BULLETIN

MUSÉUM NATIONAL D’HISTOIRE NATURELLE

57, rue Cuvier, 75005 Paris

Directeur ; Professeur E. R. Brygoo

Section C : SCIENCES DE LA TERRE

Directeur : L. Ginsburg.

Rédactrice : P. Dupérier.

Comité scientifique : J. Aubouin (Paris), R. G. C. Bathurst (Liverpool),

W. H. Berger (La Jolla), Y. Coppens (Paris), B. Cox (Londres), D. S. Cro-

NAN (Londres), J. Fabriès (Paris), H. de Lumley (Paris), W. R. Riedel

(La Jolla).

Un Comité de rédaction examine tous les manuscrits reçus et nomme des rap¬

porteurs.

Fondé en 1895, le Bulletin du Muséum d’Histoire naturelle est devenu à partir de 1907 :

Bulletin du Muséum national d’Histoire naturelle. Des travaux originaux relatifs aux diverses

disciplines scientifiques représentées au Muséum y sont publiés. Il s’agit essentiellement

d’études de Systématique portant sur les collections conservées dans ses laboratoires, mais

la revue est également ouverte, depuis 1970 surtout, à des articles portant sur d’autres

aspects de la Science : biologie, écologie, etc.

La 7" série (années 1895 à 1928) comprend un tome par an (t. 1 à 34), divisé chacun en

fascicules regroupant divers articles.

La série (années 1929 à 1970) a la même présentation : un tome (t. 1 à 42), six fasci¬

cules par an.

La 3^ série (années 1971 à 1978) est également bimestrielle. Le Bulletin est alors divisé

en cinq Sections et les articles paraissent par fascicules séparés (sauf pour l’année 1978

où ils ont été regroupés par fascicules bimestriels). Durant ces années chaque fascicule est

numéroté à la suite (n“ 1 à 522), ainsi qu’à l’intérieur de chaque Section, soit : Zoologie,

n°* 1 à 356 ; Sciences de la Terre, n°® 1 à 70 ; Botanique, n°* 1 à 35 ; Écologie générale,

n“ 1 à 42 ; Sciences physico-chimiques, n°* 1 à 19.

La 4^ série débute avec l’année 1979. Le Bulletin est divisé en trois Sections : A : Zoolo¬

gie, biologie et écologie animales ; B : Botanique, biologie et écologie végétales, phyto¬

chimie (fusionnée à partir de 1981 avec la revue Adansonia) ; C : Sciences de la Terre, paléon¬

tologie, géologie, minéralogie. La revue est trimestrielle ; les articles sont regroupés en

quatre numéros par an pour chacune des Sections ; un tome annuel réunit les trois Sec¬

tions.

S’adresser :

— pour les échanges, à la Bibliothèque centrale du Muséum national d’Histoire naturelle,

38, rue Geoffroy Saint-Hilaire, 75005 Paris, tél. 43-31-71-24 ; 43-31-95-60.

— pour les abonnements et achats au numéro, au Service de vente des Publications du

Muséum, 38, rue Geoffroy Saint-Hilaire, 75005 Paris, tél. 43-31-71-24 ; 43-31-95-60.

C.C.P. Paris 9062-62.

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Abonnements pour l’année 1987 (Prix h.t.)

Abonnement général : 1500 F.

Section A : Zoologie, biologie et écologie animales : 860 F.

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Section C : Sciences de la Terre, paléontologie, géologie, minéralogie : 400 F

Numéro d'inscription à la Commission paritaire des publications et agences de presse : 1405 AD

BULLETIN DU MUSÉUM NATIONAL D’HISTOIRE NATURELLE

4' série, 9, 1987, section C (Sciences de la Terre, Paléontologie, Géologie, Minéralogie), n° 4

SOMMAIRE — CONTENTS

Y. Bassias, h. Davies, L. Leclaire and D. Weis. — Basaltic basement and

sedimentary rocks from the Southern sector of the Kerguelen-Heard Plateau :

new data and their Meso-Cenozoic paleogeographic and geodynamic implica¬

tions . 367

Socle basaltique et roches sédimentaîres de la partie sud du Plateau de Kerguelen-Heard :

données nouvelles et leurs implications en paléogéographie méso-cénozoïque et en géody¬

namique.

B. Walter. — Le genre Unitubigera d’Orbigny (Bryozoaire cyclostome), Thenoi-

dae primitif ou « Plagioecia » évolué?. 405

The genus Unitubigera d’Orbigny (cyclostomatous Bryozoa), primitive Theonoidae or

evolved « Plagioecia n?

S. Freneix, J.-P. Saint Martin et P. Moissette. — Bivalves Hétérodontes du

Messinien d’Oranie (Algérie occidentale). 415

Heterodonte Bivalves from the Messinian of Oranie ffVestern Algeria).

L. Ginsburg et C. Bulot. — Les Suiformes (Artiodactyla, Mammalia) du Mio¬

cène de Bézian (Gers)... 455

The Suiforms (Artiodactyla, Mammalia) from the Miocene of Bezian (Gers).

Bull. Mus. natn. Hist. nat., Paris, 4' sér., 9, 1987.

section C, n" 4 : 367-403.

Basaltic basement and sedimentary rocks

from the Southern sector of the Kerguelen-Heard Plateau :

new data and their Meso-Cenozoic paleogeographic

and geodynamic implications

by Yannis Bassias, Hugh Davies, Lucien Leclaire and Dominique Weis

Abstract. — The Southern sector of the Kerguclen-Heard Plateau bears a thick sedimentary sequence

of highiy phosphaiic, calcarcous and siliceous formations deposited between the Early Cretaceous and

Eocene. These formations overlie an apparent basaltic basement of Early Cretaceous agc emplaced at

moderate to shallow water depths and afiected by successive stages of alteration. Geochemically these

basalts hâve transitional and alkaline affinities and appear comparable to the two basaltic sériés of the

Kerguelen islands. Along 77" Graben these basalts register, during cooling. early halmyrolysis and

brecciation in a shclfal environment followed by subacrial érosion and dissolution phenomena. Lower

Cretaceous bioclastic limestones show burial-uplift-burial patterns and lava breccias show strong early

recrystallization and subséquent subaerial érosion and dissolution. Upper Cretaceous radiolarian cherts

are associated with interbeds of zoned dolomite and show completion of the chertification diagenetic

process.

Résumé. — On vient de découvrir que la partie sud du Plateau de Kerguelen-Heard (secteur

antarctique de l'océan Indien) était constituée d'un socle d'origine basaltique recouvert localement par

deux formations sédimentaires différentes. Ces données nouvelles ont été obtenues k l'occasion d'une

campagne du « Marion Dufresne» (NASKA MD 48, 1986) qui a notamment permis d'effectuer un

certain nombre de grands dragages. Sur le toit du socle reposent des formations calcaires et siliceuses

intensément phosphatées, recouvertes par une série pélagique carbonaiée (boues calcaires et craies) d'âge

Crétacé supérieur à Pléistocéne Les basaltes présentent des affinités transitionnelles et alcalines cl ils sont

comparables aux séries transitionnelles et alcalines des îles Kerguelen Le soubassement basaltique daté

d’après la méthode K/.Ar (plagioclase) de 114 4 /- I Ma se serait formé â des profondeurs

intermédiaires, voire faibles. Ce socle, au cours de son évolution, a subi de multiples phases d'altération.

Les prélèvements elTectués le long du Graben du 77“ E semblent porter la trace d'une halmyrolyse précoce

des basaltes à chaud (200° C environ) lors de leur refroidissement. Parmi les formations sédimentaires

reposant vraisemblablement sur le toit du socle basaltique, on trouve notamment des brèches à éléments

basaltiques cimentés par une matrice calcaire recristallisée riche en bioclasies et foraminiféres

planctoniques du Crétacé. Cette matrice est pratiquement dépourvue de produits d’altération basaltique,

ce qui plaide en faveur d'une recrisiallisation rapide pendant les premières étapes de l’évolution

diagénétique de cette formation. Ces brèches sont associées à des conglomérats à éléments basaltiques en

galets roulés, l'ensemble étant susceptible de passer horizontalement (ou verticalement) à des calcaires

bioclastiques, localement karstifiés. renfermant des foraminiféres benthiques et Bryozoaires d’âge

probable anlé-Crélacè supérieur. La présence de ces formations sédimentaires indique l’existence, à

l’époque de leur genèse, de milieux de sédimentation subaériaux, voire circum-littoraux avec très

probablement émersion des hauts-fonds. Il y a tout lieu de penser qu'une phase intense de silicification et

de dolomitisation a suivi la mise en place des calcaires, des brèches et des conglomérats. D’épais bancs de

cherts à Radiolaires d'âge Campanien-Maestrichtien alternent avec des bancs de dolomies à cristaux

— 368 —

zonés dans une matrice de smectite et de silice amorphe. Plusieurs indit'es sont en faveur d’une

transformation diagénétique précoce de la silice biogène en quartz. Cherts et dolomies pourraient évoluer

dans un environnement de températures relativement élevées. Ainsi, l’étude pétrologique détaillée des

prélèvements de la campagne NASKA MD 48 a permis de mettre en évidence des événements

manifestement liés à l'évolution géodynamique de la structure, évolution allant elle-même contrôler la

sédimentation au niveau du secteur sud du plateau et tout particulièrement du Graben du 77° E.

Y- Bassias, Maître de Conférences Associé au Muséum national d'Histoire naturelle, Laboratoire de Géologie,

Paris, France.

H. Davies, Bureau of Minerai Resources, GPO BOX 378, Canberra 2601, Attslralia.

L. I.ECLAIRE, Professeur au Muséum national d'Histoire naturelle. Laboratoire de Géologie. 43. rue Buffon, 75005

Paris, France.

D, WeiS, Laboratoires associés de Géologie, Pétrologie et Géochrom/logie, Université Libre de Bruxelles, 50, Av.

F. D. Roosevelt, Bruxelles, Belgique.

I — INTRODUCTION AND GEOLOGICAL SETTING

The Kerguelen Plateau, in the Southern Indian Océan, has been variously described as a

fragment of Gondwanaland (Heezen et al, 1966), elevated oceanic crust (Udintsev et al,

1965), a product of an intraplate hot spot (Houtz et al, 1977) or of a fault-related magmatism

(Lameyre et al, 1985), or an aborted spreading ridge (Mutter et al, 1983; Mammerickz et

al, 1986). The first sampling of the Southern sector of the plateau, south of Heard Island, in

March 1986 by “Marion Dufresne” cruisc 48 (Leclaire et al., 1987a), brought new data and

showed that basement is, at least in part, Early Cretaceous basait of intraplate, rather than

mid-ocean ndge affinities. Dredges and cores from the overlying sédiments, when interpreted

in the light of recently-acquired seismic data (Ramsav et al., 1986a attd h', Colwell et al, in

press), show a column of mostly pelagic sédiment up to 4 km thick, which includes evidence of

phases of shoaling and partial emergence, followed by a foreshortened Miocene-Quaternary

section.

The object of the “ Marion Dufresne ” cruise 48 was to obtain geological information on

the Southern sector of the Kerguelen Plateau, as a pre-requisite for the planning of the Océan

Drilling Program operations. In 16 days, eight dredge hauls and 16 piston cores were

recovered (samples are classified in the collection of the MNHN-Paris), as well as geophysical

data from 4000 km of line, including single-channel seismic reflection records for 2400 km

(lig. 1 and 2) (Leclaire et al, 1987fl and h). Dredge hauls recovered basalts and sedimentary

rocks (tab. 1). The purpose of this paper is ihreefold ; a) to présent analytical data from the

sedimentary dredged material of MD cruise 48 and to focus on spécifie topics conceming the

basait emplacement and its relation with the syn- and post-diagenetic évolution of the Southern

sector; b) to propose a cohérent stratigraphie profile and discuss similaritics and différences

with the northern sector; and c) to pinpoint areas which require further investigation.

In contrast to the northern sector of the plateau, which is high-standing and has a record

of constructional volcanism continuing through the Eocene-Quaternary (Wicquart and

Frôhlich. 1986; Munschy and Schlich, 1987), the Southern sector has generally subdued

relief, and shows few signs of volcanic activity. The structure is that of an elongated (NNW-

SSE) broad upwarp. with an axial graben at 77° E (Houtz et al, 1977), and much minor

369 —

rifting (COFFIN et ai, 1986). Prior to our investigation, the oldest known sédiments were Upper

Cretaceous calcareous ooze and chalk which crop out on the northeastern flank of the

plateau : Santonian in the north and Late Cenomanian in the south. Interprétation of seismic

and magnetic data suggested that these rest upon a magnetic (presumably mafic) basement,

and may be pénétrated by mafic intrusives (Ramsay et ai, 1986a; Leclaire et ai, 1987a and

b).

Five dredges directed at basement, 01 and 05 to 08 (fig. 1 and 2), recovered altered and

jointed basalts, in two cases associated with lava breccia. Downslope from the Santonian

sédiments of the northeastern flank, noted above, basait samples hâve been dredged (86

DR 08). The basalts are of transitional to alkaline composition, and are cheraically and

isotopically enriched (Davies et ai, in press ; Weis et al., 1987). The K-Ar âge of one sample

from dredge 05 (common type of basait in ail five dredges) is 114 + / — 1 Ma, older than any

known sédiment (Davies et al., in press). From these data it can be concluded that part of the

Kerguelen Plateau basement is basaltic or includes an extensive development of basait.

Processed multi-channel seismic records across the Raggatt Basin reveal six seismic sequences

Fig. 1. — Simplified locality map showing sample sites (after Leclaire el al., 1987a and b) -, hachured Unes mark 77* E

Graben ; DR = dredge ; L7 = location of seismic line illustrated in figure 2 ; isobaths in km ; Mercator projection

scale is correct for 57" S.

Localisation des prélèvements (d'après Leclaire et al., 1987a et b) : la ligne hachurée indique te Graben du

77° E: DR = dragage : L7 = localisation du profil sismique de la figure 2 ; isobathes en Km: échelle de projection

Mercator centrée à 57° S.

— 370

overlying a basement which is, itself, partly stratified (Colwell el al.. 1988). Some of these

sequences are grouped together in the single-channel profiles (fig. 2).

Unit F (fig. 2) is not exposed at the sea floor and can only be tested by drilling. Dredged

rocks which may be from unit F include bioclastic shelfal limestone (86 DR 02) and basaltic

lava breccia and conglomerate (86 DR 05, 86 DR 06 and 86 DR 07), cemented in a

phosphatic Cretaceous calcareous bioclastic matrix. Radiolarian cherts with interbedded Fe-

dolomite collected from the east flank of the 77° E Graben (86 DR 02, 86 DR 03 and 86

DR 04), probably are the strata which give strong seismic reflections in the lower part of the

WSW ENE

Fig. 2. — A, Single channel seismic profiles showing seismic sequences (afler Leclairb ei al., 19876); B, Sample sites

located on line drawings of profiles after Ramsev el al. (1986û). MD-697 = core.

A. Séquences sismiques à partir des profils de réfiexion monotrace (d'après Leclaire et al., 1987a) ; B. Sites de

prélèvement sur des profils dessinés d'après Ramsey el al. (1986). MD-697 = carottage.

Table 1.

Dredge

Lat. (S)

Long. (E)

Depth (m)

Tons

Partial description

( main rock type listed first)

86 DR 01

5r58'

77°46'

2300-1600

0,20

Propylitically altered basait; medium

to coarse-grained phlogopite melaga-

bro (phlogopite K/Ar âge 13.2 +/-

0.1 Ma); silicified volcanics (less lhan

5 %).

86 DR 02

57° 18'

77°36'

2400-1970

0.20

Fine-grained saprolitic basait (60%);

sheared fragments and karstified boul-

der of bioclastic Cretaceous liniestones

(cheilostome bryozoa suggest pre-Ce-

nomanian âge) (35%); Upper Creta¬

ceous chéri (5%) ande ice-rafted gra¬

nité and red quartzite.

86 DR 03

57° 18'

77°35'

2000

0.25

Large boulders of ice-rafted granités,

gneisses, amphibolites and quarlzites

(80-90%) and highly phosphatic thick

bedder chert (10-20%).

86 DR 04

57° 17'

77°37'

2600-2000

0.40

Thick bedded (up to 40cm) Upper

Cretaceous radiolarian chert wiih dolo¬

mite interbeds (90%); boulders of al¬

tered trachybasalt and minor ice-rafted

granité.

86 DR 05

58°06'

76°55'

2200-1620

1.50

Saprolitic basait, occasionally coarsely

plagiocla.se-phyric (K/Ar âge of pla-

gioclase 114 +l~ 1 Ma; lava breccia

with recrystallized Cretaceous bioclas¬

tic calcite matrix and contemporaneous

conglomerate of lava cobbles (some

pebbles show Tertiary globigerinidae).

86 DR 06

58°17'

76°55'

1550-1250

1.50

Large blocks of saprolitic micropor-

phyritic basait; lava breccia with cal¬

cite matrix ; few conglomérâtes of lava

cobbles and ice-rafted granités and

gneisses.

86 RD 07

55°18'

77°28'

2265-1865

0.40

Saprolitic lavas; conglomeratic boul¬

ders of amygdaloidal basait; altered

basait and lava breccia with calcite

matrix and large blocks of quartzites

and gneisses.

86 DR 08

50° 19'

74°49'

2175

0.25

Large sub-angular boulders of divine

basait (60%); sub-angular blocks of

soft altered medium-grained basait

(30%); rounded boulders of porphy-

ritic basait (5 %) and soft white tuff

with silicified limestone cobbles not

older than Miocene (5 %).

— 372 —

unit E. A distinct type of conglomerate from dredge 08 is cemented in a partly exsolved

calcareous-tuff matrix of, at least, Miocene âge and could correlate with the major Oligocene-

Early Miocene discordance of the northern sector which in the seismic profile appears at the

top of the unit C. Of the remaining samples two sets can be equated with seismic stratigraphie

units and concern core sampling. Three cores which intersect seismic unit C are ail of

calcareous ooze of Late Eocene âge (Appendix I, fig. 1 and 2 in Leclaire et al., 19876). Four

cores which intersect seismic unit A are of calcareous and siliceous oozes and ice-rafted débris

of Pleistocene âge.

11 — DESCRIPTION OF THE ROCK SAMPLES AND ANALYTICAL METHODS

A variety of methods were utilized to study the dredged material. These included X-ray

diffraction (XRD), électron microprobe (EMP), scanning électron microscopy (SEM) with

energy dispersive X-ray analyser (EDAX) and optical microscopy on thin sections and smear

slides. XRD préparations were crushed for 10 minutes or disaggregated ultrasonically and

sieved to 63 (x. Most powder and oriented mounts were compared, glycol treated and heated to

500° C. The identification of minerai faciès (tab. 2 and 3) was based on tables from Brindley

and Brown (1981), Thorez (1975) and on DIFRAC/AT automatic identification software

adapted to a SIEMENS DACO-MP (Cu Ka) System (MNHN, Paris). Routine runs were made

at 1° per 4 min with 0.02 es step size. Sélective runs were made at 1° per 20 min. For

microprobe analyses a CAMEBAX analyser was used (BMR, Canberra). Surface morphology

was examined by a JEOL 35SM SEM and was combined with EDAX measurements on a

ORTEC 5000 interface (MNHN, Paris).

Dredged rock samples are herc discussed in four main groups : basaltic boulders from

dredges 01, 02, 04, 05, 06, 07 and 08 ; lava breccia and conglomérâtes from dredges 05, 06, 07

and 08 ; pink bioclastic limestones from dredge 02 ; and siliceous rocks from dredges 02, 03

and 04.

Basaltic boulders

The basalts from the Kerguelen-Heard Plateau are subdivided, according to their

pétrographie and geochemical features, into two main groups ; transitional and alkalic.

Geochemically they appear comparable to the two basaltic sériés on the Kerguelen Islands

(Gautier et al.. 1987). Isotopically they also show two distinct groups. W'ith a distinct limit at

eND = 0 and '*''Sr/*®Sr = 0.7050. The first group is found in the axial graben of 77° E (86

DR 05, 86 DR 06 and 86 DR 07) and at the eastern flanc of the plateau (86 DR 01 and 86 DR

08), These basalts are characterized by the common presence of labradorite/bytownite. They

are slightiy depleted and comparable to the transitional basalts of the Kerguelen Islands. They

were daled, by K/Ar in plagioclase, at 114 + /- 1 Ma (Davies et al., in press). In the axial

graben they were found together with lava breccia cemented in a Cretaceous calcareous

matrix.

The second group found in dredges 02 and 08 is characterized by high orthoclase content

of plagioclase, high KjO content in palagonite and variable composition of clinopyroxene.

— 373 —

These basal ts record a hislory of magma mixing (labradorite/bytownite partially replaced by K

feldspar) and they are comparable to the LILE enriched alkaline basalts of the Kerguelen

Islands. In dredge 02 lhey are associated with pyroclastic breccia of alkaline composition

cemented in a celadonite matrix.

A third group of basalts is a phlogopite melagabro with amphibole, plagioclase, chlorite

and quartz. Phlogopite was dated by K/Ar at 13 +/— 1 Ma. Melagabro was found in dredge

01 and to a lesser extent in dredge 08. together with metasomatized basalts of the transitional

lineage which préserve the metamorphic assemblage amphibole, plagioclase, biotite, epidote

and chlorite Although ail the Kerguelen samples show no variation in Pb isotopic

composition, the MD48 dredged basalts show a relatively lafge spread in Pb ratios (Weis ex al.,

1987), though contained entirely withîn the range of values determîned for Indian Ridge

basalts (Dupré and Allègre, 1983; Hamelin et al., 1986).

Lava breccia and conglomérâtes

1. Lava breccia

Lava breccias were recovered in dredges 05 and 06; they are composed of saprolitic

angular basait clasts in a bioclastic limestone matrix. The clasts’ dimension ranges randomly in

size from 1 mm to 5cm (rarely decimelric) (plate I, 4). Basait in the clasts is identical to that in

the dredged basait blocks, and we conclude lhat both breccia and massive lava hâve the same

source.

— Mineralogical composition and chemistry ; The matrix of the lava breccia is very fine-

grained recrystallized calcite (50 to 80 % of the rock). Locally 90 % of the matrix is

fluorapatite with clear or diffuse aspect and a cleavage gives to the rock a fine meshwork.

Fibrous calcite crystallizes randomly in the matrix and plates of fine-grained subhedral pure

calcite crystals commonly are part of the matrix. Other constituenls are small black Mn-Fe

oxides, palagonitic glass shards with high KjO, yellow bicbs rich in Si. K and Fe (probably

glauconitc), quartz grains and somc clay. Mn-Fe blebs or micronoduies are rich in Ni and hâve

a little Ca. They are rimmed by triangular crystals of similar composition, otherwise rich in K,

and are cemented in a calcite matrix with K-smectite. X-ray diffraction shows aiso traces of

kaolinite, but only for clasts situated on the périphéries ofaltered breccia samples. The zeolites

detected are analcite and clinoptilolitc. Rarely the calcite matrix is cul by sparry veins or by

ribbon quartz with latcr central calcite replacement. Plagioclase composition varies from An

52 to An 64. Clinopyroxenes are altered and the best preserved show compositional ratios such

as Mg/Fç/Ca = 49,1/13.5/37,4. Ti-magnetile and ilmenite are commonly associated. Some

éléments hâve amygdales with neomorphic filling consisted of a quartz core, an inner fine

calcite rim and an outer wide isotropie zeolite rim rich in Fe, Mg. Al and Si.

— Diagenetic and posi-diugeneiic évolution : The carbonate matrix is a bioclastic

waekestone rich in spines and plates of Echinoids, rare Bryozoa and Mollusca débris (plate II,

1) ; microfauna includes Hedbergella sp. (Cretaceous) and tew benthic foraminifera (plate II,

2) . These features imply a circum littoral environment. Local variations in the dimensions of

the angular basaltic fragments, recrystallized calcite and strong consolidation of the rock

indicate déposition during or soon after volcanic éruption of the lava breccia. Stylolitization

— 374

and recrystallization at the expense of dissolved foraminifera imply burial and subséquent

uplifl (plate II, 3 to 8). One phase of fracturing affects both clasts and matrix. Post-diagenetic

quartz and calcite fill amygdale cavities or veins and in both cases quartz forms earlier than

calcite.

2. Conglomérâtes

Conglomérâtes are composed of rounded saprolilic basait clasts, and some clasts of

lithified volcanogenic breccia and recrystallized calcite (breccia matrix) in a foraminiferal

carbonate matrix (plate I, 5 to 8). The degree of lithification is much lower than that of the

explosive breccia due to extensive dissolution. Clast dimensions vary between 1 and 5cm. The

main supplying source is the lava breccia. A minor source could be aiso the basaltic basement

itself.

— Mineralogical composition and chemisiry : The matrix of the conglomerate is rich in,

and locally entirely composed of fluorapatite with F up to 5wt.% (microprobe analysis).

Dolomite traces and clays rich in Na, K, Al and Si are common in the presence of few Mn

oxide blebs. X-ray diffraction analysis (tab. 2), shows additionally the presence of montmoril-

lonite, regular interstratified illite-montmorillonite, traces of kaolinite. high albite-sanidine and

questionable rcflections of merlinoite and sepiolite. Basaltic fragments hâve an oxide coating.

Basalts are the dominant fragments with plagioclase composition, which ranges between

An 65 and An 53, Ti-magnetite and zeolites such as analcite, ciinoptilolite and phillipsite. The

X-ray diffraction analysis shows variable extents of the alteration process. For some fragments

high Ca-albite is the dominante phase while for others strong reflexions of montmorillonite are

associated.

— Diageneiic and post-diagenetic évolution : Bioclastic éléments are heterogenous, rich in

occasionally silicified and recrystallized echinoid spines, mollusca and Cretaceous planktonic

foraminifera-associations similar to thosein the volcanogenic breccia (plate III. 1 to 8). Minor

constituents are benthic foraminifera and rare gastropod fragments. Matrix calcite consists of

anhedral and subhedral micrite grains. Occasionally fine raillimetric sparry layers are deformed

by large foraminifera. Some planktonic foraminifera are of Tertiary aspect. Some foraminifera

are replaced by fluor-apatite. Carbonates hâve been dissolved out, or, locally, replaced by

neomorphîc dolomite and Mn oxides. The évolution scheme of the conglomérâtes can be

subdivided in two stages as follows : 1) uplift and subaerial érosion of the lava breccia;

2) sédimentation, secondary accumulation of phosphates and carbonate dissolution.

Bioclastic limestones

Bioclastic limestones were recovered in dredge 02. They represent 35 % of the dredge and

consist of one large karstified bouider measuring about 100 x 60 x 50 cm with a very thin

and incomplète MnO coating (86 DR 02 04) and many small sheared, commonly rounded,

fragments with variable hand specimen dimensions (86 DR 02 05). The colour, variation in

consolidation State and local poor préservation of the bioclastic textures suggests thermal

effects of neighbouring volcanic rocks or dykes. The matrix is a brown micrite relatively rich in

oxides which contains smaller and larger benthic foraminifera and rare algae. Planktonic

Table 2. — XRD data front matrix of carbonate rocks.

Données de diffraelion-X de la matrice de roches carbonalées.

Sample

Lithology

S/I

Spécifications

PiNK

BIOCLASTIC

LIMESTONES

86 DR 02 04

matrix

—

muscovite; Ca-chlorite

86 DR 02 04

total

—

illite; muscovite; fluor-apatite; albite; kaoli-

ni te

86 DR 02 04

total

—

illite; muscovite; Ca-chlorite; kaolinite

86 DR 02 05

matrix

—

S/l at 11 Â; muscovite; kaolinite; albite

(high?)

86 DR 02 05

total

ferrie chamosite; probable vermiculite and

fraiponite

Lava

BRECCIA

86 DR 05 04

matrix

—

analcite; clinoptilolite; traces of kaolinite

86 DR 05 06

matrix

nontronite

86 DR 06 06

matrix

analcite; clinoptilolite; anorthite low; fluor-,

carbonate-, hydroxy-apatite

86 DR 06 09

matrix

analcite; clinoptilolite; anorthite low; fluor-,

hydroxy-apatite

86 DR 06 08

total

anorthite; sanidine (high?); fluor-apatite

VOLCANOGENIC CONGLOMERATES

86 DR 05 12

Ce layers

—

kaolinite

86 DR 05 12

matrix

albite high

86 DR 07 01

matrix

anorthite low; fluor-apatite

86 DR 07 03

matrix

—

anorthite low; fluor-, carbonate-, hydroxy-

apatite reflexions

MIOCENE

CALCITE-TUFF

' CONGLOMERATE

86 DR 08 12

matrix

illite-montmorillonite mixed layers; Al-ser-

pentine; kaolinite; anorthite low; probable

enstatite

86 DR 08 12

total

montmorillonite at 21 Â; illite; muscovite;

probable merlinoïte or ganophyllite

S = smectite; I = illite; C = chlorite; Ce = calcite; D = dolomite; Ap = phosphates; Q = quartz; PI = plagioclase. Total indicates matrix plus clastic

éléments.

S = smectite : l = illite ; C = chlorite : Ce = calcite : D = dolomite ; Ph = phosphates ; Q = quartz ; PI = plagioclase. Total indique ciment plus éléments

élastiques.

— 376 —

foraminifera are absent. Dominant bioclasts are débris of echinoids spines associated with

mollusca, sponges and bryozoa (plate IV, 1 and 2). Bryozoa are cyclostome forms

{Heieropora, Diastopora and « Mesenteripores » ; B. Walter pers. comm.). The absence of

cheilostome forms suggests a pre-Cenomanian âge, but is not conclusive evidence. Lithoclasts

such as micrite rounded fragments are locally présent.

— Mineralogiccil composilion and chemistry : X-ray diffraction results from powder and

oriented préparations after HCl Ireatment are illustrated in table 2. The presence of

interstratified smectite-illite, traces of illite, calcian chlorite and calcian high albite impiy a

submarine alteration proccss from sodic plagioclase to smectites. The presence of kaolinite

suggests also a subaerial alteration component. Samples from 86 DR 02 05 show also traces of

dolomite, quartz and fluor-apatite.

— Texture and diagenetic évolution : Both 86 DR 02 04 and 86 DR 02 05 show

wackestone features. Two sparitizations are présent, the first as narrow syntaxial (epitaxic)

growth on the périphéries of echinoid débris and the second as neomorphic sparite filling the

residual porosity of the rock and sometimes expanded through the matrix. Radial oolites,

never found in aggregates, are common with one or two concentric layers. The stylolitisation

modifies the interface between matrix and clast s.l, and gives to the rock a pseudo-breccia

aspect (samples from 86 DR 02 05). Although a few features suggest déposition in a slope

environment, the absence of any evidence of turbidite and of planktonic foraminifera indicates

moderate energy, circum-littoral or outer shelf environment. The choice between two

cementation phases or one in two stages remains problematic. The absence of a space interval

between the two successive sparitizations in the echinoid clasls implies mostly one major phase

of burial. However, the presence of kaolinite. dissolution phenomena and subséquent

styloliüzation suggests a history of burial. uplift and subséquent re-burial and show that

sédiments came into contact with fresh water and also suffered subaerial weathering. The

various degrees of recryslallization and consolidation suggest that locally the pink bioclastic

limestones suffered higher températures.

SiLICEOUS ROCKS

Five types of siliceous rocks hâve been dredged. According to their macroscopie features

they can be grouped in three general families. The first family is radiolarian chert characterized

by alternaling layers of grey-brown translucent chert and whitc porcellanite ; it was recovered

in dredges 02, 03 and 04. The varieties within this family are type II and type III. In hand

specimen the white layers represent mostly rims whereas the translucent layers represenl cores

(enclosed beds). The white layers show variations in composition and their apparent

compaction is lower than that of the translucent layers, probably due to their cryptocrystalline

texture. They are occasionally associated with syn- to post-diagenetically orthogonal cross

fractures (86 DR 02), with interlayered dolomite beds sometimes sheared in oblique planes (86

DR 04), and are intensively fractured and phosphalized by secondary accumulation (86 DR

03). One large sample from dredge 04 shows similar layered features with green-olive

translucent and white weakly Consolidated layers (type II : 86 DR 04 9-10). Two small yellow-

brown samples from dredge 02 preserve silicified foraminifera and calcite-dolomite crystals

(type III : 86 DR 02 13 and 86 DR 02 14).

— 377 —

Table 3. — XRD data from siliceous rocks.

Données de diffraction-X de roches siliceuses.

Sample Lithology s S/I Ce D Ap Spécifications

Type I

translucent chert core

—

weakly crystallized smec-

tites; cristobalite traces

07 3

white porcellanite rim

—

cristobalite

08 1

white porcellanite rim

- -

—

cristobalite traces

86 DR

08 2

chert core

- -

illite-smectite at 11 Â ; pro¬

grey translucent chert

+ +

—

bable nontronite

86 DR

phosphatic chert

—

•f

strong reflexions of apati-

te; cristobalite

white porcellanite rim

—

cristobalite

dolomite bed

—

cristobalite traces

white porcellanite rim

—

translucent grey chert

—

ilmenite?, cristobalite

white porcellanite rim

nontronite; hématite; re¬

flexion of chlorapatite ; cris¬

tobalite

dolomite bed

Type II

dolomite beds are sheared ;

tridymite traces

translucent olive-green

—

cristobalite

white porcellanite

Type III

tridymite traces

white-grey porcellanite

yellow porcellanite

Type IV and

-F

weakly crystallized smec-

tites; probable nontronite

nodule-like chert

-E

cristobalite ; tridymite tra¬

ces

grey-brown chert

— ,

cristobalite ; tridymite tra-

ces

The second and third family are only represented in dredge 04 and concern one large

concentric layered white and grey nodular chert (50 x 40 x 30 cm) (type IV : 86 DR 04 07)

and several centimetric to decimetric transparent white-grey and greyish layered angular to

rectangular chert with jasper-like aspect (type V : 86 DR 04 08).

— Mineralogical composition : Quartz is ubiquitous and presumably dérivés from the

diagenetic transformation of biogenic silica. Test runs in oriented and powder mounts yield

— 378 —

identical rcsults and indicate the probable presence of OPAL-A or OPAL-C. Two frequent

and strong reflexions at 2.50 to 2.52 Â and 2.82 lo 2 83 Â imply the presence of well ordered

cristobalite or Fe-hydroxides and chlorapatite respectively (tab. 2). Both cores and périphéries

of layered cherts show weak reflexions at 12.2 A, 6.5 to 6.7 Â, 4.45 to 4.50 Â, 2.55 Â and

1,63 Â which are représentative of weakiy crystallized highly smectitic phyllosilicates (see

below : Chertification). These smectites, with reflexions around 12 Â, may be the alteration

Products of sodic plagioclases. Traces of phosphate, calcite and calcite-dolomite are présent

mostly in white porcellanile rather than in transparent chert. In the example of plate 4 :

photo 3, calcite-dolomite has an approximate ratio CaCOj/MgCOj = 85/15 (EDAX analysis).

Both porcellanile rim and cherty core matrix include minor amounts of Al, Ca and K.

— Texture : Radiolaria tests of Upper Cretaceous âge, mainly Amphipendax sp. and

Dklyomiira sp. (Campanian-Maestrichtian) (J. P. Caulet pers. comm.) ( type I ; pl. IV, 5 to 9)

and relict calcite foraminifera (type 111 : pl. IV, 4) are commonly présent in white porcellani-

tes. They appear to hâve been replaced during an early stage of silicification. Cavities from

relict Radiolaria tests are filled with alteration products and pho.sphate- On the contrary, the

darker transparent chertification « fronts » show no microfossils. According to the EDAX

analyses. Al and Ca amounts from cherts are lower than those from the porcellanites.

Laminated porcellanites show relatively high amounts of Ca, Al and some K. Laminated

features and the relative abondance of foraminifera indicate for type 111 a probable original

sédiment redeposited prior to chertification. Ail minerais detected by X-ray diffraction other

than smeclile and cristobalite (?) could be identified optically. Smeclite is a minor constituent

composed of crystals too small to be detected by électron scanning microscopy. Précipitation

of apatite would be favoured by high pH levels reached by interstitial fluids.

— Diagenelic évolution : Most authors favour a model in which biogenic silica is

dissolved within the sédiment, poorly ordered a-cristobalite is precipitated and subsequently

matures to quartzose chert. An alternative model (Lancelot, 1973) suggesls that lithology is

the controlling factor and quartz précipitâtes directly in calcareous sédiments, whereas in clay

rich sédiments cristobalite is an intermediate stage. The rôle of the cristobalite of volcanic

origin could be also important. According to the terminology of Jones and Segnit (1971),

OPAL-A is a highly disordered, X-ray-amorphous opal ; OPAL-CT is a "disordered” a-

cristobalite and a-tridymite and OPAL-C is a well ordered a-cristobalile. The last is generally

relaled to volcanic rocks and with sédiments containing volcanic débris. Experimental work in

siliceous sédiments from Legs l to VI of the DSDP (Greenwood, 1973) has shown that chert

formed in clay, silt, biogenic siliceous ooze and siliceous mudstones contains cristobalite.

Cristobalite is absent from cherts in nannofossil chalks and from soft biogenic siliceous oozes,

Cristobalite formed by diagenelic process is characterized by mixed layers witli tridymite

(Leclaire et al., 1973; Leclaire, 1974) whereas cristobalite formed by heating truly

amorphous silica lacks tridymite layers. In a sfudy of cherts from the Line Islands (Leg 33)

(Kelts and McKenzie, 1976) it ha.s been observed that grey cherts were favoured in chalks,

whereas bedded brown and white cherts were favoured in limesloncs and chalks and olive

green cherts in clay sédiments and clayey limestones. To a first approximation and according

to the textural features (see above), rocks containing relicts of silicified calcareous foraminife¬

ra, such as 86 DR 02 13 and 86 DR 02 14 might hâve formed from chalks and limestones.

— 379

whereas rocks lackmg any trace of calcareous forarainifera, such as 86 DR 02 07, 86 DR 02 08

and 86 DR 02 09 might be considered as initially siliceous.

The routine X-ray ditïraction study showed that neither OPAL-A (no broad gentle hump

around 4 Â), nor poorly ordered a-cristobalite (at 4.05 Â and 2.48 A), nor mixed layered

structures (cristobalite-tridymite shoulder at 4.30 to 4.05 Â) are présent. However the presence

of a strong refiexion at 2.50 to 2.52 Â reveals the probable presence of well ordered

cristobalite, halite or magnelite. Other indexed reflexions hâve not been found for either

minerai. Reflexions at 2.82 to 2.83 k and 1.88 Â indicate low ordered diagenetic cristobalite.

Since the quartzification has rcached completion, the presence of cristobalite cannot be

texturally controlled. However, residual radiolarian chert material from sample 86 DR 02 08

recovers, after HF Ireatmenl, the presence of detrital quartz grains, and Mg-rich calcite. The

rim composition from .sample 86 DR 02 07 with traces of cristobalite (?), apatite, calcite and

smectite could suggesl a probable volcanogenic component, According to the above menlioned

literature, the absence of tridymite structures (4.30 Â) and the presence of strong and narrow

reflexions at 2.82 to 2.83 A and 1.88 Â could suggest a non-diagenetic origin of the

cristobalite.

Deformation régime : Siliceous rocks préservé two distinct phases of deformation. The

first phase is characterized by the pénétration of cryptocrystalline white porcellanite angular

fragments into the grey subtranslucent layered cherty parts (86 DR 02 08) or by folding and

shear (86 DR 04). These probably are synsedimentary or syndiagenetic features which

developed pnor to compaction. The geometry of the fractures from 86 DR 02 08 resembles a

“tilting bloc” type on a centimetric scale. Slurap folds and shear features from 86 DR 04

suggest that chertification happened carly in the diagenetic history. During compaction,

pressure solutions could promote material transfer contributing to the formation of pure

quartz zones. The second phase shows orthogonal cross-fractures which affect both

porcellanite and chert (86 DR 02 07). Commonly oxides fill the fractures and give a

“dendritic" aspect.

Dredge 03, located in the 77° E graben, is entirely compo.sed of phosphatic cherts.

According to the XRD studies phosphates show fluor-, carbonate- and hydroxy-apatite

reflexions. These phosphatic cherts probably formed by leaching and secondary accumulation

rather than primary précipitation. The presence of the 77° E graben should favour the création

of “ trap ” morphologies and phosphates from dredge 03 are possibly related with the graben

mechanism.

III — MAIN DIAGENETIC FEATURES

BaSALT alteration PRODUCTS IN SEDIMENTARY ROCKS

Clays are a minor constituent of pink bioclastic limestones and cherts. However, their

origin seems to be related to different processes. Clays from pink bioclastic limestones, as

indicated by their composition, are related to the alteration of the basalts while those from

cherts are from a biogenic silica diagenetic process and hence their study will be described

below under the topic concerning the silicification. X-ray diffraction results, after HCl

— 380 —

treatment and enrichment of the clay population, show the presence of iilite-smectite mixed

layers, illite and chlorite (86 DR 02 04) reveal for strongly crystallized pink bioclastic

limestones, or strong reflexions of Na-montmorillonite or smectite-illite mixed layers for

weakiy crystallized samples rich in green millimetric éléments (86 DR 02 05) (fig. 3). The

absence of volcanic fragments allows the suggestion either that intense fracturing of the

presumably Aptian basement happened after the Early Cretaceous (time of the breccia

formation), or that the pink bioclastic limestones are younger than the breccia, or that they

formed at some distance from it. The presence of kaolinite indicates subaerial weathering

which is also common for the conglomérâtes. In the first case it should be possible that a

favourable morphology hindered the supplying of volcanic clasts.

Fig. 3. — X-ray dilTraction (XRD) diagram for bulk and sélective matrix rich in green grains from the bioclastic

limestones. Ethylene glycol and température treatment are after HCl treatment. I = illite; S = smectite; C =

chlorite and K = kaolinite. Heavy line = normal pattern; light line = EG treatment, dotted line = température

treatment.

Diagramme de diffraction-X sur roche totale et ciment riche en éléments verts des calcaires bioclastiques. Les

traitements à l'éthylglycole et au chauffage sont réalisés après le traitement avec HCl. / = illite ; S = smectite; C =

chlorite. K = kaolinite. Ligne épaisse = normal: ligne fine = éthylglycole; ligne pointillée = chauffage.

1. Alteration of the basaltic basement

In order to better understand the alteration évolution proper to the volcanic clastic

fragments we discuss first the alteration products proper to the basaltic boulders and their

Intensity x 100

— 381 —

relationship with the pristine composition of the original basalts. Three exampies from dredge

02 are presented in figure 4. The first one is a pink-brown, altered, amygdaloidal basait with

plagioclase, altered clinopyroxenes, opaques, scattered celadonile and colourless or brown

zeolites filling the amygdales. These amygdales hâve a dark-green outer rim and a brown cote.

They are relatively abondant (20 % of the rock) and are up to 1 cm in diameter. Their clay

population has distinct features of random smectite-illite tnixed layers at 12.20Â (fig. 4A).

They slightiy expand to 13.66 Â with ethylene glycol and collapse at 9.90 Â aAer heating at

500° C. The absence of individual illitc reflexions implies that the alteration products dérivé

from an early event, attributed to local hydrothermal activity or early halmyrolysis-

The second example is a glomerophyric basait with a partiy flow-textured groundmass

which includes considérable K-feldspar (15% of the rock). Plagioclase (40%) and clinopy-

roxene (15%) are associated with pseudomorphs of possible olivine. Plagioclase is zoned and

altered. X-ray diffraction shows that alteration here is more pronounced (fig. 4B). Reflexions

of smectiie-illite mixed layers at 12.23 Â expand around 14 Â with ethylene glycol and collapse

at 9.93 Â after heating. Mmor réflexions around 14 Â and 11.2 Â arc attributed to probable

14-14 and mica-smectite mi.xed layers respectively. Ethylene glycol treatment produccs a

shoulder toward the high angles from 11 Â to 10 Â indicating again the presence of mica-

smectite mixed layers.

The third example is a gently arched slab of alkaline or transitional intersertâl

feldsparphyric basait made up of laths of plagioclase, clinopyroxene and ilmenite up to 0.5mm

long (86 DR 02 01). The groundmass is rich in palagonite and locally in zeolitc. Plagioclase is

strongly zoned. from An 70 (cores of microphenocrysts) to An 62 Or 3 (rims) and An 49 Or 3

(rims of groundmass plagioclase). The high orthoclase content of the labradorite and andesine

is unusual. The groundmass palagonite is also remarkable for its potassium content (K 2 O

around 2,1 %). has low Na^O and TiOa (both around O.l %), and Mg/Mg -I- Fe = 0.52. Few

unaltered pyroxene laths hâve vanable composition from En 48 Fs 13 Wo 38 to En 32 Fs 32

Fig. 4. — XRD diagram for three different basait samples. SEP = sepiolite.

Diagramme de diffraction-X pour trois différents types de basalte. SEP = sepiolite.

Intensity x 100

— 382 —

Wo 36, with moderate amounts of Ti 02 , AI 2 O 3 and CrjOj. According to the X-ray diffraction

data this basait shows pronounced alteration features (fig. 4C). Reflexions of regular smectite-

illite al I2.24 Â expand to 14 Â with ethylene glycol and individual illite reflexions are also

présent. The clay population of this basait as more inhomogenous and indicates an advanced,

later, halmyrolytic alteration stage.

In order to complété the alteration scheme of the basait boulders, an investigation of the

amygdale zoning from basalts has been undertaken. The amygdales’ dimension varies up to

1 cm indicating that pressure during basait emplacement was not very high and/or had

happened in shallow water environment. The clay populations for groundmass. rim and core

of amygdales is illustrated in figure 5. Groundmass shows important reflexions of analcite,

some K-felsdpar, chlorapatite and magnetite. SEM combined with EDAX analysis shows for

the core of the amygdales the présence of phillipsite with Si, Al, K and minor amounts of Fe

and Ca, and Fe-Mn blebs. .A zeolite trend can be drawn from the groundmass towards the

cores of amygdales such as analcite phillipsite. Groundmass and rim show a smooth

transition in their clay minerai faciès and are comparable to those from figure 4A. However

rim and core show a sirong reflexion around 12.8 À which is compatible with Na-sinectite or

Na-sepiolite. Ethylene glycol and beat treatment for core compositions recovers the presence

of a 14.69 Â reflexion, some traces of palygorskite, illite, pyrophyllite, probable vermiculite

and a shoulder towards the low angles from 9.6 Â to ll .l Â. In another amygdale core a

strong reflexion of illite has been observed. The core minerai faciès suggesls an intermediate or

later stage of alteration such as that from figures 4B and 4C.

Fig. 5. — XRD diagram for groundmass, rim and core of amygdales from trachybasalt. PAL = palygorskite.

Diagramme de diffraction-X pour matrice, périphérie et coeur d'amygdale d’un trachybasalte. PAL = palygorskite.

— 383 —

2. Alteration of the volcaniclastic éléments

Dredgcd volcanogenic carbonate sédiments consist primarily of deposited (Upper

Cretaceous breccia) or dissolved and redeposited material of breccia. The volcanic clasts

consist mainly of feldspars, altered volcanic glass, clays and other products of alteration. For

both breccia and conglomerate the carbonate matrix is poor in clay minerafs. However the

conglomerate matrix cortains more clay minerais. Analyses of the carbonate matrix reveal a

relative enrichment in K, Na, Si, Al and Fe fact which is in respect to the source basalts as well

as to the comprised clasts. The absence of K-felsdpars in the carbonate matrix indicates that

K-enriched solutions were absent and no volcanic activity has been manifested after lhe basait

emplacement. Alteration products of the volcanic éléments show a relative enrichment in Fe,

Mg, Al and Si. The clay mixture of the volcanic éléments and the matrix contains pure

smectite phases, mixed layers of illitc-montmorillonite and traces of illite and chlorite.

Amygdales from trachybasaltic clasts hâve been later replaced by quartz, calcite and zeolites.

According to the X-ray diffraction results, in the large d-spacing range, clays from lava

breccia show broad shoulders between 16 and 12 A indicating inhoinogenous clay minerai

populations and suggesting submarine weathering (Melson and Thompson, 1973). Mixed

layer phases al 12.2 Â to 13 Â are common. Thcy expand around 13.5 Â with ethylene glycol

and collapse to around 9.8 Â on heating, suggesting random illite-smectite mixed layers where

Na-montmorillonite with one H^O molécule is probable. For some samples the présence of a

strong background indicates considérable amounts of iron. Clasts from breccia and from

conglomérâtes show a significant persistence of sodic plagioclase whereas calcic varieiies are

dominant in basaltic boulders from the basement. Two hypothèses could be retained for

further study. Either the most sodic initial varieties of plagioclase, as the most résistant to

alteration, persist in the volcanic clasts. or thcy correspond to secondary albite which is the

stable phase in the heavily altered basaltic fragments. Reflexions of intermediate anorthite and

high albite could favour the first hypothesis. In both cases the alteration process of the albites

under relatively elevated salinity conditions would yield Na-smectite and/or zeolites, both

found in the studied samples

— Lava breccia : Lava clasts are essentially angular and cemented in a recrystallized

calcite matrix of Cretaceous âge. The matrix does not contain significant amounts of clay

minerais (fig. 6). Analysed volcanic éléments are plotted from the bottom to the top according

to their degree of alteration. The degree of crystallization of the clays increases as the

intensities of the plagioclase decrease. This fact indicates that clays crystallize, at least partiy,

at the expense of the plagioclases. Volcanic éléments I and 3 show a weak smectite hump

between 12 and 15 Â. The weak alteration of these volcanic éléments indicates a short gap of

time between basait emplacement and breccia formation. It suggests also that alteration

process was hindered by a probable early diagenesis. Their angular shape implies that the

distance of transport was not very great. The most altered élément (fig. 6 top) must be

considered individually. It is situated in the dissolved periphery of the selected hand specimen

and thus it was permanently exposed in water circulation. Hcre a strong and narrow reflexion

at 12.4 Â expands with ethylene glycol at 16.67 Â, and is accompanied by a moderate reflexion

at 8.51 Â. Both are indicative of a well-crystallized Na-montmorillonitc. The heating product

collapsed 9.76 Â and 11.8Â implying the presence of 14-14-10 mixed layers.

384 ~

Fig. 6. — XRD diagram from lava breccia. M = Na-montmorillonite.

Diagramme de diffraction-X d’une brèche volcanique. M = Na-montmorillonite.

— 385 —

— Volcanogcmc conglomérâtes : Volcanogenic conglomérâtes are cemented with a matrix

which contains accessory thin irregular layers rich in granular calcite, quartz, plagioclase,

smectite and kaolinite. The composition of the volcanic éléments is identical to that from the

breccia and the large basaltic body. However, as it can be seen from the complex diffraction

patterns and the presence of kaolinite in fragments and thin calcite layers, lhese conglomérâtes

sulTered diverse alteration processes. In the example from figure 7 minerai faciès are presented

for each component. The thin calcite layers are not sedimentary but fill dissolved karstified

levels. The carbonate dissolution affects the matrix, produces a moldic porosity (pl. III) and is

locally, pervasively favoured by the presence of large volcanic éléments These levels are

limited by thin (up to 3 mm) oxide layers. The précipitation of alteration products seems to be

DISSOLUTION LEVELS

Calcite ± Rhodochrosite?

Plogioclose ± Kdeldspar (traces)

Analcite (traces)

Ptiillipsite

Hoematite

Quartz

Kaolinite

GREEN VOLCANIC

ELEMENT

Plagioclase

Analcite

( lllite.Smectite)regular

( I4_I4) regular

Smectite

Magnetite

Koolinite_

BROWN

VOLCANIC ELEMENT

Plagioclase

( mite Smectite) random

Goethite

Kaolinite

BLACK ROUNDED

ELEMENT

Plogiockise

Biotite ?

Quartz

llmenite

Hoematite

WHITE

Colcite

Fluorapotite

Nontronite

86 0R05 12 partially dissolved lava breccia

Fig. 7. — Représentative sample and minerai distribution from lava breccia showing preferential dissolution in localities

with abondant volcanic éléments. This phase of dissolution equates to the conglomerate formation and probably to

the karstiheation of the bioclastic Umestones.

RéparlilUm minérale dans une brèche volcanique à niveaux de dissolution riches en éléments volcaniques. Cette

phase de dissolution correspond à la formation des conglomérats et probablement à la karstification des calcaires

b ioc las tiques.

— 386

favoured in lhe presence of fresh water circulation. This hypothesis involves an in situ

alteration process for both fragments and carbonate matrix and hence requires a Coastal

environment of alteration subséquent to the lava breccia sédimentation. Two volcanic clasts

were studied for their clay mineralogy. Again smectite-illite mixed layers and illite appear.

They expand slightly (fig. 8A) or strongly (fig. 8B). After heating a hump appears between 12

and 15 A, or a peak at 14 Â indicating a probable presence of Fe** chamosite or 14-14 mixed

layers. Kaolinite is présent in both éléments, as well as in the granular calcite thin layers with

characteristic reflexions at 7.14 Â to 7.16 Â and 3.57 Â. Its presence indicates a subaerial

alteration component.

Fia. 8. — Seleclive treatment of two volcanic fragments frora sample of figure 7.

TraitemenI sélectif de deux éléments volcaniques : échantillon de la figure 7.

3. Alteration and paleogeographic implications

Submarine alteration of a given host rock dépends on composition of interstitial water,

âge and température (Hay, 1978). Calcium-rich plagioclase is a primary crystalline component

of the Kerguelen-Heard basalts and the lava breccia clasts (anorthite contents vary within the

same average area). Plagioclase is unstable in hydrothermal conditions, the more calcium rich

varieties being the less résistant. Experimental work has demonstrated that plagioclase

— 387 —

transforms to other minerais or is completely destroyed at températures of about 200° C (Dekr

et ai, 1967). Its presence in lava breccia suggcsts thaï température did not exceed 200° C.

Dioctahedral smectite is présent in basalts, basaltic clasts from breccia and conglomérâtes as

well as in bioclastic limestones. It dérivés from low température devitnfication of glass and

from albite-rich plagioclasc. The progressive diagenetic alteration of smectites to mixed layers

and illite with depth has been noted by many authors. However, it seems that diagenetic

minerai assemblages from breccia formed earlier in the depositional history. The absence of

significant amounts of clays in the breccia matrix suggest a short lapse of lime between

alteration and sédimentation as well as that the weakly crystaliized smectites were formed in

situ as an alteration product. The mixed nature of the clay assemblage from volcanic clasts

could resuit from early halmyrolysis before burial and diagenesis, The presence of rare benthic

foraminifera suggests that the breccias were formed in a shelfal environment. The abundance

of irregular and angular volcanic clasts and their hyaloclastic texture imply that they were not

altered before déposition, and the distance from their source was not gréai. Fresh-looking

glass shards, although not abondant, are présent, sedimentary calcite is transformed into

crystalline calcite and microfossils are relatively well preserved. These features imply that the

carbonate oozes crystaliized quickly, hindered the circulation of fluids and helped the

préservation of Cretaceous planktonic foraminifera. The évolution of the alteration of the

basalts and the lava breccia probably was as follows i

— smectite and related random mixed layers in the basalts and breccia formed early after

the emplacement of the basaltic body and thus before its complété cooling; elevated

température resulted in an early “hydrothermal-like” halmyrolysis with the association

plagioclase + analdte + K-felsdpar + haematite situated around 200°C;

— lava breccia formed during this period ; alteration was inhibited by early recrystallisa-

tion of the carbonate matrix;

— progressive submarine alteration affected basalts, fractured exposed lava breccia and

conglomérâtes and yielded regular mixed layer clays, illite and late products of hydrated

zeolites such as clinoptilolite and phillipsite.

Dolomite

Dredge 04 is almost entirely composed of Upper Cretaceous radiolarian cherts and

porcellanitcs similar to those from dredges 02 (type I) and includes also two boulders of

altered basait common in dredges 02, 05 and 06. An additional feature of these cherts is the

presence of dolomite beds (interbedded or in separated fragments) up to 50 cm thick.

Mesoscopic, optical microscopie and SEM features are presented in plate 5. The dolomite is

recrystallized and comsists of fine euhedra (1 mm) with curved crystal faces locally sel in a

milky araorphous matrix. X-ray diffraction analysis faveurs ferroan dolomite and dolomite

reflexions. EDAX analysis for bulk rock composition, core and rim dolomites reveals that

matrix is enriched m Fe, Mg, Cl, K, P and S. Cores contain few iron olherwise absent in lims.

Microprobe analyses of rim dolomite shows that Ca:Mg;Fe varies around 3.30:2.65:0.06

(atoms per formula unit) respectively. The groundmass has 51 to 52% SiOj, 4 to 5% AI 2 O 3 ,

Fe, Mg, K and Na oxides in the range between 0.5 and 1.5% and TiOj less than 0.3%.

Although dolomite commonly occurs in small amounts in pelagic sédiments, few

388 —

systematic investigation hâve been made of it. Authigenio dolomites may dérivé from

underlying evaporite layers, from transformation of organic matter and from submarine

alteration of basalts. Silt-size dolomite rhombs hâve been already described from a number of

pelagic faciès and il has been suggested that they form authigenically wherever calcium

carbonate and magnésium (derived perhaps from alteration of ash) are available (Berger and

VON Rad, 1972).

Dolomites from dredge 04 are zoned. According to the classification System designed by

Gregg and Sibley (1984), Fe-richer cores are idiotopic made up of well-formed dolomite

rhombs. Ca-rich nms tend to be xenotopic and show tightly packed anhedral crystals with

curved, lobated and irregular intercrystalline boundaries. Both are stoichiometric and may

hâve a higher CRT “critical-roughening température” than non stoichiometric dolomites.

Gregg and Sibley (1984) proposed that a CRT exists for dolomite above 50° C. Idiotopic

dolomites are produced below the CRT by near surface processes and are occasionally

produced above CRT if growth-inhibiting effects of the solution or impurities stabilize crystal

faces- Xenotopic texture is produced by dolomitization of ümestone and/or neomorphic

recrystallization of dolomite at elevated températures after burial. Neomorphic dolomite is

defined as resulting from cryslallization of a preexisting dolomite. Neomorphism may affect

the original chemistry of the rock sincc a réaction would not necessarily be closed with respect

to isotopes or trace éléments (Land, 1980). Dolomite crystals grown above CRT develop

crystal faces when they grow into pore spaces (plate V, 2). Anhedral dolomite crystals develop

when the dolomite grows in contact with dolomite (plate V, 3). The transition from Fe-richer

core to Fe-depieted rim invoivcs dissolution and précipitation in the presence of H 2 O. The

stoichiometry of the studied dolomites (Ca 0.6 Mg 0.4 CO 3 ) and their crystal size (lOOmix)

could make them susceptible to neomorphic recrystallization under conditions of elevated

température (Lumsden and Chimahusky, 1980), exceeding 50° C. Their origin seems to be

related to siibmarine. alteration products of basalts.

Chertification

The most likely authigenic mechanism of smectite formation in the radiolarian cherts

could be that of low température Chemical combination of Fe-hydroxides (from hydrothermal

activiîy) and silica (from biogenic sources). This process has been documented by Heath and

Dvmond (1977) and Hein et al. (1978) in the Pacific Océan and by Frôhlich (1981) in the

Indian Océan. Déposition of radiolarian oozes and absence of real smectites indicate that

sédimentation was related to increased biologie productivity probably related to movement of

the area northward and subséquent warming. However, the presence of detrital quartz grains

in radiolarian cherts and the dolomite interbeds suggest that cherts suffered températures

higher than 50° C which probably enhanced the completion of the chertification. Although not

the only factors, time and température play a crucial rôle in the transformation rates of silica.

In the absence of data concerning thermal gradient and burial quantitative history these rates

reraain unknown. However, chertification in both radiolarian and calcareous foraminiferal

siliceous rocks has almost reached completion. The time interval between Aptian and Upper

Cretaceous for at least the main part of the chert is vast (around 50 Ma) and thus conservation

of high températures is improbable. The presence of kaolinite in the fresh matrix of the pink

— 389 ~

bioclastic limestones implies that these rocks had been previously exposed to subaerial érosion

and later were afîected by increasing température. This observation suggesls that some fluid

activity was présent after emergence of the lava brcccia and the pink bioclastic limestones,

probably related to the alkaline magmatism. Other facts support this. Dolomites from the

dolomite interbeds record an évolution from an initial idiotopic dolomite crystallization

towards xenotopic dolomite under température conditions of at least higher than 50° C. Their

origin can be related to alteration products of the underlying basalts or to intrusions such as

those seen in seismic profile from figure 2. Radiolaria specics from cherts characterize the

Upper Cretaceous and the same species are présent in piston cores (unconsolidated material)

from the southeastern slope of the Kerguelen Plateau (fig. 1) (current work in the MNHN).

This comparison implies distinct evolutionary historiés for different parts of the Southern

sector of the plateau, a fact which has been attributed to a tilting blocks régime.

Phosphates

Phosphate concentrations were found in ail types of sedimentary rocks (dredges 02, 03,

04, 05, 06, 07 and 08). As a priraary précipitation they make up part of the carbonate matrix

or belong to carbonate prelithified éléments. As secondary accumulations, in foraminiferal

cherts from dredge 03, they compose an “ exogangue ” and fill fracture cavities, or are partly

layered. Their composition varies between carbonate-, hydroxyl- and fluor-apatite. In thin

section they are presented as a fine matrix with high refractive index, cementing the existing

clasts. Phosphates are also known from the northern part of the Kerguelen Plateau (Frôhuch,

1986), where they occur as primary minerais in Cretaceous and Eocene chalks, and as

replacement products in Middle Eocene claystones.

The précipitation of phosphates is favoured in areas of high planktonic productivity when

sédimentation rates and oxygen are retained low in equilibrium al the sediment-water

interface, or under oxidation conditions of interstitial waters rich in P 2 O 5 near anoxie zones. P

sources such as fish débris, P-ennehed bacterial benthic mats and P associated with hydrous

ferrie oxides are necessary for the P mobilization. According to the XRD results fluor-apatite

is présent in ail types of rocks. Carbonate-hydroxyl-apatite is also présent in cherts from

dredge 03, as well as in explosive breccia, volcanogenic conglomérâtes and tuffs with Miocene

carbonate clasts. Lava breccia and volcanogenic conglomérâtes include also reflections of

carbonate-fluor-apatite whereas rims from Upper Cretaceous radiolarian cherts sometimes

include chlor-apatite reflections.

Miocene carbonate conglomerate

This conglomerate consists of irregularly-shaped fragments of a soft and vuggy white rock

of low density. The matrix is tuffaceous exsolved carbonate with diatoms, locally rich in

pebbles of lava or in limestone clasts. The white rounded calcareous clasts are of not older

than Miocene âge. They préservé planktonic foraminifera such as Globigerinidae, Globigerinoi-

des quadrihhatus and probable Ghbigerinoides triloba (D. J. Belford pers. comm.). The above

features indicate for the limestone cobbles a non-shelfal but deeper environment of déposition.

390 —

The tuffaceous malrix is rich in clays (K, Al and Si) and grains of K-feldspars (Or 53 Ab 43

An 4), clinopyroxenes (Mg/Fe/Ca = 41/38/21), plagioclase (Or 5 Ab 51 An 43) as well as in

Fe-rich basallic blobs with Si, Al and K. In calcareous clasts limestone is exsolved and

replaced by silica and clays. EDAX analysis shows lhat clays and matrix are relatively

enriched in Fe. X-ray dilTraction analysis shows résistant high anorthite and the presence of

alkali or magnesian hydrates and phosphates. Ethylene glycol and beat treatinent makes

reflections of smectite, illite-smectite (I-S) mixed layers and Al-serpentine appear, presumably

related to alteration of fresh young divine basalts. Calcareous cobbles in the tuffaceous matrix

suggest a post-Miocene erosional event which exposed deep-water Miocene (or younger)

limestones to alteration and supplied a tuffaceous matrix. Minerais from the tulT matrix show

some lendency towards the composition of the rounded boulders from the same dredge and

could be a product of one Neogene volcanic and/or erosional event. The moldic porosity of the

tuffaceous carbonate conglomerate indicates that in contrast to the carbonate material, the

diagenetic process of the whole formation was not very pronounced.

IV — CONCLUSIONS : PALEOGEOGRAPHIC AND GEODYNAMIC IMPLICATIONS

Results on the dredged material from the Southern sector of the Kerguelen-Heard Plateau

concur with the evolutionary scheme proposed by Leclaire et al. (1987/>). According to this

scheme five main stages are distinguished as follows ;

— construction al about 115 Ma (basement uncomformity), of volcanic islands on an

apparent basaltic basement;

— érosion of the Late Cretaceous landmass, differential subsidence and sédimentation

between 115 and 65 Ma (units F and E);

— réactivation or development of the 77°E Graben at 65 Ma (D/E uncomformity);

— subsidence through Paleocene and Eocene, shoaling and emergence in the Late

Eocene (units C and D);

— slow subsidence and sédimentation (units A and B).

Basement basalts register a trend from tholeitic to transitional magmatism towards an

alkaline magmatism. To the south they are mostly associated with lava breccia. According to

the K/Ar âge of plagioclase. dredged basalts from the south are Early Cretaceous (Aptian)

114 +/- 1 Ma. This common type of basait shows traces of high K^O glass shards and early

illite-smectite mixed layers. Although important, these features of early diagenetic alteration

process do nol set alone a strong argument for hydrothcrmal activity manifested far after the

basallic emplacement. It could also correspond to an early halmyrolysts. The dimension of the

amygdales, common in the basalts. ranges up to 1 cm and implies a shallow water environment

of emplacement.

Lava breccias, apparently from unit F (fig. 2A), are cemented with a bioclastic calcite

matrix rich in Cretaceous planktonic foraminifera (ffedbergella sp.) and fragments of Bryozoa.

The abundance of angular volcanic clasts and the good préservation State of foraminifera in a

recrystallized micrite matrix indicate that recrystallization took place rapidly after the

emplacement and during cooling of the basaltic body and in such a way that hindered the

circulation of fluids which otherwise would hâve enhanced the complété recrystallization of the

391 —

planktonic foraininifera Weakiy crystallized random smectite-illite mixed layers from volcanic

clasts reinibrce this aspect and suggesl an early halmyrolysis rather than a hydrothermal

activity process. Bioclast association indicates a circum littoral environment of déposition

while the presence of benthonic foraminifera imply submerged slopes or neighbouring volcanic

mounts.

Pink bioclastic limestones may occur within or immediately above the basement (base of

unit F : fig. 2A). They devcloped m a shelfal environment, in the absence of any planktonic

foraminifera, and are rich in cyclostome Bryozoa fragments. The absence of cheilostome

Bryozoa suggests an âge older than Late Cretaceous, It is the only one formation which

registers complété uplift-burial-uplift patterns. Various degrees of recrystallizaiion from

different samples of the same dredge indicate a local scale inhomogenous post-diagenetic

évolution (température ^ related for the karstified boulder and shear related for the less

crystallized fragments with al) intermediate degrees).

The erosional uncomformity of the basement is Cretaceous and older than the top of

unit E (fig. 2A and 2B). Only the pink bioclastic limestones and the volcanogenic conglomérâ¬

tes register a subaerial weathering. Conglomérâtes dérivé from the lava breccia and are

essentially pene-contemporaneous to them. They are composed of basait and lava breccia

cobbles in a matrix similar to that of the lava breccia but sometimes locally with Tertiary

planktonic foraminifera affinities. In other cases, the matrix of the lava breccia is only locally

dissolved and produced layered cavities are filled with later alteration products including

kaolinite. The abundance of the conglomerate samples against fresh lava breccia (according to

the dredged population), shows that probably most of the lava breccia was .submerged-

emerged and consequently strongly altered. This fact enhances the importance of a subaerial

uncomformity.

Only some mmor parts of the siliceous samples are composed of layered sedimentary

foraminiferal porcellanite (initial chalks) and can correlate with the Late Cretaceous

calcareous oozes and chalks from the northern sector between units F and E. A major part of

the siliceous rocks contains Upper Cretaceous (Campanian-Maestrichtian) Radiolaria, some

detrital quartz grains and probably well-ordered cristobalite. Dolomite interbeds are

composed of zoned dolomite crystals in a Fe. Mg milky matrix. Stoichiometry, and rim

xenotopic texture of crystals indicate that température during or after diagenesis was at least

higher than 50° C. This température effect may be correlated with volcanic mounded surfaces

from the top of the seismic unit E or with intrusions intersecting unit C and could explain high

rates of transformation of biogenic silica to quartz

The âge of the uncomformity at the top of the unit E seems to hâve been in a time of

major faulting, including the development or réactivation of the 77° E Graben towards the end

of Cretaceous, becau.se of evidence of shoaling in the Late Maestrichtian of the northern sector

(sélective phosphatization), and occurrence of Late Cretaceous macrofauna. In the Southern

sector, the uppermost dredge 03 in the eastern flank of the Graben is composed essentially of

foraminiferal chert and porcellanite. intensively fractured and highly phosphatic by secondary

accumulation of Late Cretaceous to post-Cretaceous âge.

The data from dredges do not supply any information for units C and B. These units are

composed non-consolidated material. However, it is possible that the uncomformity at the top

of unit C hâve been dredged (86 DR 08 12) being the équivalent of the major post-Middle

Eocene uncomformity in the northern sector.

— 392 —

Acknowledgements

The authors are grateful to J. P. Caulet (MNHN), F. Vieban and C. Darmedru-Ducreux (IFP),

B. Walter (Lyon), D. Belford (BMR), D. Haig (BMR) and G. Chaproniere (BMR) for micropaleon-

tological déterminations. Cruise “Marion Dufresne” MD 48 was funded by the Territoire des Terres

Australes et Antarctiques Françaises. This work was realized in lhe Laboratoire de Géologie, Muséum

national d'Hisioire naturelle, Paris, in association wilh lhe Bureau of Minerai Resources, Canberra,

Australia. Sr, Nd and Pb isotopic analyses were [jerformed in the Laboratoires associés de Géologie,

Pélrologie et Géochronologie, Bruxelles. H. L. Davies publishes with the permission of the BMR.

Signiftcant posi-cruise support was provided by CNRS (ASP-ODP 98.1062 and ATP 98.1056).

REFERENCES

Bass, M. N., R. Moberly, J. M. Rhodes, C. Shih & S. E. Church, 1973. — Volcanic rocks cored in the

Central Pacific. Leg 17, Deep Sea Drilling Project. In E. L. Winterer, J. I. Ewing et al.. Initial

Reports of the Deep ^a Drilling Project, Washington (U.S. Gov. Print. Office), 17 : 429-503.

Berger, W. H., & U. von Rad, 1972. — Cretaceous and Cenozoic sédiments from the Atlantic Océan. In

D. E. Hayes, a. c. Pimm ei al.. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Washington (U.S.

Gov. Print.Office), 14 : 787-955.

Brindley, g. W., & G. Brown, 1981. — Crystal structure of clay minerais and their X-ray identification.

Mineralog. Soc. Monogr., London, (5) : 495 p.

CoFFiN, M. F., H. L. Davies & W. F. Haxby, 1986. — Structure of the Kerguelen Plateau province from

Seasat altimetry and seismic reflection data. Nature, 324 : 134-136.

Colwell, J. B., M. F. CoFFiN, C. J. Pigram, H. L. Davies, H. M. J. Stagg & P. J. Hill, 1988. — Seismic

stratigraphy and évolution of the Raggatt Basin, Southern Kerguelen Plateau. Marine Petrol.

GeoL, 5 : 75-81.

Davies, H. L., F. A. Frey, I. Gautier, M. T. McCulloch, R. C. Price & S. S. Sun, in press. —

Petrology and geochemistry of Lower Cretaceous basait from the Kerguelen Plateau. Earth

Planetary Sci. Letters.

Deer, w. a., R. A. Howie & J. Zussmann, 1967. — Rock Forming Minerais. 4. London (Longman,

Green & Co).

Dupré, b., & C. J. Allègre, 1983. — Pb-Sr isotopic variation in Indian océan basalts and mixing

phenomena. Nature, 303 ; 142.

Frôhlich. F., 1981. Les silicates dans l’environnement pélagique de l’océan Indien au Cénozoïque.

Mém. Mus. natn. Hist. nai., Paris, sér. C, 46 : 206 p.

1986, — Présence de dépôts phosphatés sur le plateau de Kerguelen-Heard (océan Indien). C. r.

hebd. Séanc. Acad. Sci., Paris. 303 : 167-170.

Gautier, L, D. Weis, A. Giret & Ph. Vidal, 1987. —The basalts of Kerguelen Islands. IV EUG

Meeting, 13-16 April 1987, Strasbourg.

Greenwood, R., 1973. — Cristobalile ; its relationship to chert formation in selected samples from the

Deep Sea Drilling Project- J Sedini. Petrol., 43 : 700-708.

Gregg, J. M., & D. F. SiBLEY, 1984. — Epigenetic dolomitization and origin of xenotopic dolomite

texture. J. sedim. Petrol., 54 (3) : 908-931.

Hamelin, b., b. Dupré & C. J. Allègre, 1986. — Pb-Sr-Nd isotopic data of Indian Océan ridges ;

evidence of lagre-scale mapping of mantle heterogeneities. Earth Planetery Sci. Letters, 76 : 288-

298.

393 —

Hay, R. L., 1978. — Géologie occurrences of zeolites. In L. B. Sand and F.A. Mumpton (eds), Natural

Zeolites. Occurrence, Properties. Use. Oxford (Pergamon Press) ; 135-143.

Heath, g R., & J. Dymond, 1977. Genesis and transformation of metalliferous sédiments from the

Easi Pacific Rise, Bauer Deep and Central Basin, norlhwest Nazea Plate. Bull. Geol. Soc. Am., 88 :

723-733.

Heezen, b. b., & M. Tharpe, 1966. — Physiography of the Indian Océan. Trans. R. Soc. Lond., A, 259 :

137-149.

Hein, J. R., C. R. Ross, E. R. Alexander et ai. 1978. — Mincralogy and diagenesis of surface sédiments

from DOMES sites A, B, C. In J. Bischoff. D. Piper (eds). Marine Geology and Oceanography of

the Pacific Manganèse Nodule Province. New York (Plénum) ; 365-396.

Houtz, R. E., D. E. Hayes & R. G. Markl, 1977. — Kerguelen Plateau balhymetry, sédiment

distribution and crystal structure. Mar. Geol., 25; 95-130.

Jones, J. B., & E. R. Seonit, 1971. — The nature of opal 1 Nomenclature and constituent phases. J. geol.

Soc. Ausfr., 18 ; 57-68.

Kelts, K., & J. A. McKenzie, 1976. — Cretaceous volcanogenic sédiments from the Line Island Chain :

Diegenesis and formation of K-feldspar DSDP leg 33, Hole 315 and site 316. Initial Reports of the

Deep Sea Drilling Project. Washington (U.S. Gov. Print. Office), 33 . 789-831.

Lameyre, .1., R. Black, B. Bonin & A. Giret, 1985. — Dynamique lithosphérique et genèse des magmas

mantelliques. C. r. hebd. Séanc Acad. Sci., Paris, D 300 ; 21-26.

Lancelot, Y., 1973. — Chert and silica diagenesis in sédiments from the Central Pacific. In

E. L Winterer, J. I. Ewing et al.. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Washington

(U.S. Gov. Print. Office), 17 : 377-405.

Land, L. S., 1980. — The isotopic and trace élément geochemistry of dolomite ; the State of the art. In

D. H. Zenger, J. B. Dunham & R. L. Ethington (eds). Concepts and models of dolomitization.

Spec. Pubis Soc. econ. Palaeont. Miner., 28: 87-110.

Leclaire, L., 1974. — Late Cretaceous and Cenozoic pelagic deposits. Paleoenvironment and

paleooceanography of the central western Indian Océan. In Initial Reports of the Deep Sea

Drilling Project. Washington (U.S. Gov. Print. Office), 25 ; 481-513.

Leclaire, L., G. Alcaydé & F. Frôhlich, 1973. La silicification des craies : rôle des sphérules de

cristobalite-tridymite observées dans les craies des bassins océaniques et dans celles du Bassin de

Paris. C. r. hebd. Séanc. Acad. Sci.. Paris, D 277 ; 2121-2124.

Leclaire, L., M. Denis-Clocchiatti, H Davies, I. Gautier, B. Gensous, P.-J. Giannesini,

F. Mdrand, Ph. Patriat, J. Segoufin, M. Tesson & J. Wannesson, 1987a. — Nature et âge du

plateau de Kerguelen-Heard, secteur Sud. Résultats préliminaires de la campagne «NASKA —

MD 48 ». C. r. hebd- Séanc. Acad. Sci.. Paris. 304 : 23-28.

Leclaire, L., Y. Bassias, M. Denis-Clocchiatti, H. Davies, L Gautier, B. Gensous, P.-J. Giannesini,

Ph. Patriat, J. Segoufin, M. Tesson & J. Wannesson, 19876. — Lower Cretaceous basait and

sédiments from the Kerguelen Plateau. Geo-marine Leiters, 7 (4): 169-176.

Lumsden, d. N., & J. S. Chimahusky. 1980. — Relationships between dolomite nonstoichiometry and

carbonate faciès parameters. Int). H. Zenger, J. B. Dunham & R. L. Ethington (eds). Concepts

and models of dolomitization. Spec. Pubis Soc. econ. Palaeont. Miner., 28 : 123-137.

Mammerickz, J., & D J. Sanddwell. 1986. — Rifting of old oceanic lithosphère. J, geophys. Res., 91 :

1975-1988.

Melson, W. g., & G. Thompson, 1973. — Glassy abyssal basalts, Atlantic sea floor near St Paul’s Rock :

Petrography and composition of secondary clay minerais. Bull. Geol. Soc. Am., 84 ; 703-716.

Munschy, m., & R. SCHLICH, 1987. — Structure and évolution of the Kerguelen-Heard Plateau (Indian

Océan) deduced from seismic stratigraphy studies. Mar. Geol., 76 : 131-152.

Mutter, J. C., & S. C. Cande, 1983. — The early opening between Broken Ridge and Kerguelen Plateau.

Earth Planetary Sci. Letters, 65 : 369-376.

— 394 —

Ramsay, D. C., J. B. CoLWELL et al., 1986a. — Rig Seismic research cruise 2 : Kerguelen Plateau. Initial

report. Bur. of Minerai Resources Australia. Rep. 270 ; 41 p.

Ramsay, D. C., J. B. Colwell, M. F. Coffin, H. L. Davies, P. J. Hill, C. J. Pigram & H. M. J. Stagg,

19866. — New findings from the Kerguelen Plateau. Geology, 14 ; 589-593.

Thorez, J., 1975. — Phyllosilicates and clay minerais. Dison, G. Lelotte (ed).,

Udintsev, g. b., 1965. — New data on the bottom topography of the Indian Océan. Okeanologiya, 5 :

993-998.

Weis, d., y. Bassias, I. Gautier & J. P. Mennessier, 1987. — Isotopic study of MD 48 Basalts (S. Indian

Océan) : Kerguelen Type Signature. AGU, Automn Meeting, San Francisco.

WiCQUART, E., & F. Frôhlich, 1986. — La sédimentation sur le plateau de Kerguelen Heard. Relations

avec révolution de l’Océan Indien au Cénozoïque. BuU. Soc. géol. Fr., 8 (11) : 569-574.

Plate I. — Sélective dredged samples.

Sélection d'échantillons dragués.

1 — Karstified and strongly recrystallized bioclastic limestone (86 DR 02 04).

Calcaire biociastique karstifié et intensivement recristallisé (86 DR 02 04).

2 — Weakiy crystallized bioclastic limestone (86 DR 02 05).

Calcaire biociastique faiblement recristallisé (86 DR 02 05).

3 — Basaltic breccia with celadonite matrix (86 DR 02 11).

Brèche basaltique avec matrice céladonilique (86 DR 02 II).

4 — Lava breccia with recrystallized calcite matrix rich in Cretaceous foraminifera (86 DR 05 04).

Brèche volcanique avec matrice calcitique recristallisée riche en foraminifères du Crétacé (86 DR 05 04).

5 to 8 — Intensively altered breccia and conglomérâtes : 5 : lava breccia with residual calcite matrix (86 DR 05 05);

6, irregular dissolution levels in lava breccia (86 DR 05 12); 7, residual calcite matrix (86 DR 06 06); 8, conglomerate

(86 DR 07 03).

Brèches et conglomérats intensivement altérés : 5, brèche volcanique avec matrice de calcite résiduelle (86 DR 05 05) ;

6, niveaux irréguliers de dissolution dans une brèche volcanique (86 DR 05 12) ; 7, matrice de calcite résiduelle (86 DR 06

06) ; 8, conglomérat (86 DR 07 03).

— 396 —

Plate II. — Lava breccia. i

Brèches volcaniques.

1 — Thin section micrograph. Selected area is rich in bioclasts and volcanic fragments. Matrix is partly phos-

phatized (86 DR 05 04).

Brèches à bioctasles et éléments volcaniques dans une matrice partiellement phosphatée (86 DR 05 04).

2 — Thin section micrograph. Selected area matrix rich in Hedbergella sp. (86 DR 06 06).

Matrice calcaire des brèches riches en Hedbergella sp. (86 DR 06 06).

3 — Common foraminiferal matrix under SEM observation.

Aspect fréquent de matrice riche en foraminiféres observée au MEB.

4 — Stylolithization detail from photo 3.

Détail de stylolithisation sur la photo 3.

5 — Matrix zeolite development in spherulites.

Cristallisation de zéolithes dans des sphérulites de la matrice.

6 — Foraminifera interior filled with secondary calcite (detail from photo 5 low left).

Remplissage de la partie interne de foraminifére avec de la calcite secondaire (détail de la photo 5, en bas à gauche).

1 — Section of a spherulite showing the development of late clinoptilolite.

Section des sphérulites et cristallisation de clinoptilolite tardive.

8 — Detail of the zeolite structure from photo 7.

Détail de la structure du zéolithe de la photo 7.

— 398 —

Plate III, — Conglomérâtes.

Conglomérats.

1 and 2 — Thin section micrographs of foraminifera association (86 DR 07 04) in locally highly phosphatic matrix.

In photo 2 thin secondary calcite develops on the limit between volcanic clast and matrix.

Association de foraminifères dans une matrice localement et fortement phosphatée (86 DR 07 04). Dans la photo 2, de

la calcite secondaire fine est cristallisée entre l'élément volcanique et la matrice.

3 and 4 — Spiral and peripheral view of non carinated foraminifera (86 DR 07 04).

Vue spirale et périphérale de foraminifères non carénés (86 DR 07 04).

5 to 8 — SEM view of foraminifera relies. Compare with photos 3 and 4.

Reliques de foraminifères observées au MEB. A comparer avec les photos 3 et 4.

Plate IV. — Bioclastic limestones and siliceous rocks.

Calcaires bioclastiques et roches siliceuses.

1 and 2 — Thin section micrographs showing association of Bryozoa, Mollusca, Brachiopods and Lamellibran-

chia (cross-polarized light) (86 DR 02 04).

Association des Bryozoaires, Mollusques, Brachiopodes et Lammelibranches (lumière polarisée) (86 DR 02 04).

3 — Calcite in a porcellanite matrix (86 DR 02 14).

Calcite dans une matrice de porcelanite (86 DR 02 14).

4 — Silicified foraminifera (86 DR 02 14).

Foraminifères silicifiés (86 DR 02 14).

5 to 9 — Upper Cretaceous Radiolaria tests extracted from chert 86 DR 02 08 after HF treatment.

Tests de Radiolaires Dictyomitra sp. et Amphipendax sp. du Crétacé supérieur extraits de cherts après traitement à

H F (86 DR 02 08).

402

Plate V. — Dolomites beds.

Bancs de dolomies.

1 — Chert with porcellanite and interbedded dolomite (86 DR 04).

Chéri avec porcelanite et dolomies intercalées (86 DR 04).

2 — Dolomite crystals grown in the presence of interspace matrix. Note that the outer rim shape of the crys-

tals is anhedral whereas the Fe-richer cores are euhedral.

Cristaux de dolomite développés dans une matrice poreuse. Noter que les périphéries sont anhédrales contrairement

aux cœurs euhédraux riches en Fe.

3-4 — Idiotopic junction of stoichiometric dolomite. In photo 4 core is richer in Fe and Mg. Lower left edge

evolves toward a xenotopic-A or idiotopic-S texture. Groundmass seems to be related with Fe mobilization

during early stage partial dissolution of the core. Large crystals (upper left and lower right) show diffuse

distribution of Fe (crossed niçois) (86 DR 04).

Jonction idiotopique de dolomite stoïchiométrique. Sur la photo 4 le cœur est plus riche en Fe et Mg. L'angle inférieur

gauche du cristal évolue vers une texture xénotopique-A ou idiotopique-S. La matrice est relativement enrichie en fer au

cours d'une dissolution précoce qui a affecté le cœur.

5 — SEM photograph of dolomite crystals. Note idiotopic junction and cernent.

Observation de cristaux de dolomite au MEB. Noter la jonction idiotopique et la phase de liaison.

6 — Detail of the smectite cernent.

Détail de la phase de liaison.

Bull. Mus. natn. Hist. nal., Paris, 4' sér., 9, 1987,

section C, n° 4 : 405-413.

Le genre Unitubigera d’Orbigny (Bryozoaire cydostome),

Theonoidae primitif ou « Plagioecia » évolué?

par Bernard Walter

Résumé. Le genre Unitubigera a été considéré, le plus souvent, comme synonyme de Theonoa ou

à'Actinopora. L'élude de l’espèce néocomienne U, discus, type du genre Unitubigera, montre que cette

synonymie n'est pas justifiée. Cette même étude fait apparaître une intéressante variation morphologique

au cours de la croissance de la colonie. En effet, les petites colonies et la partie centrale des grandes

colonies sont béréniciformes, semblables à la colonie de Plagioecia. tandis que la partie distale des grandes

colonies présente des péristomes accolés en faisceaux irréguliers rappelant la disposition connue chez

Theonoa. Ainsi, sur une meme colonie nous avons passage morphologique d’une famille (celle de

Plagioecia c’est-à-dire, selon les auteurs, les Entalophoridae. ou les Diastoporidae. ou les Plagiocciidac) à

une autre (celle des Theonoidae). Mais en fait, c'est avec De.^rneplagioeaa. un genre proche de Plagioecia,

qu Unitubigera a le plus de similitudes. Il en difTcre seulement par sa partie centrale bércniciformc plus

importante et pur son ovicelle avec des lobes développés vers l'avant aq lieu de l’être transversalement.

Ainsi, contrairement à ce qui a été généralement admis. Unitubigera est plus proche des Diastoporidae que

des Theonoidae. On peut supposer que ces deux familles ont une origine commune (un hypothétique

« Plagioecia »). Mais tandis qu’un rameau a subi une importante différenciation devenant la famille des

Theonoidae. le rameau Unituhigera-Desrtwplagiuevia avec une faible différenciation peut être considéré

comme faisant partie de la famille de.s Diastoporidae.

Abstract. Generally, Unitubigera wa.s admitted as a synonym of Theonoa or Actinopora. This

position is nol justified as it is shown by the sludy of ils Neocomian type-species : U. diacwi. This study

shows a very inlere.sting morphological variation during the growth of the colony. Indeed, the small

colonies and the central part of the gréai colonies are bereniciform, similar lo the ones of Plagioecia, while

on the distal part of the great colonies, peristomes are joined in irregular radiating sériés as in Theonoa.

So, on the same çolony. we hâve an appearance of transition from one family (the one of Plagioecia ;

Entalophoridae, Diastoporidae, or Plagioeciidae according to the diverse aulhors) to another :

Theonoidae. Besides, it is with Desmeplagioecia, one genus near of Plagioecia, thaï Unitubigera is the most

similar. U differs only by its more important central bereniciform part and by its ovicell with lobes

dcveloped forward and obliquely instcad of transversaly. So. Unitubigera, in opposition to the lill now

generally admitted opinion, is ncarcr Diastoporidae than Theonoidae. We may think that the two famihes

hâve a common origin (an hypothctical « Plagioecia »). But whereas a stem became Theonoidae with an

important différenciation, the stem Untluhigera-Desnieplagioecia with a weak différenciation may be

considered as a part of the family Diastoporidae.

Bernard Walter, Centre des Sciences de ta terre de l'Université Claude-Bernard de Lyon (Laboratoire associé au

CNRS n° 11), 27-43. Bd du H-Novembre, 69622 Villeurbanne, France.

Le genre Unitubigera a été créé par d’Orbigny (1853 : 759). Son espèce-type, choisie par

Bassler (1934 ; 224) est l’espèce néocomienne Unitubigera discus d’Orbigny. La diagnose

générique originale n’est pas très précise. Elle s’appuie essentiellement sur la présence « de

406 —

lignées rayonnantes partant du centre, entre lesquelles sont des lignées plus courtes, toutes

formées d’une seule rangée de cellules saillantes en tubes ». Aussi ce genre a été très peu utilisé,

ayant été considéré comme synonyme à'Actinopora d'Orbigny (par Gregory. 1909 : 5;

Bassler, 1934 : 224; 1953 : G58) ou de Theonoa Lamouroux (par Brood, 1972 : 333). Mais

ces auteurs ne connaissaient l’espéce-type que par la figuration très insuffisante donnée par

d’Orbigny. En effet. U. discus est une espèce rare qui n'a été redécritc et refigurèe qu'une seule

fois lors de la découverte de son ovicelle (Walter, 1972 : 321, pl. 20 : 1-2). Pourtant U. discus

est très intéressante, d'abord comme espèce-type d'Unttubigera, mais aussi par la variation de

sa morphologie selon l’âge de la colonie. En effet, les petites colonies sont bércniciformes et ne

se distinguent pas des colonies de Plagioecia, tandis que la partie périphérique des grandes

colonies rappelle la colonie encroûtante de Theonoa (ou d'Aciinopora) par l'accolement de ses

péristomes en faisceaux irréguliers. Aussi peut-on se demander quelles sont les affinités

d'Unitubigera. Est-il réellement un synonyme de Theonoa ou bien un genre différent mais

appartenant aux Theonoidae ou enfin un genre appartenant à la même famille que Plagioecial

Unitubigera discus

1853 — Unitubigera discus d’Orbigny : 760-761, pl. 763 ; fig. 4-6.

1972 — Unitubigera discus d’Orbigny; Walter : 321, pl. 20 : 1-2.

Matériel ; N" 5190 (holoiype) coll. d’Orbigny, Muséum national d’Hisloire naturelle de Paris.

N” 40250, 48140, 48141, coll. Campiche, Muséum de Lausanne. N" 38836, 262587, coll. Centre des

Sciences de la Terre, Université Claude-Bernard de Lyon. Tous ces exemplaires proviennent des Marnes à

Bryozoaires. Valanginien supérieur, de l’ancien gisement de Sainte-Croix-Chalet du Marais, canton de

Vaud, Suisse.

Description

La colonie est encroûtante, unilamellaire, subcirculaire. Son diamètre peut atteindre

14 mm. Ses bords sont minces, on y observe seulement une à deux rangées de sections

zoéciales. Sur toute la surface des petites colonies (jusque vers 4-5 mm de diamètre) ou sur la

partie centrale des grandes colonies, les péristomes sont régulièrement dispersés : la colonie est

béréniciforme (fig. lA). C’est seulement à partir des septième ou huitième générations de

Fig. I. — Comparaison de la morphologie d'Unitubigera et de Theonoa. A, C, D : Unitubigera discus, Valanginien

supérieur, Sainte-Croix. Suisse, x IS ; A. petites colonies enliérement béréniciformes n" 48141. coll. Campiche, Mu.sée

géol. Lausanne ; C. colonie un peu pliLS grande avec apparition des faisceaux de péristomes sur la partie distale (flèches),

n" 4X140, coll, CxvpiCHE. Musée géol. Lausanne; D. sur une grande colonie, partie cenlrale (en bas) béréniciforme,

partie distale (en haut) avec faisceaux de péristomes. n" 38836, Univ. Claude ^rnard. Lyon. — B : Theonoa chlatrota,

espece-type du genre Theonoa : colonie encroùtanlé ovicellée, Aalénicn supéneur, Coulevon, Haute-Saône, France,

n" 28785, Univ. Claude Bernard, Lyon (on remarque la partie béréniciforme très réduite et, en revanche, les faisceaux

radiés très nets)

Comparison of rhe morphology n/Unitubigera and Theonoa. .4. C. f) : Unitubigera discus. Upper Vatanginian. Ste

Croix, Swiizerland, x 15 : A, totally berenicijorm smait colonies; C, iitde larger cotony wiih hundies o/ perisiomes

beginning on the distal part (arrows) : D, on a great colony : bereniciform centrai part fat the foot) and distal part (at the

top) with bundles of péristomes. — B : Theonoa chlatrata, type species of the genus Theonoa .■ encrusting ovicelled colony

(note the very reduced bereniciform part and, in opposition, the well developped radial bundles).

— 408 —

Fio. 2. — Comparaison des ovicelles de Theonoa et Unitubigera (œ = œciostome). A : Theonoa chlatrata, détail de

l’exemplaire de la figure IB, x 30. — B-C : Unitubigera discus, Valanginien supérieur, Sainte-Croix, Suisse, n“ 40250,

coll. Campiche, Musée géol. Lausanne; B, petite colonie avec deux ovicelles, x 15; C, détail d’une ovicelle, x 30.

Comparison of ovicells o/Theonoa and Unitubigera (œ = œciostome). A : Theonoa chlatrata. detail of the exemplar

of the figure IB. x 30, — B-C : Unitubigera discus, Vpper Valanginian, Sainte-Croix, Switzerland ; B, small colony with

two ovicells, X 15; c, detail of one ovicell, x 30.

— 409 —

zoécies, sur la partie distale des colonies, que les péristomes se groupent par deux ou plus en

dessinant des rangées flexueuses et irrégulières (fig. I C-D), Les péristomes sont courts et

accolés. Les apertures sont juxtaposées en groupes irréguliers. La partie apparente des zoécies

est souvent flexueuse. Longue de 0,80 a 0,90 mm, elle atteint sa largeur maximale (0.20 à

0,24 mm) vers son milieu. Le péristome est peu récurvé, il présente une carène médiane plus ou

moins marquée. Sa section distale est ovale et mesure environ 0,20mm sur 0.15 mm. L’ovicelle

(fig. 2 B-C) est subtriangulaire avec des angles antérieurs développés vers l’avant en deux lobes

atteignant 1 mm de long. Sa longueur est de 0,90 à 1,3 mm et sa largeur de 0,90 à 2 mm, cette

dernière dimension variant beaucoup selon le développement des angles antérieurs. L'œciosto-

me est un petit tube dont la section, ovale, mesure 0,10 mm sur 0,05 mm.

Nouvelle diagnose du genre Uniiubigera

Colonie subcirculaire, unilamellaire, encroûtante. Péristomes isolés chez la jeune colonie ou dans la

partie centrale des grandes colonies. Péristomes accolés en faisceaux irréguliers et non saillants dans la

partie périphérique des grandes colonies.

Ovicelle subtriangulaire avec les deux angles antérieurs plus ou moins développés en oblique.

L’oeciostome est un petit tube situé au milieu du bord distal.

Affinités du genre Uniiubigera

Comparaison avec Theonoa

Jusqu’ici, Uniiubigera a été le plus souvent admis comme synonyme de Theonoa

Lamouroux (ou d'ActUwpora d’Orbigny dont l’indépendance par rapport à Theonoa n’est pas

prouvée). C'est donc d'abord avec le genre Theonoa que la comparaison est nécessaire.

Uniiubigera discux étant uniquement connue à l’état unilamellaire encroûtant, c’est la

comparaison avec le stade encroûtant de Theonoa chlatrala Lamouroux (espèce jurassique,

type du genre Theonoa) qui permet le mieux d’évaluer les similitudes et les différences.

Le premier élément de comparaison est l’ovicelle. Celles de Theonoa chlatrala (fig. 2A et

3C) et d'Uniiubigera discus (fig. 2B-C et 3A-B) sont effectivement tout à fait semblables. Mais

il faut remarquer que si cette forme (ovicelle en « V »> est effectivement fréquente chez les

Theonoidae {Theonoa, Multitubigera^ Kololophos), on la connaît aussi chez certains Entalopho-

ridae. Par exemple : au Néocomien chez Mesenteripora campicheana (cf. Walter, 1985, pl. 1)

et au Jurassique chez Plagioecia sauvagei et Plagioecia dilatata (cf. Walter, 1969, pl. 13 : 2-4,

7-8).

Le deuxième élément de comparaison est le type zoarial. On remarque tout de suite chez

Uniiubigera (fig. lA, C-D) l’importance de la partie centrale béréniciforme, au contraire très

réduite chez Theonoa (fig. IB). Ensuite, la disposition radiaire des faisceaux est très nette chez

Theonoa, alors que chez Uniiubigera on trouve des groupes de péristomes dont l’alignement

radial est souvent très irrégulier. Enfin, chez Theonoa, la partie coalescente des péristomes est

assez longue et nettement saillante, tandis qu’elle est courte et peu saillante chez Uniiubigera.

Uniiubigera est donc bien difTérent de Theonoa. Il n'est synonyme ni de ce genre ni

à'Actinopora. D'ailleurs, U. discus, espèce néocomienne, se distingue très nettement des formes

encroûtantes unilamellaires par lesquelles débutent les Theonoidae érigés néocomiens {Theo¬

noa, Multitubigera, cf. Walter, 1986, pl. 5 : 3 ; pl. 6 : 7).

410 —

Fig. 3. —Ovicelles A'Vmtubigera et Theonoa. A-B : Ovicelles d'ünilubigera discus. Valanginien supérieur, Sainte-

Croix, Suisse; A, angles antérieurs bien développés, n” 40250, coll. Campiche, Musée géol. Lausanne; B, angles

antérieurs peu développés, n° 48141, coll. Campiche, Musée géol. Lausanne. — C ; Ovicelle de Theonoa chlalraia,

Aalénien supérieur, Coulevon, Haute-Saône, France, n” 28785, Univ. Claude Bernard, Lyon.

Ovicelh of Unitubigera and Theonoa. A-B : Ovicetls of Unitubigera discus, Upper Valanginian. Sainte-Croix,

Swilzerland : A, well developed anlerior angles : B, weakiy developed anierior angles. C : Ovicell o/Theonoa chlatrata,

Upper Aalenian, Coulevon, Haute-Saône, France.

^ 411 —

Comparaison avec Desmeplagioecia

Unitubigera discus a le plus de ressemblances avec une espèce actuelle, Diastopora lineata

Mac Gillivray, telle du moins que cette dernière a été figurée par Canu & Bassler lorsqu’ils

l’ont choisie pour type de leur genre Desmeplagioecia (1920 ; 718, fig. 234 (figure reproduite ici

fig. 4)).

Fig. 4. — Desmeplagioecia lineata, espèce actuelle, type du genre Desmeplagioecia. Dessin reproduit de Canu &

Bassler pour comparaison avec Unitubigera, x 15.

Desmeplagioecia lineata, recent species, type of genus Desmeplagioecia. From drawing of Canu & Bassler, for

comparison with Unitubigera, x 15.

J’avais (1969 : 189) noté la grande ressemblance de Desmeplagioecia avec la forme

encroûtante de Theonoa, exactement comme nous venons de voir la ressemblance à' Unitubige¬

ra avec cette forme encroûtante. Et l’on remarque que les auteurs qui se sont préoccupés de

Desmeplagioecia ou de l’espèce D. lineata y ont observé la même dualité Theonoa-Plagioecia

que celle que nous venons de voir chez Unitubigera. Par exemple pour Brood (1976 : 284),

Desmeplagioecia « is a homoeomorph of the Cretaceous généra Theonoa Lamouroux and

Discotubigera d’Orbigny, However, the serial arrangement of the autozooecia is not so well

developed as in its Cretaceous counterparts and young specimens are diflficult to separate from

Diastopora ». (Pour Br<X)D, Diastopora regroupe non seulement le véntable genre Diastopora

Lamouroux caractérisé par une structure tubuleuse mais aussi, et entre autres, Plagioecia).

En revanche, Harmei.in (1976 : 150), tout en remarquant une certaine ressemblance de

Desmeplagioecia avec Theonoa et Actinopora, admet qu'il s’agit d’un « genre les plus évolués de

la lignée des Diastoporidae ».

Quand à Hayward & Cook (1983 : 132), ils considèrent D. lineata comme type du genre

Liripora Mac Gillivray, bien que Diastopora fa.sciculata Mac Gillivray ait été choisie

antérieurement par Bassler (1934 ; 140). Ce problème de nomenclature zoologique n’est pas

— 412 —

primordial ici. On peut retenir seulement qu’HAYWARD & Cook attirent eux aussi l’attention

sur les relations de D. lineala avec d’une part Plagioecia et d’autre part les Theonoidae :

« Liripora is obviously closely related to Plagioecia... The genus is very similar to the fossil

Actinopora ».

Cependant, la ressemblance entre Unitubigera et Desmeplagioecia n’est pas totale. Ainsi,

en comparant les colonies, on voit que la partie béréniciforme est nettement plus développée

chez l’espéce-type d'Unitubigera que chez celle de Desmeplagioecia. L’ovicelle elle-même, bien

que semblable, dans ses grandes lignes, par le développement des angles antérieurs, diffère par

le fait que ce développement est oblique vers l’avant (ovicelle en « V ») et est souvent assez

modéré chez Unitubigera, tandis qu’il est important et transversal chez Desmeplagioecia.

Conclusion

Unitubigera et Desmeplagioecia (ou Liripora si l’on admet la synonymie de Hayward &

Cook) sont deux genres distincts mais voisins. Pourtant, jusqu’ici le premier genre avait été

surtout rattaché aux Theonoidae, tandis que le deuxième l’était à la même famille que

Plagioecia (Diastoporidae, Entalophoridae ou Plagioeciidae selon les auteurs). Ceci indique, à

mon avis, la parenté des deux familles, les Theonoidae pouvant dériver de la deuxième.

A l’appui de cette parenté on remarque, dans les deux familles, le développement

identique de l’ovicelle et la similitude des formes qui en résultent. Dans chaque famille se

trouve la même variation : selon les espèces, les angles de l’ovicelle sont développés soit

transversalement, soit obliquement vers l’avant. De plus, le passage du stade béréniciforme,

répandu chez les Diastoporidae, à un stade actinoporiforme ou pavotubigériforme qui est le

stade encroûtant de règle chez les Theonoidae aurait pu se faire par un processus assez

semblable à celui que l’on observe au cours de l’accroissement de la colonie à'Unitubigera

discus. Bien entendu U. discus, espèce néocomienne, ne peut être considérée comme un

« ancêtre » des Theonoidae alors que des Theonoidae évolués sont connus depuis la fin du

Lias (à l’Aalénien supérieur). On peut plutôt admettre que Diastoporidae, Theonoidae et le

groupe Unitubigera-Desmeplagioecia ont une origine commune (un hypothétique « Plagioe¬

cia »), Tandis qu’une branche a donné les Theonoidae en se différenciant nettement, le groupe

Unitubigera-Desmeplagioecia ne marquait qu’une faible différenciation par rapport à Plagioe¬

cia et peut donc encore être considéré comme un rameau de la famille des Diastoporidae.

Remerciements

M™' Y. Gayrard (Muséum national d’Histoire naturelle de Paris) et M. M. Septfontaine (Musée

géologique de Lausanne) m’ont obligeamment prêté les exemplaires des collections d’Orbigny et

Campiche. Le personnel technique du Centre des Sciences de la Terre de l’Université de Lyon m’a apporté

son aide pour la mise au point des dessins (A. Duivon), des photographies (N. Podevigne), la

dactylographie du manuscrit (C. Reniaud). Que tous soient ici remerciés.

— 413 —

RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES

Bassler, R. S., 1934. — Bryozoa. In W. Quenstedt (éd.), Fossilium Catalogus I : Animalia, 67 : 229 p.

— 1953. — Bryozoa. In R. C. Mcxîre (éd.), Treatise on Invertebrate Paleontology. Part G : 253 p.

Brood, K., 1972. — Cyclostomatous Bryozoa from the Upper Cretaceous and Danian in Scandinavia.

Acta Univ. Stockholm., 26 : 1-464.

— 1976. — Cyclostomatous Bryozoa from the Coastal Waters of East Africa. Zoologica Scripta, 5 :

277-300.

Canu F., & R. S. Bassler, 1920. — North American early Tertiary Bryozoa. [/.S. nation. Mus.

Washington, 106 : 879 p.

Gregory, J. W., 1909. — Catalogue of the fossil Bryozoa in the Department of geology, British Muséum

(Natural History). The Cretaceous Bryozoa, II : 346 p.

Harmelin, J. J., 1976. — Le sous-ordre des Tubuloporina (Bryozoaires Cyclostomes) en Méditerranée.

Écologie et systématique. Mém. Inst, océanogr. Monaco, 10 : 326 p.

Hayward, p. J., & P. L. Cook, 1983. — The South African Museum’s Meiring Naude Cruises. Part 13,

Bryozoa IL Ann. S. Afr. Mus., Cape Town, 91 (1) : 1-61.

Orbigny, a. d’, 1851-1854. — Paléontologie française des terrains crétacés. V. Bryozoaires, 1191 p.

Walter, B., 1969. — Les Bryozoaires jurassiques en France. Docum. Lab. géol. Fac. Sci. Lyon, 35 ; 328 p.

— 1972. — Les Bryozoaires néocomiens du Jura suisse et français. Geobios, 5 (4) : 277-354.

— 1985. — Les « Mésenteripores » (Bryozoaires cyclostomes) du Néocomien du Jura suisse et

français. Geobios, 18 (1) : 5-27.

— 1986. — Les Bryozoaires fasciculés néocomiens. Paleontographica, À, 195 ; 75-99.

Bull. Mus. natn. Hist. nal., Paris, 4' sér., 9, 1987,

section C, n° 4 : 415-453.

Bivalves Hétérodontes du Messinien d’Oranie

(Algérie occidentale)

par Suzanne Freneix, Jean-Paul Saint Martin et Pierre Moissette

Résumé. — Cette seconde partie ' de l’étude des Bivalves des formations récifales et prè-récifales en

Oranie (Algérie occidentale) concerne 34 espèces distribuées parmi 31 genres appartenant à 11 supterfa-

milles d’Hétérodontes. Une synthèse de la distribution stratigraphique et paléobiogéographique ainsi que

des données écologiques ou paléoécologiques accompagne chaque description systématique d’espèces.

Abstract. — This second part ' of ihe study of the Bivalve fauna from the Messinian coral and pre-

reefal formations in Oranie (Western Algeria) deals with 34 species distributed among 31 généra

belonging to 11 superfamilies of Heterodonta. The systematic descnption of each species includes a

synthesis of the stratigraphical and biogeographical distribution and ecological or paleoecological data.

S. Freneix, /nslilul de Paléontologie, UA-12 CNRS. .Muséum national d'Histoire naturelle, 8, rue Buffon. 7SOOS

Paris.

J.-P. Saint Martin, Institut de Paléontologie, Muséum national d’Histoire naturelle, Paris.

P, Moissette, Centre de Paléontologie stratigraphique et Paléoécologie de l’Université Claude-Bernard Lyon I,

associé au CNRS I UA-II), Villeurbanne cede.x, France, et Institut des Sciences de la Terre, Université d’Oran,

B.P. 16. Es Senia (Oran), Algérie.

Avant-propos

Les espèces étudiées sont des représentants des familles des Lucinidae, Ungulinidae,

Chamidae, Carditidae, Cardiidae, Mactridae, Tellinidae, Veneridae, Petricolidae, Corbulidae,

Gastrochaenidae, Hiatellidae, Pholadidae, Thraciidae. Selon le classement systématique du

« Treatise on Invertebrate Paleontology » de Moore (1969), les trente-quatre espèces sont les

suivantes :

Loripes (Loripes) lacteus (Linné, 1758) dujardini (Deshayes, 1850).

Linga {Linga) columhella (Lamarck, 1818).

Codakia (Ctena) decussala (Costa, 1829).

Diplodonta {Diplodontà) rotundata (Montagu, 1799).

Chôma (Chôma) gryphoides Linné, 1758.

Pseudochama (Pseudochama) gryphma (Lamarck, 1819).

Cardita (Cardita) vindobonensis (Sacco, 1899).

1. Suite de la première partie : Freneix, S., J.-P. Saint Martin et P. Moissette, Bivalves Ptériomorphes du

Messinien d'Oranie (Algérie occidentale). Bull. Mus. nain. Hist. nat., Paris, 4' sér., 9, 1987, sect. C, (1) : 3-61.

— 416 —

Cardita (Cardita) calyculata (Linné, 1758).

Clans {Clans) cf. intermedia (Brocchi, 1814).

Cardites antiquatus (Linné, 1758) pectinatus (Brocchi, 1814).

Acanlhocardia (Acanthocardia) echinata (Linné, 1758).

Acanthocardia {Acanthocardia) cf. aculeata (Linné, 1758).

Plagiocardium {Papillicardium) papillosum (Poli, 1781).

Lutraria {Lutraria) angustior (Philippi, 1844).

Tellina {Peronaea) planata (Linné, 1758).

Arcopagia {Arcopagia) crassa (Pennant, Mil).

Castrana fragilis (Linné, 1758).

Leporimetis papyracea (Gmelin, 1791).

Venus {Ventricoloidea) multilamella (Lamarck, 1818).

Periglypta miocenica (Michelotti, 1847).

? Pelecyora {Cordiopsis) islandicoides (Lamarck, 1818).

Dosinia {Pectunculus) exoleta (Linné, 1758).

Dosinia {Pectunculus) orbicularis (Agassiz, 1845).

Paphia {Callistotapes) vetula (Basterot, 1825).

Tapes {Ruditapes) basteroti (Mayer in Cossmann et Peyrot, 1911).

Lajonkairia rupestris (Brocchi, 1814).

Varicorbula gibba (Olivi, 1792).

Caryocorbula cocconii (Fontannes, 1881).

Castrochaena {Rocellaria) dubia (Pennant, 1777).

Hiatella {Hiatella) arctica (Linné, 1767).

Panopea {Panopea) menardi (Deshayes, 1829).

« Pholadidea » sp.

Jouannetia {Jouannetia) tournoueri Locard, 1877.

Thracia {Thracia) convexa (Wood, 1815).

ÉTUDE PALÉONTOLOGIQUE

Sous-classe HETERODONTA Neumayr, 1884

Ordre VENEROIDA H. Adams et A. Adams, 1856

Superfamille LUCINACEA Fleming, 1828

Famille Lucinidae Fleming, 1828

Loripes (Loripes) lacteus (Linné, 1758) dujardini (Deshayes, 1850)

(PI. L I)

1901. Loripes lacteus (L.) var. dujardini E>esh.; Sacco ; 98, pl. 29, fig. 5-6. — 1909. Lucina {Loripes)

dujardini Desh.; Dollfus et Dautzenberg : 242, pl. 16, fig. 5-12 (synonymie). — 1912. Loripes

dujardini (Desh.); Cossmann et Peyrot : 642, pl. 26, fig. 68-69. — 1952. Lucina {Loripes) dujardini

Desh. ; Lecointre : 68. — 1967. Loripes {Loripes) dujardini Desh. ; Tejkal et al. : 168, pl. 5 B, fig. 8-

— 417 —

10. — 1967. Loripes (s.s.) lacieus dujardini (Desh.); Glibert et Poel : (1), 29. — 1973. Loripes

(Loripes) dujardini (Desh.); Steininger et al. : 495, pl. 18, fig. 5a-b.

Localité et matériel ; Monts des Tessala (nord), récifs à Parités : Djebel Aoud Sma : 4 valves,

moules internes (pl. I, 1, MNHN, IP, n“ R. 07321).

Remarques : Le classement du taxon dujardini Deshayes indiqué par Glibert et L. Van

DE Poel en tant que sous-espéce de Loripes lacieus est plus judicieux qu’en tant qu’espèce

distincte. Loripes lacteus dujardini miocène ne diffère de son descendant pliocène-actuel que

par une forme plus haute accompagnée d'un bord dorsal antérieur plus déclive (Dollfus et

Dautzenberg, 1909). Bien que les spécimens du Messinien d’Algérie ne soient que des moules

internes, ils s'identifient à cette sous-espéce. Leur forme est légèrement plus haute que longue,

avec des dimensions oscillant autour de : H = 22 et L = 20 (mm). Les crochets sont aigus, le

bord antérieur déclive. La fossette ligamentaire est longue; l’impression musculaire antérieure

est linguiforme, l'impression postérieure large et subovale, des stries longitudinales parcourent

la surface des moules internes, correspondant à la striation de la cavité interne des valves.

Distribution : Cette sous-e.spèce miocène est largement distribuée aussi bien dans les

régions nordiques (jusqu'en Allemagne) que méditerranéennes (Italie, bassin du Rhône...) et en

Paratéthys centrale et orientale (de l'Eggenburgien au Samartien : bassin de Vienne, Hongrie,

Moravie, Volhynie) et le long de l’Atlantique (Langhien du bassin de la Loire, Aquitanien-

Burdigalien du bassin d’Aquitaine, Miocène du Portugal).

Paléoécologie ; A la suite des travaux de Yonge et Thomson (1976 : 187, 278), les

espèces de Lucinacea étudiées ici sont considérées comme détritivores ou « deposit feeders »

(dépositivores), alors que d'autres auteurs (Stanley, 1970; Bretsky, 1976...) classent les

Lucinacea parmi les suspens!votes. De mode de vie sans doute voisin de celui de la sous-espéce

pliocène-actuelle, Loripes lacteus dujardini, détritivore, endogé, fouisseur, sabulicole, devait

fréquenter des fonds meubles infralittoraux. Pérès et Picard (1964 : 54, 55, 58) précisent que

Loripes lacteus, en Méditerranée, est accompagnateur des biocénoses des sables protégés du

déferlage des vagues ou des sables fins bien calibrés (2.5 m à 25 m de profondeur), avec

tolérance d'une certaine dessalure, ou bien fait partie des sables vaseux de mode calme.

Linga (Linga) columbella (Lamarck, 1811

(Pl. I, 2, 3, 4, 5)

1870. Lucina columbella Lamarck ; Hoernes ; 231. pl. 33, fig. 5. — 1909. Lucina {Linga) columbella Lmk ;

Sacco : 251, pl. 17, fig. 8-18. — 1912. Phacoides (f.inga) columbella; Cossmann et Peyrüt ; 702,

pl. 28, fig. 64-65, 71-74. 87-89 {mut. basleroti et race striatula (Sacco)). — 1952. Lucina {Linga)

columbella (Lmk); Lecointre ; 69. — 1967. Lucina (s.s.) columbella Lmk; Glibert et Poel : 15. —

1967. Linga {Linga) columbella (Lmk); Tejkai et al. : 167, pl. 5B. fig. 7. — 1969. Linga {Linga)

columbella (Lmk) ba.tteroti (Aga.ssiz); Chavan in M(X)RE : N 196, fig. E 3-7a-b, 8. — 1973. Linga

columbella (Lmk) ; Bàldi ; 200, pl. 14, fig. 2. — 1973. Linga {Linga) columbella (Lmk), Steininger et

al. : 494.

Localités et matériel : Oranie occidentale; récifs mixtes : Sidi Safi, cimenterie : 2 BV, moules

internes et 1 VD, moule externe (pl. I, 2, 3 et moulage fig. 4, MNHN, IP, n° R. 07322) ; carrière de Bled

418 —

es Safa : 4 BV, moules internes (pl. I, 5, MNHN, IP, n° R. 07323). Le Murdjadjo, récifs à Pontes, ravin

de la Vierge : 3 BV ; point W ; 4 BV, moules internes. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités :

Tafaraoui : 6 BV, 2 VD, moules internes; Bled Sidi bou Knadil : 2 BV, moules internes.

Remarques : Les spécimens algériens sont de petite taille, ne dépassant pas 25 mm de

hauteur. Pour trois individus, les dimensions respectives sont les suivantes : H = 18,5 ; 19 ; 23 ;

L = 20; 18; 20; 2C = 11,5; 13,5; 15 (mm). Linga columbella est bien caractérisée par la

forme subsphérique et globuleuse, les crochets aigus et prosogyres. l’aire lunulaire large et

excavée, l’aire dorsale limitée par un profond sillon. La densité des lamelles concentriques à la

surface du test est environ de cinq lamelles sur une distance de 5 mm de hauteur à partir de

5 mm du crochet et sur la région médiane (pl. I, 4). Les moules internes livrent à l'observation

la zone d’insertion du muscle adducteur antérieur : forme digitée, assez large, s’étendant

parallèlement à la ligne palléale dont elle est séparée par un espace très net, et limitée

postérieurement par un sillon partant de la région iimbonale (pl. I, 2, 3). L’insertion de

l’adducteur postérieur est ovalaire. La ligne palléale, éloignée du bord, délimite un espace

frangé la séparant du bord marginal finement crénelé.

Distribution : Issue de l’espèce Linga oligocaenka (Cossmann, 1921) du Stampien

d’Aquitaine, L. columbella se répartit de l’Oligocène supérieur au Pliocène : Êgérien de

Hongrie, Burdigalien d’Aquitaine, Miocène moyen des bassins d’Aquitaine et de la Loire, du

Portugal, Tortonien d’Aquitaine, du Portugal, d’Italie... En Paratéthys, de l’Égérien au

Badénien : Autriche, Hongrie, Pologne, Ukraine du Sud-Ouest, Tchécoslovaquie, Moldavie,

Roumanie. L'espèce se maintient au Pliocène dans le bassin méditerranéen où elle est rare; elle

disparaît à la limite plio-pléistocène (Marasti et Raffi, 1980).

Paléoêcologie ; Détritivore, endogée, fouisseuse profonde, Linga columbella devait avoir

un mode de vie comparable à celui de l’espèce très voisine avec laquelle elle a été souvent

confondue : Linga adansoni (d'Orbigny) (= L. columbella Deshayes, non Lamarck). C’est une

espèce actuelle de la côte occidentale d'Afrique (de la Mauritanie au cap de Bonne-Espérance)

et aussi Canaries, îles du Cap Vert, Antilles, qui vit à une profondeur de 12 à 36 m (Nicklès,

1950 : 189, fig. 354: Nord.sieck, 1969 : 82, pl. 13, fig. 49-10).

Codakia (Ctena) decussata (Costa, 1829)

(Pl. L 6)

1909. Lucina (Jagonia) decussata (Costa); Dollfus et Dautzenberg : 257, pl. 23, fig. 1-2. — 1912.

Codakia (Jagonia) decussata (Costa); Cossmann et Peyrot : 680, pl. 28, fig. 30-32. — 1952. Lucina

(Jagonia) decussata (Costa); Lecointre ; 70. 1963. Ctena (Ctena) decussata (Costa); Malatesta :

296, pl. 16, fig. 2. 1967. Ctena (s.s.) decussata (Costa); Glibert et Poel : (1), 26. - 1974. Ctena

(Ctena) decussata (Costa); Malatesta ; 73, pl. 7, fig. 2. 1975. Jagonia decussata (Costa); Fekih :

48, pl. 15, fig. 4a-d. — 1981a. Ctena (Ctena) decussata (Costa), SvagrovskS' ; 70, pl. 22, fig. 3. —

1986. Ctena (Ctena) decussata (da Costa); Studencka : 49, pl. 7, fig. 7a-b, 9a-b.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes, Tzioua : 1 VG. Le Murdjadjo, récifs à

Parités, ravin de la Vierge : 2 BV, 1 VD et fragments d'empreintes externes (moulage, pl. I, 6, MNHN,

IP, n° R. 07324); Bou Yacor : 4 BV. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités, Tafaraoui : 10 BV, 1 VG,

moules internes et fragment de moule externe.

— 419 —

Remarques : La forme est ovalaire, les crochets sont aigus, prosogyres, situés un peu

antérieurement au-dessus d'une région lunulaire un peu déprimée; le bord dorsal est

légèrement déclive, le bord ventral en arc de cercle. Les moules internes montrent des traces de

charnière, la présence de deux cardinales et d’une large nymphe infradorsale. L’ornementation,

caractéristique, est composée d’une soixantaine de côtes radiaires, dont certaines bifides, et de

côtes concentriques qui à leurs intersections donnent un aspect treillissé. L’insertion musculaire

antérieure, digitée, est séparée de la ligne palléale; l’insertion postérieure est ovalaire. Un

cordon en relief traverse en oblique les moules internes, depuis la zone antérieure au muscle

postérieur jusqu’à la zone sous-lunulaire. Il s'agit du moulage du vaisseau sanguin palléal. Les

dimensions sont comprises entre 13 et 16mm pour la hauteur et 15 et 17 mm pour la longueur.

Nous avons suivi la classification de Bretsky concernant les Lucinacea et leur évolution

(1976) qui démontre les affinités entre Ctena Môrch, 1861 (= Jagorüa Récluz, 1869) et

Codakia Scopoli, 1777 ; Ctena devient un sous-genre de Codakia.

Distribution : Codakia (Ctena) decussata, de répartition miocène-actuelle, est largement

distribuée dans les bassins nordiques (Europe de l’Ouest) et méditerranéen : Burdigalien-

Langhien du bassin d’Aquitaine, Langhien du bassin de la Loire, Langhien-Tortonien d’Italie.

Elle se trouve en Paraléthys dans le Karpatien et le Badénien (Autriche. Pologne, Hongrie,

Bulgarie, Tchécoslovaquie. Transylvanie). A partir du Pléistocéne, elle serait plus méridionale,

plus limitée à la Méditerranée centrale. Elle vit actuellement en Atlantique, du golfe de

Gascogne aux Canaries, Madère, Cap Vert jusqu’au Gabon, et en Méditerranée.

Ecologie : Détritivore, l’espèce s’enfouit dans des sédiments meubles, sables et boues

détritiques infralittoraux (Nordsieck, 1969 : 85, fig. 49-90).

Famille Ungulinidae Adams et Adams, 1857

Diplodonta (Diplodonta) rotundata (Montagu, 1799)

(PI. L 7)

1906. Diplodonta rotundata Montg.; DoLi.Fus et Dautz.enberc ; 246, pl. 14, fig. 20-26 (synonymie). —

1912. Diplodonta rotundata Montg.; Cossmann et Pevrot : 622, pt. 26, fig. 26-30. — 1945. Taras

rotundatus Montg.; Glibert : 150, pl. 10, fig. 2a-c. — 1950. Diplodonta rotundata Montg.;

Heering : 95, pl. 7, fig. 5-6. — 1952. Diplodonta rotundata Montg. ; Lecointre : 67. 1963.

Diplodonta (Diplodonta) rotundata (Montg.); Malatesta : 298, pl. Il, fig. 8 (synonymie). 1967.

Diplodonta rotundata (Montg.); Glibert et Poel : 6. 1973. Diplodonta (D.) rotundata Montg.;

Steininger et al. : 500. — 1973. Taras rotundata (Montg.); Bâldi : 198, pl. 14, fig. 7-8. — 1974.

Diplodonta (Diplodonta) rotundata (Montg.), Malatesta : 86, pl. 7, fig. 8. — 1984. Diplodonta

(Diplodonta) rotundata (Montg.), Janssen : 61, pl. 28, fig. 6a-b.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes ; Sebaa Chioukh : 1 BV (pl, I, 7. MNHN,

IP, n” R. 07325) ; Tzioua ; 2 BV. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités : Tafaraoui : 1 BV ; Bled Sidi

bou Knadil : 4 BV. Hammar Semmoumet, marnes gréseuses (couche 3) ; 1 BV ; Sig, bancs marneux des

tripolis : 1 BV.

Remarques : Tous les spécimens sont des moules internes bivalves dont l’identification

spécifique ne fait pas de doute, car ils sont bien caractérisés par leur forme suborbiculaire, peu

— 420 —

convexe, équivalve. leurs crochets petits, orthogyres. très légèrement antérieurs. Les impres¬

sions musculaires sont subégales. Malatbsta a souligné l’évolution de la taille au cours des

temps géologiques. Ainsi, la population de Touraine ne dépasse pas 15 mm de diamètre, les

échantillons du Pliocène doublent de taille (30mm), tandis que les spécimens actuels

n’atteignent que 25 mm. Les dimensions respectives de quelques exemplaires sont les

suivantes : Tzioua : H = 15; 18, 5; 25; L = 17,5; 20; 25 (mm). Bled Sidi bou Knadil : H =

15; 17; 25; L = 16; 19; 25; 2C = 10; 15; 17 (mm).

Distribution : Du Miocène à l’Actuel, D. rolundata est largement distribuée depuis

l’Oligocène supérieur (Égerien) de Hongrie; l’Aquitanien (bassin liguro-piémontais. Calabre,

Portugal), dans le Miocène des bassins nordiques et méditerranéens, de l’Eggenburgien au

Badénien en Paratéthys (bassin de Vienne, Yougoslavie) jusqu’en Crimée-Caucase; elle est

fréquente, en particulier en Italie, du Langhien au Tortonien. C’est une espèce actuelle de la

Méditerranée et de l'Atlantique (des îles Faroe au Portugal, îles Canaries et Madère).

ÉcoLOGin ; Détritivore (Stanley, 1970, D. noiata Dali et Simpson ; 48, pl. 15, fig. 1-5),

l’espèce est un fouisseur profond, infra- et circalittoral, eurytherme; elle habite des fonds

sablo-vaseux et a pénétré en mer Rouge (Parenzan, 1974 : 156, fig. 163).

Superfamille CHAMACEA Lamarck, 1809

Famille Chamidae Lamarck, 1809

Chama (Chama) gryphoides Linné, 1758

(Pl. I, 8a-8b, 9, 10)

1912. Chanta gryphoides L. ; Cossmann et Peyrot ; 533, pl. 24, fig. 14-15. — 1913. Chanta gryphoides et

var. ; Dollfus et Dautzenberg : 302, pl. 23. fig. 37-50. — 1953. Chama {Chanta) gryphoides L. ;

Moroni : 133, pl. 10, fig. 58. — 1963. Chama (Chama) gryphoides L. ; Malatesta : 263, pl. 16, fig. 1 .

1971. Chama gryphoides L. ; Steininger et al. : 434. pl. 36, fig. 8-9. — 1972. Chama gryphoides L. ;

Caprotti : 64, pl. 2, fig. 10-11. — 1974. Chanta (Chanta) gryphoides L. ; Malatesta : 88, pl. 8, fig.

la-ld. — 1977. Chama gryphoides L. ; I>onoso et de Porta : 43, pl. 4, fig. 3. — 1981a. Chama

(Chama) gryphoides L. . Svagrovsky ; 75, pl. 23, fig. 4. — 1982. Chama (Psilopus) gryphoides (L.);

Cataliotti-Valdina ; 32, pl. 3, fig. 4a-d. — 1984. Chama {Psilopus) gryphoides (L.); Janssen : 62.

pl. 28. fig. 7a-b. — 1986. Chama (Psilopus) gryphoides (L.); Studencka ; 57, pl. 8, fig. 8a-b, 9; pl. 9,

fig. la-b, 2a-b).

Localités et maiÉriel ; Oranie occidentale, récifs mixtes, Tzioua : 1 BV, 4 VG, 1 VD (pl. 1, 8,

MNHN, IP, n" R. 07326). Le Murdjadjo, récifs à Poriles : Bou Yacor ; 1 BV, 2 VD, moules internes et

externes (pi. L 9, 10, MNHN, IP, n" R. 07327). Monts des Tessala (sud), récifs mixtes, Sidi

Hamadouche ; 1 VG, I VD.

Remarques : Les échantillons récoltés parmi les récifs sont tous préservés en moules

internes ou externes. Leur attribution générique et leur orientation sont déterminées selon les

critères suivants : 1 ) les Chamidae ont des crochets prosogyres ; 2) la valve fixée est nettement

plus grande que la valve libre, operculaire, et son crochet est plus élevé et plus enroulé ; 3) la

fixation s’effectue par la valve gauche chez Chama, par la valve droite chez Pseudochama. Les

— 421 —

dimensions des échantillons récoltés ne dépassent pas 45 mm de hauteur : H = 17; 45; L =

14; 30 (mm). L’ornementation consiste en lamelles concentriques denses, hérissées d'aspérités

sur les bords au niveau de filets rayonnants tuyautant les lamelles (pl, I, 9, 10).

Distribution : Du Miocène à l’Actuel; l’espèce est déjà largement diffuse dans tout le

Miocène d’Europe et sur le pourtour méditerranéen et connue en Paratéthys centrale de

l’Eggenburgien au Badénien, A partir du Pliocène, elle se cantonne dans les bioprovinces

méditerranéenne et atlantique proche. Actuellement, elle vit en Méditerranée, golfe de Suez,

non en mer Noire, et en Atlantique (depuis le Portugal jusqu’au Congo, y compris les îles

Canaries, Madère et les Açores).

Écologie : Les Chamidae habitent les eaux tempérées chaudes à tropicales. Suspensivo-

res, cémentées à un support, formant des bancs ou s’abritant dans des crevasses, sous des

pierres, elles sont particulièrement adaptées à un habitat intertidal dans des conditions de

grande exposition. Dans le coralligène des Albéres, Chanta gryphoides préfère les substrats durs

photophiles (Yonge, 1967, Parenzan, 1974: 182, fig. 217; Laubier, 1965-1966).

Pseudochama (Pseudochama) gryphina (Lamarck, 1819)

(Pl. I, lla-llb)

1912. Chanta gryphoides ’, CossMANN et Peyrot : 538. pl. 24, fig. 23-25. — 1913. Chanta gryphina Lmk;

Dollfus et Dautzenberg ; 308, pl. 24, fig. 11-17 (synonymie). — 1950. Chanta gryphina Lmk;

NiCKuàs . 195, fig. 367. — 1963. Pseudochama (Pseudochama) gryphina (Lmk); Malatesia : 265,

pl. 16, fig. 5. — 1971. Chôma gryphina Lmk; Steininger et al. : 434, pl. 37, fig. 5-6. - 1972. Chuma

gryphina Lmk; Caprotti : 64, pl. 2. fig. 9. — 1975. Chôma gryphina Lmk ; FekiM : 48, pl. 15, fig. 5a-

Localités et matériel ; Oranie occidentale, récifs mixtes, Tzioua : 2 BV, 2 VD (pl. I, lla-b,

MNHN, IP, n“ R. 07328). Monts des Tessala (nord), récifs à Parités, Hamar Semmoumet ; 1 VD (cf.).

Remarques : Préservée, comme Ch. gryphoides, au stade de moules internes, cette espèce

atteint des dimensions plus grandes H = 45; L = 35 (mm); image inversée de celte dernière,

la valve droite est plus développée que la gauche. Les crénelurcs marginales, au bord interne

du plateau commissural. y sont particuliérement observables.

Distribution : Aquitanien-Actuel. P. gryphina connaît une large diffusion au cours du

Miocène en Europe occidentale, en Paratéthys centrale (Autriche, Pologne) dans les bassins

méditerranéen et atlanto-médilerranéen. Elle se cantonne dans ces dernières bioprovinces à

partir du Pliocène. Sa répartition actuelle comprend la Méditerranée, non la mer Noire, les

provinces atlantiques lusitanienne et mauritanienne, depuis le Portugal jusqu’au Gabon

(Nicklès, 1950).

Écologie : Selon Pérès et Picard (1964 : 49, 72), P. gryphina peuple en Méditerranée les

substrats solides de la « biocénose à Algues photophiles », sur les surfaces rocheuses plus ou

moins éclairées, s’associant à des Patelles ou à des Vermets. Suspensivore, sessile, son

étagemenl s’étend du médiolittoral supérieur à des profondeurs de l’ordre de 50 m (Parenzan,

1954 : 184, fig. 218).

— 422 —

Superfamille CARDITACEA Fleming, 1820

Famille Carditidae Fleming, 1828

Sous-famille Carditinae Fleming, 1828

Cardita (Cardita) vindobonensis (Sacco, 1899)

(PI. I, 12a-12b)

1899. Cardita crassa Lmk var. vindobonensis Sacco : 8, pl. 2, fig. 6 [= C. scabricosta Hoernes, 1867 : 265,

pl. 35, fig. 1-6, non Michelotti, 1847]. — 1956. Beguina (Mytilicardilà) crassa vindobonensis (Sacco);

SiEBER : 197. pl. I, fig. 15 et ssp. pl. I. fig. I3a-b, pl. 2, fig. 14. — 1978. Cardita (Cardita) crassa

vindobonensis Sacco; Steininger : 348, pl. 13, fig. 1-2.

Localité et matériel : Oranie occidentale, Sidi Safi, calcaire à Algues : 1 BV, moule interne et

externe (pl. I. r2a-12b, MNHN, IP, n“ R. 07329).

Remarques : Ce spécimen correspond parfaitement aux figurations données par Hoernes

et par Steininger de l’espèce provenant du Badénien du bassin de Vienne. Les caractères

morphologiques et les dimensions concordent : Sidi Safi ; L = 68 ; H = 63 ; C = 20 ; Le =

40; Ht = 35 (mm). In Hoernes, fig. 1-5 : L = 67; H = 62; C = 47; Le = 47; Ht =

35 (mm). La longueur est mesurée parallèlement à l'axe antéro-postérieur passant par le milieu

des empreintes musculaires adductrices ; la plus grande hauteur est mesurée perpendiculaire¬

ment à la longueur, la plus grande convexité orthogonalement au plan de la commissure; Le

est la longueur comprise entre le crochet et l’extrémité du bord postérieur; Ht est la hauteur de

la troncature postérieure.

Nous attribuons un rang d’espèce, distincte de C. crassa, à la variété vindobonensis décrite

par Sacco du Tortonien d'Italie. Elle est en effet bien moins allongée antéro-postérieurement

et la position des crochets est moins antérieure; elle est, de plus, dépourvue de sinuosité

byssale. Elle appartient cependant au groupe de C. crassa, en se rapprochant de la variété

taurovata Sacco de C. crassa de 1' « Helvetiano ».

Diagnose : Forme rhomboïdale Iransverse; taille grande, de plus de 60 mm de hauteur

avec les indices des paramètres suivants: H/L = 90%; Lc/L = 60%; Ht/H = 50%;

H/C = 30%. Crochets situés un peu en arriére du tiers antérieur de la longueur; bord

antérieur arrondi ; bord postérieur tronqué ; bord ventral régulièrement courbe. Aire

postérieure déprimée portant des côtes relativement fines par rapport aux trois côtes très larges

ornant la partie postérieure du disque. La costulation comprend une vingtaine de côtes

squameuses, épineuses, séparées par des sillons étroits. Une zone lisse sépare le sillon lunulaire

des deux premières côtes qui sont très fines. Neuf côtes leur font suite, de largeur croissante,

précédant les trois larges côtes de la partie postérieure du disque, parmi lesquelles la médiane,

la plus élevée, correspond au maximum de convexité de la valve. L’aréa postérieure porte

quatre côtes inégales dont la troisième à partir du bord postérieur est très fine. Les lamelles de

croissance se soulèvent en squames ou en épines saillantes au niveau des côtes, mais pas au-

delà d’un certain stade de croissance. Vers le bord palléal, la costulation s’estompe, les côtes

— 423 —

s’aplatissent, les lamelles de croissance, encore soulevées, forment des anneaux très apparents.

Il existe aussi, à partir d'une certaine distance du crochet, un alignement de fins granules

espacés le long de chaque côté des plus larges côtes. La charnière, observable en partie sur un

moulage en élastomère des moules interne et externe, comprend à la valve droite trois

cardinales qui ne sont pas largement divergentes comme celles de C. crassa^ La cardinale

antérieure (3a) est peu détachée du bord lunulaire, la cardinale médiane (3b) est en triangle

scalène opisthocline, la cardinale postérieure (5b) est allongée le long du rebord de la nymphe.

Les cardinales de la valve gauche viennent s’engrener dans les fossettes correspondantes de la

valve droite.

Distribution : Cardita vindobonemis Sacco est issue de Cardita crassa Lmk, espèce

décrite de l’Aquitanien du Bordelais, abondamment représentée au Miocène moyen dans

diverses régions (golfe de la Loire, vallée du Rhône, Espagne, Italie, Asie Mineure, Syrie...),

disparaissant au Pliocène. Cette espèce est connue dans le Tortonien d’Italie, le Badénien

d’Autriche et le Karpatien de Hongrie.

Paléoécologie ; Suspensivore, fouisseuse superficielle, l’espèce devait vivre comme les

Cardites actuelles, attachée par un byssus dans des environnements intertidaux et subtidaux

protégés.

Cardita (Cardita) calyculata (Linné, 1758)

(PI. IL I)

1882. Myiilicardia elongaia Bronn var. ; Fontannes ; 127, pl. 7, fig. 22-23. — 1909. Cardita calyculata et

var.; Dollfus et Dautzenberg ; 284, pl. 20, fig. 1-15. — 1913. Cardita elongata Br.; Cossmann et

Peyrot ; 32, pl. 2. fig. 7-8, fig. 13-14. — 1952. Cardita calyculata L. ; Lecointre : 66. — 1952.

Chama calyculata L. ; Dodge : 134, — 1963. Beguina (MytiUcardita) calyculata (L.); Malatesta :

343, pl. 15, fig. 2. — 1970. Cardita elongata Br; Glibert et Poel : 133. — 1974. Cardita (Cardita)

calyculata (L.); Malatesta ; 90 (synonymie). — ]91S.Cardita (Cardita) calyculata (L.); Steininger :

348.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes ; Sidi Sali, cimenterie ; 1 BV, moule interne

(pl. II, 1, MNHN, IP, n" R. 07330); Tzioua : 3 BV, I VG. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités,

Tafaraoui : 1 VD, moule interne.

Remarques : Les spécimens sont de petite taille ; deux d’entre eux mesurent : H = 9 ;

13,5; L = 14, 22; 2C = 9; 11 (mm). La forme est oblongue, équivalve, très inéquilatérale, les

crochets presque terminaux, le bord ventral légèrement sinueux au niveau de la sinuosité

byssale, le bord dorsal postérieur oblique, allongé, le bord postérieur obliquement tronqué,

l’extrémité anale ovalaire. Des traces de costulation montrent des côtes radiales parcourant la

région médiane en diagonale.

Distribution : C calyculata se trouve dès l’Aquitanien dans le bassin d’Aquitaine, au

Miocène inférieur au Portugal, dans le bassin méditerranéen (Provence, Egypte...); elle étend

son expansion au Miocène moyen et supérieur : bassin de la Loire, bassins périalpins, Italie et

Paratéthys (Karpatien et Badénien du bassin de Vienne, Tchécoslovaquie, Bulgarie,

— 424 —

Transylvanie...); au Pliocène, son aire de répartition se restreint principalement à la

Méditerranée occidentale. Actuellement, l’espèce vit en Méditerranée et sur la côte atlantique,

depuis le golfe de Gascogne jusqu’en Angola.

Écologie : Suspensivore, sessile, souvent fixée dans des anfractuosités et associée à la

biocénose coralligène infralittorale des Algues photophiles, C. calyculata vit au-dessous du

médiolittoral jusqu’à 40 m de profondeur (Pérès et Picard, 1964).

Sous-famille Carditamerinae Chavan, 1969

Clans (Clans) cf. intermedia (Brocchi, 1814)

(PI. II, 2)

1897. Cardita intermedia Brocc. ; Brives : 116, pl. 5, fig. 7. — 1899. Clans intermedia (Brocc.) et var. ;

Sacco : 12, pl. 4, fig. 5-15. — 1952. Beguina (Clans) intermedia (Broc.); Rossi Ronchetti : 57,

fig. 22 a-g. 1963. Beguina (Clans) intermedia (Broc.); Malatesta : 343. — 1966. Beguina (Clans)

intermedia Broc. ; Palla : 427, pl. 24, fig. 5 a-e. ^ 1970. Venericardia intermedia (Broc.); Glibert et

PoEL ; 124. 1974. Clans (Clans) intermedia (Broc.); Malatesta : 91, pl. 8, fig. 2 a-e. — 1975.

Clans (Clans) intermedia (Broc.); Fekih : 43, pl. 13, fig. la-f.

LotrAi.iTÉs ET MATÉRIEL ; Oranie occideniale, récifs mixtes, Tzioua : 4 BV (pl. II, 2, MNHN, IP, n" R.

07331). Région du cap Figalo, récifs mixtes, Sidi Mahdjoub : 1 BV. Monts des Tessala (nord), récifs à

Parités, Djebel Aoud Sma : 1 BV.

Remarques : Seuls des moules internes ont été récoltés ; ils correspondent cependant par

leur taille, leur forme et le nombre de leurs côtes radiales à l’espèce G. intermedia. Leur forme

est subtrapézoïdale, allongée dans le sens antéro-postérieur, les crochets sont renflés, le bord

postérieur obliquement tronqué ; le nombre de côtes, évalué d’après le nombre de crénelures au

bord palléal, est de 18 à 20. Les dimensions respectives de trois spécimens sont les suivantes :

H = 24; 27; 33; L = 28; 35; 40; 2C = 18; 22; 24 (mm); H/L = 85%; 77%; 82%.

Distribution : Clans intermedia est une espèce périméditerranéenne qui apparaît au

Miocène moyen en Sardaigne, mais est principalement pliocène (Italie, Sicile, Grèce, Liban,

Afrique du Nord, Espagne, France du Sud-Est). Elle est indiquée comme abondante dans le

« Sahélien » de la région de Carnot en Algérie par Brives (1897). Elle s’éteint au Calabrien

(Calabre, bassin de Rome, Toscane),

Paléoécologie : Suspensivore, fouisseuse, peu enfoncée dans les sédiments, les sables et

sables argileux néritiques, cette espèce serait endémique méditerranéenne et caractéristique de

climat tempéré-chaud selon Malatesta (1974), médiolittorale, de quelques centimètres à 40 m

de profondeur (Pérès et Picard, 1964 ; 37, 46, 52).

— 425 —

Sous-famille Carditesinae Chavan, 1969

Cardites antiquatus (Linné, 1758) pectinatus (Brocchi, 1814)

(PI. II, 3, 4)

1897. Cardita bollenensis Fontannes; Brives ; 116, pl. 5, fig. 8. — 1952. Cardita (Cardila) sulcata

Bruguière var. pectinata (Brocchi); Rossi Ronchetti : 52, fig. 20a-d. — 1963. Cardita {Cardita)

antiquata L.; Malatesta : 337, pl. 15, fig. 5. — 1970. Venericardia aniiquata L. pectinata (Broc.);

Gubert et PoEL : 120. — 1974. Cardites antiquatus (L.) pectinatus (Broc.); Malatesta : 94, pl. 8,

fig. 3a-d. — 1975. Cardita antiquata L. et var. pectinata (Broc.); Fekih : 44, pl. 13, fig. 3a-b, 6a-d.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes, Sebaa Chioukh ; 4 BV et quelques valves,

moules internes et externes (pl. II, 3, 4, MNHN, IP, n“ R. 07332). Monts des Tessala (nord), récifs à

Parités, Djebel Aoud Sma ; 1 moule interne.

Remarques : L’identification spécifique du matériel, constitué en majorité de moules

internes bivalves, a été rendue possible grâce à quelques empreintes externes associées. La

forme est trigone, oblique postérieurement, plus haute que longue ou inversement légèrement

plus longue que haute. Les crochets sont élevés et de position antérieure par rapport au milieu

de la longueur dorsale ; l’ornementation est composée de 23-24 côtes simples portant des

épaississements transverses au niveau des accroissements concentriques et séparées par des

intervalles très étroits. Les dimensions respectives de quatre spécimens sont les suivantes

(en mm): H = 23; 27; 27; 28; L = 27; 28; 27; 25; 2C = 17; 21. H/L = 85%; 96%;

100 %; 112 %.

Deux sous-espèces successives ont été distinguées : la sous-espéce pectinatus du Néogéne

dont la taille peut atteindre 45 mm et dont le nombre de côtes est compris entre 21 et 27, la

sous-espèce antiquatus s.s. du Pléistocène-Actuel, de taille maximale de 34-35 mm et à 18-

20 côtes.

Distribution : Cardites antiquatus pectinatus, connu du Tortonien au Pliocène dans le

bassin méditerranéen, serait abondant dans le « Sahélien » de la région de Carnot en Algérie,

selon Brives (1897). L’espèce disparaît au Calabrien.

Paléoécologie : Suspensivore, fouisseur superficiel, C. antiquatus pectinatus peut être

comparé à la sous-espéce récente habitant la Méditerranée et en Atlantique lusitanien, en

milieu infralittoral de 0 à 40 m de profondeur, plutôt dans des biocénoses de sables grossiers

sous influence de courants de fonds (Nordsieck, 1969 : 72, fig. 42. 00; Malatesta, 1974).

— 426 —

Superfamille CARDIACEA Lamarck, 1809

Famille Cardiidae Lamarck, 1809

Sous-famille Cardiinae Lamarck, 1809

Acanthocardia (Acanthocardia) echinata (Linné, 1758)

(PI. II, 5, 6)

1899. Cardium echinatum L. et var. ; Sacco : 38, pl. 9, fig. 6-11. — 1950. Cardium echinalum L. ;

Heering ; 117, pl. 10, fig. 23-26. — 1952. Cardium echinatum L. ; Lecointre : 71. — 1952. Cardium

echinalum Linné; Dodge ; 57. — 1955. Cardium echinatum L. ; MoRONl : 133. 1957. Cardium

echinatum L. ; SakellaRIOU : 160, pl. 43, fig. 1. 1963. Acanthocardia (Acanthocardia) echinatum

(L.); Malaeesta : 323, pl. 16, fig. 6 (synonymie). 1966. Cardium (Acanthocardia) echinatum L.;

Tebble : 99, fig.-textc 47, 49 b. — 1966. Cardium (Acanthocardia) echinatum L. mucronatum ; Palla :

433, pl. 25, fig. 3 a-c. 1972. Acanthocardia (Acanthocardia) echinata (L.); Caprotti : 70, pl. 3,

fig. 9. — 1974. Acanthocardia (Acanthocardia) echinata (L.); Malatesta • 99, pl 8, fig. 9a-9b.

Localité et matériel : Monts des Tessala (nord), récifs à Parités, Djebel Aoud Sma : 2 VD, moules

internes et 1 fragment d'empreinte externe (pl. Il, 5, 6 moulage, MNHN, IP, n“ R. 07333).

Remarques : La forme est globuleuse, ovalaire, plus haute que longue (H = 40 ; L = 36 ;

2C = 25mm); les crochets sont proéminents et recourbés; le bord ventral est fortement

crénelé; la costulation interne ne dépasse pas la ligne palléale. Le nombre de crénelures permet

d’évaluer le nombre de côtes compris entre 18 et 22. Le moulage de l’empreinte externe montre

que les côtes, à section quadrangulaire, sont plus larges que les intervalles et subdivisées par un

sillon central où s’insèrent de longues et puissantes épines (pl. IL 6). Les intervalles sont

parcourus par d’assez forts cordons concentriques.

Distribution : Miocène-Actuel. L’espèce a été, en particulier, signalée par Lecointre

dans le Miocène du Maroc atlantique, mais elle est surtout abondante à partir du Pliocène

dans le bassin méditerranéen et sur les côtes européennes. Actuellement elle est atlantique,

depuis la Norvège et la Baltique jusqu’au Maroc et les îles Canaries et Madère, et

méditerranéenne.

Écologie : A. echinata, suspensivore, est un fouisseur superficiel dans des sédiments

sableux, vaseux ou de graviers d’étagement infralittoral et circalittoral (Nordsieck, 1969 : 105,

fig. 58, 32-35; Parenzan, 1974 ; 217, fig. 230 a-c).

Acanthocardia (Acanthocardia) cf. aculeata (Linné, 1758)

(Pl. IL 7, 8)

1912. Cardium aculeatum L. ; Cossmann et Pf.yrot : 476, pl, 20, fig. 28-29 et 471, fig.-texte 89. — 1952.

Cardium aculeatum L, ; Lecointre : 70. 1957. Cardium aculeatum L. ; Sakellariou : 159, pl. 42,

fig. 8. 1963. Acanthocardia (Acanthocardia) aculeata (L.); Malatesta : 322. — 1966. Acanthocar¬

dia (Acanthocardia) aculeata (L.); Tebble : 98, fig.-texte 49 A. — 1977. Acanthocardia (Acanthocar¬

dia) aculeata (L.); Marasti et Raffi : 55. — 1979. Acanthocardia (Acanthocardia) aculeata (L.);

Kaynak : 212, pl. 7, fig. 8 (cf.).

— 427 —

Localités et matériel ; Oranie occidentale. Sidi Safi, cimenterie, récifs mixtes : 3 VD moules

internes et 1 fragment d’empreinte externe. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités : Djebel Aoud

Sma ; 2 VG, 1 VD, moules internes (pl. II, 7, MNHN, IP, n“ R. 07334); Bled Sidi bou Knadil ; 3 VG,

1 VD, moules internes (pl. Il, 8, IP. n® R. 07335).

Remarques : La forme est quadrangulaire transverse, le côté postérieur subtronqué, le

côté antérieur ovalaire, les crochets occupent une position subcentrale. Les côtes, au nombre

d’une vingtaine, plus larges que leurs intervalles, à section quadrangulaire, sont subdivisées par

un sillon central, observable sur un moule externe; il s’y insérait de longues épines. Ces

spécimens paraissent proches d'.4. aculeata.

Distribution : Miocène-Actuel. Au Miocène, la répartition d'A. aculeata semble limitée à

quelques gisements : Aquitanien de Provence, Langhien d’Aquitaine, Miocène de Sardaigne,

de Turquie, du Maroc; l’espèce est plus fréquente à partir du Pliocène et vit actuellement en

Méditerranée et en Atlantique (du sud de l’Angleterre au Maroc).

Écologie : A. aculeata, suspens!vore, à coquille protégée par des côtes épineuses, est un

fouisseur superficiel très actif, comme le sont généralement les Cardium (Stanley, 1970). Sur la

côte marocaine, A. aculeata est cité comme vivant à une profondeur de 20 à 125m par

Pasteur-Humbert (1962 : 58).

Plagiocardium (Papillicardium) papillosum (Poli, 1781)

(Pl. II, 9, 10)

1899. Cardium {Papillicardium) papillosum Poli ; Sacco : 44, pl. 11, fig. 1-3, var. fig. 4-7. — 1911. Cardium

(Parvicardium) papillosum Poli; CassMANN et Peyrot : 125, pl. 22. fig. 48-51. — 1950. Cardium

(Parvicardium) papillosum Poli; Heering : 31, pl. 6, fig. 127, 135, 136, 145. 1950. Cardium

papillosum Poli; NicklÉs : 197, fig. 373. — 1952. Cardium papillosum Poli; Lecointre : 71. 1957.

Cardium {Parvicardium) papillosum Poli; Sakellariou ; 164. pl. 43, fig. 2. — 1963. Parvicardium

papillosum (Poli); Malatesta •. 328, pl. 17, fig. 3. — 1970. Parvicardium papillosum (Poli); Glibert

et PoEL : 46. — 1974. Plagiocardium (Papillicardium) papillosum (Poli); Malatesta ; 105, pl. 8,

fig. 5. 1978. Parvicardium (P.) papillosum (Poli); Steintngeh et al. : 351, pl. 15, fig. 3. 1979.

Parvicardium papillosum (Poli); Kaynak ; 167, 230, fig.-texte 50. — 198 la_. Plagiocardium (Papilli¬

cardium) papillosum (Poli); Svagrovské : 81, pl. 24, fig. 3. — 19816. Id., Svagrovskÿ : 414, pl. 4,

fig. 5.

Localité et matériel ; Oranie occidentale, Sebaa Chioukh, récifs mixtes : 2 VD, moules internes et

fragment d'empreinte externe (pl. Il, 9, 10, MNHN, IP, n“ R. 07336).

Remarques ; L’espèce est de petite taille :H = 13;L = 13,5;E = 5 (mm), allongée

obliquement vers l’arrière, et bien caractérisée par l'ornementation composée d’une vingtaine

de côtes portant une rangée médiane de tubercules régulièrement espacés (pl. 11, 10).

Distribution : Miocène-Actuel. P. papillosum est connu dés l'Aquitanien en Aquitaine et

répandu au Miocène et au Pliocène aussi bien dans les provinces nordiques européennes que

méditerranéennes et atlanto-méditerranéennes. Sa répartition est vaste au Miocène en

Paratéthys centrale et orientale : Ottnangien-Badénien (Autriche, Hongrie, Roumanie,

— 428 —

Bulgarie, Pologne), Tarkhanien-Konkien de l’Ukraine de l’Ouest et du nord du Caucase.

Actuellement, l’espèce habite les côtes atlantiques, de l’Islande à l’Angola, et la Méditerranée.

Écologie : Suspensivore, fouisseur superficiel, eurytopique, eurytherme et euryhalin, en

général infra- et circalittoral, jusqu’à 90 m de profondeur. P. papillosum est signalé aussi

jusqu’à —1500 m (Parenzan, 1974 : 21, fig. 226).

Superfamille MACTRACEA Lamarck, 1809

Famille Mactridae Lamarck, 1809

Sous-famille Lutrariinae Adams et Adams, 1856

Lutraria (Lutraria) angustior (Philippi, 1844)

(PI. II, 11, 12)

1901. Lutraria elliptica var. angustior Philippi; Sacco ; 29, pl. 3, fig. 2a-b, 3a-b. — 1952. Lutraria elliptica

var. angustior Phil.; Mongin : 183. — 1966. Lutraria angustior Philippi; Tebble : 135, fig. 71-72.

Localités et matériel ; Oranie occidentale, récifs mixtes ; Tzioua : 3 BV, moules internes; Sidi Safi,

cimenterie : 5 BV, moules internes (pl. II, 11, 12, MNHN, IP, n” R. 07640).

Remarques ; La forme est elliptique, allongée, très inéquilatérale; les crochets situés

antérieurement sont au quart de la longueur. La coquille est bâillante ventralement et

postérieurement, les bords dorsal et ventral sont subparalléles. La charnière, en partie

observable sur une contre-empreinte en élastomére de la région cardinale d’un moule interne,

montre la présence d’un chondrophore en cuilleron et de deux cardinales en avant de la

fossette. Le sinus palléal est confluent avec la ligne palléale (pl. Il, 11), alors qu’il ne l’est pas

chez l’espèce plus commune L. lutraria (Linné) (Tebble, 1966, fig. 69 et 71). Lutraria angustior

est probablement issue de Lutraria angusta Deshayes de l’Aquitanien du Bordelais (localités de

Lariez et de Gamachot), espèce voisine, de taille deux fois plus petite, de forme plus ovalaire

ayant un bord antérieur plus étroit (Cossmann et Peyrot, 1909 : 190, pl. 5, fig. 10-11, fig.-

texte 21). Les dimensions de trois spécimens de Tzioua et de trois spécimens de Sidi Safi sont,

respectivement, les suivantes (en mm) : Tzioua : H = 24; 44; 45; L = 64; 90; 95; Sidi Safi ;

H = 22; 29; 30; L = 49; 77; 82.

Distribution : Cette espèce n’est connue fossile que dans le Burdigalien de Provence et le

Pliocène d’Italie. Elle habite actuellement la Méditerranée et l’Atlantique depuis la Manche

jusqu’au Sénégal.

Écologie : Suspensivore, endogée, fouisseuse profonde, L. angustior est infra- et

circalittorale, jusqu’à 60 m de profondeur.

— 429 —

Superfamille TELLINACEA de Blainvilie, 1814

Famille Tellinidae de Blainvilie, 1814

Sous-famille Tellininae de Blainvilie, 1814

Tellina (Peronaea) planata (Linné, 1758)

(PI. III, 1)

1911. Tellina {Peronaea) planata L. ; CossMAN et Peyrot : 235, pl. 8, fig. 25-27. — 1938. Tellina planata

L. ; Tavani ; 130. — 1950. Tellina planata L. ; Nicklès : 222, n° 430. — 1952. Tellina planata L. ;

Lecointre : 84. — 1952. Tellina planata L. ; DodgE : 44. — 1963 Tellina planata L, ; MaLatesta :

32. — 1974. Tellina (Peronaea) planata (L.); MaLaeesta ; 1 16, pl.,9, fig. 5. — 1975. Tellina planata

L.; Fekih : 55, pl. 20, fig. 2a-c. — 1981a. Tellina planata (L,); Svagrovskÿ ; 87, pl. 27, fig. 3-4.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes : Tzioua : 2 BV, 1 VG, moules internes;

Sidi Sali, carrière Bled es Safa : 1 BV, moule interne (pl. III, 1, MNHN, IP, n“ R. 07641); Sidi Safi,

cimenterie : 2 VG. Monts des Tessala (nord), récifs à Parités, Bled Sidi bou Knadil : 2 BV, moules

internes.

Remarques ; Les spécimens examinés, bien qu’à l’étal de moules internes, sont

identifiables d’après la forme, la taille et les caractères du sinus palléal. Forme inéquivalve à

valve gauche plus convexe que la droite, inéquilatérale, à région antérieure élargie et ovalaire

plus développée que la région postérieure anguleuse, présentant un pli postérieur et se

terminant en rostre. Sinus palléal développé, à sommet anguleux et se prolongeant

antérieurement presque jusqu’à l’insertion du muscle adducteur antérieur. Le spécimen de

Tzioua atteint une grande taille ; H = 52; L = 76; 2C = 31 (mm), tandis que celui de Sidi

Safi est plus conforme aux dimensions habituelles: H = 40; L = 66; 2C = 13.

Distribution ; Miocène inférieur-Actuel. L'espèce apparaît au Miocène inférieur dans le

domaine méditerranéen (Italie, Libye, Égypte), gagne ultérieurement le bassin d'Aquitaine, le

bassin de la Loire... Son extension est grande au Miocène supérieur et au Pliocène dans le

bassin méditerranéen et sur la côte atlantique (Portugal, Maroc). Elle est fréquente en

Paratéthys depuis l’Eggenburgien Jusqu’au Badénien (bassin de Vienne, Tchécoslovaquie,

Pologne, Bulgarie, Roumanie, Ukraine de l’Ouest). Elle vit en Méditerranée et sur la côte

atlantique, de l’Espagne au Congo.

Écologie ; Dépositivore, endogée, fouissant profondément, l’espèce est infralittorale et,

en Méditerranée, exclusive de la biocénose des sables fins bien calibrés (Parenzan, 1976 : 338,

n“ 304; Pérès et Picard, 1964 : 58).

Arcopagia (Arcopagia) crassa (Pennant, 1777)

(Pl. III, 2, 3)

1904. Tellina (Arcopagia) crassa Pennant; Dollfus et Dautzenberg : 138, pl. 10, fig. 20-25. — 1911.

Arcopagia crassa var. ; Cossmann et Peyrot : 250, pl. 9, fig. 12-16; pl. 17, fig. 45. — 1938. Arcopagia

— 430 —

crassa Pen.; Tavani : 181, pl. 5. fig. 6. — 1950. Arcopagia crassa Pfen.; Hekring . 164. — 1952.

Tellina (Arcopagia) crassa Pen.; Lecointre : 85. — 1963. Arcopagia (Arcopagia) crassa (Pen.);

Malatesta ; 302, pl. 19, fig. 3. — 1966. Tellina (Arcopagia) crassa Pen.; Tebble : 146, fig.-texte 75.

Localités et matériel ; Oranie occidentale, récifs mixtes, Tzioua : 1 VD, moule interne et fragment

de VG, moule externe (moulage, pl. III. 3, MNHN, IP, n“ R. 07643). Monts des Tessala (nord), récifs à

Foriies, Djebel Aoud Sma ; 1 VG, moule interne (pl. III, 2, MNHN, IP, n“ R. 07642).

Remarques : Quelques moules internes et un fragment d'empreinte externe représentent

cette espèce. La forme est légèrement inéquivalve, la valve droite étant plus convexe que la

gauche, ovale-arrondie à région antérieure semi-elliptique plus développée que la région

postérieure. Les crochets, non saillants, sont situés juste en arrière de la ligne médiane de la

coquille. Les dimensions observées sont : H = 33 ; 36 ; L = 40 ; -1- 42 (mm). L’ornementation

est composée de très fins cordons concentriques qui forment une légère sinuosité du côté

postérieur correspondant à un pli en relief à la valve droite.

Distribution : Circumméditerranéenne du Miocène au Pléistocène, également européen¬

ne (bassin de la Loire, bassin d’Aquitaine, Portugal...) et paratéthysienne au Miocène (bassin

de Vienne, Pologne). Actuellement c’est une espèce méditerranéenne et atlantique (depuis

l’Écosse et la Norvège jusqu’au Sénégal).

Écologie ; A. crassa est détritivore, endogée, infra- et circalittorale, de l’offshore jusqu’à

145 m de profondeur, occasionnellement intertidale. Selon Pérès et Picard (1964 : 71-72), elle

compte parmi les espèces exclusives de la biocénose des sables bien calibrés sous influence de

courants de fond.

Sous-famille Macominae Olsson, 1961

Gastrana fragilis (Linné, 1758)

(Pl. III, 4)

1904. Gastrana fragilis (L.); DOLLRis et DaUTZENBBRG : 148, pl. 7, fig. 34-35. — 1911. Gastrana fragilis

(L.) et mut. persinua; Cossmann et PeyROT : 273, pl. 10, fig. 26-27, fig. 31-33; pl. Il, fig. 17 ; pl. 17,

fig. 16; pl. 18, fig. 43. — 1952. Gastrana fragilis (L.) ; Lecointre : 86. — 1952. Tellina fragilis L,;

Dodge : 43. — 1966. Gastrana fragilis (L.); Tebble ; 148, fig. 76. — 1967. Gastrana (s.s.) fragilis

(L.); Glibert et Pobl ; (I), 115. — 1971. Gastrana fragilis gracilis (L.); Steininger et aL : 454. —

Gastrana fragilis fragilis et persinuosa', STEININGER et al. : 522, pl. 26, fig. 7. — 1973. Gastrana fragilis

(L.); Antunes et al. : 480, pl. 2, fig. 13; pl 3, fig. 20.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes ; Sebaa Chioukh : 4 BV (pl. III, 4,

MNHN, IP, n“ R. 07644); Souk el Khcmis ; 8 BV ; Sidi bou Azza : 1 BV ; Sidi Safi, cimenterie : 2 BV ;

Tzioua : 3 BV. 1 empreinte externe. Le Murdjadjo, récifs à Parités, point W : 1 BV. Monts des Tessala

(nord), récifs à Parités : Tafaraoui ; 1 BV avec traces de test; Hammar Semmoumet : 1 BV. Monts des

Tessala (sud), récifs mixtes, Sidi Hamadouche ; 1 BV, moule interne.

Remarques : Le plus souvent préservée en moules internes bivalves, l’espèce G. fragilis est

parfaitement identifiable par l’ensemble des caractères suivants : forme triangulaire transverse.

— 431 —

crochets droits situés un peu en avant de la ligne médiane et recourbés vers l’intérieur; région

antéro-ventrale ovoïde, bord dorsal déclive et extrémité anale subrostrée, sinueuse, avec un

léger pli postérieur marqué par une carène mousse à la valve droite, une sinuosité à la valve

gauche. Quelques spécimens montrent une ornementation consistant en fines lignes concentri¬

ques régulièrement espacées. Les dimensions des spécimens récoltés sont faibles. Voici

quelques dimensions respectives pour six individus : Souk el Khemis :H= 12;15;17;L =

15; 20; 21 ; 2C = 15; 8,5; 10,5; Sidi Safi : H = 19; 22,5; L = 25; 28; 2C = 11,5; 15;

Murdjadjo : H = 24; L = 32; 2C = 15 (en mm).

Distribution : G.fragilis apparaît à l’Aquitanien dans le bassin d’Aquitaine, est à large

diffusion dès le Miocène moyen en Europe de l’Ouest et en domaine méditerranéen et jusqu’à

l’Actuel ; en Paratéthys, elle est connue de l'Ottnangien au Samartien. Elle vit aujourd’hui le

long de l’Atlantique depuis le Groenland et la Norvège jusqu’au Maroc et îles Canaries,

également en Méditerranée, en mer Noire et en mer Caspienne.

Écologie : Dépositivore, endogée, fouissant dans des sédiments vaseux ou détritiques

littoraux (Nordsieck, 1969 : 128, fig. 72-10; Parenzan, 1976 ; 331, fig. 293); en Méditerra¬

née, G.fragilis s’associe à la biocénose des sables vaseux superficiels en mode calme, au contact

de résurgences d’eau douce (Pérès et Picard, 1964 : 55).

Leporimetis papyracea (Gmelin, 1791)

(PI. III, 5)

1904. Capsa lacmosa Chemnitz; Dollfus et Dautzenberg : 154, pl. 10, fig. 1-7. — 1938. Tellina

iacunosa (Gmelin); Tavani ; 132. — 1952. Capsa lacunosa Chemn., Lecointre ; 82. — 1952.

Apolymelis lacunosa Chemn.; NiCKLÈS ; 220, fig. 425. — 1967. Gastrana (leporimetis) papyracea

sous-espèces minar et papyracea; Glibert et Poel ; (1), 118. — 1971. Iphigenia lacunosa lumida

Brocchi; Steininger et al. : 453, pl. 47, fig. 2-3. 1973. Apolymelis lacunosa Chemn. ; Baldi ; 224,

pl. 19, fig. 4. — 1974. Gaslrana (Leporimelis) papyracea (Gmelin), Malatesta : 120, pl. 10, fig. 1 la-

11 b (synonymie).

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes : Tzioua : 3 BV, moules internes (pl. III, 5,

MNHN, IP, n° R. 07645); Sidi Safi, cimenterie : I BV (cf.). Monts des Tessala (sud), récifs mixtes, Sidi

Hamadouche : 1 BV.

Remarques : Malgré un état de préservation assez défectueux, ces moules internes

correspondent à l’espèce L papyracea par leur forme et leurs dimensions ; forme subquadran-

gulaire, inéquivalve, à valve gauche plus convexe que la droite, â région antérieure elliptique,

plus développée que la région postérieure, plus convexe; les crochets occupent une position

postérieure. Le repli postérieur se manifeste par une sinuosité à la valve gauche â laquelle

correspond une carène à la valve droite allant du crochet à l’extrémité postéro-ventrale. Les

dimensions (en mm) pour trois spécimens sont respjectivement les suivantes : H = 45 ; 55 ; 58 ;

L = 58 ; + 65 ; 69 ; 2C = 25 ; 33 ; 32. Les dimensions, tendant à dépasser 60 mm de diamètre

antéro-postérieur, plaident pour une attribution à la sous-espèce papyracea, si l’on admet les

deux sous-espèces successives distinguées par Glibert et L. Van de Poel : la sous-espèce

— 432 —

minor créée par ces auteurs pour des spécimens du Burdigalien du bassin d’Aquitaine et du

Langhien du bassin de la Loire, et la sous-espèce papyracea s.s. du Pliocène, mais aussi du

Karpatien du bassin de Vienne (/. lacunosa tumida).

Distribution : De l’Oligocène supérieur à l’Actuel : Égérien-Karpatien en Paratéthys

centrale (bassin de Vienne, Hongrie, Tchécoslovaquie..,); largement distribuée à partir du

Miocène inférieur jusqu’au Miocène supérieur, en Méditerranée et domaine atlantique

(Portugal, Aquitaine, bassin de la Loire) ; distribution réduite au Pliocène au Maroc atlantique

et en Méditerranée (Malatesta, 1974: fig. 11); encore méditerranéenne au Pléistocène;

actuellement sud-atlantique, du Cap Blanc à l’Angola.

Écologie : L. papyracea est dépositivore, endobionte, tropicale et subtropicale.

Superfamille VENERACEA Rafinesque, 1815

Famille Veneridae Rafinesque, 1815

Sous-famille Venerinae Rafinesque, 1815

Venus (Ventricoloidea) multilamella (Lamarck, 1818)

(PI. III, 6)

1897. Venus multilamella Lmk; Brives : 115. — 1911. Chione (Ventricoloidea) multilamella; Cossmann et

Peyrot ; 359, pl. 13, fig. 26, 28. — 1963. Venus (Ventricola) multilamella (Lmk); Venzo et Pelosio :

180, pl. 58, fig. 1-5. — 1963. Venus multilamella Lmk; Tavani et Tongiorgi ; 27, pl. 26, fig. 4-6. —

1963. Venus (Venus) multilamella Lmk; Malatesta ; 273, pl. 17, fig. 9,— 1966. Venus (Ventricola)

multilamella (Lmk); Pai.la : 436, pl. 21, fig. 2a-c. — 1966. Venus (Dosina) multilamella (Lmk);

Glibert et PoEL ■ (2), 34. — 1972. Venus (Ventricoloidea) multilamella (Lmk); Caprotti : 77, pl. 2,

fig. 13, 14. — 1973. Venus (Ventricola) multilamella (Lmk); Baldi : 210, pl. 18, fig. 1-3, 5. — 1974.

Venus (Ventricoloidea) multilamella (Lmk); Freneix et al. : 42, pl. 7, fig. 3-7. — 1974. Venus

(ventricoloidea) multilamella (Lmk); Malatesta ; 133, pl. 10, fig. la-c. — 1975. Venus (Ventricola)

multilamella (Lmk) ; Ferui ; 52. pl. 19, fig. 5a-c. — 1978. Venus (Ventricoloidea) multilamella (Lmk);

Schultz^W Steininger et al. : 354, pl. 16, fig. 1-2. — 1981a. Venus (Ventricoloidea) multilamella

(Lmk); Svagrovskÿ : 93, pl. 28, fig. 6. — 1986. Venus (Ventricoloidea) multilamella (Lmk);

Studencka ; 91, pl. 15, fig. 3-8.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes : Sebaa Chioukh ; 1 VD; Souk el Khemis :

1 VG; Sidi Safi, cimenterie: 2 VD, 1 VG?; Tzioua ; 1 VG. Cap Figalo, récifs mixtes: 1 VG. Le

Murdjadjo, récifs à Parités, point W : 2 BV. Monts de Tessala (nord), récifs à Parités : Djebel Aoud

Sma : 2 VG, 6 VD (pl. Ill, 6, MNHN, IP, n” R. 07646); Bled Sidi bou Knadil : 3 BV; Hammar

Semmoumet : 2 BV ; Tafaraoui : 1 VG.

Remarques ; Ces moules internes sont identiques à ceux du Langhien d’Algérie qui sont

accompagnés de coquilles conservées (Freneix, 1974, collection MNHN, IP). Leur forme est

trigone transverse, le crochet assez aigu ; le bord marginal périphérique est finement crénelé ; la

ligne palléale est éloignée du bord et dessine un sinus court et triangulaire; les insertions

musculaires sont assez superficielles, l’antérieure ovalaire, la postérieure plus quadrangulaire.

Les dimensions sont moyennes et correspondent bien à celles de Venus multilamella : Dj. Aoud

— 433

Sma : H = 16; 25; 32; 39; L = 20; 22; 38; 48; Bled Sidi bou Knadil : H = 29; 29; 31; L =

33; 37; 34; 2C = 19; 20; 15 (en mm), pour trois ou quatre spécimens de chaque localité.

Distribution : C’est une espèce à grande diffusion à partir de l’Oligocène supérieur

(Égérien de Hongrie) et du Miocène au Pléistocène en Europe du Nord, dans les bassins

atlantique et méditerranéen, en Paratéthys (de l’Égérien au Badénien supérieur). Elle vit encore

en Méditerranée où elle est rare et le long de la côte atlantique depuis la péninsule ibérique

jusqu’à Madère et îles du Cap Vert.

Écologie : Suspensivore, endogée, fouisseuse profonde dans des sédiments variés, l’espèce

est signalée dans les fonds coralligènes entre 40 et 150 m, mais aussi jusqu’à 700 m (Parenzan,

1976 : Venus nux Gmelin, p. 294, fig. 249).

Periglypta miocenica (Michelotti, 1847)

(PI. III, 7, 8)

1911. Chione (Omphaloclalhrum) ambigua (Rovereto); Cossmann et Peyrot ; 330, pl. 13, fig. 6-8. — 1966.

Anligona (Periglypta) aglaurae miocenica (Michelotti); Glibert et Poel : (2), 30. — 1978. Periglypta

ambigua et ambigua miocaenica (Michel.); Schultz in Steininger et al. : 356, pl. 18, fig. 1-3.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes ; Tzioua : 1 BV et 1 fragment d’empreinte

externe (moulage, pl. 111, 7, MNHN, IP, n" R. 06747); Sidi Safi, cimenterie : 1 BV (pl. 111, 8, MNHN, IP,

n” R. 07848).

Remarques ; La taille est grande : H = 60 ; 70 ; L = 70 ; 90 ; 2C = 40 ; 55 (mm) chez

deux spécimens. La forme est subglobuleuse, très inéquilatérale, à côté antérieur convexe ; le

côté postérieur est dilaté et subtronqué analement, le bord antérieur et le bord ventral sont en

continuité et arqués. Le sinus palléal est large, court et ascendant. L’ornementation consiste en

cordons concentriques lamelleux, croisés et crénelés par des stries rayonnantes (pl. III, 7). La

lunule est large et cordiforme, le corselet étroit et lancéolé.

Glibert et L. Van de Poel ont, à juste titre, considéré comme identiques P. ambigua et P.

miocenica. Cette dernière espèce est prioritaire mais, par contre, l’espèce P. aglaurae

Brongniard, décrite du Rupélien de Dax (Landes, Aquitaine) se sépare spécifiquement de P.

miocenica par son galbe beaucoup plus arrondi et par sa charnière, selon Cossmann et Peyrot

(1911). Généralement, P. miocenica ne lui est pas subordonnée en tant que sous-espéce comme

l’ont admis Glibert et L. Van de Poel.

Distribution : P. periglypta est donc une espèce miocène : Aquitanien-Burdigalien

d’Aquitaine; « Helvetiano » d’Italie; Karpatien-Badénien de la Paratéthys centrale (bassin de

Vienne, Roumanie).

Paléoécologie : P. miocenica était suspensivore, endobionte (devait s’enfoncer dans des

sédiments meubles), subtropicale.

— 434 —

Sous-famille Pitarinae Stewart, 1930

? Pelecyora (Cordiopsis) islandicoides (Lamarck, 1818)

(PI. ni. 9)

1818. Cyprina islandicoides Lamarck ; 558. — 1897. Venus islandicoides (Lmk); Brives : 113. — 1912.

Meretrix (Cordiopsis) islandicoides (Lmk) , Cossmann et Peyrot : 400, pl. 17, fig. 1-2, 12-15. — 1938.

Merelrix (Cordiopsis) islandicoides (Lmk); TavaNI ; 137. — 1963. Pitaria (Amiantis) islandicoides

(Lmk); Venzo et Pelosio : 170. pl. 54, fig. 6, 10, 11. — 1963. Meretrix islandicoides (Lmk); Tavani

et Tongiorgi : 28, pl. 26, fig. 9. 10; pl, 27, fig, 1, 3-7; pl. 28. fig, 1. — 1966, Pitaria (Amiantis)

islandicoides (Lmk); Palla ; 440, pl. 22, fig. la-c. — 1966. Sinodia islandicoides (Lmk); Glibert et

PoEL : (2), 73. 1972. Pelecyora (Pelecyora) islandicoides (Lmk); Caprotti : 77. pl. 2, fig. 15. —

1973. Pelecyora (Pelecyora) islandicoides (Lmk); Marasti : 110, pl. 26. fig.3. — 1973. Pelecyora

(Cordiopsis) islandicoides islandicoides et grundensis; Steininger et al. : 532, pl. 27, fig. 10. — 1974.

Sinodia islandicoides (Lmk); Malatesta ; 143, pl. 12, fig. 6 (synonymie). — 1978. Pelecyora

(Cordiopsis) islandicoides islandicoides; Schultz in Sthninger et al. : 357, pl. 21, fig. 1-2.

Localitts et matériel : Oranie occidentale, Tzioua, récifs mixtes : 3 BV. Ouest d’Oran, récifs

mixtes ; cap Figalo ; 1 BV (pl. III, 9, MNHN, IP, n» R. 07649); Sidi Mahdjoub : 2 BV.

Remarques : Les spécimens récoltés sont des moules internes dont les caractères

morphologiques externes correspondent à P. (C.) islandicoides ; forme ovale transverse, assez

convexe; crochets peu saillants, antérieurs, bord dorsal régulièrement courbe ne s’élevant que

de peu au-dessus des crochets; extrémités antérieure et postérieure régulièrement ovalaires;

lunule ovale allongée limitée par une faible strie; corselet indistinct. Les dimensions du

spécimen figuré sont ; H = 34; L = 44; 2C = 25 (mm). Les caractères internes sont

inobservables.

Distribution : P. islandicoides est une espèce néogène méditerranéenne et atlanto-

méditerranéenne, à large répartition, du Burdigalien au Pliocène dans le bassin méditerranéen,

de rOttnangien au Badénien en Paratéthys centrale.

Paléoécologie : Dépositivore, endobionte, s’enfouissant assez profondément dans des

sédiments meubles, argiles marneuses ou sédiments plus superficiels. Les formes actuelles

affines sont infralittorales selon Malatesta (1974).

Sous-famille Dosiniinae Deshayes, 1853

Dosinia (Pectunculus) exoleta (Linné, 1758)

(Pl. III, 10)

1758. Venus exoleta Linné ; 688. — 1900. Dosinia exoleta (L.); Sacco : 48, pl. 11, fig. 7-9. — Dosinia

exoleta (L.); Dollfus et Dauzenberg : 224, pl. 15, fig. 8-14. 1911. Dosinia exoleta (L.);

Cossmann et Peyrot ; 412, pl. 17, fig. 10-11. — 1938. Dosinia exoleta (L.); Tavani : 137. — 1950.

Dosinia exoleta (L.); Nicklès : 200, fig. 380. — 1952. Dosinia exoleta (L.); Lecointre : 75. — 1952.

Venus exoleta; Dodge ; 112. — 1963. Dosinia (Dosinia) exoleta (L.); Malatesta : 292, pl. 16, fig. 3

— 435 —

(synonymie). — 1963. Dosinia (Qrbiculus) exoleta (L.); Venzo et Pelosio : 179, pl. 49, fig. 8; pl. 53,

fig. 3-6, 9; pl. 54, fig. 2. — 1966. Dosinia (Pectunculus) exolela (L.); Glibert et Poel : (2), 75. —

1968. Dosinia (Orbkulus) exoleta; Robba : 498. — 1971. Dosinia {Pectunculus) exoleta (L.);

Steininger et al. : 465, pl. 40, fig. 3. 1978, Dosinia (Pectunculus) exoleta (L.); Schultz in

Steininger et al. : 353, tabl. 15.

Localités et matériel : Orame occidentale, récifs mixtes : Sebaa Chioukh : I BV; Tzioua : 1 VG

avec empreinte de charnière, 2 BV (pl. III, 10, MNHN, IP, n” R. 07650). Monts des Tessala (nord), récifs

à Parités, Djebel Aoud Sma ; 1 VD.

Remarques ; Bien que ces échantillons soient des moules internes, leur identification

spécifique est possible d’après leur forme orbiculaire, l’absence d’écusson, le sinus palléal

triangulaire long et étroit dirigé vers la lunule, les diamètres umbono-ventral et antéro¬

postérieur sensiblement égaux et de valeur voisine de 27 ou 28 mm.

Distribution : D. exoleta apparaîtrait à l’Oligocène supérieur en Italie, mais est

principalement connue depuis le Miocène inférieur et jusqu’à l’époque actuelle ; son expansion

est déjà grande dès le Miocène moyen dans les bassins nordiques et méditerranéens. En

Paratéthys, sa répartition s’étend de l’Eggenburgien au Badénien supérieur (bassin de Vienne,

Pologne, Hongrie, Turkménie...). Elle vit sur la côte occidentale de l’Atlantique (de la Norvège

au Sénégal) et en Méditerranée.

Écologie : Suspensivore, endobionte, fouissant profondément, D. exoleta s’étage

bathymétriquement de 0 à 80 m de profondeur (Nordsieck, 1969 : 110, fig. 67. 00 ; Parenzan,

1974 : 288, fig. 245). Pérès et Picard (1964 : 71) la citent parmi les espèces caractéristiques

exclusives en Méditerranée de la biocénose des sables grossiers et fins graviers sous l’influence

des courants de fond, infralittorale à circalittorale.

Dosinia (Pectunculus) orbicularis (Agassiz, 1845)

(Pl. III, 11)

1845. Arthemis orbicularis Agassiz : 19, pl. II. — 1900. Dosinia orbicularis (Agas.); Sacco : 48, pl. 11,

fig. lOa-b. — 1952. Dosinia orbicularis (Agas.); Mongin : 181. — 1966. Dosinia (Pectunculus)

orbicularis (Agas.); Glibert et Poel : 75. — 1975. Dosinia orbicularis (Agas.); Fekih : 52, pl. 18,

fig. 2a-c.

Localité et matériel : Oranie occidentale, Tzioua, récifs mixtes : 2 BV, moules internes (pl. III, 11,

MNHN, IP, n” R. 07651).

Remarques : La forme suborbiculaire, massive, de grande taille (H = 65 ; L = 75 ; 2C =

36 mm), les crochets de petite taille situés antérieurement, l’absence d'écusson, le long sinus

palléal étroit ascendant vers la lunule autorisent l’identification des deux moules internes

récoltés à l’espèce Dosinia (Pectunculus) orbicularis.

Distribution : D. orbicularis est une espèce néogéne assez rarement signalée : Burdigalien

de Provence, Badénien du bassin de Vienne, Pliocène d’Italie, Pliocène de Tunisie.

Paléoécologie : Suspensivore, l’espèce est un fouisseur profond dans des substrats

meubles.

— 436 —

Sous-famille Tapetinae Adams et Adams, 1857

Paphia (Callistotapes) vetula (Basterot, 1825)

(PI. IV, 1)

1906. Tapes vetula (Basterot); Dollfus et Dautzenberg : 176, pl. 12, fig. 1-6. — 1911. Tapes

(Callistotapes) vetulus (Bast.); Cossmann et Peyrot ; 306, pl. 6, fig. 34-37. — T. (C.) deshayesi

Cossmann et Peyrot ; 309, pl. 12, fig. 5-8. — 1938. Tapes (Callistotapes) vetulus (Bast.); Tavani :

133. — 1963. Paphia (Paphia) vetula ; Venzo et Pelosio : 183, pl. 54, fig. 9; pl. 56, fig. 50-51 ; pl. 57,

fig. 1-3. — 1963. Tapes vetulus (Bast.); Tavani et Tongiorci : 30, pl. 28, fig. 9-12, 15. — 1966.

Paphia vetula et sous-esp.; Glibert et Poel ; (2), 84. 1973. Paphia vetula (Bast.); Steininger et

al. : 6, pl. 28, fig. 4. — 1974. Paphia (Callistotapes) vetula (Bast.); Malatesta : 146, pl. 10, fig.5

(synonymie). — 1973. Paphia (Callistotapes) vetula (Bast.); Marasti : 111, pl. 26, fig.6.

Localités et matériel .; Oranie occidentale, Tzioua, récifs mixtes : 5 BV, moules internes (pl. IV, 1,

MNHN, IP, n° R. 07652). Région du cap Figalo, récifs mixtes, Sidi Mahdjoub ; 1 BV. Monts des Tessala

(nord), récifs à Parités, Djebel Aoud Sma ; 1 VD, 1 VG, moules internes.

Remarques ; Tous les spécimens sont des moules internes, à l’exception d’une empreinte

externe qui a permis l'observation de l’ornementation constituée de cordons concentriques

imbriqués. La forme générale correspond à celle de P. (C.) vetula; les moules internes

montrent la forme caractéristique du sinus palléal qui est large, court, irrégulier, des traces de

charnière avec une longue nymphe et des petites dents cardinales occupant une zone réduite

sous le crochet.

Les spécimens de Tzioua sont de petite ou d’assez grande taille r H = 18; 20; 43; L =

30 ; 31 ; 72 ; ceux de Djebel Aoud Sma atteignent une plus grande taille : H = 56 ; L =

79 (mm).

L’espèce est polytypique et plusieurs sous-espèces chronologiques ont été distinguées :

deshayesi Cossmann et Peyrot du Burdigalien d’Aquitaine, aenigrnaiica Fischer et Tournouer,

1873 (= sallomacensis Fischer, 1879) du Langhien-Serravallien d’Aquitaine et du Tortonien

du Portugal, henoisli Cossmann et Peyrot du Langhien des bassins d’Aquitaine et de la Loire,

genei Michelotti du Pliocène d’Italie, preglabroides Dollfus du Pliocène du nord du Tage

(Portugal). L'état de préservation des spécimens algériens ne permet pas de préciser leur rang

sous-spécifique, toutefois, ceux du Djebel Aoud Sma se rapprocheraient de T. vetula

preglabroides. Par ailleurs, certains auteurs comme Malatesta ne reconnaissent pas la valeur

chronologique de ces sous-espèces.

Distribution : P. vetula est une espèce commune, connue dès l’Aquitanien en Aquitaine

et dont la répartition s’étend au Miocène inférieur dans le bassin méditerranéen et au Miocène

moyen le long de la côte atlantique, Aquitaine, Portugal, Angola. On la trouve dans tout le

Miocène marin de la Paratéthys. Elle a été signalée en particulier dans le Sahélien de

S. Marino; toujours répandue au Pliocène sur le pourtour de la Méditerranée, mais cantonnée

du côté atlantique au Portugal et au Maroc atlantique, elle disparaît à la limite Pliocène-

Pléistocène.

— 437 —

Tapes (Ruditapes) basteroti (Mayer in Cossmann et Peyrot, 1911)

(PI. IV, 2)

1857. Tapes asiensis Mayer (non Bonelli) : 181, pl. 14, fig. 4. — 1911. Tapes (PuUastra) basleroti Mayer;

Cossmann et Peyrot : 316, pl. 13. fig. 1-3 — 1938. Tapes (PuUastra) hasteroti Mayer; Tavani ; 132.

— 1966. Amygdala basteroti (Mayer in Cossmann et ^YROT) = Tapes asiensis Mayer non Bonelli;

Glibert et PoEL : (2). 87. - 1971. Venerupis basteroti Mayer; Steininger et al. : 466, pl. 45, fig 2.

Localités et matériel : Oranie occidentale, récifs mixtes, Sidi Bou Am • 2 BV et fragments

d’empreintes externes. Environ d'Oran, cap Figalo, récifs mixtes : I BV. moule interne. Monts des Tessala

(nord), récifs à Parités, Bled Sidi bou Knadil ; 2 BV, moules internes (pl. IV, 2, MNHN, IP. n“ R. 07653).

Remarques : La forme est subquadrangulaire, très inéquilatérale, peu convexe, les

crochets sont situés très antérieurement, le côté antérieur semi-elliptique est trois fois plus

court que le côté postérieur. Le bord dorsal postérieur s’allonge presque parallèlement au bord

ventral, déclive toutefois tandis que le contour anal est obliquement tronqué. Le sinus palléal

est séparé de la ligne palléalc par un large espace, l’extrémité dirigée vers le centre de la valve.

L’impression musculaire antérieure est allongée dans le sens de la hauteur, proche de la

charnière; au-dessus s’élève une forte protubérance, moulage de l’insertion pédieuse très

profonde; l’impression musculaire postérieure est circulaire et éloignée du bord dorsal. Des

fragments de moules externes associés aux moules internes de la localité de Sidi bou Knadil

montrent des traces d’une ornementation finement treillissée par endroits. Ces spécimens sont

d’assez petites dimensions : H = 24; 25; L = 35 ; 37; 2C = 16 (mm), tandis que le spécimen

du cap Figalo est beaucoup plus grand.

Distribution : Espèce uniquement miocène : Burdigalien du Bordelais, Eggenburgien à

Karpatien en Paratéthys centrale, Tortonien de Libye.

Paléoécologie ; Cette espèce, comme la précédente, appartient au groupe des suspensivo-

res, endogées, s’enfouissant à une certaine profondeur dans des sédiments meubles.

Famille Petricolidae Deshayes, 1839

Lajonkairia rupestris (Brocchi, 1814)

(Pl. IV, 3)

1900. Lajonkaireia rupestris (Broc.); Sacco : 51, pl. Il, fig. 21. — 1906. Lucinopsis (Lajonkaireia)

lajonkairei (Broc.); Dollfus et Dautzenberg ; 170, pl. Il, fig. 19-24. — 1912. Lucinopsis

(Lajonkairia) rupestris (Broc.); Cossmann et Peyrot: 440, pl. 19, fig. 11-20, 50, et Lucinopsis

(Lajonkairia) lajonkairii (Payraudeau), id. : 443, pl. 19, fig. 21-24. — 1952. Lajonkairea rupestris

(Broc.); Rossi Ronchetti : (et var. subglobosa) : 76, fig.-texte 30 et p. 79, fig.-texte 31. — 1966.

Lajonkairia rupestris (Broc.); Glibert et Poel : (2), 89.

Localité et matériel : Oranie occidentale, Sebaa Chioukh, récifs mixtes : I BV, moule interne à

demi-inclus dans un bloc de coraux (pl. IV, 3, MNHN, IP, n° R. 07654).

— 438 —

Remarques : Forme subrhomboïdale-arrondie, inéquilatérale, plus ovalaire du côté

antérieur que du côté postérieur plus rectiligne et subtronqué; bord ventral régulièrement

courbe; crochets faibles; ornementation consistant en costules onduleuses, granuleuses aux

points d’intersection avec tes stries concentriques. La coquille ne présente ni lunule ni écusson ;

la taille est faible, de l’ordre de 14 mm pour le diamètre antéro-postérieur et de 12 mm pour le

diamètre umbono-ventral.

Distribution : Aquitanien-Actuel : Aquitanien d’Aquitaine, Langhien du bassin de la

Loire, Néogène du bassin méditerranéen; l’espèce vit actuellement en Méditerranée.

Écologie : Espèce cavicole, littorale, selon Nordsieck (1969, fig. 68-10) et Parenzan

(1976 : 316, fig. 271).

Ordre MYOIDA Stoliczka, 1870

Sous-ordre MYINA Stoliczka, 1870

Superfamille MYACEA Lamarck, 1809

Famille Corbulidae Lamarck, 1818

Sous-famille Corbulinae Gray, 1823

Varicorbula gibba (Olivi, 1792)

(PI. IV, 4)

1901. Corbula gibba Olivi; Sacco : 34, pl. 9, fig.1-9. — 1909. Corbula (Agina) gibba (Ol.); Cossmann et

Peyrot : 104, pl. 2. fig. 98-101 ; pl. 5, fig. 22. — 1952. Aloidis gibba (Ol.); Nicklès : 230, fig. 449. —

1955. Corbula ( Varicorbula) gibba (Ol.) ; MoisEscu ; 111, pl. 7, fig. 1 -9 ; 9, fig. 10-11.— 1960. Aloidis

{Varicorbula) gibba var.; Kojumdgieva : 281, pl. 58, fig. 17-21. - 1963. Aloidis (Varicorbula) gibba

(Ol.); Venzo et Pelosio : 156, pl. 57, fig. 12-13, 17-18, 27-28. 1963. Corbula (Varicorbula) gibba

(Ol.); Malatesta : 261 (synonymie). — 1971. Corbula (Varicorbula) gibba (Ol.); Steininger el al. ;

467. 1972. Corbula (Varicorbula) gibba (Ol ); Caprotti ■ 80, pl. 2, fig 5. — 1973. Corbula

(Varicorbula) gibba (Ol.); Steininger et al. : 540. —1973. Corbula gibba Ol. ; Bàldi ; 233, pl. 21,

fig. 7. — 1975. Corbula (Varicorbula) gibba (Ol ); Fekih : 56, pl. 19, fig. 9a-c. — 1979. Corbula

(Varicorbula) gibba (Ol.); Rouchv et Freneix : 1062, fig. 12. — Î981<7. Corbula (Varicorbula) gibba

(Ol.); SvAGRovsKt : 98, pl. 30. fig. 1-6. 19816. Id., Svagrovskÿ : 424, pl 6, fig. 4. — 1986.

Corbula (Varicorbula) gibba (Olivi), Studencka : 103, pl. 16, fig. 13-15; pl. 18, fig. 2, 3, 6, 8, 10.

Localité et matériel : Monts des Tessala (nord), Sig, bancs marneux des tripolis : nombreux

spécimens (200 environ) récoltés tout au long de la coupe, moules internes bivalves ayant souvent

conservé des fragments de test (pl. IV, 4, MNHN, IP, n" R. 07655).

Remarques : Forme assez globuleuse, très inéquivalve, à valve droite plus grande et plus

convexe que la valve gauche, et plus ornée par des cordons concentriques denses, tandis que la

valve gauche ne présente que des stries plus fines et quelques rayons radiaires. Les crochets

sont médians. La taille des spécimens messiniens est en général comprise entre 5 mm et 15 mm.

— 439 —

Distribution : Depuis l’Oligocène nordique jusqu’à l'Actuel; l'espèce est répandue dans

tout le Miocène des bassins nordiques, atlanto-méditerranéens et méditerranéens, également

dans la Paratèthys centrale, de PÊgérien au Badénien (bassin de Vienne, Hongrie, Roumanie,

Bulgarie. Pologne, Ukraine du Sud-Ouest) et la Paratèthys orientale, dans le Tarkhanien, le

Tchokrakien et le Sarmatien. P. gibba habite actuellement l’Atlantique (de la Norvège à

l’Angola), la Baltique et la Méditerranée.

Écologie : Suspensivore, endogée, cette espèce paraît bien être euryhaline, eurybathe et

eurytherme (Parenzan, 1976 : 372, fig. 349). En Méditerranée, Varicorbula gibba est

caractéristique exclusive des fonds meubles instables et participe aussi aux peuplements des

fonds détritiques du large (Pérès et Picard, 1963 : 74, 94, 114) dans l’infra- et le circalittoral.

Le faciès à K. gibba a été assimilé à celui à Abra alha. Les Corbules résistent en effet aux stress

physico-chimiques (baisses de salimté. d’oxygénation en particulier) grâce à leurs couches de

conchyoline (Lewy et Samtleren, 1979).

Caryocorbula cocconii (Fontannes, 1881)

(PI. IV, 5)

1881. Corbula cocconii Fontannes : 19, pl. 1, fig. 22 ab, 23 a-d. — 1901. Corbula cocconii Font.; Sacco ;

39, pl. 9. fig. 38-40 bis. 1902. Corbula cocconii Font. ; Dollfus et Dautzenberc : 78, pl. 3, fig. 37-

42. — 1914. Corbula cocconii Font.; Cossmann et Peyrot ; 419, pl. 23, fig. 18-22; = Corbula

avitensis Cossmann et Peyrot ; 420, pl. 23. fig. 23-26. Corbula {Caryocorbula) cocconii (Font.);

Caprotti : 79, pl. 2. fig. 7.

Localité et matériel ; Oranie occidentale, Tzioua, récifs mixtes : 1 VD, empreinte externe

(moulage, pl. IV. 5, MNHN, TP. n“ R. 07656).

Remarques : Cet unique spécimen est bien caractérisé : forme subrhomboïdale, très

inéquilatérale et obliquement tronquée postérieurement, crochet situé au tiers antérieur de la

longueur de la valve, forte carène allant de l’umbo à l’extrémité postéro-anale, surface

déprimée dans la région médio-ventrale, ornementation composée de fins cordons concentri¬

ques jusqu’à 3,5 mm de l'umbo, puis de gradins de plus en plus élevés et de plus en plus espacés

au nombre de sept ou huit, qui ondulent au niveau de la dépression médiane. Au niveau de

Faire postérieure délimitée par la carène, les cordons concentriques se transforment en lamelles

que viennent recouper des plis obliques partant du bord dorsal. Les dimensions de cette valve

(L = 11 ; H = 8 ; C = 3,5 (mm)) correspondent à celles données par Fontannes pour

Fholotype (L = 12; H = 7.5).

C’est la présence de plis obliques sur Faire postérieure qui permet de différencier C.

cocconii de C. revoluia (Brocchi, 1814), espèce chez laquelle il n’y a pas de plis obliques.

Cependant, certains auteurs considèrent que C. revoluta, extrêmement variable, se décompose

en diverses sous-espèces chronologiques et géographiques (cf. Glibert et L. Van de Poel,

1966), décrites à l'origine comme espèces distinctes, comme par exemple C. carinata (Dujardin,

1837), C. avitensis Cossmann et Peyrot, 1914, C. cocconii. Nous admettons à la suite de

Caprotti (1972) l’individualité de l’espèce V. cocconii à laquelle on doit adjoindre V. avitensis

en tant que synonyme.

— 440 —

Distribution : Caryocorbula cocconii, probablement issue de V. carinata à l’Aquitanien

en Aquitaine, gagne au Miocène moyen le bassin de la Loire, la Méditerranée et reste

cantonnée au Pliocène dans la province méditerranéenne.

Paléoécologie : Les Corbulidae, suspensivores. endogés, à siphons courts, sont des

fouisseurs lents dans les sables, les sables vaseux. S’ils ont été souvent les proies de

Gastropodes perceurs, cela n’a pas été le cas, en particulier pour V. gibba, récoltée en grand

nombre dans notre Messinien et dont les valves ne présentent pas de perforations. Ce sujet,

souvent étudié, a été récemment développé par G. de Cauwer (1985) et étayé par une

bibliographie importante.

Superfamille GASTROCHAENACEA Gray, 1840

Famille Gastrochaenidae Gray, 1840

Gastrochaena (Rocellaria) dubia (Pennant, 1777)

(Fig. 1)

1777. Mya duhia Pennant : 82, pl. 44, fig. 19. — 1870. Gastrochaena dubia Penn. ; Hoernes : 5, pl. 30,

fig. 1 la-d. — 1901. Gastrochaena dubia Penn. ; Sacco : 51, pl. 13, fig. 27-35 et var., 52, pl. 13, fig. 36.

— 1909. Gastrochaena dubia Penn.; Cerulli-Irei.LI ; 154, pl. 18, fig. 24-28. — 1909. Gastrochaena

dubia Penn. ; Cossmann et Pe^hot ; 79, pl. 2, fig. 41-42. — 1966. Gastrochaena dubia Penn. ; Glibert

et PoEL : (1), 22. 1969. Rocellaria dubia (Penn.): Nordsieck : 151, pl. 22, fig. 86. 00. — 1979.

Gastrochaena (Rocellaria) dubia (Penn.); Freneix et Roman : 295, fig. 3. — 1984. Gastrochaena dubia

(Penn.); Baluk et Radwanski ; 184, pl. I, fig. 1-3.

Localité et matériel ; Oranie occidentale, Tzioua, récifs mixtes : 1 BV (fig.-texte 1, MNHN, IP,

n“ R. 06757).

Remarques : L’unique spécimen récolté correspond bien à l’espèce G. dubia par sa forme

et ses dimensions : H = 10; L = 20; 2C = 10 (mm). La forme est oblongue, assez étroite,

très inéquilatérale; l’extrémité postérieure est allongée et ovale; la région antéro-ventrale est

largement bâillante ; les crochets sont petits, contigus et non terminaux. La surface est ornée

de quelques plis concentriques.

Fig. I. — Gastrochaena (Rocellaria) dubia (Pennant). Moule interne bivalve, côté valve droite (x 1,5), Tzioua.

Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07637.

Distribution ; Miocène-Actuel : Aquitanien du Portugal, Langhien des bassins d’Aqui¬

taine et de la Loire; Pliocène des bassins nordiques (Angleterre, Belgique...); Néogène-

Pléistocéne du bassin méditerranéen ; Badénien du bassin de Vienne en Paratéthys centrale ;

Récent de la côte atlantique depuis la Grande-Bretagne jusqu’en Afrique du Sud, Méditerranée,

mer Noire...

— 441

Écologie : G. duhia est un bivalve suspensivore perforant par des moyens physiques et

chimiques et construisant une loge d’habitation adhérant aux substrats : roches, coraux,

Échinides, coquilles vides. Son étagement marin s’étend de —2m à — 180m selon Nordsieck

(1969).

Superfamille HIATELLACEA Gray, 1824

Famille Hiatellidae Gray, 1824

Hiatella (Hiatella) arctica (Linné, 1767)

(PI, IV, 6)

1767. Mya arctica Linné ; 1113. — 1902. Saxicava arctica (L.) ; Dollfus et Dautzenberg ; 72, pl. 1,

fig. 31-32. — 1909. Saxicava arctica (L.), Cossmann et Peyrot ; 131, pl. 3, fig. 20-27- — 1950.

Saxicava arctica (L.); Heering ; 43, pl. 6, fig. 133, 146, — 1952. Mya arctica L.; Dodge : 31. —

1966. Hiatella arctica (L.); Tebble : 172, pl. 7, fig. h. 1971. Hiatella arctica (L.); Steininger et

al. : 468, pl. 44, fig. 5. — 1973. Hiatella arctica (L.); Bàldi ; 230, pl. 21, fig. 5. — 1977. Hiatella

(Hiatella) arctica (L.); Marasti et Raffi ; 58. — 1986. Hiatella (Hiatella) arctica (L.); Studencka :

104, pl. 15, fig. lOa-b, 12a-b.

Localité et matériel : Oranie occidentale, Sebaa Chioukh, récifs mixtes : 1 BV, moule interne

(pl. IV, 6, MNHN, IP, n" R. 07658).

Remarques : L’espèce, de petite taille, L = 20 ; H = 20 ; 2C = 9 (mm), est facilement

identifiable par sa forme subquadrangulaire transverse, très irrégulière, inéquivalve (la valve

droite s’encastre dans la gauche), très inéquilatérale, à côté antérieur court et déclive et région

postérieure allongée et analement tronquée. Les bords dorsal et ventral sont subparallèles; les

crochets, petits, peu saillants, sont situés approximativement au quart antérieur de la longueur

antérieure de la coquille ; une carène en part, aboutissant à l'angulation postéro-ventrale ; des

zones d’accroissement assez irrégulières parcourent la surface; une large sinuosité ventrale

déforme l’ensemble.

Distribution : Oligocène supérieur-Actuel, très large extension géographique et stratigra-

phique dans divers domaines. L’espèce est connue depuis l’Oligocène en Allemagne du Nord,

l’Égérien en Hongrie et dans tout le Miocène de la Paratéthys, le Miocène et le Pliocène des

bassins nordiques et méditerranéens. C’est une espèce actuellement ubiquiste habitant dans

l’hémisphère nord (l’Arctique), l'Atlantique, la Méditerranée, le Pacifique.

Écologie ; Suspensivore, cavitaire, H arctica habite du médiolittoral jusqu’au bathyal

(1000m) des anfractuosités rocheuses; elle est fixée par un byssus, ou fore dans des sédiments

tendres (Tebble, 1966; Nordsieck, 1969 : 147, fig. 83.00; Parenzan, 1976 : 368, fig. 544).

Panopea (Panopea) menardi (Deshayes, 1829)

(Pl. IV, 7)

1902. Glycymeris menardi Deshayes; Dollfus et Dautzenberg : 74, pl. 2, fig. 19-20. — 1909. Glycymeris

menardi Desh.; Cossmann et Peyrot: 123, pl. 3, fig. 40-41 = Gl. cf. rudolphi (non Eichw.);

Cossmann et Peyrot : 125, pl. 3, fig. 18-19. — 1945. Panopea menardi (Desh.) ; Glibert : 211, pl. 12,

— 442 —

fig. 9a-d. — 1963. Panopca menardi (Desh.); Steintoger ; 34, pl. 6. fig. 2. — 1967. Panopea

(Panopea) menardi (Desh); Teukal et al. : 185, pl. 8 B, fig. 9, — 1973. Panopea menardi (Desh.);

Kokay in STEiNtNCiER ; 541, — 1973. Panopea menardi (Desh.); Bàldi ; 230, pl. 21, fig. 6. — 1981fl.

Panopea (Panopea) menardi (Desh.); Svagrovskÿ : 100, pl. 31, fig. 1-2 (synonymie). — 1984.

Panopea menardi (De.sh.); Gutüwskî : 327, pl, 3, fig. 3. 1986. Panopea (Panopea) menardi

(Desh.); Stuijbncka : 105. pl. 17, fig. 7; pl. 18, fig. 4, 7. 9.

Localité et matériel : Région du cap Figalo, Sidi Mahdjoub, récifs mixtes : 2 BV, moules internes

(pl. IV, 7, MNHN, TP, n“ R. 07659).

Remarques : La forme est transverse, bâillante aux deux extrémités, le test épais (des

fragments ont été conservés sur l’un des moules internes) ; le côté antérieur est court et large à

extrémité oblique atténuée vers le bord ventral ; le côté postérieur est allongé à extrémité plus

régulièrement ovalaire; le bord dorsal antérieur subrectiligne est parallèle au bord ventral; les

crochets se situent au tiers antérieur de la longueur de la coquille. On peut observer

remplacement d'une nymphe courte et celle d’un écusson lancéolé limité par une rainure

profonde. L'insertion du muscle adducteur antérieur, proche du bord dorsal, s’allonge dans le

sens dorso-ventral, l’insertion adductrice postérieure, semi-elliptique est plus éloignée du bord.

Le sinus palléal, triangulaire, étroit, n’atteint pas l’aplomb des crochets. Des rides irrégulières

d’accroissement parcourent la surface des valves. Les dimensions respectives des deux

spécimens sont : L = 180; 160; H = 110; 100; 2C = 90; 68(mm).

Distribution . Depuis l’Oligocène supérieur (Égérien de Hongrie), et principalement dans

le Miocène inférieur et moyen des bassins de la Loire et d’Aquitaine ; Égérien à Badénien de la

Paratéthys centrale (bassin de Vienne, Hongrie, Roumanie. Bulgarie, Pologne, sud-ouest de

l’Ukraine).

Paléoécologie : Suspensivore, fouisseur profond, passif, P. menardi devait fréquenter des

fonds d’agitation modérée, comme l’actuelle P. glycymeris Born. s’enfonçant dans des sables

littoraux (Parenzan, 1976 ; 370).

Sous-ordre PHOLADINA Adams et Adams, 1858

Superfamille PHOLADACEA Lamarck, 1809

Famille Pholadidae Lamarck, 1809

Sous-famille Martesiinae Grant et Gale, 1931

« Pholadidea » sp.

(Pl. IV, 8, 9)

Localité et matériel ; Monts des Tessala (nord), Tafaraoui, récifs à Parités : 5 BV, moules internes

bivalves (pl. IV, 8-9, MNHN, IP, n" R. 07660).

Description : Des moules internes inclus dans les récifs à Parités sont des représentants

de Martesiinae. Leur forme est ovalaire, largement bâillante antérieurement et ventralement.

— 443 —

avec un callutn incomplètement conservé, observable chez un seul individu. Un sillon diagonal

joint l’umbo au bord ventral, divisant la valve droite en deux parties inégales : l’antérieure à

extrémité ovalaire, la postérieure limitée par un profond sillon plus ou moins oblique qui

correspond au bord antérieur du siphonoplaxe. Ces moules internes portent apicalement la

trace (en relief) d’une large et profonde insertion de l’adducteur postérieur, allongée le long du

bord dorsal ; de son bord ventral part un large sinus palléal triangulaire qui atteint la trace du

sillon médian, Les plaques siphonales, soudées ventralement, forment un tube siphonal ; vers le

bord dorsal, les valves ne semblent réunies qu’au niveau des crochets et on peut supposer

qu’un mésoplaxe venait s’insérer dans l’intervalle. La valve gauche, peu observable, est

nettement plus plate ou peut être concave. L’inéquivalvie de cette espèce ne permet pas de

l’attribuer avec certitude au genre Pholadidea. Ces moules internes peuvent avoir subi

d’importantes déformations. La recherche d’affinités conduit à une comparaison avec

Pholadidea heberti Fontannes (1881 : 1, pl. I. ftg. 1, 2) du Pliocène du Bassin rhodanien qui eu

diffère par une forme plus cylindrique, une région, postérieure au sillon, proportionnellement

plus développée par rapport à la région antérieure Cette différence est encore plus accentuée

quand on compare les représentants messiniens d’Algérie avec Pholadidea {Pholadidea)

loscombiana Tiuton, 1819 (Turner in Moore, 1969 : N 716, fig. E 187 1-3; Tebble, 1966 :

183, fig.-texte98; Parenzan, 1976: 381, fig. 362), qui est une espèce actuelle atlantique

d'Europe, rare en Méditerranée. Nos spécimens sont bien plus courts postérieurement, leurs

dimensions, observées sur deux individus, sont : H = 10; 12; L = 16; 20; 2C = 11 env.;

longueur du siphonoplaxe : 5 (mm).

Paléoécologie : Suspensivore, foreur, ce représentant de Martesiinae devait être adapté à

vivre dans les récifs coralliens.

Sous-famille Jouannetiinae Tryon, 1862

Jouannetia (Jouannetia) tournoueri Locard, 1877

(Pl. IV, 10, lla-llb, 12, 13, 14)

1877. Jouannetia tournoueri Locard: 202, p). 1, fig. 16-18. — 1901. Jouannetia tournoueri Locard;

Sacco : 55. — 1931. Jouannetia tournoueri Locard; Sorrentino : 78, pl. 2, fig. 1-3, 11-12. — 1933.

Jouannetia tournoueri Locard ; Sieverts : 287-

Localités et matériel : L’espèce est très abondante dans certains récifs et n’a pas été dénombrée (le

nombre de spécimens mentionné se rapporte au matériel étudié). Oranie occidentale, récifs mixtes : Sebaa

Chioukh : 3 BV, moules internes (pl. TV, 10, 1 la-llb, MNHN, IP, n® R. 07661); Souk el Khemis : 5 BV,

moules internes et I VG, 2 VD en empreintes externes fragmentaires (pl. IV, 12-14. MNHN, IP, n° R.

07662); Sidi Safi, cimenterie et Bled es Safa; Tzioua. Monts des Tessala (sud), récifs mixtes, Sidi

Hamadouche.

Remarques ; L’espèce est en très grande majorité représentée par des moules internes

sphériques dont la dimension maximale est de 30 mm de diamètre. Divers caractères sont

observables : le recouvrement du callum de la valve droite par celui, plus grand, de la valve

gauche (pl. IV, 10), l’équivalvie de la coquille (pl. IV, lla-b) et le sillon médian sur les deux

— 444 —

valves qui les divise en deux parties. Les valves se terminent antérieurement par un bec aigu

dépassant le niveau du crochet. Seule, la valve droite présente un siphonoplaxe ou extension

postérieure de la valve pour la protection des siphons (Kïnnedy, 1974 : 12). A la base du

moulage en creux de l’apophyse, porteuse de l’insertion du muscle adducteur postérieur, part

un profond sinus palléal triangulaire (pi. IV, 12). L'ornementation est composée, sur l'aire

antérieure, de cordons concentriques réguliers qui deviennent lamelleux vers le bord palléal.

Au-delà du sillon et des bourrelets médians, ce sont des lamelles denses et irrégulières qui

parcourent Paire postérieure des valves (pl. IV, 13, 14).

Les spécimens du Messinien d’Algérie ont été rapportés à l’espèce J. tournoueri Locard, en

raison de leurs forme et taille comparables. Cette espèce, décrite du Miocène supérieur de

Corse, région de Casabianda sur la côte orientale, atteint 32 mm de diamètre et présente un

callum lisse comme nos échantillons. Un moulage de Pholotype est figuré (pl. IV, 15a-15b,

collection Locard, département des Sciences de la Terre de l'Université Claude Bernard,

Lyon 1, FSL n" 62044). Une espèce également voisine, J, urensis (Fontannes, 1881 : 2, pl. I,

fig 3), est de taille plus petite (18mm de diamètre antéro-postérieur); une figuration de

Pholotype, provenant du « Messinien » de Samt-Restitut (Vaucluse) est donnée (pl. IV, 16,

collection Fontannes, École Nationale Supérieure des Mines. ENSM C 249-250, FSL). C’est

une espèce abondante dans le Plaisancien et PAstien de Ligurie et du Piémont (Italie)

(SoRRENTiNO, 1932 ; 81). Il est vraisemblable que ces deux espèces appartiennent à la même

lignée issue de J. semicaudala des Moulins, de PAquitanien-Burdigalien d’Aquitaine, dont les

dimensions ne dépassent pas 15mm; nous en figurons un topotype (pl. IV, 17, collection

Michaud, FSL, N" 58966) provenant de Mérignac (Gironde) (cL Cossmann ci Peyrot, 1909 :

69, pl. 2, fig. 25-29). Cette lignée se prolonge dans le Pliocène-Actuel du Pacifique occidental

avec J. cumingii (Sowerby), principalement de Nouvelle-Calédonie, Nouvelle-Zélande, Timor;

SoRRENTiNO (1931), puis SiEVERTS (1933 : 269, fig. la-lb) ont analysé les rapports et

dilTérences entre ces espèces. Les spécimens d’Algérie sont tout à fait identiques à ceux du

Messinien d’Espagne provenant de la Pinilla, bassin de Mazarron (sud-ouest de Murcia) de la

collection Montenat. Nous remercions C. Montenat, Directeur de l’Institut Albert de

Lapparent, qui a bien voulu nous communiquer cette collection. Jouannelia tournoueri a été

signalée par cet auteur dans un tableau relatif à la répartition stratigraphique des Mollusques

néogènes (Tortonien-Pliocène) du Levant (Montenat, 1977 ; 187, fig. 43).

Distribution : Jouamwtia tournoueri a été découverte dans la région d’Aleria en Corse

dans un niveau compris entre le Tortonicn et le Pliocène inférieur d’après la coupe du domaine

de Casabianda donnée par M.\gné. Orszag-Sperber et Pilot (1977 ; 216); elle était associée à

des récifs de coraux (Locard, 1877 : 205). Elle a été ensuite redécrite et signalée dans le

Miocène moyen de Sardaigne (Sorrentino, 1931, synonymie; Sieverts, 1933), puis signalée

dans le Messinien du Levant espagnol.

Écologie : Suspensivore, foreur par moyens mécaniques et chimiques, Jouannetia creuse

sa loge d’habitation qui peut atteindre le double de la longueur de la coquille jusqu’à maturité

sexuelle, puis clôt le large bâillement antéro-ventral de ses valves par le callum calcaire

(Kennedy, 1974). J. tournoueri était probablement inféodée à un substrat rocheux calcaire,

corallien, en zone tropicale, en accord avec sa distribution paléogéographique.

— 445 —

Superfamille PANDORACEA Rafinesque, 1815

Famille Thraciidae Stoliczka, 1870

Thracia (Thracia) convexa (Wood, 1815)

(PI. IV, 18)

1901. Thracia convexa Wood; Sacco : 136, pl. 27, fig. 21-23 [= Thracia ventricosa Philippi, 1844]. —

1909. Thracia convexa Wood; Cerulli-Irelli ; 187, pl. 22, fig. 4-11. — 1938. Thracia convexa

Wood; Tavani : 129. — 1963. Thracia convexa '^ood ; VENZoet Pelosio ; 198, pl. 57, fig. 25-25a. —

1964. Thracia convexa (Wood); Tebble ; 197, fig.-texte 104 b. 1966. Thracia convexa Wood;

Glibert et PoEL : (1), 4. 1967. Thracia convexa Wood; Teijkal et al. : 188, pl. 8 B, fig. 12. —

1973. Thracia (Thracia) convexa Wood; Marasti : 112. pl. 26. fig. 5. — 1974. Thracia (Thracia)

convexa Wood; Malatesta : 159, pl. 12, fig, 2.

Localité et matériel : Monts des Tessala (nord), bancs marneux des tripolis, Sig : 1 BV, moule

interne (pl. IV, 18, MNHN, IP, n” R. 07663).

Remarques : La forme est subtriangulaire, inéquivalve, la valve droite étant plus

développée que la valve gauche, et inéquilatérale, le bord postérieur étant plus allongé que le

bord antérieur et subtronqué; le bord ventral est régulièrement arqué. Les crochets sont

submédians, opposés, celui de la valve gauche dépasse la commissure des valves et vient

s’encastrer dans une cavité du crochet droit. En arriére des crochets, on observe une fossette

servant à l'insertion du ligament interne. Une carène postérieure, joignant les crochets à

l'extrémité posléro-ventrale, délimite une aire postérieure assez déprimée. La surface porte des

ondulations concentriques irrégulières. L’insertion du muscle adducteur postérieur est

triangulaire, dorsale, et le sinus palléal qui en part est large et court (pl. IV, 18)., Dimensions :

H 30 ; L = 35 ; 2C = 20 (mm).

Distribution : Depuis l’Oligocène? (Italie) Jusqu’à l’époque actuelle; la distribution de T .

convexa est vaste et, en particulier, au Néogène dans le bassin méditerranéen (Italie, Albanie,

Cyrénaïque, Tunisie, Chypre, Espagne...) et en Paratéthys, du Karpatien au Badénien. Elle vit

actuellement de la Norvège à la mer Lusitanienne et en Méditerranée.

Écologie : L’espèce est suspensivore, endobionte dans des sables, des vases, d’étagement

infralittoral à bathyal {825 m), selon Nordsieck (1969 ; 159, fig. 93.01) et Parenzan (1976 :

395, fig. 379).

Une troisième partie de cette étude est sous presse dans le Bulletin du Muséum, 4' sér., 10, 1988,

sect. C, (I). Elle comporte: I) Tétude paléontologique des Huîtres; 2) les analyses stratigraphique,

biogéographique, paléoécologique de l'ensemble de la Jaune de Bivalves du Messinien d'Oranie ; 3) les

références bibliographiques complétant celles qui sont données à la fin de la première partie.

— 446 —

PLANCHE I

I — Loripes (Loripes) lacteus (Linné) dujardini (Deshayes) : valve droite, moule interne. Messinien, récifs à Parties^

Djebel Aoud Sma (monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n“ R. 07321.

2, 3, 4 — Linga (Linga) columbella (Lamarck) : 2 et 3, moules internes bivalves, côté valve droite; 4, moulage en

élastomère d’une empreinte externe de valve droite ( x 1,5). Messinien, récifs mixtes, Sidi Sali, cimenterie (Oranie

occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07322.

5 — Linga (Linga) columbella (Lamarck) : moule interne bivalve, côté valve droite. Messinien, récifs mixtes, Sidi Safi,

Bled es Safa (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP. n” R. 07323.

6 — Codakia (Ciena) decussata (Costa) : valve gauche, moulage en élastomére ( x 2). Messinien, récifs à Parités, Ravin

de la Vierge (Le Murdjadjo). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n" R. 07324.

7 — Diplodonta (Diplodnnla) rolundala (Montagu) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes,

Sebaa Chioukh (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07325.

8a-8b — Chôma (Chanta) gryphoides (Linné) : spécimen bivalve, moule interne, côté valve gauche (fixée) et côté valve

droite. Messinien, récifs mixtes, Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n“ R. 07326.

9, 10 — Chôma (Chanta) gryphoides (Linné) : valves droites, moulages en élastomère. Messinien. récifs à Parités, Bou

Yacor (Le Murdjadjo^ Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07327.

1 la-l Ib — Pseudochama (Pseudochama) gryphina (Lamarck) : moule interne bivalve, côtés valve droite (fixée) et valve

gauche. Messinien, récifs mixtes, Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n" R. 07328.

12a-12b — Cardita (Cardita) vindabonensis (Sacco) : spécimen bivalve, côté valve droite, moulage d’empreinte externe

et moule interne. Messinien. calcaire à Algues, Sidi Safi (Oranie occidentale). Collection Moissette, MNHN, IP,

n» R. 07329.

Clichés D. Serrette et L. Merlette (MNHN, IP).

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— 448 —

PLANCHE 11

1 — Cardita (Cardita) calyculata (Linné) : moule interne bivalve, côté valve droite. Messinien, récifs mixtes, Sidi Safi,

cimenterie (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07330.

2 — Clans (Clans) cf. intermedia (Brocchi) ; moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes, Tzioua

(Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN. IP. n° R. 07331.

3, 4 — Cardiles antiquatus (Linné) pectinaïus (Brocchi) : 3, moule interne bivalve, côté valve gauche; 4, valves gauche

et droite, moulages en élastomèrc d'empreintes externes. Messinien, récifs mixtes, Tzioua (Oranie occidentale).

Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07332.

5, 6 — Acanthocardia (Acanthocardia) echinata (Linné) : 5, valve droite, moule interne; 6, détail de l’ornementation,

moulage en élastomére d’un fragment d’empreinte externe ( x 3). Messinien, récifs à Parités, Djebel Aoud Sma

(monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R, 07333.

7 — Acanthocardia (Acanthocardia) cf aculeala (Linné) : valve droite, moule interne. Messinien, récifs à Parités,

Djebel Aoud Sma (monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n” R. 07334.

8 — Acanthocardia (Acanthocardia) cf aculeala (Linné) : valve gauche, moule interne. Messinien, récifs à Parités, Bled

Sidi bou Knadil (monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n” R. 07335.

9, 10 — Plagiocardium (Papillicardium) papillosum (Poli) : 9, valve droite, moule interne; 10, moulage en élastomére

d’un fragment d'empreinte externe ( x 3). Messinien, récifs mixtes, Sebaa Chioukh (Oranie occidentale). Collection

Saint Martin, MNHN, IP, n" R. 07336

11. 12 — Lulraria (Lulraria) angustior (Philippi), deux spécimens bivalves ; 11, côté valve droite montrant le sinus

palléal; 12, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes, Sidi Safi, cimenterie (Oranie occidentale). Collection Saint

Martin, MNHN, IP, n° R. 07640.

Clichés D. Serrette et L. Merlette (MNHN, IP).

— 449 —

PLANCHE II

PLANCHE III

1 — Tellina (Peronaea) planala (Linné) : moule interne bivalve, côté valve droite. Messinien, récifs mixtes, Sidi Safi,

carrière Bled es Safa (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07641.

2 — Arcopagia (Arcopagia) crassa (Pennant) ; valve gauche, moule interne. Messinien, récifs à Parités, Djebel Aoud

Sma (monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07642.

3 — Arcopagia (Arcopagia) crassa (Pennant) : valve gauche, fragment montrant l'ornementation d’après un moulage

d’empreinte. Messinien, récifs mixtes, Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n” R.

07643.

4 — Gastrana fragitis (Linné): moule interne bivalve (x 1,5). Messinien, récifs mixtes, Sebaa Chioukh (Oranie

occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07644.

5 — Leporimetis papyracea (Gmelin) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes, Tzioua

(Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07645.

6 — yenus (Ventricoloidea) mullilamella (Lamarck) : valve droite, moule interne. Messinien, récifs à Parités, Djebel

Aoud Sma (monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07646.

7 — Periglypta miocenica (Michelotti) : valve gauche, moulage en élastomèrc d’un fragment d’empreinte externe.

Messinien, récifs mixtes, Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n“ R. 07647.

8 — Periglypta miocenica (Michelotti) : moule interne bivalve ( x 3/4). Messinien, récifs mixtes, Sidi Safi, cimenterie

(Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07648.

9 — ? Pelecyora (Cordiopsis) islandicoides (Lamarck) : moule interne bivalve, côté valve droite. Messinien, récifs

mixtes, cap Figalo. Collection Saint Martin, MNHN, IP, n" R. 07649.

10 — Dosinia (Pectunculus) exoleta (Linné) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes, Tzioua

(Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07650.

11 — Dosinia (Pectunculus) orbicularis (Agassiz) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes,

Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07651.

Clichés D. Serrette et L. Merlette (MNHN, IP).

— 452 —

PLANCHE IV

1 — Paphia (Callistoiapes) vetula (Basterot) : moule interne bivalve, côté valve droite. Messinien, récifs mixtes, Tzioua

(Oranie occidentale). Collection Saint MARTtN, MNHN, IP, n“ R. 07652.

2 — Tapes (Rudiiapes) hasteroti (Mayer) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, récifs à Parités, Bled

Sidi bou Knadil (monts des Tessala, nord). Collection SAtNT Martin, MNHN, IP. n° R. 07653.

3 — Lajonkairia rupestris (Brocchi) : moule interne bivalve, côté valve droite, dans un bloc corallien. Messinien, récifs

mixtes, Sebaa Chioukh (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07654.

4 — Varicorbula gibba (Olivi) : moule interne bivalve ( R 2). côté valve droite. Messinien, bancs marneux des tripolis,

Sig (monts des Tessala, nord). Collection Moissette, MNHN, IP, n" R. 07655.

5 — Caryocorbula covconii (Fontannes) : valve droite (x 2), moulage en élastomére d’une empreinte externe.

Messinien. récifs mixtes. Tzioua (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n" R. 07656.

6 — HiaieUa (Hiaiella) arctica (Linné) : moule interne bivalve ( x 2), côté valve gauche. Messinien, récifs mixtes,

Sebaa Chioukh (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP. n" R. 07658.

7 — Panopea (Panopea) menardi (Deshayes) : moule interne bivalve, côté valve droite ( x 0,5). Messinien, récifs mixtes,

Sidi Mahdjoub (région du cap Figalo). Collection Saint Martin, MNHN, IP. n" R. 07659.

8, 9 — « Pholadidea a sp. ; moules internes bivalves, côté valve droite ( x 2). Messinien, récifs à Parités, Tafaraoui

(monts des Tessala, nord). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n“ R. 07660.

10, I la-l Ib — Jouunnetia (Jouannetia) taumoueri Locard, moules internes bivalves : 10, côté valve droite montrant à

l’avant le développement du callum et à l’arrière le départ du siphonoplaxe ; 1 la-l 1 b, côtés valves droite et gauche.

Messinien, récifs mixtes, Sebaa Chioukh (Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n° R. 07661.

12, 13, 14 — Jouannetia (Jouannetia) taumoueri Locard : 12, moule interne bivalve, côté valve droite montrant le

sinus palléal triangulaire 1 13, 14, moulages en élastomére d’empreintes externes ( x 2) : 13, valve gauche (en haut),

valve droite (en bas); 14. valve droite avec le siphonoplaxe à l’arrière. Messinien, récifs mixtes. Souk el Khemis

(Oranie occidentale). Collection Saint Martin, MNHN, IP, n” R. 07662.

15a-I5b — Jouannetia (jouannetia) taumoueri Locard : moule interne bivalve, côtés valve droite et valve gauche,

holotype. Miocène supérieur, Casabianda (Corse). Collection Locard, FSL, Lyon, n° 62044.

16 — Jouannetia (Jouannetia) urensis (Fontannes) : valve droite, holotype. « Messinien », Saint-Restitut (Vaucluse).

Collection Fontannes, ENSM, n° C. 249-250, Lyon.

17 — Jouannetia (Jouannetia) semicaudata (des Moulins) : valve droite (x 1,5). Burdigalien, Mérignac (Gironde).

Collection Michaud, FSL, Lyon, n" 58996.

18 — Thracia (Thracia) convexa (Wood) : moule interne bivalve, côté valve gauche. Messinien, bancs marneux des

tripolis, Sig (monts des Tessala, nord). Collection Moissette, MNHN, IP, n° R. 07663.

Clichés D. Serrette et L. Merlette (MNHN, IP).

Bull. Mus. natn. Hist. nal., Paris, 4' sér., 9, 1987,

section C, n" 4 : 455-469.

Les Suiformes (Artiodactyla, Mammalia)

du Miocène de Bézian (Gers)

par Léonard Ginsburg et Christian Bulot

Résumé. — Le gisement du Miocène inférieur (MN4b) de Bézian sur la commune de La Romieu

(Gers) n’a livré, malgré sa richesse en Mammifères fossiles, que deux Suoidea : le Suidae Bunolistriodon

lockharti (Pomel) et le Tayassuidae Taucanamo sansanien.te (Lartet). L'absence d'Aureliachoerus

aurelianensis (Stehlin), habituellement si fréquent dans les gisements du même âge, s'explique écologique¬

ment. aucun gisement n’ayant livré à la fois ce dernier et Taucanamo.

Abstract. The mammalian fauna of the continental sands of Bézian (MN4b. Lower Miocene) near

the classic localily of La Romieu, SW France, contains a very small proportion of Suids. Teeth are

described. There are one Suidae, Bunolistriodon lockharti (Pomel), and one Tayassuidae, Taucanamo

sansaniense (Lartet). The so commun small Suid Aureliachoerus aurelianensis is absent, but it was never

found in the same place with the same-sized Suid Taucanamo san.saniense. We conclude they hâve

different ecological requires.

L. Ginsburg, Institut de Paléontologie du Muséum national d'Histoire naturelle et VA 12 du CNRS, 8, rue Buf-

fon. 75005 Paris.

C. Bulot, La Guilharderie. Nieul-les-Sainles, 17810, Sainl-Georges-des-Coteaux.

Le gisement de Bézian. situé sur la commune de La Romieu mais sous les sables des sites

étudiés par Roman et ViRtT (1934), est fouillé activement et tous les ans depuis 1968 par

C. Bulot, son découvreur. De nombreuses publications ont déjà fait connaître une grande

partie de la faune ; Rongeurs (Bulot, 1972, 1978). Lagomoiphes partiellement (Bûcher,

1982), Carnivores (Heinzmann, Ginsburg et Bulot, 1980; Ginsburg et Bulot. 1982),

Rhinocérotidés (Ginsburg et Bulot, 1984), Artiodactyles sélénodontes (Ginsburg et Bulot,

1987). Le présent article complète l’étude sur les Artiodactyles.

Famille Suidae Gray, 1821

Sous-famille Listriodontinae Simpson, 1945

Genre BUNOLISTRIODON Arambourg, 1933

Bunolistriodon lockharti (Pomel, 1848)

(PI. 1, 11; pl. III, 1-9)

Matériel : 1 avant-crâne, 2 maxillaires, 4 hémimandibules, 68 dents isolées, 3 radius, 2 MclII, 1

MclV. I coxal, 2 tibias, 4 astragales, 2 calcanéums, 1 Mtlll, 3 MtlV, 8 phalanges.

Description

La pièce la plus belle est le dessus d’un avant-crâne, conservé de l’avant à la jonction des

crêtes frontales. Les proportions sont sensiblement les mêmes que chez le Listriodon splendens

de Sansan. Comme chez ce dernier, la région des incisives, c’est-â-dire la région alvéolaire du

prémaxillaire, est beaucoup plus courte et large que chez Kubanochoerus. Dicolyles et Sus. Au

niveau des canines, le museau est haut et bombé, mais moins que chez L. splendens. Le

rebroussement de l’os au-dessus du bord supérieur de l’alvéole de la canine est plus fort que

chez L. splendens. La région frontale est aussi large mais les reliefs y sont plus vigoureusement

marqués. Le foramen sus-orbitaire est plus important et la gouttière sus-orbitaire, qui prolonge

en avant ce foramen, est plus large. Les gouttières gauche et droite se rapprochent rapidement

l’une de l’autre puis divergent lentement pour disparaître en avant du niveau du foramen

infraorbitaire. Le foramen sus-orbitaire se trouve nettement plus en arriére que chez Sus et

Listriodon. Ce foramen est même dédoublé. Sur notre spécimen de Bézian, à 1 cm du foramen

principal gauche se trouve un foramen plus petit; à droite les deux foramens sont aussi

importants l’un que l’autre, et très rapprochés jusqu’à se rejoindre en un seul complexe auquel

participe même un troisième foramen, plus petit et placé entre les deux. Comme chez

Listriodon les crêtes frontales, partant du processus postorbilaire, sont très obliques par

rapport au plan sagittal du crâne, et se rejoignent rapidement Le foramen infraorbitaire est

particulièrement gros. Au-dessus de la région alvéolaire des premières prémolaires, l’os est

excavé et marqué de multiples encoches. Cette région correspond à l’insertion du muscle

buccinator. Comme chez tous les Suidés existe un foramen au plafond de l’orbite. Sur le rebord

antérieur s’ouvre un foramen lacrymal.

Il est à noter d’une part que cet avant-crâne a appartenu à un individu mâle comme le

montre l’important diamètre de l’alvéole de la canine et d’autre part que le frontal ne porte

aucune protubérance pouvant être assimilée à une corne. En cela aussi notre fossile est à

rapprocher de Listriodon splendens et à écarter de Kubanochoerus.

Les dents sont identiques à celles de La Romieu décrites par Viret et Roman (1934). Les

incisives supérieures sont très développées. P est très allongée mésio-distalement. P et P sont

simples et pointues mais basses. Leurs arêtes sont crénelées.

La canine supérieure des mâles est recourbée vers le haut, comme chez Listriodon

splendens. La première prémolaire supérieure, P', n’est connue que par ses alvéoles. Le premier

alvéole est rond et profond, le second oblique et très peu profond. est formée d’une pointe

principale de laquelle descendent deux crêtes diagonales, l'une dirigée antéro-lingualement et

l’autre postéro-labialement. Un petit talon se trouve à l’angle postéro-lingual. P^ est bâtie sur

le même plan mais le talon est beaucoup plus grand. La P’^ est plus large que longue. Sur la

face linguale le protocône est prédominant. Tous ces tubercules sont pointus. Les molaires

supérieures sont larges, fortes, à quatre tubercules principaux plus un tubercule central et de

forts cingulums surtout l’antérieur, le labial et le postérieur. est en outre dotée d’un talon

fort et bien dissymétrique.

I, est large et spatulée. I 2 et I 3 plus dissymétriques. La canine du mâle est de section

triangulaire et recourbée en bel arc vers l’arriére. Celle de la femelle est beaucoup plus courte.

Une petite dent allongée, basse, aiguë, à fines crêtes antérieure et postérieure, et relevée à

457 —

Tableau I. — Mesures des dents supérieures de Bunolisiriodon lockharti (en mm).

L = longueur (diamètre mésio-distal) ; 1 = largeur (diamètre labio-lingual = diamètre transversal).

min

moy

max

18,9

19,45

20,2

10,5

11,0

11,5

F S

14,4

15,25

16,3

8,4

8,85

9,5

F î

13,4

7,4

Fcî

17,9

10,2

P $

9,8

5,2

C sup.

26,0

(15,5)

9,45

17,0

15,2

13,8

14,74

16,3

15,5

16,44

18,5

17,4

18,23

18,9

16,2

17,03

17,4

19,2

19,85

20,5

19,6

19,65

19,7

24,0

27,20

29,9

21,9

22,95

24,7

11,0

11,5

12,0

4,5

5,0

5,6

8,3

4,6

6,5

3,4

12,2

6,7

12,9

14,25

15,6

9,4

10,15

10,9

D'*

15,0

14,3

458 —

l’avant comme à l’arrière est attribuée avec doute à une P,. P 3 est peu dissymétrique, avec

cependant un hypoconide légèrement décollé labialement. P 4 comporte en plus un très fort

métaconide. Les molaires inférieures sont du même type que les supérieures mais plus

allongées, et un tubercule accessoire plus important existe à l’arrière. La M 3 porte un talonide

presque aussi large que les premiers lobes.

Tableau II. — Mesures des dents inférieures de Bunolistriodon lockharti (en mm).

Mêmes symboles que dans le tableau I.

moy

max

8,9

9,2

9,5

I 2

11,7

I 3

13,6

C inf. cî

17,1

17,96

18,8

C inf. 2

12,1

7,5

4,8

17,2

U 3

11,0

17,1

18,05

19,0

“a

11,7

12,2

12,7

17,2

17,7

18,3

12,7

14,15

16,2

21,6

22,4

23,3

17,0

17,26

17,6

M 3

31,7

32,4

35,6

16,3

17,3

18,7

6,7

J 1

4,4

12,0

5,7

D 3

12,4

13,06

13,8

6,5

6,83

7,0

21,3

21,93

22,5

11,3

11,63

12,2

— 459

L’émail de toutes ces dents, quand elles sont fraîches, est finement guilloché.

Les incisives lactéales ressemblent morphologiquement à leurs homologues définitives,

mais sont beaucoup plus petites et à relief simplifié. ressemble à une P^, et D"* à une M'.

Dj est mince, pointue, basse, à caréné postérieure simple. D., est un peu plus longue, peu

épaisse, et sur sa face postérieure présente deux crêtes sensiblement parallèles, d’orientation

longitudinale et étroitement accolées. Cette dent est dissymétrique par épaississement postéro-

labial. D 4 , comme chez tous les Artiodactyles, est fortement molariforme et comporte trois

tubercules labiaux et trois linguaux.

Les éléments du squelette appendiculaire sont anatomiquement les mêmes que ceux des

Sus actuels.

Tableau III. — Mesures du squelette appendiculaire de Bunolislriodon lockharti (en mm).

L = longueur ;

DT = diamètre

transversal; prox.

= proximal;

dist. = distal.

moy

max

156,8

163,15

169,5

Radius

DT prox.

27,3

28,43

29,7

DT dist.

33,9

34,1

34,3

89,0

MC III

DT prox.

18,4

20,1

21,8

DT dist.

18,9

96,4

Mc IV

DT prox.

15,4

DT dist.

17,4

Tibia

208,0

DT dist.

29,5

37,7

39,45

41,2

Astragale

DT prox.

19,8

19,33

19,6

DT dist.

21,3

21,46

22,5

Calcanéum

DT prox.

21,2

DT dist.

17,8

MT III

DT prox.

19,0

89,0

94.6

103,4

Mt IV

DT prox.

14,8

16,53

18,3

DT dist.

16,1

17,1

18,0

Phalange I

37,2

Phalange II

22,9

23,7

24,8

Phalange III

25,5

26,6

27,7

Dimorphisme sexuel

Les incisives ne pouvant convenir morphologiquement qu’à Bmolistriodon se répartissent

en trois groupes par la taille. Les dents du groupe de taille moyenne se rapprochent plus, par la

taille, du lot des grosses dents que des petites. Nous avons logiquement considéré les plus

petites dents comme des dents lactéales et les autres comme des dents définitives; les plus

grandes sont attribuées à des mâles, et celles de moyenne taille à des femelles.

Rapports et différences

L’étude du crâne a montré les grandes affinités stnacturales entre Bunolistriodon lockharti

et Listriodon splendetis (réduction en longueur du prémaxillaire, section du museau, forme et

proportion du frontal, absence de corne). Malgré le caractère « bunodonte » de la denture, le

grand Suidé du Zelten (nommé d’abord par Arambourg (1961) Libycochoerus massei nov.

gen. nov. sp., puis Bmolistriodon massai par le même Arambourg en 1963) est très différent

(prémaxillaires plus longs, crâne plus haut et plus étroit au niveau des molaires, non réduction

de P' et P^, présence de protubérances cornues au-dessus des orbites). Comme Gabunia (1973)

l'a déjà souligné à propos de la denture. les deux espèces bunodontes ne peuvent entrer dans le

même genre. Arambolirg (1933) en créant le genre Bunolistriodon n’a pas désigné d’espéce-

type mais il dit clairement dans son texte que ce genre correspond aux Listriodon bunodontes

de Stehlin. Ce dernier ne connaissant pas les formes africaines, découvertes plus tard, on doit

considérer implicitement que l’espéce-type est une forme européenne, donc le L. lockharti. La

forme de Libye appartient bien au groupe des Listriodontinés à cornes. Faut-il le ranger dans

le genre Kubanochoerus comme le propose Gabunia, ou l’en séparer, et garder dans ce cas le

genre Libycochoerus qu’ARAMBOURG avait créé dans un premier temps (1963) pour la bête

libyenne? La corne extraordinaire que portait le Suidé de Belomecetskaja en Russie (cf.

Gabunia, op. cit., fig. 18 et 23) ne se retrouve pas sur la forme du Zelten, mais le spécimen de

Russie a appartenu à un mâle et celui de Libye à une femelle et il est pensable que les cornes

des mâles soient plus développées que celles des femelles. Dans ce cas, les deux animaux

appartiendraient au même genre. Dans le cas contraire, il faudrait garder le genre

Libycochoerus pour la bête de Libye. Pour avoir une certitude, il faut attendre d'autres pièces,

soit une femelle de Kubanochoerus robustus, soit un mâle de « Libycochoerus » massai.

L’étude du crâne de Bézian renforce l’opinion de Leinders (1975) qui voyait une parenté

entre B. lockharti et L. splendens. Sans aller jusqu’à admettre avec Leinders une relation

d’ascendant à descendant entre les deux formes (cf. Ginsburg, 1977), nous reconnaîtrons des

affinités plus étroites entre les deux Listriodontes européens qu’avec les formes de Libye et de

Russie.

Répartition stratigraphique

Bunolistriodon lockharti est un migrant qui apparaît pour la première fois à Pellecahus,

dans le MN4b (selon l’échelle biostratigraphique de Mein, 1975). On le connaît aussi dans la

plupart des gisements de la MN4b : Bézian, La Romieu-Soucaret en Aquitaine, Baigneaux-en-

— 461 —

Beauce, Chevilly, Montabuzard dans le bassin de la Loire. On le retrouve dans la MN5 à

Pontlevoy-Thenay et dans les laluns d’Anjou à Pontigné, Lasse, Chavaignes, Noyant-sous-Ie-

Lude, Méon, Breil, Dénézé-sous-le-Lude et Meigné-le-Vicomte en Maine-et-Loire, Hommes,

Savigné-sur-Lathan et Pont-Boutard en Indre-et-Loire.

En Espagne, Bmolistriodon lockliarii a été signalé à Can Canal, Saint-Mamet, Corcoles,

Bunol, Munebrega I et AB, Armantes 1 (Golpe, 1971) ainsi qu’à la Hidroelectrica, Puente de

Toledo, Moratines et Puente de Vallecas (Astibia, 1985). Tous ces gisements sont localisés

dans la tranche de temps qui comprend l’Orléanien moyen et supérieur, c’est-à-dire avant la

MN 6 .

Bunolistriodon lockharti a été aussi signalé à Neudorf-Sandberg en Tchécoslovaquie par

Thenius (1952). Ce gisement se situe à la limite de la MN7 et de la MN 8 (Mein, 1984) mais

Ginsburg et Mein (1980) estiment que le Bunolistriodon de ce gisement est remanié et

proviendrait d'un niveau antérieur à la faune de Sansan. On doit donc admettre, jusqu’à plus

ample informé, que B. lockharti n’atteint pas la MN 6 .

Famille Tayassuidae Palmer, 1897

Sous-famille Doliochoerinae Simpson, 1945

Genre TALCANAMO Simpson, 1945

Taucanamo sansaniense (Lartet, 1851)

(PI. III, 10-11)

Matériel et mesures (en mm) : Hémimandibule droite avec alvéole de C et de Pi, P 2 -M 3 en place :

P 2 = 8,3 X 4,3; P 3 = 9,8 x 5,2; P 4 = 9,8 = 6,0; M, = 10,0 x 7,5; M 2 = 11,3 x 8,9 ; M 3 = 14,6 x

8,4. — Canine inférieure. — P 3 isolée = 10,0 x 4 , 7 . — Fragment distal d’humérus. — Unciforme droit,

DT = 9,4; h = 9,4. — 1 première phalange, L = 27,0.

Description

La canine inférieure isolée montre une couronne identique en taille et en morphologie à

celle de son homologue de Sansan. Sur la mandibule conservée, le fond de l’alvéole,

correspondant au début de la racine, est beaucoup plus petit qu’à Sansan, indiquant sans

doute qu’il s’agit d’un individu femelle.

P, n’est connue que par son alvéole, simple, légèrement elliptique et de plus grand

diamètre transversal qu’à Sansan. Les autres prémolaires ont deux racines bien séparées. P, est

mince, allongée, et surtout très haute et pointue. Un petit talonide postéro-labial altère seul sa

simplicité. P 3 est haute et pointue sur le spécimen de la mandibule, plus basse sur la dent isolée.

La dent est plus large que P 2 et le renforcement labio-postérieur plus marqué. P* est un peu

moins haute et son talonide est très développé. Les molaires sont du type Taucanamo, avec en

particulier une M 3 à talonide très important.

— 462 —

Rapports et différences

La mandibule de Bézian partage avec le Tayassuidae de Sansan, type de Taucanamo

sansaniense, des molaires inférieures dépourvues de cingulum antérieur et labial et une M 3 à

talonide développé en troisième lobe. Les différences portent sur la denture antérieure : sur le

spécimen de Bézian, la racine de la canine est plus petite, l’alvéole de P, est unique et rond, Pj

et P 3 sont plus hautes, plus pointues et plus courtes que sur la majorité des pièces de Sansan.

Plus courte aussi est la Pj^ de Bézian. Mais la population de Sansan montre une certaine

variabilité qui englobe les apparentes particularités de la mandibule de Bézian : la P 4 . du

spécimen de Sansan Sa 4589 n'est pas plus longue que celle de Bézian, tandis que la mandibule

Sa 4592 montre une P 2 courte et pointue comme celle de Bézian et à l’avant, malheureusement

endommagé, un alvéole de P| à fond bien rond et non allongé comme sur la majorité des

spécimens de Sansan. Enfin la P 3 isolée de Bézian est basse et à carène antérieure légèrement

courbe, comme sur la quasi-totalité des spécimens de Sansan. Le Tayassuidae de Bézian

appartient donc bien à Taucanamo sansaniense.

A Steinheim. de très beaux matériaux de Taucanamo ont été récoltés, traditionnellement

attribués à l’espèce pigmeus depuis Depéret (1892) et Stehlin (1900). Chen Guanfang, qui a

révisé récemment tout le matériel de Steinheim (1984), a noté avec justesse l’extrême

ressemblance des pièces de Steinheim avec celles de Sansan et comme les deux espèces étaient

attribuées depuis Ginsburg (1973; à des genres différents (Taucanamo Simpson, 1945, pour

l'espèce sansaniense et Alhanohyus Ginsburg, 1973, pour l’espèce pigmeus), elle en a conclu que

les deux genres étaient identiques et a fait tomber Alhanohyus en synonymie.

Notre conclusion est sensiblement différente. Avec le Dr. J. E. Heizmann, de Stuttgart,

où sont conservés les matériaux de Steinheim, nous avons comparé directement ce matériel

(maxillaires et mandibules) avec celui de Sansan et avec la mandibule é'Alhanohyus pigmeus

d’Artenay. Les matériaux de Steinheim et de Sansan nous sont apparus comme devant se

rapporter non seulement au même genre, comme l’a bien vu Chen Guanfang, mais aussi à la

même espèce, tandis que la mandibule d’Artenay est très éloignée. Taucanamo sansaniense

existe donc à Bézian, Sansan et Steinheim, tandis cpTAlhanohyus pigmeus est le nom valable

pour la mandibule d’Artenay et les pièces de La Grive.

Répartition stratigraphique

Taucanamo sansaniense est une forme rare. Comme Bunolistriodon lockharti, c’est un

immigrant de la MN4b. Il apparaît pour la première fois à Bézian. On le retrouve dans les

faluns de l’Anjou (MN5) par des dents isolées trouvées à Pontigné, Chavaignes, Noyant-sous-

le-Lude (Maine-et-Loire) ainsi qu'à Savigné-sur-Lathan et Clérè-les-Pins (Indre-et-Loire).

Dans le bassin d’Aquitaine, une molaire isolée rapportable à la même forme a été trouvée à

Lavardens (Gers) dans un niveau d’âge sensiblement équivalent aux faluns de l’Anjou. Plus

haut, on le trouve à Sansan, d’où provient le type, et à Leoben en Autriche, deux gisements de

la MN 6 , ainsi qu’à Steinheim am Albusch (Würtemberg), dans la MN7.

Conclusions

La liste des Suoidea de Bézian est finalement la suivante :

Bunolistriodon lockharti (Pomel);

Taucanamn samanieme (Larlet).

On notera l’absence à Bézian du petit Suidé Aureliachoerus aurelianensis (Stehlin), si

abondant dans l’Orléanien. des Beilleaux (MN3 de base) à Pontlevoy-Thenay (MN5). Cette

forme semble s'exclure de Taucanamo car on ne les a jamais trouvés ensemble dans un

gisement continental ni aux Beilleaux, ni à Chilleurs, Neuville, Artenay. Chevilly-l’Aérotain,

Baigneaux-en-Beauce, Chevilly-Monchêne dans le bassin de la Loire, ni à Estrepouy,

Pellecahus, La Romieu-Soucaret, Lavardens dans le bassin d’Aquitaine. Hyotherium soemme-

ringi, présent aussi dans l’Orléanien. coexiste souvent avec Aureliachoerus aurelianensis, mais

Jamais avec Taucananto, Dans l'Astaracien. Aureliachoerus a disparu mais la même exclusive

persiste dans les trois gisements si riches de Sandelzhausen, Sansan et Steinheim, avec présence

de Hyotherium et absence de Taucanamo à Sandelzhausen et le contraire à Sansan et

Steinheim. A Leoben cependant les deux formes coexistent. Aucune raison d’ordre stratigra-

phique ne pouvant expliquer ces répartitions, nous attribuerons ces exclusives à des exigences

écologiques particulières et différentes à chacun de ces Suiformes.

RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES

Astibia, h., 19S5. Los macromamiferos del Mioceno medio de Tarazona de Aragon (Depresion de

Ebro, Provincia de Zaragoza). Thèse, Leioa, 265 p.

Arambourg, C., 1933. — Les Mammifères miocènes du Turkana (Afrique orientale). Annls Paléoni.,

Paris, 22 ; 123-146.

— 1961. — Note préliminaire sur quelques vertébrés nouveaux du Burdigalien de Libye. C. r. somm.

Soc. géoL Fr., Paris, 4 : 107-108.

— 1963. Le genre Bunolistriodon Arambourg 1933. BulL Soc. géol. Fr., Paris, 7' sér., 5 : 903-911.

Bûcher, H., 1982. — Étude des genres Marcuinomys Lavocat et Lagopsi.i Schlosser (Lagomorpha,

Rodentia) du Miocène inférieur et moyen de France. BuU. Mus. nain. Hist. nul., Paris, 4' sér., 4, C

(1-2) : 43-74.

Bulot, c., 1972. Les Cricétidés (Rodentia) de Bézian (Gers). Bull. Soc. Hist. nal. Toulouse. 108 (1-2) :

349-356.

1978o. — Un nouvel Eumyarion (Rodentia, Mammalia) du Miocène de Bézian prés de La

Romieu (Gers). Bull. Soc. Hist. nal. Toulouse. 114 (3-4) : 373-381.

19786. — Bransatoglis cadeoti nov. sp. un nouveau Gliridae (Rodentia, Mammalia) du Miocène

de Bézian (zone de La Romieu). Gcohios, Lyon, 11 (1) : 1 OU 106.

— 1986. — Distinction de deux niveaux fossilifères dans le gisement traditionnel de La Romieu

(Gers). Bull. Mus. nain. Hist. nal.. Paris, 4' sér,, 8. C, (4) : 483-497.

Chen Guanfang, 1984. — Suidae and Tayassuidae (Artiodactyla, Mammalia) from the Miocene of

Steinheim a.A. (Germany). Palaeontographica, Stuttgart, 184 (1-4) : 19-B3.

— 464 —

Drpéret, C., 1892. — La Taune de mammifères miocènes de la Grive-Saint-Alban (Isère). Archs Mus.

Hist. liai. Lyon, 5 : 1-93.

Gabunia, L., 1973. — Les vertébrés fossiles de Belomecetskaya. Tiblissi, 1-137.

Ginsburg, L., 1973. — Les Tayassuidés des Phosphorites du Quercy. Palaeovertebrata. Montpellier, 6 :

55-85.

1977. ListrioJon juha. Suidé nouveau du Miocène de Beni-Mellal (Maroc). Géol. méditer.,

Marseille, 4 (3) : 221-224.

Ginsburg, L., et C. Bulot. 1982. — Les Carnivores du Miocène de Bézian près de La Romieu (Gers,

France). Proc. K. ned. Akad. iVei., Utrecht. 85 (1) : 53-76.

Ginsburg, L., et C. Bulot, 1984. — Les Rhinocerotidae (Perissodactyla, Mammalia) du Miocène de

Bézian à La Romieu (Gers). Bull. Mus. nain. Hist. nal.. Paris, 4' sér., 6. C, (4) : 353-377.

Ginsburg, L., et C. Bulot, 1987. Les Artiodactyles sélènodontes du Miocène de Bézian à La Romieu

(Gers). Bull. Mus. nain. Hist. nat., Paris, 4'sér., 9. C, (1): 63-95.

Ginsburg, L., et P. Mein, 1980. — Crouzelia rhodanica, nouvelle espèce de Primate catarhinien, et essai

sur la position systématique des Pliopithecidae. Bull. Mus. nain. Hist. nal., Paris, 4' sér., 2, C, (2) :

57-85.

GoLPn-PossE. J. M., 1971. — Suiformes del Terciario espanol y sus yacimientos. Thèse Barcelona-

Sabadell. 197 p.

Heizmann, E. P. J., L. Ginsburg et C. Bulot, 1980. — Prosansanosmilus peregrinus, ein neuer

machairodontider Felide aus dem Miocan Deutschlands and Frankreichs. Siuiig. Beitr. Naturk.,

Stuttgart, B, 58 ; 1-17.

Leinders, J., 1975. Sur les affinités des Listriodontinae bunodontes de l'Europe et de l’Afrique. BuU.

Mus. nain. Hist nal , Paris, 3' sér., n" 341 ; 197-204.

Mein, P., 1975. Ré.sultats du groupe de travail des Vertébrés. Report on activity on the RCMNS

working groups (1971-1975). IVGS, régional committee on mediterranean Neogene stratigraphy,

Bratislava : 78-81.

1986. Chronological succession of hominoids in the European Neogene. Proc, tenih Congr. ini.

Prirnatology Soc., Cambridge Univ. Press : 59-70.

Roman, F., et J. Viret, 1934. — La faune de Mammifères du Burdigalien de La Romieu (Gers). Mém.

Soc. géol. Fr., Paris, n s., n® 9 (2-3), 21 : 1-67.

Stehlin, h. g., 1899-1900. Über die Geschichte des Suiden-Gebisses. Abh. schweiz. palàont. Ges.,

Basel, 26 ; 1-335; 27 ; 376-527.

Thenius, E., 1952. Die Sâugelierfauna aus dem Torton von Neudorf an der March (CSR). Neues Jb.

Geol. Palâonl., Stuttgart, 96 (1) : 27-136.

Zdarsky, a., 1909. — Die miocâne Sâugetierfauna von Leoben. Jb. K. K. geol. Reichsanstalt, Wien, 59

(2) : 245-288.

PLANCHE 1

Bunolisiriodon lockharli (Pomel)

1 — Avanl-cràne (Be A 69-22) : a, face latérale droite; b, face supérieure; c, face antérieure; d, face inférieure, x 1/2.

2 — I' iî gauche (Be A 69-29), face linguale.

3 — I- (î droite (Be A 69-28), face linguale.

4 — P J droite (Be 8276), face linguale.

5 — F 9 gauche (Bcz 18), face linguale.

6 — P 9 gauche (Bez 17), face linguale.

7 — J‘ gauche (Bez 515) : a, face latérale; b, face linguale.

8 — droite (Bez 517), face linguale.

9 — droite (Bez 518). face linguale.

Les figures 2 à 9 sont en grandeur naturelle.

— 466

PLANCHE II

Bunolistriodon lockharti (Pomel)

1 — Canine supérieure droite (Bez 507), face linguale.

2 — Fragment de maxillaire gauche (Be 7209) avec P^-P^-P"*, face occlusale.

3 — P‘‘ droite (Be A 6929), face occlusale.

4 — P”* droite (Bez 509), face occlusale.

5 — Fragment de maxillaire droit (Be A 69-23) avec D^-D^, face occlusale.

6 — 0“ droite (Bez 510), face occlusale.

7 — gauche (Be A 69 24), face occlusale.

8 — gauche (Be 7440), face occlusale.

9 — droite (Be 7498), face occlusale.

10 — M’ gauche (Be 7264), face occlusale.

11 — I 2 droite (Be 8274) : a, face labiale ; b, face linguale.

12 — I 3 droite (Be 511) : a, face latérale; b, face linguale.

13 — Canine inférieure droite S (Be 7245), face labiale.

14 — Canine inférieure gauche $ (Be 7531), face linguale.

15 — P, gauche (Bez 508), face linguale.

16 — Hémimandibule gauche (Be 7531) avec D 2 -D 3 -D 4 -M 1 -M 2 : a, face occlusale; b, face linguale.

17 — Ji gauche (Bez 519), face linguale.

Toutes les figures sont en grandeur naturelle.

— 468 —

PLANCHE 111

Bunolistriodon tockharli (Pomel)

1 — P 3 gauche (Bez 512) : a, face occlusale; b, face linguale.

2 — P 4 gauehe (Bez 513) : a, face occlusale; b, face lihguale.

3 — Mj gauehe (Be 8277), faee oeelusale.

4 — M 2 droite (Be D02H), face occlusale.

5 — Mj gauche (Be 7441), faee oeelusale.

6 — Me 111 gauehe (Be 8278), faee dorsale.

7 — Mc IV droit (Be 7836), fece dorsale.

8 — Astragale gauche (Be 7534), face dorsale.

9 — Mt IV droit (Be 7907), faee dorsale.

Taucanamo sansaniense (Lartet)

10 — Hémimandibule droite (Bez 15) avee P 2 -M 3 : a, face labiale; b, face oeelusale; e, face linguale.

11 — P 3 gauche (Bez 121) : a, face occlusale; b, face linguale.

Toutes les figures de eette planche sont en grandeur naturelle.

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Achevé d’imprimer le ÏO juin 1988.

Le Bulletin du 3‘ trimestre de Vannée 1987 a été diffusé le 15 janvier 1988.

IMPRIMERIE NATIONALE

7 564 004 5

Le Comité de rédaction du Bulletin du Muséum remercie les spécialistes qui ont bien voulu prêter leur

concours pour le choix et l’examen critique des manuscrits reçus pour publication dans la section C au cours

de l'année 1987 :

L. DE Bonis, Laboratoire de Paléontologie des Vertébrés, Université PARIS VI, 11, quai Saint-Bernard,

75005 Paris.

V. Eisenmann, U a 12 du CNRS, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

J. C. Fischer, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

L. Ginsburg, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

D. Goujet, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

J. G. Harmelin, Centre d’Océanologie de Marseille, Station marine d’Endoume, rue de la Batterie-des-

Lions, 13007 Marseille.

Y. Plusquellec, Laboratoire de Paléontologie et de Stratigraphie du Paléozoïque, Faculté des Sciences,

6, av. Le Gorgeu, 29287 Brest cedex.

A. Rage, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

D. E. Russell, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

P. Semenoff-Tian-Chansky, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

D. Smith, Laboratoire de Minéralogie, MNHN, 61, rue Buffon, 75005 Paris.

F. F. Steiniger, Institut für Palâontologie, Universitât Wien, Universitâtstrasse 7 A-lOlO Wien, Autriche.

H. Thomas, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

H. H. Tsien, Université Catholique de Louvain, Institut de Géologie-Paléontologie, Bât. Mercator, 3, pl.

Louis Pasteur, B-1348 Louvain-la-Neuve, Belgique.

M. -T. Vénec-Peyré, UA 12 du CNRS, Institut de Paléontologie, MNHN, 8, rue Buffon, 75005 Paris.

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d'Histoire naturelle, 57, rue Cuvier, 75005 Paris. Ils seront accompagnés : de la traduction du titre

en anglais, d’un résumé en français et en anglais, de l’adresse du Laboratoire dans lequel le travail

a été effectué (en note infrapaginale sur la première page).

Le texte doit être dactylographié à double interligne, avec une marge suffisante, recto seule¬

ment. Pas de mots en majuscules, pas de soulignages (à l’exception des noms de genres et d’espèces

soulignés d’un trait). Il convient de numéroter les tableaux et de leur donner un titre ; les tableaux

importants et complexes devront être préparés de façon à pouvoir être clichés comme des figures.

La liste des références bibliographiques, à la fin de l’article, devra être présentée par ordre

alphabétique des noms d’auteurs, chaque référence étant indiquée ainsi : auteur, initiales du (ou

des) prénom, date, titre d’article ou d’ouvrage (en entier), revue abrégée selon la World list of Scientific

Periodicals, tome (souligné), numéro (entre parenthèses), deux points, pagination et illustrations.

Les dessins et cartes doivent être réalisés à l’encre de chine. Les photographies seront le plus

nettes possible et tirées sur papier brillant. Tenir compte de la justification du Bulletin : 14,5 cm x

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Tirés à part : 50 tirés à part seront fournis gratuitement par article. Les auteurs peuvent

éventuellement commander des tirés à part supplémentaires qui leur seront facturés directement

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MÉMOIRES DU MUSÉUM NATIONAL D’HISTOIRE NATURELLE

Collection à périodicité irrégulière. Paraît depuis 1935. A partir de 1950, les Mémoires se subdivisent

en quatre séries spécialisées : A, Zoologie ; B, Botanique ; C, Sciences de la Terre ; D, Sciences physico-chi¬

mique. (Format in-é").

Dernières parutions dans la série C

T. 41 — Gaudant (Mireille). — Recherches sur l’anatomie et la systématique des Cténothrissiformes et des

Pattersonichthyiformes (Poissons Téléostéens) du Cénomanien du Liban. 1978, 124 p., 57 fig., 10 pl. h.-t.

T. 42 — Lange-Baoré (Brigitte). — Les Créodontes (Mammalia) d’Europe occidentale de l’Éocène supérieur

à l’Oligocène supérieur. 1979, 249 p., 32 fig., 48 gr., 30 pl. h.-t.

T. 43 — Recherches océanographiques dans l’Océan Indien. (Entretiens du Muséum, Paris, 20-22 juin 1977.)

1979, 253 p., fig., pl.

T. 44 — Gayet (Mireille). — Contribution à l’étude anatomique et systématique des Poissons Cénomaniens

du Liban anciennement placés dans les Acanthoptérygiens. 1980, 151 p., fig., 29 pl.

T. 45 — Lauriat-Rage (Agnès). — Les Bivalves du Redonien (Pliocène atlantique de France). Signification

stratigraphique et paléobiogéographique. 1981, 175 p., fig., 16 pl.

T. 46 — FrOhlich (François). — Les silicates dans l’environnement pélagique de l’océan Indien au Cénozoïque.

1981, 208 p., fig., pl.

T. 47 — Loreau (Jean-Paul). — Sédiments argonitiques et leur genèse. 1982, 314 p., fig., pl.

T. 48 — Lauriat-Raoe (Agnès). — Les Astaridae (Bivalvia) du Redonien (Pliocène atlantique de France).

Systématique, biostratigraphie, biogéographie. 1982, 118 p., fig., 16 pl.

T. 49 — Colloque sur le Turonien. (Entretiens du Muséum, Paris, 26-27 octobre 1981.) 1982, 240 p., 61 fig.,

8 tabl., 4 pl.

T. 50 — Rouchy (Jean-Marie). — La genèse des évaporites messiniennes de Méditerranée. 1982, 267 p. 72 fig.,

18 pl.

T. 51. — Gayet (Mireille). — RamaUichlhys Gayet du Cénomanien inférieur marin de Ramallah (Judée). Une

introduction aux relations phylogénétiques des Ostariophysi. 1986, 119 p., 53 fig.

T. 52 — Russell (D. E.) et Zhai Ren-Jie. — The paleogene of Asia : Mammals and stratigraphy. 1987, 490 p.,

232 cartes, croquis et coupes stratigraphiques.

Ouvrages disponibles au Service de vente des Publications du Muséum,

38, rue Geoffroy Saint-Hilaire, 75005 Paris