jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
actuel dont ils trahissent l'évolution, et leur élaboration doit être essentiellement liée aux périodes de bas niveaux marins quaternaires. Dans le secteur sud, où les relations avec les sources terrigènes sont moins nettes, les diverses chenalisations témoignent, de par leurs orientations, d'influences tectoniques liées au rejeu d'accidents tardihercyniens et aux mouvements d'ouverture du bassin tyrrhénien. Contribution n° 599 de l'URA-CNRS n° 718. Note remise le 5 octobre 1992, acceptée après révision le 9 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES F. ARTHAUD et Ph. MATTE, Les décrochements tardi-hercyniens du S-0 de l'Europe, Géométrie et essai de reconstitution des conditions de la déformation, Tectonophysics, 25, 1-2, 1975, p. 139-171. G. BELLAICHE, L. DROZ, J. C. ALOISI, C. BOUYE, H. GOT, A. MONACO, A. MALDONADO, J. SERRA-RAVENTOS et L. MIRABILE, The Ebro and the Rhone deep-sea fans: first comparative study, Mar. Geology, 43, 1981, p. 75-85. O. CONCHON, Néotectonique en Corse orientale d'après l'étude des formations quaternaires, Bull. Soc. géol. France, (7), 19, n° 3, 1977, p. 631-639. R. GABIN, Résultats d'une étude de sismique réflexion dans le Canal de Corse, Mar. Geol., 13, 1970, p. 267-286. F. OTTMANN, Les formations pliocènes et quaternaires sur le littoral corse, Mém. Soc. géol. France, n. sér., 37, n° 84, 1957, 176 p. G. PAUTOT, G. BELLAICHE, J. R. VANNEY, J. P. REHAULT et A. COUTELLE, Morphobathymétrie des marges de la Corse établie à l'aide d'un nouveau sondeur multifaisceaux, C. R. Acad. Sci. Paris, 314, série II, 1992, p. 603-610. J. P. REHAULT, Evolution tectonique et sédimentaire du Bassin Ligure, Thèse de Doct., Université de Paris, 1981, 1, 132 p. (dep. à la SGF). D. J. STANLEY, J. P. REHAULT et R. STUCKENRATH, Turbid-layer bypassing model: the Corsican Trough, Mar. Geol., 37, 1-2, 1980, p. 19-40. L. VIARIS DE LESEGNO, Étude structurale de la Mer Tyrrhénienne septentrionale, Thèse de Doct. de 3e cycle, Univ. de Paris, 1978, 170 p. (dép. à la SGF). G. B., L. D., V. G. et J. R. V. : Laboratoire de Géodynamique Sous-Marine, URA-CNRS n° 718, BP n° 48, 06230 Villefranche-sur-Mer, France; G. P. : IFREMER, Centre de Brest, BP n° 70, 29263
n° 84, 1957, 176 p. G. PAUTOT, G. BELLAICHE, J. R. VANNEY, J. P. REHAULT et A. COUTELLE, Morphobathymétrie des marges de la Corse établie à l'aide d'un nouveau sondeur multifaisceaux, C. R. Acad. Sci. Paris, 314, série II, 1992, p. 603-610. J. P. REHAULT, Evolution tectonique et sédimentaire du Bassin Ligure, Thèse de Doct., Université de Paris, 1981, 1, 132 p. (dep. à la SGF). D. J. STANLEY, J. P. REHAULT et R. STUCKENRATH, Turbid-layer bypassing model: the Corsican Trough, Mar. Geol., 37, 1-2, 1980, p. 19-40. L. VIARIS DE LESEGNO, Étude structurale de la Mer Tyrrhénienne septentrionale, Thèse de Doct. de 3e cycle, Univ. de Paris, 1978, 170 p. (dép. à la SGF). G. B., L. D., V. G. et J. R. V. : Laboratoire de Géodynamique Sous-Marine, URA-CNRS n° 718, BP n° 48, 06230 Villefranche-sur-Mer, France; G. P. : IFREMER, Centre de Brest, BP n° 70, 29263 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 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 age (Mesorbitolina cf. parva and Paracoskinolina sunnilandensis), whereas the upper
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 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 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 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 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).
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 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 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 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 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
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 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 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). 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
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). 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 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 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
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 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 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. 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, elle constitue une séquence de comblement qui se décompose en deux mésoséquences. À la base, la séquence SI, renferme Choffatella
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. 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, 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 (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 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,
surface durcie D2 clôture l'évolution. 2. Mégaséquence supérieure = MSII (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 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 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 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,
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 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 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 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