jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
atteint le Tertiaire et a permis de recouper cinq unités sismiques dans le Quaternaire. La figure 2 indique sa position par rapport à un profil sismique interprété, situé dans la partie médiane du banc. La démarche suivie comprend trois étapes : 1. Identification du réflecteur séparant le Tertiaire siltoargileux fréquemment affecté par des déformations intraformationnelles et le Quaternaire plus sablo-graveleux. L'identification précise de ce réflecteur est rendue possible en corrélant les données d'un profil sismique avec celles du forage. 2. Identification des réflecteurs principaux dont l'extension latérale est suffisamment grande pour permettre des corrélations d'un profil à l'autre. 3. Définition d'unités sismiques, délimitées par les réflecteurs principaux et caractérisées par un faciès acoustique, une forme, une épaisseur et une localisation spécifiques. III. RÉSULTATS. — La densité des profils sismiques a permis de préciser le modelé du contact Tertiaire/Quaternaire. Cette limite est représentée par une surface faiblement inclinée (~0,6 %) vers le Nord et, comme dans le reste de la Mer du Nord et de la Manche ([14], [17] à [19]), est entaillée par des dépressions dont la profondeur atteint ici 10 m. Le Quaternaire a été divisé en sept unités sismiques principales nommées dans un ordre chronologique U1 à U7. La base, au-dessus du contact érosif Quaternaire/Tertiaire, est marquée par un niveau grossier de quelques centimètres d'épaisseur composé de silex roulés mal triés et de débris de marcassite dans une matrice sableuse (unité U1). Au-dessus se trouve un sable fin riche en argile dispersée ou sous forme de lamines (U2). Les éléments figurés comprennent notamment de fins fragments coquilliers peu abondants et des particules organiques végétales isolées ou concentrées dans des niveaux argileux. Sur les profils, les unités U1 et U2 ont des formes de remplissage de chenaux. L'unité suivante U3 se caractérise par 4 m d'un sable coquillier moyen et homogène. Du point de vue sismique U3 est pauvre en réflecteurs internes et possède un contact supérieur plan. À 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
La base, au-dessus du contact érosif Quaternaire/Tertiaire, est marquée par un niveau grossier de quelques centimètres d'épaisseur composé de silex roulés mal triés et de débris de marcassite dans une matrice sableuse (unité U1). Au-dessus se trouve un sable fin riche en argile dispersée ou sous forme de lamines (U2). Les éléments figurés comprennent notamment de fins fragments coquilliers peu abondants et des particules organiques végétales isolées ou concentrées dans des niveaux argileux. Sur les profils, les unités U1 et U2 ont des formes de remplissage de chenaux. L'unité suivante U3 se caractérise par 4 m d'un sable coquillier moyen et homogène. Du point de vue sismique U3 est pauvre en réflecteurs internes et possède un contact supérieur plan. À 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 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 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
et des bioturbations puis par du sable moyen coquillier. IV. 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 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 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 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
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 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 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 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
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 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 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, 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 les environnements de mise en place du banc et d'en
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, 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 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 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, 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
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 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, 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 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 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
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 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 (= 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 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"
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 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 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 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
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 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 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 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 of Bou Hadjar where Triassic gypsiferous marls are present, these have probably induced a diapiric process able to facilitate the