sources de mêmes amplitudes et phases, dont la distance entre sources adjacentes est égale à W/N = W/2P. Ce diagramme normalisé est le suivant :

Lorsque les deux extrémités de la bande rayonnante sont ouvertes (comme par exemple sur la planche II), ces dernières se comportent comme deux ouvertures rayonnantes distantes de W dont les moments magnétiques sont deux vecteurs opposés, parallèles à l'axe longitudinal de la bande. Dès lors, le champ électrique total normalisé et à grande distance dans le plan H peut s'écrire avec i = -J — 1 :

3. EXPÉRIENCE. — Le modèle réalisé correspond aux paramètres suivants [8] : W = 352mm, N = 16 (soit p = 4), H = 1,8 mm.

L'antenne (planche II) fonctionne dans une bande de fréquences de 22 % centrée autour de 5,4 GHz. Avec ces paramètres, la condition (5) de validité de la théorie [(1) et (2)] n'est pas


PLANCHE I

GÉRARD DUBOST


PLANCHE II


C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 393

vérifiée. En effet, pour les fréquences de la bande, Rc devrait rester largement supérieure à 2 Q, ce qui n'est pas possible pour une ligne à bande pour laquelle W/H est voisin de 200. Une extension de la théorie s'avère nécessaire pour déterminer avec précision la résistance de rayonnement. Les 16 points « d'excitation forcée » de la bande rayonnante sont réunis aux 16 sorties d'un distributeur microruban réalisé en circuit imprimé (duroïd épaisseur 0,4 mm, sr = 2,32) qui assure l'adaptation de l'impédance de rayonnement. La bande rayonnante qui peut être intégrée au circuit imprimé est mise à la masse du réflecteur, qui comporte un sillon (discontinuité) au moyen de vis conductrices.

Le tableau donne en fonction de la fréquence, l'ouverture à 3 dB du faisceau principal mesurée dans le plan H soit 9™B, l'ouverture correspondante théorique pour une ligne de source continue équiamplitude et équiphase [03hdB(degrés) = 50,5. X/W], le taux (x) de composante croisée mesuré dans l'axe de rayonnement maximal (9 = 0°), le gain maximal théorique donné par la formule (6), le gain mesuré correspondant Gm et le rendement p. Les ouvertures des faisceaux théorique et expérimental sont très proches les unes des autres et prouvent la validité de l'hypothèse sur la distribution du courant de conduction. Le taux de polarisation très faible prouve la grande pureté de la polarisation.

TABLEAU

emes oth

3dB 03dB

f(GHz) (degrés) (degrés) x(dB) GM(dB) Gm(dB) p(%)

4,8 9,0 8,97 40 12,48 10,3 61

4,9 8,7 8,79 -33 12,57 10,9 68

5,0 9,0 8,61 -30 12,65 12,0 86

5,1 8,5 8,55 -30 12,74 10,5 60

5,2 8,5 8,28 -30 12,83 10,7 61

5,4 8,0 7,97 -30 12,99 12,6 91

5,6 7,7 7,69 -30 13,14 12,6 88

5,8 7,7 7,42 -27 13,30 11,2 62

5,9 7,2 7,30 -27 13,37 10,1 47

6,0 7,0 7,18 -28 13,45 11,0 57

La dispersion du rendement, dont la valeur moyenne est égale à 68 %, est due à l'incertitude sur la valeur du gain mesuré (±0,5 dB). Les pertes correspondantes sont dues pour une part au distributeur.

La figure 1 montre les diagrammes de directivité théorique et expérimental à la fréquence centrale de 5,4 GHz dans le plan « H ». Le diagramme théorique résulte de l'application de la formule (9). Le lobe principal et les deux premiers lobes secondaires théoriques et expérimentaux coïncident bien. Les lobes secondaires suivants, de niveau plus faible, sont différents à cause de la diffraction sur les bords du réseau dont on n'a pas tenu compte. Dans le plan « E », le diagramme de directivité est très large en raison du rayonnement du courant de court-circuit : il est comparable à celui du doublet court-circuité de faible largeur ([4] et [6]).

4. CONCLUSION. — La bande passante obtenue, supérieure à 20 %, est très largement supérieure à celle d'un modèle de bande rayonnante demi-onde ouverte, limitée par principe à quelques pour cent [5]. Le rendement est correct et peut être amélioré en utilisant un distributeur plus épais. On peut, par ailleurs, intégrer la bande rayonnante sur le circuit imprimé du distributeur et éventuellement supprimer la discontinuité de structure.


394 - Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

En enroulant le circuit imprimé sur un cône ou cylindre simulant un véhicule rapide (fig. 2), on peut imaginer des antennes plaquées d'épaisseur très faible par rapport à la longueur d'onde (de l'ordre du centième par exemple) à rayonnement omnidirectionnel, et possédant une bande passante suffisante pour beaucoup d'applications. Enfin, si on utilise plusieurs bandes rayonnantes plates parallèles, pour accroître la directivité dans le plan E, on obtient des antennes plaques à grand gain dont la conception est particulièrement bien adaptée à l'intégration d'éléments actifs, comme des diodes PIN, pour engendrer un balayage électronique du faisceau.

M. R. Frin à apporté le soin, l'expérimentation et son habileté pour présenter les figures de cette Note.

(*) Remise le 12 janvier 1981.

[1] Y. T. LO et D. SOLOMON, I.E.E.E. Transactions on Antennas and Propagation, AP27, n° 2, mars 1979.

[2] G. DUBOST et R. FRIN, Certificat d'addition au brevet d'invention n° 78.18.196 déposé le 5 mars 1979 sous le n° 79.05.580.

[3] G. DUBOST, Comptes rendus, 288, série B, 1979, p. 273.

[4] G. DUBOST, Theory and Experiments of a Broadband Short-circuited Microstrip Dipole at Resonance, Workshop on Printed Circuit Antenna Technology, New Mexico State University, Las Cruces, New Mexico, U.S.A., 17-19 octobre 1979.

[5] I. J. BAHL, Build Microstrip Antennas with Paper thin Dimensions (Microwaves, octobre 1979, p. 50).

[6] G. DUBOST et C. VINATIER, High Gain Array at 12 GHz for Telecommunications (Intern. U .R.S.I .Symposium 1980 on Electromagnetic Waves Munich, R.F.A., 26-29 août 1980,p. 215 A/1 à 215 A/4.

[7] J. R. JAMES, P. S. HALL et C. WOOD, Recent Developments and Trends in Microstrip Antennas (Military Microwaves 80, 22-24 octobre 1980, London, England).

[8] G. DUBOST et R. FRIN, Bande rayonnante court-circuitée fonctionnant à la résonance quart d'onde, polarisée linéairement et à large bande; Brevet d'invention, demande enregistrée le 9 janvier 1981, sous le n° 81.00,252 à

l'I.N.P.I.

Laboratoire Antennes et Rayonnement de la Faculté des Sciences, Université de Rennes, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 395

CHIMIE PHYSIQUE ATOMIQUE ET MOLÉCULAIRE. -Influence du soufre adsorbé sur la dissolution et la passivation de Ni3Fe. Note(*) de André Teissier, Philippe Marcus et Jacques Oudar, présentée par Jacques Bénard.

Le soufre préalablement adsorbé en milieu H2S-H2 sur l'alliage Ni3Fe(100) catalyse la réaction de dissolution anodique en milieu acide et bloque la formation de la couche passive lorsque le recouvrement de la surface par lé soufre correspond à une monocouche complète. La désorptiôn partielle du soufre adsorbé (20 % du recouvrement à saturation) permet la croissance du film passif. Les mêmes phénomènes ont été observés précédemment sur le nickel,.-, et ils peuvent donc être généralisés au cas des alliages riches en nickel.

The présence of an adsorbed sulphur monolayer on Ni3Fe,produced by exposure of the alloy to H 2S-H 2, catalysés . the anodic dissolution reaction in 0.1 N H2S0A and hinders the formation of the passive layer when the surface is covered with a complète monolayer of sulphur. The growth of the passive film can take place only after a partial desorption ofthe adsorbed sulphur (20% ofthe saturation coverage). The conclusions derived préviously from the effect of sulphur on the dissolution and passivation of nickel can be extended to the nickel-rich alloys.

Pes travaux antérieurs réalisés dans ce laboratoire ont montré que l'adsorption de soufre sur divers métaux modifie le comportement du métal en milieu aqueux. En particulier, l'adsorption de soufre sur le nickel catalyse la réaction de passage en solution du métal (dissolution anodique) et retarde la formation du film d'oxyde protecteur (passivation) en bloquant les sites d'adsorption des ions OH- ([1], [2]).

Il nous a paru intéressant de voir dans quelle mesure des effets identiques pouvaient se produire sur un alliage riche en nickel. L'objet de cette Note est de présenter les résultats concernant l'influence du soufre adsorbé préalablement en phase gazeuse sur le comportement anodique de l'alliage nickel-fer Ni3Fe monocristallin.

Nous avons utilisé comme électrode un monocristal de Ni3Fe (c.f.c.) d'orientation cristallographique (100). Après polissage mécanique et électrochimique, les échantillons étaient soumis à un traitement de 2 h à 800°C sous hydrogène purifié. Sur certains échantillons, une couche de soufre adsorbé était réalisée par traitement dans un mélange hydrogène-hydrogène sulfuré dans les conditions suivantes :

Pe telles conditions permettent de saturer la surface en soufre adsorbé [3]. La couche d'adsorption ainsi obtenue peut être conservée par trempe rapide sous vide. L'utilisation du radio-isotope 35S permet de déterminer la quantité de soufre adsorbé à l'issue de ce traitement [4]. Le taux de recouvrement à saturation (0 = 1) correspond sur la face (100) à 40.10- 9 g/cm 2 de soufre [3]. La cellule électrolytique était placée dans une boîte à gants soumise à une circulation permanente d'argon. Un sas permettait le transfert des échantillons de l'appareil de traitement en phase gazeuse à la cellule électrolytique en évitant tout contact avec l'air atmosphérique afin de minimiser la contamination de la surface. L'électrolyte était une solution d'acide sulfurique 0,1 N désaérée. Les potentiels étaient mesurés par rapport à une électrode au sulfate mercureux. Les valeurs sont indiquées par rapport à l'électrode standard à hydrogène. La vitesse de balayage des potentiels était de 1 V/h. La désorptiôn éventuelle du soufre au cours de la polarisation anodique pouvait être suivie par dosage radiochimique après expérience.

La figure représente les courbes de polarisation obtenues sur Ni3Fe(100) avec et sans soufre adsorbé. Ces courbes présentent la transition actif-passif caractéristique du nickel


396 - Série II

C. R. Acad. Se. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

dans ce milieu : au-delà d'un certain potentiel, la surface se recouvre d'un film d'oxyde protecteur (film passif) qui ralentit considérablement la vitesse de passage en solution du métal. Notons que dans H2SO4 0,1 N, le fer n'est pas passivé dans le domaine de potentiel étudié [5]. Nous observons une modification importante de la courbe i-E lorsque la surface

est au préalable recouverte de soufre adsorbé (courbe b). Nous pouvons distinguer deux effets :

— dans la zone active, la présence de soufre provoque un accroissement de la vitesse de dissolution. Nous avons constaté par dosage radiochimique que dans tout le domaine actif le soufre reste intégralement adsorbé sur la surface (0 = 1). Le soufre joue donc le rôle de catalyseur de la dissolution des éléments métalliques;

— la présence en surface d'une couche complète de soufre adsorbé provoque un déplacement du potentiel de passivation vers les potentiels plus anodiques. Pour un potentiel critique, supérieur au potentiel de passivation de Ni 3 Fe exempt de soufre, il se produit une désorption partielle de soufre correspondant à ~ 20 % de la monocouche, d'après la mesure radiochimique. Ce résultat traduit l'impossibilité pour la couche passive de se former tant que subsiste en surface une couche complète de soufre adsorbé. Par contre, sur la surface partiellement recouverte de soufre (0 = 0,8 ), le film passif peut se former. Nous avons montré dans le cas du nickel que cet effet est dû à un empoisonnement par le soufre des sites normalement disponible pour l'adsorption des ions OH-, étape initiale nécessaire à la formation de la couche passive.

Courbes de polarisation anodique de Ni3 Fe(100); H2SO4 0,1 N; 1 V/h. (a) Ni3Fe traité sous hydrogène pur; (b) Ni3Fe recouvert d'une couche de soufre adsorbé. 6, représente le taux de recouvrement de la surface par le soufre, mesuré à l'aide du radio-isotope 35S.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II — 397

Cette étude a permis de mettre en évidence l'influence du soufre adsorbé sur la dissolution et la passivation de Ni 3 Fe, notamment :

— l'effet catalytique sur la réaction de dissolution anodique;

— le blocage de la passivation pour un recouvrement d'une monocouche;

— la désorption partielle du soufre adsorbé (20 % de la monocouche) qui permet la croissance du film passif.

Des résultats identiques avaient été obtenus sur le nickel pur, et il est donc possible de les généraliser au cas des alliages à base de nickel,

(*) Remise le 26 janvier 1981.

[1] J. OUDAR et P. MARCUS, Appl. Surface Sc, 3, 1979, p. 48.

[2] P. MARCUS, J. OUDAR et I. OLEFJORD, Mater. Sc. Eng., 42, 1980, p. 191.

[3] P. MARCUS, A. TESSIER et J. OUDAR (à paraître).

[4] N. BARBOUTH et J. OUDAR, Bull. Soc. chim. Fr., 1968, p. 895.

[5] P. MARCUS, A. BOURUET et J. OUDAR, Mem. Sc. Rev. Met. (à paraître).

Laboratoire de Physico-Chimie des Surfaces, École nationale supérieure de Chimie de Paris, 11, rue Pierre-et-Marie-Curie, 75005 Paris,

C. R., 1981, 1er Semestre. (T. 292, N° 4) Série II — 28



C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 399

CHIMIE PU SOLIPE. — Étude de la variation de la distance « calcium-oxygène » en fonction du nombre de coordination. Note (*) de Paul Poix, présentée par Jacques Bénard.

La distance d'équilibre « calcium-oxygène » en fonction du nombre de coordinations R, peut se calculer au moyen de la relation [Ca2+ — OjR = 1,837 R1,6,6< 5. Pour les coordinations 6,8,9 et 12 l'accord entre le calcul et l'expérience est meilleur que 10 ~2 Â.

The length ofcalcium-oxygen" distance can be calculated by the relationship [Ca2+ — 0]R = 1.837 R 11666 (Ris the coordination number). Tlie accuracy between expérimental and calculated results is better than 10 ~2 Â.

L'analyse de plusieurs structures cristallines telles que les structures type pérovskite [1], grenat [2], K2NiF4 [3] et NaCl, par la méthode des invariants [4], nous a permis d'atteindre les distances « calcium-oxygène » avec une précision égale ou meilleure que 10 " 2 Â, pour les états de coordination 6, 8, 9 et 12.

Si nous désignons par R le nombre de coordination et par [Ca 2 + — OJR la distance calciumoxygène associée à la valeur R, on remarque que ces valeurs sont liées entre-elles par une relation linéaire de la forme :

dans cette relation R et C valent respectivement 6,66 x et +0,608, la relation (I) pouvant également s'exprimer de la manière suivante :

La tableau I compare les valeurs invariantes du déduites des structures cristallines et lés valeurs calculées dc à partir de la relation (II).

TABLEAU I

\Md-dc)\ R dt(A) dc(A) (10- 3)

. 6 2,405 [1] 2,404 1

8 2,505 [2] 2,510 5

9 2,547 [3] 2,555 8

12 2,669 [4] 2,668 1

L'examen des résultats reportés dans le tableau I permet donc de conclure que là relation (II) est une bonne représentation mathématique de l'évolution des distances « calcium-oxygène » en fonction du nombre de coordinations.

Une telle relation peut se retrouver à partir de travaux semi théoriques de Zaçhariasen [5]; on sait en effet que la distance d'équilibre entre un anion et son cation est en première approximation la résultante de deux forces antagonistes, l'une d'origine électrostatique (attraction entre ions de charges opposées), l'autre répulsive (recouvrement des nuages électroniques); à l'équilibre la distance [A —X]R s'exprime par une relation de la forme :


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dans cette relation r0 représente la distance d'équilibre « anion-cation » pour une coordination R, n et B sont issus du terme en B/V" qui traduit la répulsion entre Fanion et le cation, A est la constante de Madelung et Z2 représente le produit des charges portées par le couple anion-cation considéré.

En admettant que le terme (nB/AZ2)1/("~1J ne varie pas de façon significative en fonction de R, on peut identifier la relation II et la relation (III) en posant :

On remarquera que la valeur n = 7,66 est d'un ordre de grandeur compatible avec ce qui est habituellement observé pour les cations isoélectroniques avec l'argon. Cette étude nous a permis de proposer une relation simple permettant de calculer les distances d'équilibre « calcium-oxygène » pour n'importe quel état de coordination. Elle conduit également à montrer que les invariants déterminés à partir d'un ensemble de structures cristallines sont cohérents avec un modèle théorique tel que celui proposé par Zachariasen. L'extension de ce modèle de relation à d'autres couples « anion-cation » semble possible, en particulier pour le système potassium fluor.

(*) Remise le 12 janvier 1981, acceptée le 26 janvier 1981.

[1] P. Poix, Bull. Soc. fr. Ceram., 72, 1966, p. 3-13.

[2] P. Poix, Comptes rendus, 264, série C, 1967, p. 1381.

[3] P. Poix, J. Solid State Chem., 31, 1980, 95-102.

[4] P. Poix, Liaisons interatomiques et propriétés physiques des composés minéraux, 1, p. 82-124, S.E.D.E.S., 1966.

[5] W. H. ZACHARIASEN, Z. Kristal., 80, 1931, p. 137.

Département Science des Matériaux, E.R.A. n°679 du Ç.N.R.S.,

École nationale supérieure de Chimie de Strasbourg,

1, rue Biaise-Pascal, B.P. n° 296/R8, 67008 Strasbourg Cedex.


C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II — 401

GÉOPHYSIQUE. — Sondages laser de jour dans le domaine des longueurs d'onde visibles : application à l'étude du sodium atomique dans la mésosphère. Note (*) de Claire Granier, Jacques Porteneuve et Gérard Megie, présentée par Jacques E. Blamont.

Nous avons mis au point un dispositif expérimental permettant d'effectuer des sondages laser de jour dans le domaine des longueurs d'onde visibles. L'observation du sodium atomique dans la haute atmosphère, effectuée à l'Observatoire de Haute-Provence (44°N, 6°E) confirme l'absence de variation du contenu intégré au cours des transitions crépusculaires et montre que, de jour également, le comportement du sodium neutre est contrôlé par les processus dynamiques.

Daytime atmospheric laser soundings have been performed in the visible wavelength range by means of a new optical set-up. Observations at the Haute-Provence Observatory (44° N, 6°E) of the atomic sodium layer in the upper atmosphere confirm the nonvariation of the sodium total content during day-night transition and show that, also during the day the behaviour of neutral sodium is controlled by dynamic processes.

INTRODUCTION. — L'utilisation des lasers en physique de l'atmosphère a connu un développement rapide au cours des dernières années. Cependant, à l'exception des mesures à très basse altitude (couche limite) et d'une mesure ponctuelle du sodium dans la mésosphère [1], les sondages laser effectués soit par excitation résonnante [2], soit par absorption différentielle ([3]-[4]) ont été jusqu'à présent limités à la période nocturne. Nous présentons ici les premières mesures de jour à haute résolution temporelle effectuées par sondage laser à l'Observatoire de Haute-Provence entre juin et décembre 1979. Ces mesures nous ont permis d'obtenir les profils de concentration du sodium atomique au cours des transitions crépusculaires.

DISPOSITIF EXPÉRIMENTAL. — L'excitation résonnante des atomes de sodium est obtenue grâce à une source laser monochromatique émettant à la longueur d'onde de la raie D2 du doublet du sodium à 589 nm. On observe, à partir du sol, la réémissionà la même longueur d'onde. Le dispositif expérimental utilisé a été décrit précédemment [2] et les principales caractéristiques en sont résumées dans le tableau.

TABLEAU

Emetteur (X = 589 nm) Récepteur

Énergie émise : 1 J (à 0,5 Hz). Diamètre du télescope : 0,82 m.

Largeur de la raie émise : 10 pm. Surface du télescope : 0,51 m 2.

Divergence après collimation : 2,5.10-4rad. Champ de vue : 3.10- 4rad.

Bande passante : 15 pm.

Fig. 1. — Schéma du dispositif optique de réception : d, diaphragme de champ; PF, interféromètre Perot-Fabry; L, lentille de champ; D, diaphragme d'ouverture; F, filtre interférentiel; PM, photomultiplicateur.


402 — Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

La luminosité du ciel qui conduit, de jour à un signal parasite important, a imposé certaines modifications du système de réception précédemment utilisé (fig. 1). La mise en place d'une lentille de champ collimatrice a permis de réduire le champ de vue du télescope à 3.10-4rad; l'utilisation d'un interféromètre de Fabry-Perot, après le filtre interférentiel, conduit à une bande passante de 15 pm, compatible avec l'ouverture angulaire du système. Afin d'assurer une bonne continuité entre les mesures diurnes et nocturnes, ce système de réception est utilisé aussi bien de jour que de nuit. La résolution spatiale des profils verticaux est de 1,2 km et correspond à une intégration du signal pendant des intervalles de temps

égaux à 8 us. Un exemple de signal obtenu de jour en intégrant sur 16 tirs (32 s) est présenté sur la figure 2, mettant en évidence la valeur élevée du rapport signal sur bruit. L'erreur relative sur la détermination des profils de concentration reste inférieure à 2 % si on ne prend en compte que les fluctuations du signal pour une intégration sur 1 800 tirs.

Le dispositif que nous avons mis au point est directement transposable aux mesures de jour des autres constituants de l'atmosphère par sondage laser dans le domaine des longueurs d'onde visibles. Dans le cas des mesures des concentrations par absorption différentielle ou de la détermination de la température atmosphérique à partir d'un profil de densité, ces paramètres sont directement déduits de la connaissance des profils des signaux rétrodiffusés, sans qu'une calibration absolue du signal soit nécessaire. Il sera donc possible d'étendre à la période diurne ce type de mesures sans en dégrader la précision. En ce qui concerne les profils de concentration des constituants atmosphériques entre deux mesures consécutives, la principale source d'erreur provient de l'instabilité de certains composants du système lidar (longueur d'onde d'émission, bande passante de l'interféromètre du système de réception). Dans le cas de nos mesures sur le sodium mésosphérique, la longueur d'onde d'émission est contrôlée par une cuve à résonance [2]; ce dispositif introduit une erreur sur la concentration de sodium de l'ordre de 25 %. La mise en place d'un système interférométrique de contrôle de la longueur d'onde et d'analyse de la forme spectrale de la raie laser [5] permettra dé réduire encore cette incertitude.

Mais, l'intérêt principal de la mesure du sodium atmosphérique crépusculaire réside d'une part dans la détermination de la valeur absolue de la concentration de sodium [2], d'autre part dans la comparaison de profils successifs en termes de contenu intégré. L'étalonnage absolu est effectué au moyen d'un signal dû à la diffusion Rayleigh dans la zone d'altitude 3035 km [2], sur lequel l'erreur relative reste de l'ordre de 2%. La détermination des

Fig. 2. — Variation de l'intensité du signal rétrodiffusé en fonction de l'altitude (intégration sur 16 tirs laser).


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concentrations absolues en sodium implique la connaissance de la densité atmosphérique à l'altitude de la calibration. L'erreur sur cette densité, qui est de l'ordre de 10 %, conduit alors à une erreur relative sur la détermination absolue du contenu intégré en sodium de l'ordre de 40 %. D'autre part, compte tenu des contraintes expérimentales, nous pouvons estimer que l'incertitude sur les variations du contenu intégré de sodium reste, pour une série de mesures de quelques heures, inférieure à 30 %.

RÉSULTATS EXPÉRIMENTAUX. — Nous avons effectué des mesures du profil vertical de concentration du sodium atmosphérique au cours de 10 crépuscules entre juin et décembre 1979. Celles-ci ont généralement débuté 2 h avant le coucher ou le lever du Soleil et se sont prolongées quelques heures après. Elles ont confirmé, dans la limite des erreurs expérimentales, que le contenu total intégré de sodium ne présente pas de variation significative pendant les transitions crépusculaires [1]. Des profils de densité obtenus pendant des temps d'intégration de 1 h au cours des transitions jour-nuit sont présentés sur la figure 3. La figure 3 a présente des mesures faites pendant le lever du Soleil, les figures 3 b et c pendant des couchers de Soleil; % désigne l'élévation solaire par rapport à l'horizon local, la valeur %=0 au sol précédant d'environ 40 mn la valeur x=0 à 90 km d'altitude à la verticale du lieu d'observation.

Comme les mesures effectuées de nuit [2] l'avaient déjà montré, les profils de concentration ont une allure de courbe en cloche, le sodium atmosphérique étant concentré dans la zone d'altitude 80-100 km. L'étude de ces profils montre que, pendant les transitions crépusculaires, la couche de sodium présente des variations importantes qui ne suivent aucun cycle régulier. Au cours de couchers de Soleil par exemple, nous observons le 4 juillet 1979, que le maximum de concentration en sodium se déplace vers des altitudes supérieures quand l'angle zénithal diminue, alors que le 3 décembre 1979 au contraire, ce déplacement a lieu

Fig. 3. — Profils successifs de concentration du sodium atomique obtenus par intégration sur 16 tirs laser (1 h) : (a) lever de Soleil x=0 au sol à 6 h 20 mn; (b) coucher de Soleil %=0 au sol à 19 h 30 mn; (c) coucher de Soleil x = 0 au sol à 15h 50mn.


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vers le bas de la couche. Le sodium neutre peut être considéré en équilibre photochimique sous l'influence des deux réactions principales :

Cette théorie simple prévoit une diminution d'environ 10 % de la concentration locale de sodium aux altitudes inférieures à 82 km entre le jour et la nuit due à la modification de l'équilibre entre l'oxygène atomique et l'ozone. Cet effet devrait donc entraîner une variation systématique des profils de concentration vers le bas de la couche que nous n'observons pas. Ceci tend à confirmer que l'évolution à courte échelle de temps de la couche de sodium est essentiellement régie par des processus d'origine dynamique (mouvements organisés de l'atmosphère tels que ondes de gravité ou marées, transport vertical d'espèces ionisées rapidement converties en espèces neutres par des processus d'agrégations [6].

L'étude statistique des différents paramètres de la couche de sodium (contenu intégré, altitude du maximum de concentration, largeur de la couche, hauteurs d'échelle supérieure et inférieure), observés pendant le jour, confirme les variations déjà mises en évidence la nuit [2] :

— variation saisonnière du contenu intégré avec un maximum prononcé en hiver;

— altitude du maximum de concentration plus élevée en été;

— corrélation entre l'altitude du maximum de concentration et la hauteur d'échelle supérieure indiquant la présence d'une source de sodium à 90 km.

CONCLUSION. — Nous avons étendu à la période diurne les mesures des constituants atmosphériques par sondage laser dans le domaine des longueurs d'onde visibles. La mesure de la concentration du sodium atomique entre 80 et 100 km a permis de confirmer que les variations du contenu intégré restent inférieures à ± 30 % au cours des transitions crépusculaires. L'évolution aléatoire des profils montre que, de jour également, les processus dynamiques contrôlent le comportement du sodium neutre confirmant ainsi son rôle de traceur des mouvements organisés de l'atmosphère.

(*) Remise le 24 novembre 1980.

[1] A. J. GIBSON, M.C.W. Sanford, Nature, 239, 1972, p. 509.

[2] G. MÉGIE et J. E. BLAMONT, Planet Space Sc, 25, 1977, p. 1093.

[3] J. PELON, P. FLAMANT, M. L. CHANIN et G. MÉGIE, Comptes rendus, 291, série B, 1980, p. 319.

[4] C. CAHEN, J. PELON, P. FLAMANT et G. MÉGIE, Comptes rendus, 291, série B, 1980, p. 29.

[5] C. CAHEN, J. P. JEGOU, J. PELON, P. GILDWARG et J. PORTENEUVE, soumis à Rev. Phys. Appl., 1980.

[6] E. S. RICHTER et D. F. SECHRIST, J. Atmos. Ter. Phys., 41, 1979, p. 579.

C. G., J. P. et G. M. : Service d'Aéronomie du C.N.R.S., B.P. n° 3, 91370 Verrières-le-Buisson.


C R. Acad. Se. Paris, t. 292 (26 janvier 1981) Série II - 405

PÉTROLOGIE. — A propos des granites potassiques. Note (*) de Jean-Pierre Pupin,

présentée par Jean Wyart.

L'étude des populations de zircons dans plusieurs associations de granites potassiques conduit à considérer que toutes ces associations ne procèdent pas exactement du même schéma génétique. En fonction de leurs affinités respectives avec les lignées calco-alcalines et alcalines, on distinguera deux grands groupes dénommés respectivement calco-alcalin potassique (exemple Ballons, Vosges; Balagne, Corse) et subalcalin potassique (exemple : Ploumanac'h, Bretagne).

Zircon population studies of several potassic granite associations lead to the idea that these associations do not originate from the same genetic scheme. Considering their respective connections with calc-alkaline and alkaline stocks, we shall discriminate between two main groups respectively termed potassic calc-alkaline (i.e. Ballons. Vosges, Balagne, Corsica) and potassic sukalkaline (i.e. Ploumanac'h, Brittany).

Des travaux récents menés sur les granites orogéniques calco-alcalins lato sensu hercyniens ont permis de mettre en évidence dans diverses régions (Bretagne septentrionale, Corse, Vosges...) un type particulier de magmatisme dénommé « subalcalin potassique » ([1], [2], [3]). Ce magmatisme est notamment caractérisé par l'association (gabbros-monzodioritessyénites)-syénomonzonites quartziques-monzogranites-granites leucocrates et par une forte teneur en K2O, ce qui a conduit à proposer cette association comme l'équivalent plutonique de la série shoshonitique [3], bien que ce rapprochement ne soit encore souvent proposé qu'à l'état d'hypothèse et demande d'autres confirmations [4].

Une classification génétique des granites d'après l'étude typologique de leurs populations de zircons [5] a été élaborée récemment [6] (fig. 1). Dans ce premier schéma, la série subalcaline potassique y est définie par l'exemple de Ploumanac'h avec la succession « monzogranites de Traouiéros, La Clarté, Kerleo-Canton, Saint-Samson, aplite de Trégastel ». Une étude comparative avec les associations de Balagne (Corse) d'une part, des Ballons (Vosges) d'autre part, montre qu'en fait ces exemples ne sont pas tous équivalents et qu'il est possible d'affiner la classification génétique proposée.

Dans le diagramme typologique (fig. 2), les associations de Balagne et des Ballons dessinent des tendances d'évolution qui diffèrent notablement de la lignée de Ploumanac'h, en même temps que la répartition des points moyens des populations coïncide beaucoup plus franchement avec le coeur du domaine des granites calco-alcalins (lignée 4, fig. 1, 2). L'association des Crêtes (fig. 2) possède elle-même une répartition très proche de l'association des Ballons. Une durbachite des Crêtes montre une distribution typologique analogue au microgranite du Col de Grosse Pierre, mais à indice T légèrement supérieur à celui du granite de ce même lieu, ce qui constitue un nouvel argument en faveur de l'hypothèse du caractère congénère et cumulatif [7] de cette roche vis-à-vis du magmatisme des Crêtes.

Deux monzonites miocènes de l'Ile de Kos, arc égéen [8], associées sur le terrain à des granites calco-alcalins, ont fourni également des populations de zircons dont les points moyens coïncident avec la lignée des Ballons.

A ce jour, aucune lignée équivalente à celle du complexe de Ploumanac'h n'a donc été recensée dans les Vosges ou en Corse. Par contre, d'autres granites de cette même lignée sont connus en Galice, Espagne (monzogranite de Caldas de Reyes [5]) et au Nigéria (monzogranite de Kaltungo [9]). L'association de Ploumanac'h possède en analogie avec les associations des complexes alcalins une évolution typologique à indice A presque constant et


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l'existence de granites selon l'indice T (fig. 2) aux mêmes niveaux que les termes hypersolvus, transsolvus, subsolvus des associations alcalines [10]. Pour les monzogranites situés au même niveau T que les granites alcalins hypersolvus, la présence de deux feldspaths et non de


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EXPLICATION DES FIGURES

Fig. 1. — Répartition des points moyens et tendances d'évolutions typologiques moyennes des populations de zircons : Granites d'origine entièrement ou essentiellement crustale (sialique) : (1) leucogranites alumineux; (2) monzogranites et granodiorites (sub)autochtones; (3) monzogranites et granodiorites intrusifs alumineux; — Granites d'origine crustale+ mantellique, granites hybrides : (4 a, b, c) granites de la série calco-alcaline; (5) granites de la série subalcaline; — Granites d'origine essentiellement ou entièrement mantellique : (6) granites de la série alcaline; (7) granites de la série tholéiitique; — Mu, limite des granites à muscovite (I.T 450); Ch, domaine des charnockites magmatiques. Pour la définition des indices LA et I.T. voir Pupin et Turco [16] ou Pupin [5].

Fig. 2. — Répartition des populations de zircons des associations potassiques étudiées : subalcalines potassiques : Ploumanac'h [monzogranites de (1) Traouiéros, (2) La Clarté, (3) Kerleo-Canton, (4) Saint-Samson; (5) aplite de Trégastel]; autres [(6) monzogranite de Caldas de Reyes, Galice; (7) monzogranite de Kaltungo, Nigéria]; calcoalcalines potassiques : Ballons [(1) et (2) monzogranites des Ballons; (3) monzogranite du Haut du Them]; Balagne [(1) syénomonzonite quartzique du Monolithe; (2) et (3) monzogranites de l'Ile Rousse; (4) granite leucocrate de la Pietra); Egée [(1) et (2) monzonite de Kos]; Crêtes [(1) durbachite du Bois de Saint-Pierremont;(2) et (3) microgranite et granite du Col de Grosse Pierre; (4) microgranite de l'association des Crêtes, massif des Ballons]. Lignée alcaline 6 (voir fig. 1) : H, granites hypersolvus; T, transsolvus; S, subsolvus.

perthites tigrées serait à rapporter au déplacement des courbes de solvus et de solidus du système feldspathique alcalin, causé par la plus forte teneur en Ca de ces monzogranites [11], mais les conditions (P, T) réalisées ne devaient pas être très différentes.

Les origines des associations Crêtes-Balagne-Ballons se situent encore plus nettement dans le champ des andésites récemment défini [12] que celle de l'association de Ploumanac'h

(fig-2).

A côté des différences typologiques observées entre l'association type Ballons-Balagne d'une part, l'association type Ploumanac'h d'autre part, quelques autres faits méritent d'être soulignés :

1° si les massifs concernés ont un gisement hypovolcanique et sont typiquement orogéniques, les complexes type Ploumanac'h ont des structures proches des structures annulaires des massifs anorogéniques; ils se placent également en rifts alignés [1], d'où l'expression de « younger granites bretons » [13];

2° les massifs type Balagne-Ballons semblent plus nettement associés spatialement à des massifs calco-alcalins; la même remarque est valable pour le Massif Central et la Mer Egée;

3° Dans les associations type Balagne-Ballons comme dans celles des granites calcoalcalins, les termes basiques ont une mise en place précoce vis-à-vis des granites: par contre, cette mise en place est (sub)synchrone dans les associations type Ploumanac'h comme dans les complexes alcalins anorogéniques;

4° La classification chimique des biotites de Foster [14] met encore en évidence une composition plus magnésienne pour les biotites des associations type Balagne-BallonsCrêtes que pour les biotites plus franchement ferrifères de l'association type Ploumanac'h, plus proches des lépidomélanes des complexes alcalins.

Compte tenu des données typologiques du zircon et des affinités respectives précédemment soulignées, je suggèrerais d'appeller :

— calco-alcalines potassiques les associations granitiques type Balagne-Ballons, ce qui soulignerait nettement leur affinité avec la série shoshonitique, démontrée au niveau des données géochimiques [3];

— subalcalines potassiques les associations granitiques type Ploumanac'h, en accord avec le terme proposé par Barrière, qui en avait déjà souligné les différences avec la série


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shoshonitique; le terme subalcalin a le mérite d'évoquer les affinités que possède cette association à la fois avec les granites calco-alcalins et les granites alcalins.

Quant aux monzogranites-granodiorites potassiques à caractère alumineux (exemple : Margeride, Laubies, Tournon, Marcolès, Veinazes, Gelles — Massif Central français — ; Plan de la Tour, Rouet — Maures, Tanneron — ), parfois regroupés sous le vocable subalcalin [15], leur spécificité a déjà été soulignée à plusieurs reprises ([5], p. 80,93,204-206, 374-376; [6], [16], [17]) tant sur les plans pétrographique, minéralogique que génétique. Par l'ensemble de leurs caractères minéralogiques, ces granites intrusifs se rapprochent des autres granites alumineux d'anatexie crustale (leucogranites alumineux et monzogranitesgranodiorites (sub)autochtones), dont ils diffèrent cependant par la présence d'enclaves microgrenues basiques impliquant une légère contribution mantellique dans leur genèse.

(*) Remise le 27 octobre 1980, acceptée le 5 janvier 1981.

[1] M. BARRIÈRE, Thèse Sciences, Brest, 1977, 291 p.

[2] J. B. ORSINI, Bull. Soc. géol. Fr.. XVIII. 1976, p. 1203-1206.

[3] M. PAGEL et J. LETERRIER, Lithos, 13, 1980, p. 1-10.

[4] J. LAMEYRE, Mém. h. sér. Soc. géol. Fr., n° 10, 1980, p. 51-62.

[5] J. P. PUPIN, Thèse Sciences, Nice, 1976, 394 p.

[6] J. P. PUPIN, Contrib. Mineral. Pétrol., 73, 1980, p. 207-220.

[7] C. GAGNY, Comptes rendus, 287, série D, 1978, p. 1361.

[8] Travail en collaboration avec R. Altherr (en cours).

[9] E. I. ENU, Thèse 3e cycle, Nice, 1978, 178 p.

[10] J.-P. PUPIN, C. DUPUIS et G. TURCO, 7e Réunion Ann. Sc. Terre, Lyon, 1979, p. 387.

[11] R. F. MARTIN et B. BONIN, Can. Mineral., 14, 1976, p. 228-237.

[12] J. D. GIRAUD, J. P. PUPIN et G. TURCO, Comptes rendus, 290, série D, 1980, p. 823.

[13] J. COGNE, B.R.G.M., Mém. 52, 1967, p. 15-23.

[14] M. D. FOSTER, U.S. Geol. Surv. Prof, paper, 354 B, 1960, p. 11-49.

[15] J. B. ORSINI, Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 981.

[16] J. P. PUPIN et G. TURCO, Comptes rendus, 275, série D, 1972, p. 799.

[17] J.P. PUPIN, B. BONIN, M. TESSIER et G. TURCO, Bull. Soc. géol. Fr., XX, 1978, p. 721-725.

Laboratoire de Pétrologie-Minéralogie, E.R. « Stabilité et Réactivité des Minéraux », Faculté des Sciences et Techniques, parc Valrose, 06034 Nice Cedex.


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PÉTROLOGIE. — Solidification du pluton granitique hercynien des Zaër (Massif Central marocain ) à la lumière de nouvelles données pétrochimiques et structurales. Note (*) de Ahmed Mahmood, transmise par Maurice Roques.

Le pluton des Zaer comprend une séquence différenciée qui s'est formée par cristallisation fractionnée durant la solidification des bordures vers l'intérieur du corps magmatique. Il y a eu un enrichissement en eau et en potasse au cours du refroidissement. Les forts gradients de composition au contact entre le faciès externe, granodioritique à biotite seule et celui, interne, granitique à deux micas, suggèrent que le magma mobile au coeur du pluton a érodé et, par endroits, intrudé la carapace solidifiée.

The Zaër pluton comprises a differentiated sequence which was formed as a result of crystal fractionation during mward solidification with falling temperature and increasing water and potash contents. The sharp compositional gradients at the contact between the outer single-mica granodioritic and the inner two-mica granitic facies suggest that the fluid core magma eroded and, in places, intruded the solidified carapace.

Le granite des Zaër, le plus grand parmi ceux du Massif Central marocain, a été découvert par Gentil [1], sa géologie a été brièvement étudiée par Coëmme [2], Termier [3], Leckwijck et coll. [4], Vandenven [5] et Cailleux [6]; ses diverses minéralisations (Fe, Cu, W, Sn, As, Ba...), dans le granite lui-même et dans son auréole de contact, ont été mises en évidence par suite de travaux de Bizard et Coll. [7], Agard et Ziegler [8], Agard et Gaudefroy [9], Destombes [10] et Clavel [11]. Des études détaillées, pétrographiques, géochimiques et structurales, récemment achevées [12], ont permis de connaître le processus et l'évolution de la mise en place de ce pluton hercynien.

Le pluton des Zaër se compose de roches diverses qui comprennent un faciès mineur de diorite à hornblende et une série granitoïde : diorite quartzique et granodiorite sombre à grain moyen, à biotite seule, granodiorite claire, à gros grain, à biotite seule, granite à deux micas, leucogranite à muscovite. Par rapport aux unités cartographiées, les faciès granitiques relativement basiques et mafiques entourent ceux felsiques et plus acides, définissant ainsi une structure zonée [13]. L'augmentation progressive du caractère acide vers le centre (fig. 1), qui caractérise ladite structure zonée, suggère la cristallisation fractionnée comme processus évolutif principal du corps magmatique. En effet, les courbes d'évolution du granite des Zaër (fig. 2) concordent étroitement à celles des roches magmatiques du type calco-alcalin dont l'évolution reflète un changement systématique de la composition du liquide (liquid line of descent).

En comparant la répartition et l'ordre de cristallisation des différents faciès du pluton des Zaër, on peut conclure que la solidification de ce dernier s'est propagée des bordures vers l'intérieur. Les faciès les plus précoces, granodioritiques ou dioritiques, ont été formée à partir d'un mélange de cristaux et de liquide; la partie cristallisée du mélange était constituée de plagioclase, étant donné les caractères optiques (zonage complexe, coeurs corrodés et tachetés, etc.) de ce minéral. Les minéraux à haute température de fusion ont cristallisé les premiers et ont constitué les bordures relativement mafiques du pluton. Le taux de cristalisation dans les parties internes de la masse éruptive a été lent en raison de la concentration croissante de volatils. C'est ainsi que la masse magmatique au coeur du pluton a acquis une plus grande mobilité, s'élargissant alors que la carapace, constituée des faciès à biotite seule, était presque entièrement solidifiée. Les contacts abrupts entre le faciès à biotite seule et celui à deux micas, les forts gradients minéralo-chimiques concidant avec ces contacts, et enfin la présence d'enclaves du premier faciès dans le second [15], suggèrent que le magma du coeur a occasionnellement érodé et par endroits intrudé la carapace solidifiée.


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Dans le magma du Coeur du pluton, il y a eu non seulement un enrichissement en eau, mais aussi en potasse; la plus grande partie de la muscovite et du feldspath potassique ont cristallisé dans des conditions fortement hydrothermales, (a) Muscovite : sa formation au détriment de la biotite et ses teneurs excessivement fortes en Rb et Li, éléments qui

Fig. 1. — Carte montrant la variation des teneurs en anorthite du plagioclase normatif (calanorme) dans le granite des Zaër. Les courbes d'isoteneurs en anorthite limitent des domaines distingués par les figurés suivants : Pas de figuré, inférieur à 10%; lignes N-S, entre 10 et 20%; lignes obliques, entre 20 et 30%; lignes croisées, supérieur à 30%. Les lignes en tiretés correspondent à la limite des faciès.


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s'enrichissent dans les fractions tardives des magmas acides différenciés, confirment l'origine « secondaire » ou hydrothermale de ce minéral; (b) Feldspath potassique : la corrosion intense du plagioclase par le feldspath potassique, le ciment microclinique dans des microbrèches des faciès granodioritiques précoces à biotite seule, et la présence de filons et de veines tardifs de feldspath potassique traversant le faciès aussi bien à deux micas qu'à biotite seule, sont tous des faits témoignant d'une forte activité de K+ dans le magma résiduel des Zaër.

(*) Remise le 26 janvier 1981. [1] L. GENTIL. Comptes rendus. 153. 1911. p. 839. [2] S. COEMME, Bull. Soc. géol. Fr. 4e sér.. 17. 1917. p. 55-67. [3] H. TERMIER, Notes et Mém. Serv. Mines et Carte géol. n° 33. 1936. p. 1566. [4] W. LECKWIJCK, G. SUTER, et H. TERMIER, Notes Serv. Géol. Maroc, n° 223, 1955, p. 9-24. [5] G. VANDENVEN, Notes Serv. géol. Maroc, 29, n° 213, 1969, p. 71-95. [6] Y. CAILLEUX, C. R. Somm. Soc, géol. Fr., Fasc. 2, 1976, p. 52-54.

[7] CH. BIZARD, P. BOURRIEAU. P. PREHNING et V. ZIEGLER, Rapp. inédit B.R.P.M., n° 559-07 Ga 12. Maroc, 1951. [8] J. AGARD et V. ZIEGLER, Comptes rendus, 232, 1951, p. 2121.

Evolution des compositions chimiques des roches granitiques

Granite des Zaër

Batholite de Californie du sud

[14]

Roches granitiques de la région de Lassen Peak

Fig. 2. — Diagrammes K-Na-Ca et Fe-Total-Alc-MgO (A.F.M.).


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[9] J. AGARD et G. GAUDEEROY, Rapport inédit Serv. Et. Gîtes minér., Rabat, n° 589, 1957. [10] J. DESTOMBES, Rapport inédit Serv. Et. Gîtes minér.. Rabat, n° 336, 1953. [11] M. CLAVEI, Rapport inédit B.R.P.M.. n° 410-00 Gn 1-140. Maroc. 1972.

[12] A. MAHMOOD, Etudes pétrologique du granite hercynien des Zaër (Massif Central marocain) (Thèse, Univ. Clermont-II, 1980, 421 p.).

[13] A. MAHMOOD et J. P. COU II RIE. Comptes rendus, 289, série D, 1979, p. 985.

[14] W. H. TAUBENECK, Bull. Geol. Soc. Amer., 68, p. 181-238.

[15] A. MAHMOOD, C.R. d'activité Serv. Et. Gîtes minér., Rabat, 1978.

Direction de la Géologie,

Ministère de l'Énergie et des mines, Rabat, Maroc

et Département de Géologie et Minéralogie,

Université de Clermont-II, 5, rue Kessler, 63000 Clermont-Ferrand.


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PÉTROLOGIE. — Certaines alternances récurrentes rencontrées dans les skarns et les structures dissipatives au sens de Prigogine : un rapprochement. Note (*) de Bernard Guy, transmise par Maurice Roques.

On observe parfois dans les skarns des roches à rubanements alternés ABAB, etc. de deux assemblages minéralogiques. Nous suggérons ici leur analogie avec les structures dissipatives chimiques (Prigogine) qui montrent des traits semblables et apparaissent dans un contexte et par des mécanismes analogues. Ceci nous engage à étudier la formation des skarns elle-même à la lumière des développements thermodynamiques menés dans ce domaine.

One may sometimes observe in skarns recurrent alternations ABAB and so on, of two groups of minerals. We suggest here that they may be compared with the chemical dissipative structures (Prigogine) that show similar features and appear in a context and by mechanisms that look analogous. This invites us to study the veryformation of skarns in the light of the thermodynamic concepts relating to these questions.

INTRODUCTION. — L'objet de cette Note est de proposer un rapprochement entre certaines alternances récurrentes rencontrées dans les skarns et ce que I. Prigogine et l'École de Bruxelles appellent structures dissipatives.

Par structure dissipative on entend une organisation spatiale susceptible d'apparaître dans les systèmes ouverts loin de l'équilibre et siège d'une dissipation d'énergie [1].

Les skarns quant à eux rentrent typiquement dans la catégorie des systèmes que l'on vient de définir; ils résultent de la transformation chimique de roches sous l'action d'un fluide aqueux qui les traverse et est en franc déséquilibre avec elles ([2], [3], [4]). Ils montrent parfois des structurations remarquables sous la forme de « strates » répétées ABAB, etc. d'assemblages de différents minéraux.

Nous commencerons par donner quelques éléments de description de tels exemples, tirés en partie de la bibliographie et en partie d'observations personnelles. Nous indiquerons ensuite de façon qualitative, sans entrer dans le détail des équations, les points de similitude remarquables entre le contexte de formation des skarns et celui où peuvent apparaître des structures dissipatives.

1. DESCRIPTION DE QUELQUES ALTERNANCES RÉCURRENTES OBSERVÉES DANS DES SKARNS. — En 1908, A. Knopf [5] décrit, en prolongement de skarns massifs à idocrase et grenat dans un marbre, des veines montrant des bandes alternantes noires et blanches, d'épaisseur millimétrique, de direction parallèle à celle de la veine et indépendante de la lithologie du marbre. Les bandes claires sont constituées de fluorine, avec éventuellement du plagioclase calcique, les bandes sombres de magnétite, hornblende et idocrase.

Selon l'auteur, et nous pouvons souscrire à ses hypothèses, ces veines et les skarns massifs auxquels elles se raccordent ont été formées par des fluides (émanant de granites proches) s'infiltrant sous pression dans des fissures à l'intérieur du massif calcaire. D'intenses transformations ont produit les minéraux observés et l'apparition des alternances ellesmêmes est à expliquer dans ce contexte. L'auteur ne va pas plus loin et signale l'analogie avec les anneaux de Liesegang où a été mis en évidence le rôle de la diffusion.

D'autres cas sont mentionnés, dont nous ne faisons pas la liste exhaustive ([6], voir plus récemment [7]).

Enfin, nous avons pu nous-mêmes récemment observer de tels phénomènes sur le terrain : à l'Empire Mine (Nouveau Mexique), à Rio Marina et Calamita (Ile d'Elbe) il s'agit

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d'alternances centimétriques de pyroxène et d'ilvaïte formant de belles roches litées se développant dans des marbres homogènes; à San Leone (Sardaigne), les alternances claires de grenat andradite et noires de magnétite + quartz sont particulièrement spectaculaires (voir [8], [5] et [10] pour des indications sur ces gisements).

2. ANALOGIE AVEC LES STRUCTURES DISSIPATIVES CHIMIQUES, TYPE RÉACTION DE BELOUSOVZHABOTINSKII. — Les roches métasomatiques que nous venons de décrire peuvent être rapprochées des structures dissipatives et plus précisément avec celles produites par le jeu de réactions chimiques associées, en compétition avec les phénomènes de transport, particulièrement la diffusion, ce qui est bien le cas de la transformation des calcaires à partir des veines le parcourant.

L'analogie toute qualitative entre la réaction de Belousov-Zhabotinskii ([1], [11]), qui a été analysée comme le type de réaction produisant des structures dissipatives, et les alternances observées dans les veines de skarns, est particulièrement frappante. Dans les deux cas en effet :

(a) on a la compétition entre deux milieux : le calcaire encaissant et le fluide parcourant le centre de la veine dans le cas des skarns; la solution contenue dans le tube à essai, que nous appellerons A (acide malonique, sulfurique et bromate de potassium) et celle que l'on dépose en son sommet (B, sulfate cérique) dans le cas de la réaction de Belousov-Zhabotinskii, selon le mode opératoire donné dans [12] (cette expérience a été réalisée devant nous par M. Cournil). Les conditions aux limites sur les milieux antagonistes sont les mêmes, les paramètres définissant ces milieux étant supposés constants;

(b) il y a diffusion des constituants d'un milieu dans l'autre, et, par réaction chimique, production de nouveaux composés, dans une situation globale de déséquilibre. Dans le premier cas on constate le développement des skarns dans les calcaires à partir des veines; dans le second on observe une avancée globale d'un front d'oxydation (solution B colorée en rouge par un indicateur) dans un milieu réduit (solution A colorée en bleu);

(c) les nouveaux produits se distribuent en strates alternantes, en arrière du front de transformation. Dans les skarns, nous avons décrit les bandes parallèles de minéraux en assemblages ABAB [silicates, oxydes, etc. qui associent les éléments apportés par le fluide (Si, Al, F, ...) au Ca du marbre]. Dans la réaction de Belousov-Zhabotinskii, de fines strates rouges et bleues apparaissent. Elles correspondent aux états Ce4+ et Ce3+ du cérium en relation avec les formations d'anhydride carbonique et acide dibromoacétique, et d'acide bromo- et dibromomalonique.

3. VERS UNE ANALYSE DE LA FORMATION DES SKARNS A L'AIDE DE LA THERMODYNAMIQUE NON LINÉAIRE DES PHÉNOMÈNES IRRÉVERSIBLES. — Les conditions mises en évidence dans le paragraphe précédent pour l'apparition de structurations semblent nécessaires mais ne sont pas suffisantes car le phénomène qui produit les zonations récurrentes produit généralement des zonations qui ne le sont pas, les mêmes minéraux pouvant être impliqués dans les deux types de zonations.

L'existence exceptionnelle des structurations doit être posée dans le cadre général de la formation des skarns : elles sont une solution particulière dans des conditions critiques qu'il reste à préciser, d'un problème dont les skarns non stratifiés sont la solution la plus courante.

Ceci pourra être examiné en utilisant précisément les développements menés autour des structures dissipatives et qui constituent la thermodynamique non linéaire des phénomènes irréversibles ([1] : structure, stabilité et fluctuations). C'est au terme de cette analyse qu'on


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aura vraiment prouvé le rapprochement proposé ici. Indiquons en attendant quelques points de repères :

(a) Il convient ainsi de remarquer tout d'abord que les outils maintenant classiques popularisés par Korzhinskii [2] sur la formation des skarns et de leurs zonations ne font pas intervenir directement les réactions chimiques et leur cinétique [4]. Il sera alors intéressant de voir comment les conditions qu'il a énoncées (pour la suite spatiale des compositions et des phases), dans le cadre d'un simple échange des constituants entre la roche et le fluide (une condition essentielle porte sur la concavité de l'isotherme d'équilibre fluide-roche) s'adaptent aux critères de stabilité proposés par Prigogine pour les phénomènes hors d'équilibre.

(b) Dans ce cadre, on sait que le problème de la structuration est un problème de stabilité par rapport aux fluctuations des différents paramètres définissant le système, et ce au voisinage d'un point critique. Sans doute est-ce pour les skarns une association critique portant sur la température, la pression, et la composition du fluide source (on sait que ces paramètres évoluent dans le temps au cours de leur genèse) qui est responsable de la « bifurcation » des skarns vers une solution périodique. Ceci est d'ailleurs suggéré par les observations de terrain : on semble en effet se situer à un moment donné où les deux phases ou groupes de phases fabriquées dans l'alternance ABAB, par exemple le pyroxène et l'ilvaïte à Rio Marina ou encore l'andradite et l'association magnétite + quartz à San Leone (cf. 1) apparaissent comme équivalentes. Habituellement ce n'est pas le cas et, dans l'histoire d'un skarn, les minéraux qui se trouvent associés ici se présentent l'un après l'autre dans le temps, le second en altération du premier.

On peut alors supposer ici que le fluide qui fabrique aux dépens du marbre ces minéraux associés a les concentrations de ses constituants fixés au voisinage du point d'équilibre de ces deux phases à la température donnée. Ses fluctuations autour de ce niveau critique de concentration, de même celles produites par les divers phénomènes en jeu, peuvent nous faire passer d'une phase à l'autre : on est bien ramené à examiner le problème de la stabilité, par rapport aux fluctuations des paramètres, d'une distribution spatiale des minéraux dans un phénomène associant réactions chimiques et transport.

(c) Nous avons laissé sous silence jusqu'à présent le caractère hétérogène des problèmes géologiques étudiés : ils mettent en jeu une roche et ses phases solides d'une part et un fluide d'autre part, tandis que les structures dissipatives spatiales auxquelles nous nous sommes référés sont formées en milieu homogène. Cela n'enlève rien à l'analogie que nous avons proposée; signalons d'ailleurs que des structurations ont été observées dans des réactions hétérogènes solide-gaz (oxydation d'alliages [13]).

L'hypothèse de l'équilibre local [2], par l'écriture des relations d'équilibre entre le fluide et la roche pourra très probablement nous rendre service sur ce point.

4. CONCLUSION. — Nous pouvons supposer avec une bonne certitude que les skarns à alternances récurrentes ABAB constituent une illustration nouvelle des phénomènes d'organisation spatiale par structures dissipatives, ce qui, à notre connaissance, n'a pas encore été mentionné.

Cette illustration est nouvelle par la nouveauté du domaine ouvert, ce qui s'exprime ici tant

par les conditions de formation (températures de 300 à 500°C, pressions de 1 à 2 kbar) que les

échelles de temps (à compter sans doute en centaines de milliers d'années [4]) et d'espace (ces

phénomènes peuvent concerner des masses spectaculaires de plusieurs mètres cubes ou

dizaines de mètres cubes) et une certaine complexité du problème du point de vue chimique


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(réactions hétérogènes) : en contrepartie les structures sont ici pétrifiées et parfaitement conservées, ce qui peut en faciliter l'étude. En tout cela leur intérêt déborde vraisemblablement le cadre de la géologie et peut venir enrichir ce qui est actuellement connu sur le sujet.

Un rapide coup d'oeil dans d'autres domaines de la géologie montre que ce phénomène n'est pas isolé : les sphéroïdes d'oxydes rencontrés dans l'altération superficielle de diverses roches [14] rentrent dans le même cadre métasomatiste que celui des skarns. Et aussi, avec certaines différences, les alternances récurrentes de minéraux observés dans les pegmatites [15], dans les granites et diorites orbiculaires (voir par exemple [16] où on leur reconnaît une origine métasomatique). On observe aussi des structurations dans le cas de la solidification de roches magmatiques [17] ou, à l'échelle du cristal, dans les feldspaths [18], etc.

Dans tous ces cas, et malgré la variété des phénomènes, nous pensons que les conceptions développées par l'Ecole de Bruxelles sur les structures dissipatives pourront apporter un éclairage tout à fait utile.

MM. Burt, Verkaeren, Cournil et Bertrand, les membres des laboratoires de géologie de l'École des Mines de Saint-Étienne et de l'Université de Louvain (Belgique) ont permis des visites sur le terrain et participé à des discussions.

(*) Remise le 26 janvier 1981.

[1] P. GLANSDORFF et I, PRIGOGINE, Structure, stabilité et fluctuations, Masson, Paris, 1971. [2] K. D. KORZHINSKII, The Theory of Metasomatic Zoning, Clarendon Press, 1970.

[3] M. FONTEILLES, Bull. Mineral, 101, 1978, p. 166-194.

[4] B. GUY, Thèse Docteur-Ingénieur, École des Mines, Paris, 1979.

[5] A. KNOPF, U.S. Geol. Surv., 358, 1908.

[6] R. H. JAHNS, Econ. geol., XXXIX, n° 3, 1944, p. 173-205.

[7] P. W. ASKINS, Thèse, University of North Oueensland, Australie, 1975,

[8] D. BURT, Skarn Mineralization in Porphyry and Non Porphyry Environments, Arizona state University, 1978.

[9] F. DIMANCHE, Riviera scientifique, fasc. 2, 1974.

[10] J. VERKAEREN, Mém. Inst. géol. Univ. Louvain, XXVII-2, 1974.

[11] J. J. TYSON, The Belousov-Zhabotinskii Reaction, Springer Verlag, 1976. [12] R. J. FIELD, J. Chem. Educ, 49, 1972, p. 308-311.

[13] G. BERTRAND, Synergetics, Springer Verlag, 1979, p. 147-151.

[14] S. S. AUGUSTITHIS, E. MPOSKOS et A. VGENOPOULOS, Chem. Geol., 30, 1980, p. 351-362.

[15] FERSMAN, Acad. Sc. U.R.S.S., 1931, Pegmatites.

[16] T. B. THOMSON et D. L. GILES, Geol. Soc. Amer. Bull, 1, n° 91, 1980, p. 245-246.

[17] A. R. MCBIRNEY et R. M. NOYES, J. Petrol., 20, n° 3, 1979, p. 487-554.

[18] J. V. SMITH, Feldspar Minerals, 2, Springer Verlag, 1974.

Département Géologie, École des Mines, 158, Cours Fauriel, 42023 Saint-Étienne Cedex.


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Série II — 417

GÉOLOGIE. — Sur la découverte d'un récif à Caprinidés (rudistes) dans le Sénonien supérieur du Djebel Serraguia (Tunisie centre-occidentale). Note (*) de Marie-Claire BernetRollande et Jean Philip, transmise par Michel Durand-Delga.

La découverte en Tunisie centre-occidentale d'un récif à Caprinidés (rudistes) permet de préciser la stratigraphie du Sénonien supérieur de cette région. L'édification du récif s'est effectuée en eau très oxygénée, au début du Campanien, et son évolution diagénétique est complexe. Cette découverte, outre les renseignements qu'elle fournit sur la paléogéographie tunisienne, apporte des compléments importants à la connaissance de la paléoécologie des formations récifales à rudistes du Crétacé terminal.

The discovery, in West Central Tunisia, of a Caprinid-rich reef allows a better understanding of upper Senonian stratigraphy within this area. Reefing occurred in well oxygenated waters at the dawn of Campanian. The reef diagenetic évolution is complex (numerous synsedimentary breaks). This discovery is considered important for its paleogeographic implications in Tunisia and paleoecological knowledge on rudistid reefing potential during the upper Senonian.

Le Djebel Serraguia est situé en Tunisie centre-occidentale à 20 km à l'ouest de Feriana et 3 km à l'est de l'Oued Safsaf qui constitue la frontière algéro-tunisienne (fig.). Il fait partie de la zone anticlinale taillée des djebels Botna-Safsaf-Serraguia-Goubel-El Kebir qui représente un des derniers jalons vers le Sud des plis atlasiques, avant les plissements des Chotts.

Le complexe récifal du Djebel Serraguia forme le coeur de la structure anticlinale; il affleure largement sur les deux côtés de la vallée de l'Aïn es Serraguia où ont été effectuées la plupart des observations présentées ci-dessous.

A. STRATIGRAPHIE. — Aucune étude stratigraphique détaillée n'avait été effectuée jusqu'à

ce jour sur le Djebel Serraguia. La carte géologique de la Tunisie à 1/500 000 mentionne la

présence de Crétacé supérieur indifférencié. Seul M. Khessibi [1] signale la présence de

Sénonien supérieur à faciès récifal dans le Djebel Goubel, qu'il compare aux formations

récifales du Djebel Kebar étudiées dans sa thèse.

Localisation géographique du secteur étudié.


418 — Série II C. R. Acad. Sc. Paris, t. 292 (26 janvier 1981)

Nos observations nous permettent de séparer, de bas en haut, trois unités lithostratigraphiques :

1. Marnes et calcaires argileux bioclastiques. — Constituant l'unité la plus ancienne de l'anticlinal, cette formation comprend une alternance de marnes gris-bleuté bioturbées et de calcaires coquilliers jaunes, riches en débris d'Ostréidés, de Pectinidés et de Bryozoaires. Son épaisseur totale ne peut être évaluée avec certitude; seule la partie supérieure de cette unité affleure dans de bonnes conditions dans l'axe des vallées de l'Aïn es Serraguia et de l'Oued Safsaf, livrant Globotruncana lapparenti Brotzen et Gl. coronata Bolli [2] qui permettraient de l'attribuer au Santonien. Au Djebel el Kebir une ammonite rapportée au genre Barroisiceras [3] a été découverte à la base de la formation marneuse affleurante qui pourrait ainsi appartenir au Coniacien.

2. Complexe récifal. — Cette unité comprend le récif à rudistes et les faciès qui lui sont associés latéralement (brèches périrécifales et calcaires crayeux).

L'épaisseur moyenne de cet ensemble est d'une centaine de mètres environ. Les rudistes sont représentés en abondance par des Caprinidés du genre Sabinia (pl., fig. 2) associés à des Radiolitidés (Joufia) et à des Hippuritidés plus rares, ainsi qu'à des madréporaires assez abondants. Sabinia est une forme répandue dans le Campanien et le Maastrichtien de la Mésogée : Italie méridionale [4], Yougoslavie ([5], [6]), Turquie ([7], [8])

3. Calcaires crayeux. — Au-dessus du récif à rudistes vient une série crayeuse épaisse d'une centaine de mètres, formant l'enveloppe périclinale du Djebel Serraguia. Cette série peut être subdivisée en une sous-unité inférieure représentée par des calcaires crayeux avec intercalations de marnes à débris d'Inocérames et en une sous-unité supérieure formée d'une craie blanche à rognons de silex et Inocérames. Les alluvions quaternaires de la plaine de Feriana interrompent ensuite la succession stratigraphique. Notons que ces deux unités lithologiques sont séparées par un horizon siliceux et ferrugineux bien marqué dans la topographie du flanc sud du Djebel Serraguia.

La présence dans la sous-unité inférieure d'Orbitoides tissoti Schlumb associée à des Arnaudiella et à Globotruncana elevata stuartiformis Dalbiez nous conduit à lui attribuer un âge campanien moyen.

La sous-unité supérieure a livré Inoceramus sp. ex. gr. pseudoregularis Sor. [3] et des foraminifères planctoniques parmi lesquels Globotruncana cf. bulloides Vogler, Gl. gagnebini Tiler et Clavulinoides trilatera (Cushman) indiqueraient l'intervalle Campanien terminal à Maastrichtien moyen [2].

EXPLICATION DE LA PLANCHE

Fig. 1. — Vue du récif à rudistes (R) sur la rive gauche de l'Aïn es Serraguia et de son enveloppe de couches bréchiques (Br) et de calcaires crayeux (C.C.). Noter les biseaux de sédimentation au-dessus de la surface du récif indiquée par la flèche. Les petits personnages, en bas à droite de la photo, donnent l'échelle.

Fig. 2. — Section de valve gauche de Sabinia, montrant l'appareil cardinal et les canaux disposés sur plusieurs rangées (G X 1).

Fig. 3. — Section de test recristallisé de Caprinidé montrant les canaux soulignés par une pellicule micritique (flèche) et remplis par du matériel bioclastique ou par de la calcite sparitique (G X 8,5). Le haut est à gauche.

Fig. 4. — Frange de calcite palissadique (flèche) autour de débris de Caprinidés (G X 8).

Fig. 5. — Calcaires bioclastiques de la base du récif, renfermant un quartz bipyramidé qui présenté une amorce de cristallisation (flèche) et des inclusions (G x 20).


PLANCHE I

MARIE-CLAIRE BERNET-ROLLANDE



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En résumé, l'ensemble de la série stratigraphique du Djebel Serraguia appartient au Sénonien et, compte tenu des données biostratigraphiques qui précèdent, il est possible de proposer la succession chronostratigraphique suivante :

— marnes et calcaires argileux, bioclastiques : Coniacien p.p.-Santonien;

— récif à rudistes : Campanien inférieur;

— calcaires crayeux : Campanien moyen à Maastrichtien moyen (?).

B. MORPHOLOGIE, PALÉOÉCOLOGIE ET SÉDIMENTOLOGIE DU COMPLEXE RÉCIFAL. — Le récif à rudistes se présente sous la forme d'un bioherme massif et affleurant dans son intégralité dans la gorge de l'Aïn es Serraguia; il mesure près d'une centaine de mètres de haut (pl., fig. 1). L'étude sédimentologique a montré que le bioherme était entaillé, au Campanien, par des gorges sous-marines synsédimentaires au moins partiellement remplies de brèches périrécifales, ou de placages de matériel crayeux. L'analyse topographique du réseau des chenaux fossiles montre qu'il est anastomosé d'une façon telle que sa morphologie apparaît être d'origine sous-marine indiscutable. En effet, on ne retrouve aucune des figures d'anastomose convergente-descendante caractéristique de l'érosion sub-aérienne. Après son édification, le bioherme a constitué une anomalie morphologique importante au-dessus du fond de la mer sénonienne, comme en témoigne la présence de brèches récifales très hétérométriques recouvrant la paléopente sud-ouest du bioherme, et le biseautage très accentué des couches litées de la formation 3 contre le flanc du récif (pl., fig. 1).

Le bioherme est riche en organismes constructeurs ou bioaccumulateurs : rudistes, madréporaires, gastéropodes, parfois entiers, souvent fragmentés en gros débris anguleux dans une matrice bioclastique grossière. Des chenaux à graviers de Caprinidés et de Coraux entaillent les ensembles bioconstruits. Ils pourraient attester de conditions d'agitation élevées régnant pendant l'édification du récif bien que, la microbiologie du Crétacé supérieur nous étant en partie inconnue, ces graviers puissent dériver d'une biodégradation particulière qui n'a pas d'exemple dans les mers tropicales actuelles. Les transformations diagénétiques sont complexes. Une micritisation constante affecte la paroi des canaux de Sabinia (pl., fig. 3); des franges de calcite palissadique entourent parfois les débris et témoignent de cimentations sous-marines précoces (pl., fig. 4). L'abondance initiale de tests aragonitiques (Caprinidés et Coraux) entraîne.une large recristallisation des éléments récifaux en calcite sparitique qui comble, également, les vides des canaux des Caprinidés (pl., fig. 3). Des quartz bipyramidés, non usés, de basse température, riches en inclusions ou zonés (pl., fig. 5), sont parfois présents dans la matrice bioclastique des couches de base du récif, ainsi que dans les marnes infrarécifales.

Les couches biomicritiques crayeuses superposées au récif, renfermant des organismes planctoniques (Foraminifères, Calcisphaerulidae) et une grande abondance d'Inocérames, peuvent être interprétées comme des dépôts de milieu calme et relativement profond, par référence aux milieux actuels des Caraïbes et à certains environnements crétacés du Texas [9].

CONCLUSIONS. — La découverte d'un récif à rudistes dans le Campanien du Djebel Serraguia s'ajoute à celle qu'a faite M. Khessibi [1] dans le Campanien du Djebel Kebar situé 100 km à l'Est où les récifs, plus nombreux mais de taille plus réduite, sont ennoyés par des argiles campaniennes. On peut ainsi supposer l'existence, au Campanien, dans le sud de la Tunisie centrale, d'une zone à potentiel récifal. L'installation des récifs a été vraisemblablement guidée par un dispositif paléostructural complexe qui est en cours d'étude. La découverte de quartz bipyramidés pose le problème de leur origine. S'agit-il de quartz bipyramidés triasiques remaniés attestant d'halocinéses crétacées [10], ou de


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cristallisation en milieu lagunaire, contemporaines de certains milieux liés au domaine récifal ?

La découverte de récifs à Sabinia en Tunisie centre-occidentale comble un hiatus paléoécologique important puisque les récifs à Caprinidés n'étaient connus, jusqu'à présent, que dans le Cénomanien ([11], [12]) et le Turonien [13]. Nous envisagerons, dans une prochaine publication, les implications paléobiogéographiques de cette découverte.

(*) Remise le 19 janvier 1981.

[1] M- KHESSIBI, Études géologiques du secteur de Maknassy-Mezzouna et du Djebel Kebar (Tunisie-Centrale) (Thèse Doct d'Univ, Lyon, 1978)

[2] Les Foraminifères cités dans cette Note ont été déterminés par Ph. Dufaure et J. C. Villain, Bordeaux.

[3] Détermination, J. Sornay, Paris.

[4] C. F. PARONA, Boll. Soc. Geol. Ital, 27, 1908, p. 299-310.

[5] D. PEJOVIC, Zavod za Geol. i Geofiz. Istrazivanja Vesnik, XXIV-XXV, 1966-1967, p. 295-300, pl. I et II.

[6] M. PLENICAR, Geologija, Razprave in Porocila, 20, 1977, p. 5-31.

[7] J. BÖHM, Palaeontographica, 69, 1927, p. 187-222.

[8] N. KARACABEY, Bull. Mineral. Res. and Expl. Institut of Turkey, 78, 1972, p. 46-54, pl. 1 à XII.

[9] L. S. GRIFFITH, M. G. PITCHER et G. W. RICE, Soc. Ec. Pal. Mineral., Special Publication, Tulsa, 14, 1969, p. 120-138.

[10] V. PERTHUISOT, Dynamique et pétrogenèse des extrusions triasiques en Tunisie septentrionale, Trav. Lab. Géologie, Presses de l'École normale supérieure, Paris, 1978.

[11] J. PHILIP, Les formations calcaires à rudistes du Crétacé supérieur provençal et rhodanien (Thèse Doct. d'État, Marseille, 1970).

[12] F. CARBONE, A. PRATURLON et G. SIRNA, Geol. Romana, 10, 1971, p. 131-198. [13] A. BELIN, Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 60, 1976, p. 258-272.

M.-C. B.-R. : Compagnie Française des Pétroles, Total T.E.P./D.E./G.E.A.,

Tour Mirabeau, 75739 Paris Cedex 15; J. P. : Laboratoire de Géologie historique et de Paléontologie,

Université de Provence,

3, place Victor-Hugo, 13331 Marseille Cedex 3;

M.-C. B.-R. et J. P. : R.C.P. 510 du C.N.R.S.,

Formations carbonatées, dynamique, successions paléoécologiques.


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PALÉONTOLOGIE. — Un nouveau Giraffidé du Miocène supérieur d'Irak: Injanatherium hazimi n.g., n.sp. Note(*) de Emile Heintz, Michel Brunet et Sevket Sen, présentée par Jean-Pierre Lehman.

Le crâne holotype d'Injanatherium hazimi n. g., n. sp., a été trouvé dans la formation Bakhtiari inférieur, dans la région d'Injana, au Gebel Hamrin en Iraq. Son âge est Miocène supérieur, proche de la limite Vallésien-Turolien. I. hazimi est un Giraffidé de taille moyenne dont le crâne se caractérise par l'orientation subhorizontale de ses ossicônes.

The holotype of Injanatherium hazimi n.g., n.sp., is a skull which was recovered from the inferior part of the Bakhtiari Formation, in the Injana region, Gebel Hamrin, Iraq. In age, it is Late Miocene, close to the VallesianTurolian limit. I. hazimi is a medium size giraffid, the skull of which is characterized by the orientation of its ossicones. The latter, inserted above and behind the orbits, are directed outwards almost horizontally, without any backward or forward inflexion; in norma verticalis, they are perpendicular to the sagittal plane of the skull. The ossicones are slightly elevated above the cranial roof; their angle of divergence is about 150°.

En 1979, une prospection paléontologique, effectuée en collaboration avec le Service géologique d'Iraq, a permis de récolter des Mammifères fossiles, notamment au Gebel Hamrin dans la région d'Injana en Iraq [1]. Le crâne de Giraffidé, décrit dans ce travail, a été trouvé lors de cette prospection dans la partie inférieure de la formation Bakhtiari [2].

Genre : Injanatherium n.g. Espèce-type : Injanatherium hazimi n. sp.

Diagnose du genre. — Le genre étant mono spécifique, voir diagnose de l'espèce.

Holotype (fig. A et B). — Crâne, dépourvu de la région faciale et de dents, muni d'un ossicône complet du côté gauche et de la zone d'insertion de l'ossicône droit. Bon état de conservation. Pour le moment, ce spécimen est déposé dans les collections de l'Institut de Paléontologie du Muséum national d'Histoire naturelle à Paris.

Localité-type. — Injana, anticlinal du Gebel Hamrin, Iraq. Le relai d'Injana se trouve à 140 km au nord de Baghdad, sur la route asphaltée qui relie Baghdad à Kirkuk. Un peu au nord du relai d'Injana prend naissance la piste de Zerluk qui suit à peu près la direction de l'anticlinal vers le SE. C'est non loin de cette piste, du côté Nord et à 8 km de la route asphaltée que le crâne a été trouvé.

Niveau-type. — Sables gris clair à nombreux éléments détritiques dont la taille dépasse rarement 2 cm. Outre les nombreuses stratifications entrecroisées on y observe des passages franchement conglomératiques. D'après nos observations, ce niveau se poursuit sur de nombreux kilomètres en présentant d'importantes variations de faciès et d'épaisseur (5 à 30 m environ). Ce niveau fait partie du Bakhtiari inférieur.

Age. — Miocène supérieur, proche de la limite Vallésien-Turolien, avec une plus forte probabilité pour le Vallésien supérieur [2].

Dérivation de nom. — Nom de genre composé de Injana (voir plus haut) et de therium, animal. Nom d'espèce dédié à M. Hazim A. M. Behnam du Service géologique d'Iraq.

Diagnose. — Injanatherium, Giraffidé de taille moyenne, diffère de tous les Giraffoidea connus par l'orientation de ses ossicônes. Ces derniers, de forme conique, sont insérés sur l'orbite et la région postorbitaire. Ils sont dirigés vers l'extérieur, perpendiculairement au plan sagittal du crâne et légèrement vers le haut. L'angle de divergence entre les deux chevilles est de l'ordre de 150°. L'existence d'ossicônes antérieurs, placés en avant des orbites, reste indéterminée.


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Description sommaire. — En norma verticalis, le toit cranien se caractérise par un élargissement considérable des os frontaux dans la région orbitaire. Sur toute sa longueur, le toit cranien est plat, hormis quelques ondulations. Le frontal gauche porte un ossicône bien caractérisé : apex en boule, absence de limite nette entre os frontal et ossicône, absence de pédicule de type Bovidé ou Cervidé, e