jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
7 m de profondeur, un niveau de graviers de silex dans une matrice sableuse souligne une limite particulièrement bien marquée en sismique. Ce niveau est surmonté par 4 m de sable fin à moyen à tendance granodécroissante vers le haut, dans lequel se trouvent de nombreuses coquilles ainsi que des stratifications entrecroisées rappelant les réflecteurs internes observés à une autre échelle en sismique (U4). Les 3 m supérieurs du forage (U6) sont composés de sables fins avec des lamines argileuses et des bioturbations puis par du sable moyen coquillier. IV. INTERPRÉTATION. — Phases d'édification du banc. — Les données sismiques
INTERPRÉTATION. — Phases d'édification du banc. — Les données sismiques et lithologiques permettent d'identifier trois étapes principales dans la formation du banc. La première phase correspond aux unités sismiques U1 et U2. Il s'agit d'une phase de remplissage des paléochenaux appartenant au système de la vallée d'Oostende caractérisant un milieu fluviatile ou estuarien, comme le suggère la présence des accumulations de matière organique d'origine continentale. Cependant, des bivalves marins attestent une influence marine associée. Ces premiers dépôts sont situés à une profondeur de 20 à 30 m sous le niveau marin actuel. Si les premières influences marines correspondaient à la
marin actuel. Si les premières influences marines correspondaient à la remontée holocène du niveau de la mer, l'âge de ces dépôts se situerait entre 8 500 et 7 500 ans B.P. [20]. La seconde phase se développe sur une surface de transgression, elle est caractérisée par une unité sismique en feuillets sableux (U3), correspondant à la mise en place en milieu marin d'une étendue sableuse au très faible relief évoquant des dépôts de plage. De tels dépôts rappellent les estuaires de marée (« Tidal flats ») datés d'environ 7000 ans B.P. par Jelgersma [21] dans la même zone. La troisième
B.P. par Jelgersma [21] dans la même zone. La troisième phase caractérise la mise en place proprement dite du banc attestée par la forme, les réflecteurs internes et la lithologie. L'unité U4 est constituée de sables coquilliers fins et moyens dans lesquels, tant en sismique que sur les carottes, se trouvent des stratifications obliques à diverses échelles. Les unités sismiques suivantes U5 et U6 ont une forme lenticulaire plus ou moins tronquée par l'érosion. Ces lentilles mesurent respectivement 6 et 14 km de long pour une épaisseur relativement faible (3,5 et 9 m). Le fait que ces deux lentilles possèdent
et 9 m). Le fait que ces deux lentilles possèdent une orientation oblique par rapport à celle du banc et que leurs réflecteurs internes traduisent des sens de progradation opposés (moins de 0,5° vers le SE et jusqu'à 5° vers le Sud, fig. 2 b) indique que l'évolution du banc s'accompagne d'importants changements hydrodynamiques. L'unité 7 forme le relief actuel, elle comprend de grandes dunes hydrauliques sur chacun de ses flancs. L'orientation des réflecteurs internes, de 0,5 à 4° vers le NW, reflètent une progradation globale de cet ensemble vers le large (fig. 2 c). Mécanismes d'édification. Les mécanismes de
le large (fig. 2 c). Mécanismes d'édification. Les mécanismes de mise en place des bancs sableux décrits sur les plates-formes continentales varient selon les conditions dynamiques. Trois hypothèses sont le plus fréquemment évoquées : 1. Accumulation en faisceaux parallèles au flanc raide des bancs sous l'influence de courants de marée identiques aux actuels [10]. 2. Isolement d'une barrière côtière lors de la dernière transgression ([22], [23]). 3. Migration et multiplication latérale à partir d'un banc originel [11]. D'autres auteurs envisagent un enchaînement de ces différents mécanismes ([14], [24]). Dans le cas de notre étude, les résultats de la lithologie et
cas de notre étude, les résultats de la lithologie et de la sismique indiquent qu'il n'y a pas un mais plusieurs phénomènes responsables de la formation du Middelkerke Bank. En effet, ce dernier ne correspond pas simplement à l'édification d'un corps sableux sous l'effet des courants de marée, mais plutôt à la succession de phases d'érosion et de dépôt, remaniant les séquences sous-jacentes (dépôts fluviatiles, estuariens et de plage). Cela explique le caractère très hétérogène des sédiments prélevés et l'importance des surfaces d'érosion visibles en sismique. V. CONCLUSION. La mise en place d'un banc tidal peut être beaucoup plus complexe
en place d'un banc tidal peut être beaucoup plus complexe que les études antérieures ne l'avaient montré, et présenter une succession de phases d'érosion et de dépôt affectant des faciès sédimentaires variés. Dans le Middelkerke Bank, seules la dernière unité U7 et de façon moins certaine l'unité U4 correspondent à un mode de mise en place tel que celui proposé par Houbolt [10] : il s'agirait en fait des seuls dépôts tidaux dits d'« offshore bar ». Les autres unités correspondent à des faciès fluviatiles, estuariens ou de plage, souvent mélangés du fait de l'importance des remaniements. En d'autres termes,
mélangés du fait de l'importance des remaniements. En d'autres termes, seules deux unités du Middelkerke Bank justifient l'appellation de banc tidal. Dans les unités U7 et U4, on note des réflecteurs sismiques peu inclinés ( < 5°) parallèles au flanc raide du banc, qui constitueraient l'enregistrement de la migration du banc. Des études de sismique très haute résolution montrent qu'entre ces réflecteurs il existe des surfaces inclinées (jusqu'à 13°), qui correspondraient à la trace de la migration des dunes surimposées au banc. Des études lithologiques en cours sur de nombreuses carottes prélevées récemment sur le Middelkerke Bank permettront de préciser
carottes prélevées récemment sur le Middelkerke Bank permettront de préciser les environnements de mise en place du banc et d'en comprendre les modifications déterminées par le contexte transgressif quaternaire. Note remise le 7 septembre 1992, acceptée après révision le 10 novembre 1992. LARSONNEUR, Manche centrale et baie de Seine : géologie du substratum et des dépôts meubles, Université de Caen, 1971, 394 p. S. JELGERSMA, E. OELE et A. J. WIGGERS, in The Quaternary History of the North Sea, E. OELE, R. T. E. SCHÜTTENHELM and A. J. WIGGERS éd., 1979, p. 115-142. S. DEWEZ, Sédimentation et dynamique en Manche
1979, p. 115-142. S. DEWEZ, Sédimentation et dynamique en Manche Orientale (De la baie d'Authie au Cap d'Alprech), Université de Lille-I, 1988, 276 p. D. J. P. SWIFT, Mar. Geol., 18, 1975, p. 105-134. D. EISMA, J. H. F. JANSEN et T. G. E. VANWEERING, in The Quaternary History of the North Sea, E. OELE, R. T. E. SCHÜTTENHELM et A. J. WIGGERS éd., 1979, p. 217-231. A. T. et H. C. : Université de Lille-I, Laboratoire de Dynamique sédimentaire et structurale. U.R.A. n° 719 du C.N.R.S., 59655 Villeneuve-d'Ascq Cedex; S. B. : IFREMER, Centre de Brest, Département Géosciences marines,
S. B. : IFREMER, Centre de Brest, Département Géosciences marines, B.P. n° 70, 29280 Plouzané Cedex; M. D. B. : Renard Centre of Marine Geology, Geologisch Instituut, Krijgslaan, 281 S8, 5-9000 Gent, Belgique. Stratigraphie/Stratigraphy Mise en évidence d'une série réduite de haut-fond pélagique, de l'Oxfordien au Berriasien, dans les « blocs » calcaires sud-telliens de l'Ouest algérien : implications paléogéographiques et structurales François ATROPS et Michel BENEST Résumé L'étude stratigraphique de quelques « blocs » calcaires jurassiques dans la partie sud du Bassin tellien (Ouarsenis occidental) révèle la présence d'une série calcaire d'épaisseur très réduite (30 m environ) qui représente
série calcaire d'épaisseur très réduite (30 m environ) qui représente l'ensemble du Malm où nous avons individualisé 8 zones d'ammonites. Le sommet de la série (Tithonique sup.-Berriasien) est daté par les calpionelles. Les dépôts caractérisent une zone de haut-fond pélagique ( = paléohorst de Bou Hadjar-Bechtout immergé seulement à partir du Callovien), d'importance paléogéographique majeure, entre un domaine septentrional intratellien durablement ouvert sur la mer téthysienne, et un domaine méridional très subsident (avant-pays) où les conditions deviennent temporairement intertidales (Malm supérieur). Quant aux « blocs », nous les assimilons à des coins extrusifs dont la genèse est en liaison avec
des coins extrusifs dont la genèse est en liaison avec les phases de compression alpines (Crétacé terminal et Tertiaire). Occurrence of a reduced Oxfordian-Berriasian series over a pelagic shoal in the southern Tellian "blocks" of Western Algeria: paleogeographical and structural implications Abstract The detailed stratigraphic study of some calcareous "blocks" of Jurassic age, in the Southern part of the Tellian Basin (Ouarsenis Mountains) evidences a reduced series (about 30 m thick) throughout the Malm where 8 ammonite zones have been recognized: The top of the series (Upper Tithonian-Berriasian) is dated by Calpionellids. The carbonate deposits characterize a pelagic shoal (=
by Calpionellids. The carbonate deposits characterize a pelagic shoal (= paleohorst of Bou Hadjar-Bechtout immersed from the Callovian), of capital paleogeographical importance, separating a septentrional open-sea realm and a meridional realm (Tellian foreland) greatly subsiding with emersive conditions (Upper Malm). The blocks are interpreted as "pop up wedge structures" the rise of which is in relation with the compressive Alpine tectonics (especially during the Miocene). Abridged English Version I. INTRODUCTION. This Note exhibits new data from the study of some isolated calcareous "blocks" (Figs. 1-2), located to the North of the autochthonous reliefs of Bou Rheddou and Bechtout, well known
the autochthonous reliefs of Bou Rheddou and Bechtout, well known with their Upper Jurassic cover [1] lying in abnormal contact against the Cretaceous and Tertiary marls of the Tellian Basin (Ouarsenis Mountains) (Fig. 1). Up to now, these elements have been considered as having slid towards the South over several dozen kilometres during the Miocene with the Tellian overthrust nappes [2]. After the discovery of Callovian Brachiopods [3] in the lowest transgressive beds (above the Hercynian basement) in the "blocks" of Bou Hadjar (Fig. 2), we point out new biostratigraphic results that complete some previous and imprecise data obtained by
results that complete some previous and imprecise data obtained by means of calpionellids [2] and ammonites [4]. Thus, we can distinguish, for the first time, all the Malm stages and the Berriasian (Fig. 3). Finally, regional correlations [5], (Fig. 4) allow us to propose a paleogeographic reconstruction with a palinspastic profile at the end of the Tithonian (Figs. 5 et 6). II. THE STRATIGRAPHIC SUCCESSION. Six carbonate units above the callovian beds are distinguished (Fig. 3) from a synthetic section. Units 1-4 of Bou Hadjar-Gueraia dated from the Middle Oxfordian-late Kimmeridgian. Large discontinuities mark the base of unit I and
Kimmeridgian. Large discontinuities mark the base of unit I and 2 [6]. Eight ammonite zones are recognized. The terminal level (unit 4) is attributed, by correlation, to the Late Kimmeridgian-Early Tithonian, owing to abundant pelagic organisms such as Saccocoma [7]. Units 5 and 6 of Koudiat Sidi Otsmane (Fig. 2) respectively assigned to the upper Tithonian (Microcanthum zone) and to the Lower-Middle Berriasian; unit 6 developed at Boughaiden (Fig. 2), has yielded a rich calpionellid fauna indicating zone B (Lower Berriasian). III. SEQUENTIAL AND PALEOGEOGRAPHIC EVOLUTION. — The series of the southern Tellian zone and the foreland (Fig. 4) show
the southern Tellian zone and the foreland (Fig. 4) show a similar sequential organization with common discontinuities (D1-D5) of circum-Mediterranean extension [6]. These discontinuities delimit major sequences (Sa-Sd) indicating a double movement, first transgressive and finally regressive (diminution of bathymetry) in relation with eustasy. However, we may note the important role played by the distensive tectonics when the rate of subsiding is multiplied by 40 or more. This occurs in the Nador zone and in numerous regions of the "Tellorifain" foreland where an increase of the filling-up process can lead to episodic emersive phases ( = klipfelian evolution). Owing to
to episodic emersive phases ( = klipfelian evolution). Owing to the thin carbonate series of Bou Hadjar, it characterizes a pelagic shoal (Figs. 3 and 6) situated between a septentrional open-sea province (intra-Tellian Basin) and a highly subsiding meridional province (Tellian foreland) which corresponds, from the Upper Kimmeridgian, to a carbonate shallow platform, temporarily intertidal (North-African tidal-flat) [5]. IV. STRUCTURAL IMPLICATIONS, CONCLUSION. In view of the structural regional context ([5], [8]), the "blocks" of the Ouarsenis Mountains may be interpreted as vertical "pop up wedge structures" ([9], [10]), narrow at their base and delimited by inverse faults. To the North
their base and delimited by inverse faults. To the North of Bou Hadjar where Triassic gypsiferous marls are present, these have probably induced a diapiric process able to facilitate the rise of so-called "blocks" along the main faults ENE to ESE, inherited from the Hercynian or post-Hercynian system. In any case, this implies above all, a considerable shortening N-S (Fig. 5) of the basement and its cover (where two directions of overturning can be seen) during the compression phases of the Alpine orogenesis (Late Cretaceous-Tertiary), especially at Miocene. Thus, considering paleogeographic and structural arguments, the origin of the "blocks" is
paleogeographic and structural arguments, the origin of the "blocks" is not directly related to a gravity tectonics even if their present position is partially the result of tangential movements on account of an intense folding (with overthrust folds) of the Mesozoic and Tertiary cover. Unité 6 (Berriasien) — Au Boughaiden une succession de calcaires micritiques argileux, bien stratifiés (11 m visibles), a livré des calpionelles à tous les niveaux, en particulier Calpionella alpina (Lorenz) (variété de petite taille, très abondante), Tintinnopsella carpathica (Murg. et Fil.) et Crassicollaria parvula Remane. Cette association caractérise la partie inférieure de la zone à Calpionella
association caractérise la partie inférieure de la zone à Calpionella ( = Zone B). La succession détaillée des calpionelles montre que la base de la coupe, au-dessous du pont de l’Oued Riou, appartient à la sous-zone à Remaniella [11]. En effet, outre les espèces précédemment citées, on note la présence à ce niveau, de plusieurs exemplaires de Remaniella cadischiana (Colom) et de quelques formes de passage entre C. alpina et C. elliptica (formes allongées proches de C. elliptica). Le sommet de la coupe appartient à la sous-zone à Alpina avec C. alpina (dominante) et Cr. parvula (fréquente). Cette succession plaide
C. alpina (dominante) et Cr. parvula (fréquente). Cette succession plaide en faveur d’un renversement des couches dont le pendage tectonique est de 30 à 40° vers le Nord. Au Sidi Ousmane, les bancs noduleux d’une alternance marno-calcaire (1,20 m visible) ont fourni également des calpionelles de la sous-zone à Remaniella. Enfin, la présence d'ammonites telles que Fauriella cf. shipkoviensis (Nikolov et Mandov), Berriasella (Pictetites) sp. et Mazenoticeras sp. aff. curelense (Kilian) indique la limite Berriasien inférieur-moyen (passage sous-zone à Grandis sous-zone à Subalpina), âge en accord avec celui des calpionelles. À la lumière des résultats stratigraphiques précédents (fig. 3) et
À la lumière des résultats stratigraphiques précédents (fig. 3) et en tenant compte de la disparition par laminage tectonique de la partie inférieure et supérieure de certaines formations (en particulier celles du Tithonique), les épaisseurs cumulées des formations du Malm ne devraient pas dépasser 50 m. III. ÉVOLUTION SÉQUENTIELLE ET CADRE PALÉOGÉOGRAPHIQUE; COMPARAISONS AVEC L'AVANT-PAYS. — Les enchaînements séquentiels des séries du Bassin tellien et de son avant-pays (fig. 4) présentent des analogies, avec des discontinuités communes (Dl à D5) délimitant des séquences majeures Sa à Sd, principalement marneuses ou argilosilteuses (parfois enrichies en grès : Sa et Sb du
argilosilteuses (parfois enrichies en grès : Sa et Sb du Nador, Sb du Bou Rheddou et du Bechtout) à la base, nettement plus carbonatées au sommet. Ces discontinuités, qui peuvent correspondre à des lacunes stratigraphiques importantes d’extension périméditerranéenne [6], sont bien marquées dans l’avant-pays et sur la bordure méridionale du Tell (Bechout et Bou Rheddou en particulier) où elles s’expriment par des surfaces durcies, ferrugineuses, parfois très bioturbées, au sommet de bancs calcaires, avant la reprise de la sédimentation terrigène. Chaque séquence traduit un mouvement : d’abord transgressif. L'augmentation de la profondeur avec des possibilités d’ouverture accrues sur la mer
la profondeur avec des possibilités d’ouverture accrues sur la mer franche, est probablement due à l’action conjuguée des deux facteurs eustatique (= hausse du niveau général de la mer) et tectonique (= accroissement de la subsidence par suite du rejeu de failles profondes, notamment dans la zone charnière entre le bassin et son avant-pays). puis régressif. Une baisse eustatique générale permet d’expliquer la réduction d'épaisseur de la tranche d’eau. Toutefois, on ne peut exclure l’importance des processus de comblement notamment dans l’avant-pays du Nador où le taux de subsidence se trouve multiplié par 40 ou plus. Ce mécanisme est fréquent
trouve multiplié par 40 ou plus. Ce mécanisme est fréquent sur la plate-forme nordsaharienne (= marge passive nord-africaine en voie d’affaissement et abondamment nourrie) où les moindres fluctuations du niveau marin s’accompagnent de phases émersives temporaires. Les laminites stromatolitiques intertidales, développées au sommet des séquences klüpfeliennes (Sb à Sd), y caractérisent un vaste « tidal-flat », découvert sur de grandes étendues à marée basse [5]. Quand à la série d’épaisseur très réduite de Bou Hadjar, on retiendra qu’elle s’est déposée dans une zone résistante de haut-fond correspondant à la partie axiale du paléohorst de Bou-Hadjar-Bechtout (fig. 4) immergé seulement à
axiale du paléohorst de Bou-Hadjar-Bechtout (fig. 4) immergé seulement à partir du Callovien [3]. Une telle zone se situe à la jonction de deux domaines inégalement subsidents à évolution paléogéographique différente, pendant tout le Jurassique supérieur (fig. 5 et 6) : 1) un domaine septentrional « intra-tellien » avec une série marno-calcaire de type « bassin », riche en organismes pélagiques (170m d'épaisseur environ au Grand Pic de l’Ouarsenis) [6]; 2) un domaine méridional fortement subsissant (avant-pays avec le sillon préatlasique du Nador) où s’est déposée une puissante série (1300 m environ), d’abord silico-clastique, puis nettement carbonatée (à partir du
m environ), d’abord silico-clastique, puis nettement carbonatée (à partir du Kimmeridgien supérieur) avec des faciès de plate-forme interne (phases émersives intertidales fréquentes) [5]. IV. CONSÉQUENCES STRUCTURALES; CONCLUSION. L’organisation structurale de la chaîne tellienne et de son avant-pays montre schématiquement la présence de chevauchements de sens opposés dans la couverture mésozoïque et tertiaire, de part et d’autre du bloc relativement résistant du Sersou (fig. 5). Les vergences se font nettement vers le Sud dans le domaine très plissé du Tell [2] et vers le Nord dans le pli-faît du Djebel Nador ([5], [8]), au SE de Tiaret (fig. 1 et 5).
([5], [8]), au SE de Tiaret (fig. 1 et 5). Ce double déversement traduit, en principe, la manifestation dans le socle de fractures conjuguées délimitant des blocs de dimensions très variables (plurikilométrique à hectométrique), nettement plus étroits à leur base qu'à leur sommet. L'hypothèse d'une telle fracturation nous conduit à admettre l'existence de coins extrusifs limités par des failles inverses, à fort pendage vers le haut, ce qui semble d'ailleurs confirmé par le tracé des contacts anormaux des « blocs » calcaires, observés sur le terrain. Ainsi des phénomènes extrusifs peuvent expliquer la remontée brutale par écaillage du socle (secteur
peuvent expliquer la remontée brutale par écaillage du socle (secteur de Bou Hadjar) le long de failles profondes directionnelles (ENE à ESE), d'héritage tardi-hercynien. Ce type de cassure a dû jouer, à plusieurs reprises, après la longue période de « rifting » continental (c'est-à-dire à partir du Dogger terminal ou dès le début du Malm) qui a suivi l'ouverture de la Téthys ligure. Dans les zones où le Trias gypseux est présent (au Nord de Bou Hadjar; secteur de Mendès, fig. 5), on peut également envisager des déformations d'origine diapirique qui résultent d'abord de la distension jurassique (halocinèse précoce?), puis
qui résultent d'abord de la distension jurassique (halocinèse précoce?), puis des compressions alpines (Crétacé terminal et Tertiaire). Si le stade du pli-diapir perçant ne paraît pas atteint (contrairement à l'avant-pays), il y a lieu de noter que de nombreuses failles sont injectées de gypse triasique au voisinage de certains « blocs » surélevés et parfois renversés (c'est le cas, entre autres, du panneau du Grand Pic de l'Ouarsenis) [10]. Ce niveau évaporitique a pu ainsi faciliter le décollement et le plissement disharmonique de la couverture. En conséquence, le mécanisme de mise en place des « blocs » calcaires jurassiques de
mise en place des « blocs » calcaires jurassiques de l'Ouarsenis s'explique avant tout par une tectonique compressive ayant entraîné un important raccourcissement, à dominante N-S, du socle et de sa couverture, notamment au cours du Miocène (= phase paroxysmale alpine). Toutefois on ne peut sous-estimer le rôle déterminant joué par les phénomènes distensifs (entraînant la réactivation de failles profondes) dans la montée de ces blocs durant certains épisodes de la tectogenèse alpine. Cette nouvelle interprétation structurale nous conduit donc à rejeter, dans le cas précis de notre étude, l'hypothèse qui fait intervenir une tectonique purement gravitaire [2] même si
qui fait intervenir une tectonique purement gravitaire [2] même si celle-ci a joué un rôle non négligeable (mais de toute manière limité) vers la fin du processus, du fait des fortes poussées tangentielles vers le Sud. De plus, elle paraît tout à fait compatible avec la reconstitution paléogéographique que nous proposons pour la zone sud-tellienne, à la fin du Jurassique (fig. 6). Note remise le 21 juillet 1992, acceptée après révision le 13 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] F. ATROPS et BENEST, Geobios, Lyon, 19, 6, 1986, p. 115-122. [2] J. POLVÊCHE, Publ. Serv. géol. Algérie, Alger, n.s., 24, 2
J. POLVÊCHE, Publ. Serv. géol. Algérie, Alger, n.s., 24, 2 t., 1960, 577 p. [3] M. BENEST, F. ATROPS, Y. ALMERAS et B. BENOSMAN, C. R. Acad. Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1555-1558. [4] M. DALLONI, XIXe Congrès géol. intern. Alger, Monogr. région., sér. 1 Algérie, 24, 1952, 95 p. [5] M. BENEST, Thèse Doct. Sci. Lyon, Doc. Lab. Géol. Lyon, 95, 1985, 580 p. [6] F. ATROPS, M. BENEST et B. BENOSMAN, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 617-622. [7] G. DROMART et F. ATROPS, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II,
F. ATROPS, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 1365-1371. [8] G. LUCAS, XIXe Congrès géol. intern. Alger, Monogr. région., sér. 1 Algérie, 21, 1952, 139 p. [9] P. VIALLARD, C. R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 231-234. [10] M. MATTAUER, Bull. Serv. Carte géol. Algérie, n.s., 17, 1958, 534 p. [11] J. REMANE, D. BAKALOVA-IVANOVA, K. BORZA, J. KNAUER, I. NAGY, G. Pop, E. TARDY-FILACZ, Acta Geol. Hungarica, 9, 1-2, 1986, p. 5-14. U.R.A. n 11 du C.N.R.S., Université Claude-Bernard, Lyon-I, Centre des Sciences de la terre, 27-43, boulevard du 1er-Novembre-98, 69622 Villeurbanne