jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
et de grès fins roses fluviatiles en bancs massifs, parfois chenalisés (fig. 3 A). Sa partie inférieure a livré d'abondantes œufs de Nitellopsis supraplana du Paléocène ([12], [13]). Par leur position stratigraphique, les troisième et quatrième ensembles sont équivalents à la Fm Chilca définie dans la région de Sicuani (fig. 1) où elle a également livré N. supraplana ([11], [13]), et de la Fm Santa Lucia de Bolivie ([4], [10]). Les « Couches Rouges » de Cuzco [6] surmontent la Fm Chilca (fig. 3 A). Cette série (Gp San Jérônimo de [8]), puissante de plus de 6 000 m, peut
de [8]), puissante de plus de 6 000 m, peut être subdivisée en trois ensembles sédimentaires (fig. 3 B). L'ensemble inférieur (4 500 m, Fms K'ayra et Soncco) est principalement constitué d'argiles rouges de plaine d'inondation, intercalées de grès feldspathiques conglomératiques déposés par des fleuves en tresse ([7], [8]). Les galets, principalement de nature sédimentaire, n'excèdent que rarement 10 cm. Les pistes de dinosaures découverts vers le sommet de cet ensemble attestent de son âge crétacé ([7], [8]). L'ensemble médian (base de la Fm Punacancha, 250 m), parfois absent, est constitué d'argiles rouges de plaine d'inondation [8], et pourrait être
constitué d'argiles rouges de plaine d'inondation [8], et pourrait être équivalent à la Fm Chilca paléocène. L'ensemble supérieur, non daté, (partie supérieure de la Fm Punacancha, 1 500 m) repose en discordance sur le précédent ou sur l'ensemble inférieur [8]. Il est constitué de conglomérats d'origine torrentielle dans lesquels dominent les galets de nature volcanique dont le diamètre dépasse souvent 20 cm [8] (fig. 3 B). La discontinuité basale semble traduire la phase tectonique Inca 1 de la limite Paléocène-Eocène. LA « NAPPE DES COUCHES ROUGES », ORIGINE, ÂGE ET NATURE DU CHEVAUCHEMENT. L'âge crétacé de l'ensemble inférieur du Gp
NATURE DU CHEVAUCHEMENT. L'âge crétacé de l'ensemble inférieur du Gp San Jérônimo, attesté par les traces de dinosaures, démontre la présence d'un contact tectonique entre ce dernier et la Fm Chilca sous-jacente d'âge paléocène. L'examen de la carte géologique (fig. 2) indique que le contact, bien que déformé ultérieurement, est subhorizontal et se suit dans tous les environs de Cuzco, définissant une « nappe des Couches Rouges » qui repose sur les séries autochtones, relativement minces de Cuzco. Les Couches Rouges peuvent reposer sur la Fm Chilca paléocène (Puquin), sur la Fm Yuncaypata sémionienne, parfois par l'intermédiaire de gypses extravasés,
la Fm Yuncaypata sémionienne, parfois par l'intermédiaire de gypses extravasés, ou sur les calcaires cénomaniens (Paruro, [8]). Le Gp San Jerônimo allochtone, bien que plus épais au Nord, montre une diminution de la granulométrie dans cette direction [8], suggérant que le bassin était alimenté depuis le Sud. Ceci est confirmé par les paléocourants [8] qui, comme dans la Fm Yuncaypata, indiquent un transport vers le Nord. La Fm Yuncaypata autochtone, constituée de faciès fins, devait donc se situer au Nord de ce bassin. L'analyse paléogéographique montre d'ailleurs que la tectonique sémionienne susceptible d'alimenter en détritisme grossier le Gp San Jerônimo,
sémionienne susceptible d'alimenter en détritisme grossier le Gp San Jerônimo, est située au Sud de Cuzco ([14], [3]). Par ailleurs, plus au S-E et en Bolivie, les sédiments sémioniens passent de façon continue vers le Nord-Est aux dépôts fins et partiellement marins du bassin oriental. Le bassin très subsident des « Couches Rouges » s'est donc très probablement formé au Sud ou Sud-Ouest de Cuzco, à la limite entre le Bassin Occidental et le seuil de Puno-Cuzco. Enfin, des dépôts rouges sénoniens étant connus à l'Ouest et au S-O de Cuzco, la partie des Couches Rouges se situerait donc au
Cuzco, la partie des Couches Rouges se situerait donc au Sud de Cuzco. Le charriage est postérieur au dépôt de la Fm Chilca, et donc à une partie du paléocène. D'autre part, le contact serait scellé par les conglomérats du Gp Paruro (fig. 2, [8]), attribué à l'Oligocène. Néanmoins, son âge reste à préciser. En effet, la discordance de l'unité sommitale des Couches Rouges (Fm Punacancha supérieure, éocène ?) qui repose à la fois sur le Sénonnien et sur le terme médian des Couches Rouges (Ouest de Paruro, fig. 2, [8]) indiquerait que le charriage est lié à la phase
[8]) indiquerait que le charriage est lié à la phase tectonique de la limite Paléocène Éocène (Inca 1, 55-50 Ma). Pourtant, la même unité supérieure, quoique discordante, appartient localement à l'unité allochtone (fig. 2), suggérant ainsi qu'une première déformation (Inca 1 ?) a donné naissance à des discordances, mais que le charriage est lié à la phase majeure de l'Éocène tardif (Inca 2, ca 40 Ma). Bien qu'aucune étude structurale détaillée n'ait été menée, il est probable que la « Nappe des Couches Rouges » se soit mise en place par glissement gravitaire. En effet, l'inversion tectonique du bassin des
par glissement gravitaire. En effet, l'inversion tectonique du bassin des Couches Rouges lors de la compression andine aura nécessairement provoqué l'expulsion de son remplissage sédimentaire. Or, les dépôts coniaciens et santoniens du Sud du Pérou sont généralement, comme à Cuzco, riches en évaporites ayant pu favoriser d'une part le décollement de la nappe, et d'autre part son glissement sur l'avant-pays. Cette interprétation est cohérente avec l'abondance des gypses extravasés près du contact, l'absence de chevauchements importants à l'intérieur de la nappe, et la grande dispersion des axes des plis affectant cette dernière (fig. 2), qui montrent que la déformation n'est
cette dernière (fig. 2), qui montrent que la déformation n'est pas liée à une compression de direction définie. CONCLUSIONS. — La série autochtone de la région de Cuzco comporte des termes sénoniens et paléocènes dans lesquels ont été reconnues certaines des séquences sédimentaires définies plus au Sud et Sud-Est. Elle est surmontée géométriquement par la « Nappe des Couches Rouges », dont la partie inférieure est datée du Crétacé supérieur. Le charriage, postérieur à une partie du Paléocène et antérieur à l'Oligocène, pourrait avoir eu lieu lors de la phase majeure de l'Éocène supérieur. La « Nappe des Couches Rouges
majeure de l'Éocène supérieur. La « Nappe des Couches Rouges » s'est probablement mise en place par glissement gravitaire vers le Nord ou le Nord-Est, à la faveur des niveaux évaporitiques intercalés dans les niveaux inférieurs du Sénonnien, et à l'occasion de l'inversion tectonique du bassin dans lequel elles s'étaient déposées. Ce travail s'est déroulé dans le cadre de l'ORSTOM. Nous remercions M. Feist et N. Grambast-Fessard de l'Université de Montpellier pour la détermination des nombreux charophytes, et T. Sempéré pour les discussions sur les corrélations avec la Bolivie. Note remise le 28 septembre 1992, acceptée après révision le 19
remise le 28 septembre 1992, acceptée après révision le 19 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] V. BENAVIDES, Am. Mus. Nat. Hist. Bull., New York, 108, 1956, p. 352-494 et J. J. WILSON, Am. Assoc. Pet. Geol. Bull., 47, 1963, p. 1-34. [2] E. JAILLARD et T. SEMPÉRÉ, in L. A. SPALLETTI éd., Contribuciones de Los Simposios sobre el Cretácico de América latina, Buenos-Aires, 1989, p. 1-27. [3] E. JAILLARD, in L. A. SPALLETTI éd., Cretaceous tectonics in the Andes, Earth Evol. Sci. Monog. ser., Vieweg Publ., Wiesbaden (sous presse). [4] T. SEMPÉRÉ, in L. A. SPALLETTI éd., Cretaceous tectonics in
T. SEMPÉRÉ, in L. A. SPALLETTI éd., Cretaceous tectonics in the Andes, Earth Evol. Sci. Monog. ser., Vieweg Publ., Wiesbaden (sous presse). [5] R. MAROCCO, T. SEMPÉRÉ, M. CIRBIAN et J. OLLER, C. R. Acad. Sci. Paris, 304, série II, 1987, p. 1139-1142 et D. C. NOBLE, E. H. MCKEE, T. MOURIER et F. MÉGARD, Geol. Soc. Am. Bull., 102, 1990, p. 1105-1113. [6] C. KALAFATOVICH, Bol. Soc. geol. Perú, 32, 1957, p. 125-139; et R. MAROCCO, Trav. Doc. Orstom, Paris, 94, 1978, 195 p. [7] C. NOBLET, Orstom-Univ. Pau, rapport inédit, 1985, 50 p., et C. NOBLET, R. MAROCCO
rapport inédit, 1985, 50 p., et C. NOBLET, R. MAROCCO et J. DELFAUD, Bull. Inst. Fr. Ét. Andines, Lima, 16, 1987, p. 55-78. [8] E. CÓRDOVA, Thèse de 3e cycle, Univ. Pau, 272 p., 1986, et R. LÓPEZ et E. CÓRDOVA, Bol. Soc. geol. Perú, Lima, 78, 1988, p. 149-164. [9] E. JAILLARD, H. CAPPETTA, P. ELLENBERGER, M. FEIST, N. GRAMBAST-FESSARD, J.-P. LEFRANC et B. SIGÉ, Cret. Res., Londres (sous presse). [10] T. SEMPÉRÉ, J. OLLER et L. BARRIOS, Actas y Congr. geol. Chile, Santiago, 3, 1988, p. H37-H65, et M. GAYET, L. G. MARSHALL et T. SEMPÉRÉ, Rev. Yac.
M. GAYET, L. G. MARSHALL et T. SEMPÉRÉ, Rev. Yac. Petrol. Fisc. Bolivia, La Paz, 12, 1991, p. 393-433. [11] E. AUDEBAUD, Thèse de 3e cycle, Univ. Grenoble, 1967, 59 p., et E. AUDEBAUD, Bol. Inst. Geol. Min. Metal., Lima, 25, 1973, 72 p. [12] H. MÜLLER et E. ALIAGA, Estudio bioestratigráfico del Cretácico de la cuenca Marañón, Rapport inéd. Petroperú, Lima, 1981, 57 p. [13] T. MOURIER et coll., Newslett. Stratigr., Stuttgart, 19, 1988, p. 143-177. [14] J. C. VICENTE, in G. E. ERICKSEN et coll. éd., Geology of the Andes and its relations to energy and mineral resources,
the Andes and its relations to energy and mineral resources, Circum-Pacific Council Energy Min. Resour. Earth Sci. Ser., 11, 1989, p. 91-117, Houston. [15] V. PECHO, Bol. Inst. Geol. Min. Metal., Lima, 35, (A), 1981, 67 p. E. J. : ORSTOM, UR IH, 213, rue La Fayette, 75480 Paris Cedex 10, France, et ORSTOM-Petroproducción, Casilla 10829, Guayaquil, Équateur. V. C., R. C. et W. G. : Univ. Nacional San Antonio Abad, Departamento de Geología, Cuzco, Pérou. Dans les premiers, comme le bassin vocontien mésozoïque, les formations calcaires signalent les bas niveaux marins, dans les seconds, comme le bassin intérieur nord-américain,
niveaux marins, dans les seconds, comme le bassin intérieur nord-américain, elles marquent les hauts niveaux. S'agit-il d'une règle générale? La méconnaissance de ce fait peut conduire à repérer de façon erronée les cycles eustatiques dans certains bassins et conduire à des déphasages en fait inexistants. Inversion of the carbonate signal in third-order (1 to 3 Ma) deep-water stratigraphic sequences of silled basins. Abstract The way high-frequency carbonate cycles are modulated to build up the so-called third-order sequences of the sequence stratigraphy model in open-margin deep-water carbonates is inverted in basins where the turnover of bottom waters is temporarily lowered by
where the turnover of bottom waters is temporarily lowered by a sill during sea-level lowstands. Thus, on open margins, third-order transgressions are marked by a marl-shift in the pattern of deep-water paracycles, whereas in the Late Cretaceous US Interior Seaway, as well as maybe in the Early Cretaceous basins of northern Germany, the shifts from carbonates to shales represent the opposite, that is, sea-level falls. Abridged English Version — In attempts to correlate Cretaceous third-order stratigraphic cycles in deep-water carbonates, on a worldwide basis, problems with cycles out of phase occur. Thus, either the medium-wavelength eustatic forcing postulated in the
occur. Thus, either the medium-wavelength eustatic forcing postulated in the sequence stratigraphy model is a wrong hypothesis, or the recognition of cycles in that kind of deposit is incorrect. This problem also gives a feedback on the sequential significance of black shales, a feature commonly used to spot, in basinal deposits, times of maximum flooding of platforms. I. VOCONTIAN TROUGH (French Subalpine Ranges). In this Mesozoic reference basin, the deep-water expression of any third-order transgression is a shift in the pattern of basinal paracycles (fig. 1) as well as in platform carbonates [2], [3]. In basinal deposits, this shift is
platform carbonates [2], [3]. In basinal deposits, this shift is explained [3] by both a decreasing periplatform ooze supply (drowned platform) and a plummeting planktonic carbonate production owing to the climatic cooling which seems to be associated with any transgression (as opposed to the widespread opinion of climate warming with continent floodings). The resulting modulation [4] of climate-controlled paracycles (5th-order cycles) allows definition of third-order cycles which correlate, on a very fine biostratigraphic basis, with successive progradational phases of platform carbonates [3]. The latest Cenomanian earliest Turonian transgression, which peaks in the Nodospidodes ammonite zone in SE France, as in
in the Nodospidodes ammonite zone in SE France, as in many other places of the world, is recorded that way in deep-water carbonates of the Vocontian Trough (fig. 2), that is by a marl shift traceable [6] to [8] more than a thousand kilometres away in the chalk of the Anglo-Paris basin (the so-called "Plenus Marls"). II. CRETACEOUS NORTH-AMERICAN WESTERN INTERIOR SEAWAY. — Created by lithospheric flexuration in front of the Sevier orogenic belt, this N-S elongated seaway reaches a maximum water depth of several hundred metres at the T6 (early Turonian) peak transgression [9]. From the Cenomanian to the
(early Turonian) peak transgression [9]. From the Cenomanian to the Campanian, in the deepest part of the basin, limestones or chalks alternate with shales often rich in organic matter. Episodes of limestone deposition have long been recognized to mark transgressive maximums [9], [11]. The deposition of shales has been correlated with progradational phases of coastal siliciclastics in the range of third-order cycles, as in the Cenomanian for instance [10], [11]. Thus, in the deepest part of the basin which probably never dried out even with the strongest sea-level falls, and where deposition is thus more-or-less continuous, shales must logically represent
where deposition is thus more-or-less continuous, shales must logically represent third-order lowstand systems tracts, not to be interpreted as stillstands [10] punctuating the second-order T6 transgression. The lithologic answer to sea-level changes in the deep Seaway is thus basically opposed to that recognized on the Alpine margin. The rule is especially true for the extensively studied late Cenomanian-early Turonian transgression, but also for the mild mid-Turonian transgression (figs. 2 and 3). What differs is the lithologic expression of the intervening lowstand systems tracts. To explain this inversion in the carbonate answer to sea-level changes on third-order stratigraphic cycles, we suggest
answer to sea-level changes on third-order stratigraphic cycles, we suggest that the sills evidenced by several authors in the Interior Seaway may have cut the turnover of bottom waters during third-order lowstands in sea-level. Instead of getting increasingly limy deposits during these lowstands, as in the open-marine carbonate-dominated environments of the Tethys, the high-frequency carbonate signal, muted on orbital frequencies [9], vanished (for reasons to be found) until normal circulation of waters was reestablished in the next highstand. Thus, having this side effect in mind, one may now understand that the limestone-marl couplets of Bridge Creek member occur in the
the limestone-marl couplets of Bridge Creek member occur in the only period during which the basic climatic signal may be recorded the same way (fig. 6) in different basins of the warm-temperature/tropical realm. What changes is the lithologic nature of the lowstand tracts below and above, which is misleading in that the carbonate minimum looks like a carbonate maximum in the silled basin. III. LOWER SAXONY BASIN. — The case of the Cenomanian-Turonian of the Western Interior may provide a workable answer to a problem we have been facing for years. How do we explain that carbonate maximums representing lowstand
years. How do we explain that carbonate maximums representing lowstand systems tracts in the Tethyan Vocontian Trough correlate biostratigraphically with "holes" in the carbonate curve [14] of deep-water marl-limestone alternations of German boreal basins (fig. 5)? Either third-order sequences correlate (eustatic forcing) or they do not (other forcing to be found), but the problem could also be obscured by bad biostratigraphic correspondences between Tethyan and boreal ammonites. The American case suggests that biostratigraphic correlations may be correct and that the carbonate response in the boreal basin may have been that of a silled basin. The very complicated paleogeography of the
of a silled basin. The very complicated paleogeography of the North Sea rift basins [14] backs the idea of sills having possibly played the same role as in the Western Interior. If correct, sequences may really correlate in spite of opposite deep-water carbonate patterns. They are not 180° out of phase as it appears. This may have misled some people, so the problems of correlations we have with recently published sequence stratigraphy analysis in that kind of facies elsewhere in the world could possibly be solved that way. IV. CONCLUSIONS. — The correct recognition of third-order cycles in deep-water facies
— The correct recognition of third-order cycles in deep-water facies (especially carbonates which easily record the Milankovitch signal) is of basic importance in sequence stratigraphy for two reasons: (a) if they correlate on a worldwide basis, it supports the concept of a medium-wavelength eustasy, (b) the sedimentation being almost continuous in such environments, these series are local biostratigraphic reference sections for a global eustatic chart. Our contribution suggests that there is not a single response to third-order sea level changes in deep-water carbonates, which is important for correctly answering the above. It is suggested that in open-marine environments, marl shifts
above. It is suggested that in open-marine environments, marl shifts in the pattern of 5th-order paracycles always evidence transgressions. This signal may be totally obscured in silled basins where, instead of having limestones deposited during third-order lowstands, carbonates vanish almost completely for reasons to be known, thus inverting the third-order carbonate curve from which is deduced the sea-level curve. En tenant de corréler à l'échelle mondiale les séquences de dépôt Cénomanien-Turonien définies par différents auteurs dans des faciès marno-calcaires profonds, il apparaît des oppositions de phase. De deux choses l'une, ou bien le postulat du modèle de stratigraphie séquentielle est
ou bien le postulat du modèle de stratigraphie séquentielle est faux (contrôle eustatique des séquences de 3e ordre), ou bien la lecture de ces séries sédimentaires profondes est erronée. Comme ce problème a d'autre part des conséquences sur la signification séquentielle des niveaux de « black shales » en termes de bas ou de haut niveau marin relatif, il méritait d'être abordé de façon synthétique. 1. CAS DU BASSIN SUBALPIN FRANÇAIS. — D'une façon générale, les transgressions mésozoïques de 3e ordre (cycles de 1 à 3 Ma) s'y manifestent par une dérive temporaire de la sédimentation calcaire vers les marnes.
une dérive temporaire de la sédimentation calcaire vers les marnes. Ceci se produit aussi bien dans les séries marno-calcaires alternantes profondes que dans les « séquences régressives » calcaires de plateforme ([2], [3]). En zone profonde, cette dérive est expliquée par un double mécanisme : a une diminution de l'apport de boue biodétritique de péri-plate-forme, se superpose une diminution de la production carbonatée planctonique, en conséquence du refroidissement climatique qui semble accompagner toute transgression [3]. Pour des raisons que l'on ne peut aborder ici, le retour à une sédimentation plus carbonatée s'effectue plus ou moins tard dans les cycles de
carbonatée s'effectue plus ou moins tard dans les cycles de 3e ordre, permettant de définir des séquences profondes de type SA, SC ou SM [4] (fig. 1), au sein desquelles doivent être placées ([2], [3]) les limites des séquences de dépôt (LS) du modèle de stratigraphie séquentielle d'Exxon [1]. La grande transgression du Cénomanien terminal-Turonien inférieur, qui permet la comparaison avec le bassin intérieur américain, n'échappe pas à la règle. Cette transgression est représentée en fosse vocontienne (fig. 2) par quelques paracycles plus marneux (cycles mineurs de 5e ordre) qui surmontent les calcaires représentant le cortège de bas niveau marin
surmontent les calcaires représentant le cortège de bas niveau marin précédent. L'inondation maximale est atteinte avec la zone à Nodosporites qui marque sur la bordure ouest du bassin ([5], [2]) le début de la progradation des grèzes deltaïques turoniens. Un signal lithologique semblable peut être repéré dans la partie profonde du bassin anglo-parisien ([6], [7]) où le court épisode des « Marnes à Plenus » interrompt la sédimentation crayeuse et se corrèle exactement [8] avec la dérive « transgressive » vers les marnes de la série vocontienne. Si l'on fait abstraction des détails, dans les bassins ouverts à circulation normale,
abstraction des détails, dans les bassins ouverts à circulation normale, les transgressions se traduisent par une diminution de la teneur moyenne en calcaire des dépôts profonds (alternances plus marquées). II. CAS DU BASSIN CRÉTACÉ INTÉRIEUR NORD-AMÉRICAIN. — Créé par flexure lithosphérique au front de la chaîne de Sevier [9], sa profondeur augmente pour atteindre environ 500 m au Turonien inférieur, maximum absolu des transgressions mésozoïques. Au sein de la formation de Greenhorn, le Cénomanien supérieur de la partie centrale du bassin (fig. 3) est représenté par les shales noirs du membre de Hartland dont le dépôt serait contemporain des deux
membre de Hartland dont le dépôt serait contemporain des deux dernières phases de progradation de la formation des Grès du Dakota [10] ou du Membre de Belle Fourche [11]. Succédant aux shales de Hartland, le membre calcaire de Bridge Creek est connu pour représenter le pic de la transgression T 6 de Kauffman [9]. Cette transgression culmine ici avec l'ammonito-zone à Nodosporites, comme sur la marge alpine ou comme dans de nombreux autres bassins mondiaux. Le membre de Bridge Creek est constitué par une série de bancs qui ont été corrélés sur 800 km [12]. Les shales crayeux clairs de
corrélés sur 800 km [12]. Les shales crayeux clairs de Fairport (zone à Woolgari) font ensuite la transition avec les shales noirs de Blue Hill qui représentent à nouveau un milieu confiné. Les grès de Codell marquent ensuite l'apogée d'une nouvelle phase de progradation des faciès côtiers, beaucoup plus prononcée que celle (s) du Cénomanien supérieur, avant la transgression coniacienne marquée à nouveau par le dépôt de calcaires fins. S'il ne fait aucun doute que le membre calcaire de Bridge Creek représente le maximum de la transgression [9], les shales de Hartland sous-jacents peuvent être interprétés de plusieurs manières. Les
de Hartland sous-jacents peuvent être interprétés de plusieurs manières. Les phases de progradation gréseuse qui se manifestent sur la bordure du bassin représenteraient selon Sageman [10] des pauses ( « stillstands ») au sein de la transgression T 6, c'est-à-dire des progradations par comblement lorsque le niveau marin reste temporairement constant. Nous pensons au contraire, par comparaison avec les séries du Sud-Est de la France [2] où nous dénombrons les mêmes séquences, que ces phases de progradation correspondent à des périodes d'abaissement du niveau marin ayant accéléré la progradation des sables côtiers (fig. 4), conformément au modèle de découplage des
sables côtiers (fig. 4), conformément au modèle de découplage des signaux eustatiques développé par ailleurs ([3], [13]). Nous interprétons donc le sommet des shales de Hartland comme représentant la partie profonde du dernier cortège de bas niveau marin du Cénomanien supérieur, c'est-à-dire une oscillation négative au sein de la tendance transgressive de 2e ordre T 6. Contrairement à ce qui se passe en domaine de marge océanique ouverte, la sédimentation n'est pas calcaire au moment du bas niveau marin. Elle ne le devient qu'au moment de la transgression maximale. Nous pensons que ceci résulte de la suppression de l'isolement du