jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
Plouzané, France. The first type (D1, D2, D3) limits two megasequences and represents an abrupt change in sedimentation from shallow shelf carbonates to deep shelf mud. D2 (107 Ma) and D3 (194 Ma) are well-known within the Arabian shield (Scott et al., 1988), whereas D1 is regional (Harris et al., 1984). The second type (d1, d2, d3, d4) is local and represented by variations of sedimentation within the internal shelf. 1. The lower megasequence = MS I (Lower Aptian). — It corresponds to a regressive megasequence which includes 2 mesosequences. The mesosequence S1 containing Choffatella decipiens, Palorbitolina lenticularis was dated
The mesosequence S1 containing Choffatella decipiens, Palorbitolina lenticularis was dated Lower Aptian age (Peybernes, 1976; Scott et al., 1988). It is composed of shales and shaly limestones at the bottom grading into wacke limestones to the top. The Lower Aptian mesosequence S2 is completely carbonated showing a regressive evolution and the development of neritic dolomitic limestone. The MS I ends with an intra-Aptian discontinuity (D2). 2. The upper megasequence = MS II (Upper Aptian Albian-Lower Cenomanian). — This is a regressive megasequence composed of 4 mesosequences (S3, S4, S5, S6). The lower part of S3 corresponds to an Upper Aptian
The lower part of S3 corresponds to an Upper Aptian age (Mesorbitolina cf. parva and Paracoskinolina sunnilandensis), whereas the upper part of S3 and S4 are dated Lower Albian age (Mesorbitolina cf. texana and Orbitolina subconcava). The S5 and S6 mesosequences are dated Upper Albian-Lower Cenomanian (Favusella washitensis, Orbitolina concava s. s.). The presence of R. cushmani in Dokan formation, overlying the Qamchuqa group, indicates Upper Cenomanian age. PALEOGEOGRAPHY (fig. 3). — The basinal facies (sector 1), occupies most of the eastern border of the country, and is mainly represented by globigerinal, basinal biomudstone. The middle shelf (sector 2) is
by globigerinal, basinal biomudstone. The middle shelf (sector 2) is characterized by neritic deposits dominated by the presence of rudist fragments. The internal shelf (sector 3) presents two types of deposit. On the eastern part of the sector lagoonal pelletal limestones are present, whereas on the extreme westward side of the basin supratidal conditions are common, with interdigitation between the two facies. The emerged areas are arranged into two sectors: in the NE, the Mosul block (sector 4), is characterized by the lack of sediments during the Lower Cretaceous time, in the NW, the Garra-Khleisa height (sector 5), also shows
in the NW, the Garra-Khleisa height (sector 5), also shows a sedimentary gap during this period. The sector 6 consists of silico-clastic sediments coming from the rim of the African shield (Delfaud, 1986). EUSTATIC CYCLES AND SEDIMENTARY SEQUENCES (fig. 3). — Super cycle LZB-4 (Aptian) approximately corresponds to megasequence I. It starts with a type 1 sequence boundary (SB1) which is overlain by a lowstand system tract gap (discontinuity D1). The bottom of the mesosequence S1 corresponds to a transgressive system tract (TST), overlain by a maximum flooding surface (MFS), whereas the top of S1 corresponds to a highstand system
whereas the top of S1 corresponds to a highstand system tract (HST). This mesosequence S1 is overlain by exactly the same mesosequence S2 composed also of a TST at the bottom and a HST at the top, but starts with a local discontinuity (d1) which corresponds to a type 2 sequence boundary (SB2). Super cycle UZA-1 and part of the super cycle UZA-2 (Albian-Lower Cenomanian) corresponds to megasequence II. Its base shows a type 1 sequence boundary (SB1) (discontinuity D2) dated 107 Ma, and its top situated at the Upper Cenomanian limit approximately in line with the type 1 surface
Cenomanian limit approximately in line with the type 1 surface dated 94 Ma (Discontinuity D3). Inside megasequence II, the essential 3rd order eustatic movements were recorded. Each mesosequence (S3, S4, S5, S6) corresponds to a high system tract (HST) deposited in the internal shelf. The discontinuities (d2, d3, d4) limiting these mesosequences are overlain by short interval transgressive system tract (TST), and correspond to type 2 sequence boundaries (SB2). DISCUSSION. — The Qamchuqa group is composed of two megasequences correlating with three super cycles of Vail's curve. In the lower order (1-2 Ma), six mesosequences were found to be correlated
order (1-2 Ma), six mesosequences were found to be correlated to the eustatic movement of Vail. Subsidence study has been carried out using data from 12 wells (Stam et al., 1987), the results show that during Aptian up to Cenomanian time (113-94 Ma), there was an important development of subsidence phenomena (Thomas et al., 1992). It begins with a sharp subsidence rate during the Lower Aptian time (tectonic subsidence); this period corresponds to the expansion phase of Tethys (Fourcade et al., 1991; Dercourt et al., 1985). Then the subsidence rate decreases progressively during Upper Albian and Cenomanian time (thermal subsidence).
decreases progressively during Upper Albian and Cenomanian time (thermal subsidence). The variation in the subsidence rate disturbed the parallelism between eustatism and sedimentary sequences, therefore during the Aptian and part of the Albian, the high subsidence rates allowed the basin to record the eustatic cycles up to the 2nd order. However, when the space becomes smaller during Upper Albian and Cenomanian, the basin records only part of the eustatic pulsations by regrouping of minor cycles. LE PROBLÈME. — Dans le Nord-Est de l'Irak il existe une vaste zone plissée (fig. 1) qui se situe en bordure occidentale de la chaîne
1) qui se situe en bordure occidentale de la chaîne Zagros-Taurus (Power et al., 1966; Kassab et al., 1980), c'est-à-dire en situation d'avant-pays. En fait, c'est l'ancienne marge passive sud-téthysienne (Fourcade et al., 1991) qui a été accolée à la chaîne du Zagros lors de la subduction alpine. Ce secteur montre une succession de plis, de direction NW-SE (Al Rawi, 1975) qui intègrent le faisceau alpin du bassin mésopotamien. À l'affleurement, on observe que des dépôts cénozoïques. En profondeur, le Mésozoïque est épais, à faciès de plate-forme ou bassinal. Il constitue l'essentiel des gisements d'hydrocarbures (Huntington, 1958; Nasr, 1960; Al
constitue l'essentiel des gisements d'hydrocarbures (Huntington, 1958; Nasr, 1960; Al Sadooni, 1978; Ameen, 1991). Il s'agit d'une province pétrolière majeure, bien explorée, avec de grandes réserves pétrolières (Perrodon, 1980; Al Mashadani, 1984). La mise en production des réservoirs carbonatés, d'âge Crétacé inférieur, nécessite une bonne connaissance des corps sédimentaires et de leur évolution diagénétique. Pour cela, l'un de nous (SAS) a repris une analyse fine des méso et mégaséquences, en reconstituant un système de dépôt dans un secteur décakilométrique correspondant à une structure anticlinale. Il est alors possible d'établir un modèle paléogéographique régional de plateforme subsidente en extension modérée. La
modèle paléogéographique régional de plateforme subsidente en extension modérée. La compréhension de l'histoire téthysienne du bassin mésopotamien, contemporain des phases d'expansion post-ouverture, nécessite une interprétation de ces séquences en termes d'eustatisme, de subsidence et de tectonique. Dans ce travail, nous allons proposer un modèle basé sur l'interprétation diagnostique de 30 puits, sur l'examen sédimentaire des débris de forages et de carottes, combiné avec une réinterprétation des microfaunes benthiques en utilisant le référentiel établi sur divers points de la Téthys (Peybernes, 1976; Scott et al., 1988; Ortuno et al., 1989). SÉQUENCES SÉDIMENTAIRES ET BIOSTRATIGRAPHIE. Il existe deux types de discontinuités (fig.
SÉDIMENTAIRES ET BIOSTRATIGRAPHIE. Il existe deux types de discontinuités (fig. 2). Le premier est marqué par un changement brutal de faciès (des marnes surmontent des calcaires de plate-forme); il en existe trois notés Dl, D2, D3 qui délimitent deux megaséquences. D2 (107 Ma) et D3 (94 Ma) sont connues à l'échelle de la plateforme arabe (Scott et al., 1988); D1 est plus régionale (Harris et al., 1984). Le second type, plus local, traduit une variation à l'intérieur des assises de la plate-forme (notés dl, d2, d3, d4). 1. Mégaséquence inférieure = MSI (Aptien p.p.). — Au-dessus de la discontinuité Dl,
= MSI (Aptien p.p.). — Au-dessus de la discontinuité Dl, elle constitue une séquence de comblement qui se décompose en deux mésoséquences. À la base, la séquence SI, renferme Choffatella decipiens, Palorbitolina lenticularis qui datent l'Aptien inférieur (Peybernes, 1976; Ortuno et al., 1989). Elle se compose de marnes passant à des marno-calcaires et de calcaires wackestones. Puis la séquence S2, toujours de l'Aptien inférieur, totalement carbonatée montre un comblement « régressif » avec développement de calcaires néritiques internes dolomitisés. Une surface durcie D2 clôture l'évolution. 2. Mégaséquence supérieure = MSII (Aptien supérieur Albien-Cénomanien p.p.). — Elle débute par une mésoséquence
(Aptien supérieur Albien-Cénomanien p.p.). — Elle débute par une mésoséquence (S3) de comblement datée à la base de l'Aptien supérieur (Mesorbitolina cf. parva et Paracoskinolina sunnilandensis). Puis se succèdent trois mésoséquences (S4, S5, S6) qui correspondent à la progradation/accrétion d'une plate-forme carbonatée. La partie supérieure de S3 ainsi que S4 sont datées de l'Albien inférieur (Mesorbitolina cf. texana et Orbitolina cf. subconcava) et S5, S6 de l'Albien supérieur à Cénomanien inférieur (Favusella washitensis, Orbitolina concava s. s.). La mésoséquence qui surmonte la discontinuité D3 débute par des marnes bassinales à faciès pélagiques du Cénomanien supérieur (R. cushmani). Ainsi, dans le
faciès pélagiques du Cénomanien supérieur (R. cushmani). Ainsi, dans le Crétacé inférieur mésopotamien, le découpage séquentiel et les biozones sont analogues à ceux des domaines franco-ibérique et du Mexique occidental ce qui confirme l'homogénéité des marges carbonatées de la Téthys (Delfaud, 1986; Dercourt et al., 1985). PALÉOGÉOGRAPHIE. — Durant l'Albo-Aptien, une organisation paléogéographique de l'Irak a été proposée (Al Naqib, 1960; Bellen et al., 1959). Nous la précisons en définissant six secteurs (fig. 3 A) allant du bassin au continent. Les faciès bassinaux (secteur 1) sont situés à l'Est (entre les villes de Sulamania et Khanaquin). Ils sont caractérisés par
les villes de Sulamania et Khanaquin). Ils sont caractérisés par une sédimentation continue peu épaisse de marno-calcaires à Globigérines s'ouvrant sur une zone profonde située au SE. La plate-forme médiane (secteur 2) correspond à un ensemble carbonaté dominé par des formations à rudistes avec ses faciès associés (lagons micritiques, zones frontales à forte énergie) qui englobe la terminaison SE de la structure étudiée. Le secteur 3 (plate-forme interne) dessine un arc sub-méridien; deux faciès principaux y sont identifiés : vers le bassin (SE) des carbonates fins à « pellets » de lagon, vers le continent (NW) des dépôts évaporitiques. Les
de lagon, vers le continent (NW) des dépôts évaporitiques. Les terres émergées s'organisent en deux secteurs. Au NE, le bloc de Mosul (secteur 4) est caractérisé par une absence de dépôt du Crétacé inférieur. Au NW, la dorsale de Garra-Khlesia (secteur 5) montre aussi un biseau progressif qui traduit également un non-dépôt du Crétacé inférieur, et non une érosion postérieure. Le Crétacé terminal y recouvre des terrains du Trias. Enfin, (bordure du craton arabe, (secteur 6) se développent des dépôts silico-clastiques qui proviennent des grands systèmes deltaïques de bordure du bouclier africain (Delfaud, 1986). La figure 3 B est une
bouclier africain (Delfaud, 1986). La figure 3 B est une coupe synthétique NW-SE qui montre l'organisation horizontale du Groupe Qamchuqa, sur un bassin de marge passive, entre le craton arabique et le sillon mobile du Zagros. CORTÈGES SÉDIMENTAIRES ET CYCLES EUSTATIQUES. Une utilisation du modèle génétique de Haq et Vail (1987) permet d'interpréter ces séquences en termes de cycles eustatiques assez bien enregistrés sur ces marges relativement stables (fig. 4). Fig. 4. Comparaison entre les séquences sédimentaires et les cycles eustatiques de Haq et Vail (1987). Rétro: régression; Pro: progradation. Fig. 4. — Comparison between the sedimentary sequences and eustatic
Fig. 4. — Comparison between the sedimentary sequences and eustatic cycles. Rétro: regression; Pro: progradation. 1. La mégaséquence I constitue la partie médiane et supérieure d'un supercycle. Il débute, dans le Barrémien, par une discordance de type 1 qui recouvre une lacune de bas niveau (Discontinuité Dl). Au-dessus, la mésoséquence SI correspond à l'intervalle transgressif (IT) clôturé par une surface d'inondation (« maximum flooding surface ») (MFS) alors que la partie supérieure, de tendance régressive, correspond à un prisme de haut niveau marin (PHN). La séquence S2 débute par un rapide intervalle transgressif (IT) suivi d'un prisme de haut niveau
rapide intervalle transgressif (IT) suivi d'un prisme de haut niveau marin (PHN). 2. La mégaséquence II surmonte une discontinuité D2, bien enregistrée par un décrochement de la courbe du gamma ray (et qui correspond à une surface de bas niveau de type 1 d'âge 107 Ma). Elle se termine par une autre surface de type 1, située dans le Cénomanien (vers 94 Ma), notée D3. Cette surface sépare des calcaires de plate-forme (en dessous) des marnes bassinales (au-dessus). Elle clôture une mésoséquence de comblement bathydécroissante (S6) et initie un nouveau cycle eustatique. C'est donc une discontinuité qui témoigne d'une chute
cycle eustatique. C'est donc une discontinuité qui témoigne d'une chute du niveau de la mer suivie d'un cortège transgressif. À l'intérieur de ce supercycle, l'essentiel des mouvements eustatiques de 3e ordre est enregistré. La mésoséquence basale (S3) correspond à un nouvel intervalle transgressif, limité par une surface de maximum d'inondation (MFS) et un prisme de haut niveau (PHN), puis les trois mésoséquences suivantes (S4, S5 et S6) correspondent chacune à un prisme de haut niveau marin (PHN) déposés dans la partie interne de la plate-forme. Les discontinuités qui les délimitent (décrochement sur la courbe du gamma ray et zones condensées)
(décrochement sur la courbe du gamma ray et zones condensées) doivent correspondre à de courts intervalles transgressifs (IT) surmontant des discontinuités de type 2. La mésoséquence qui surmonte l'ensemble montre un début d'ouverture vers le bassin qui s'accompagne du dépôt de marnes bassinales transgressives. 3. Correspondance avec les chartes. Globalement, les deux mégaséquences se parallèlent avec les supercycles LZB4 d'une part et UZA 1 et UZA 2 p. p. d'autre part de Vail et al. La datation n'est pas parfaite, mais nous savons (Scott et al., 1988) que généralement, la coupure majeure se situe à l'intérieur de l'Aptien, tant dans
coupure majeure se situe à l'intérieur de l'Aptien, tant dans le Golfe du Mexique qu'au Moyen-Orient. À l'ordre inférieur, on peut esquisser le parallélisme suivant avec la charte de Vail. Les séquences S1 et S2 correspondent aux cycles LZB4-1 et 4-2. Le développement des niveaux « profonds » de S1 est favorisé par un mouvement de distension qui est perceptible dans la courbe de subsidence entre 113 et 108 Ma (Thomas et al., 1992). Au-dessus, on retrouve les cycles UZA 1-1 et 1-2 (séquences S3 + S4). Dans l'Albien moyen-supérieur une seule séquence S5 associe les trois cycles UZA 1-3,
une seule séquence S5 associe les trois cycles UZA 1-3, UZA 1-4 et UZA 1-5. Puis la dernière séquence (S6) correspond à un comblement dans la partie distale de la plate-forme durant l'Albo-Cénomanien inférieur (et intègre en les lissant les cycles UZA 2-1, UZA 2-2, UZA 2-3). La limite supérieure du groupe Qamchuqa est marquée par la discontinuité D3 qui sépare les sédiments de plate-forme clôturée par un prisme de haut niveau (Fm. Qamchuqa sup.) et les dépôts bassinaux transgressifs (Fm. Dokan). Durant cette mégaséquence II, on assiste à un ralentissement de la subsidence qui ne permet pas l'enregistrement de
ralentissement de la subsidence qui ne permet pas l'enregistrement de tous les cycles eustatiques. Ceux-ci sont progressivement condensés et lissés dans les séquences S5, S6. On pressent ainsi le rôle de la dynamique du tréfonds qui conditionne l'espace disponible pour l'accumulation sédimentaire. DISCUSSION. Le groupe de Qamchuqa, d'âge Crétacé inférieur, est constitué de deux mégaséquences parallélisables avec les trois supercycles de la courbe de Vail. À l'ordre inférieur, de durée de 1 à 2 Ma, il apparaît six mésoséquences qui accompagnent les cycles de 3e ordre. Au sommet, ces cycles sont condensés dans UZA 1 et UZA 2 p. p.
sont condensés dans UZA 1 et UZA 2 p. p. On note que, à l'Aptien, la courbe à long terme débute vers 150 m, puis elle atteint 120 m pour revenir vers 150 m. Ce mouvement cyclique est observé dans l'évolution séquentielle, où des marnes de plate-forme externe encadrent des calcaires plus « internes ». Pour l'Albien, la courbe de Vail débute vers 150 m et atteint 250 m. Cette évolution n'est pas enregistrée dans les zones les plus internes, mais, globalement, l'approfondissement (plusieurs centaines de mètres) est bien supérieur, lié à un enfoncement qui induit une rétrogradation et le
lié à un enfoncement qui induit une rétrogradation et le développement de faciès bassinaux. Une étude de la subsidence a été réalisée, sur 12 puits, en utilisant le programme BURSUB (Stam et al., 1987). Les résultats montrent qu'une brève phase de distension (3 Ma) se manifeste durant l'Aptien et qu'elle est suivie durant l'Albien et le Cénomanien par une subsidence thermique. Cet événement doit être relié à un nouveau stade d'expansion de la Téthys mis en évidence par les cartes palinspatiques établies par le groupe Téthys (Fourcade et al., 1991; Dercourt et al., 1985). La variation de la vitesse de
Dercourt et al., 1985). La variation de la vitesse de subsidence perturbe l'enregistrement des cycles eustatiques. Durant l'Aptien et même une partie de l'Albien, le taux de subsidence permet l'enregistrement jusque dans les cycles de 2e ordre. Au cours de l'Aptien, les valeurs de la subsidence tectonique (90 m) et de la variation eustatique (80 m) entraînent une augmentation de l'espace disponible moyen de 34 m/Ma; au cours de l'Albien, la subsidence (80 m) et l'eustatisme (100 m) ne permettent qu'un développement limité de ce potentiel (15 m/Ma) et un enregistrement partiel des séquences de dépôt. Ainsi la plate-forme carbonatée
enregistrement partiel des séquences de dépôt. Ainsi la plate-forme carbonatée mésopotamienne est partiellement contrôlée par l'eustatisme qui s'exprime dans un cadre façonné par les mouvements du tréfonds. Note remise le 15 juillet 1992, acceptée après révision le 16 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES A. AL MASHADANI, Évolution géodynamique des bassins sédimentaires irakiens; conséquences sur la répartition des fluides, Thèse Doct. ès-Sciences, Univ. de Pau, 1984, 2 vol., 351 p., 36 fig., 14 pl., dépôt Univ. de Pau. M. K. AL NAQIB, Geology of the Southern Area of Kirkuk liwa, Iraq, Second Arab Petroleum congress Beirut, 1960. D. AL RAWI, Field observations
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p. 1533-1539. S. Al. S., J. D. et G. T. : Laboratoire de Géodynamique et Modélisation des Bassins Sédimentaires, Université de Pau, CURS-IPRA, avenue de l'Université, 64000 Pau, France; R. D. : 11, avenue Ridgway, 64000 Pau, France. Géologie/Geology La surface d'érosion finimessinienne en Crète centrale (Grèce) et sur le pourtour méditerranéen : rapports avec la crise de salinité méditerranéenne Bruno DELRIEU, Jean-Marie ROUCHY et Alain FOUCAULT, Résumé En Crète centrale, une surface de ravinement majeure est mise en évidence au toit des évaporites messiniennes, sous les dépôts conglomératiques du Messinien terminal et les marnes du Pliocène inférieur. Elle matérialise