jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
rupture of the curves due to a tectonic inversion (b). The Late Santonian folding episode in the Abakaliki area [17] is linked to a change in the kinematics of the African plate [15], [16]. During the Late Campanian shift of depocenters in the Benue Trough [18], an acceleration of subsidence (c) was synchronous with significant extensional syn-sedimentary faulting in the rift-type Anambra Basin. Since the Late Maastrichtian, a long exponential decrease (d, e) in the rates of subsidence was caused by cooling processes of the lithosphere. Our results indicate a subsidence trend comparable to that of the Ivory Coast margin [1] where a very rapid Early Cretaceous initial subsidence is followed by Upper Cretaceous enchelon variations. A first major rift episode in the Abakaliki area, pre-Cenomanian in age [2], was followed by a new acceleration in Early Senonian times. After the Santonian tectonic inversion, a second rift episode is evidenced as having occurred in the Benue Trough during the Late Senonian, in the Anambra basin. In-between, NE-SW trending transfer faults [2] accommodated oblique rifting [19] in the Benue Trough. The Late Cretaceous Anambra Basin evolution in the Benue Trough is a result of the extensional/thermal intraplate processes which have occurred throughout the Mesozoic-Cenozoic Mid-African Rift System [2] since the opening of the northernmost Equatorial domain of the South Atlantic. I. INTRODUCTION. — L'évolution de la subsidence le long des marges divergentes mésozoïques de l'Ouest africain a fait l'objet de travaux récents sur le bassin du Sénégal et le plateau continental de Côte-d'Ivoire [1]. L'étude du fossé de la Bénoué, qui se différencie à partir du Crétacé inférieur avec le domaine transformant équatorial de l'Atlantique sud [2], apporte des informations géologiques complémentaires de celles du bassin voisin de Côte-d'Ivoire [3], en particulier sur la période sénonienne. Dans la partie SW du fossé (fig. 1), le bassin d'Anambra s'étend entre le fleuve Niger et la rivière Bénoué jusqu'aux confins du delta cénozoïque du Niger, en bordure du golfe de Guinée. Les séries argilo-gréseuses essentiellement crétacé supérieur et tertiaire basaltique [4] à [8] forment une vaste structure synclinale s'appuyant, à l'Ouest, sur le
throughout the Mesozoic-Cenozoic Mid-African Rift System [2] since the opening of the northernmost Equatorial domain of the South Atlantic. I. INTRODUCTION. — L'évolution de la subsidence le long des marges divergentes mésozoïques de l'Ouest africain a fait l'objet de travaux récents sur le bassin du Sénégal et le plateau continental de Côte-d'Ivoire [1]. L'étude du fossé de la Bénoué, qui se différencie à partir du Crétacé inférieur avec le domaine transformant équatorial de l'Atlantique sud [2], apporte des informations géologiques complémentaires de celles du bassin voisin de Côte-d'Ivoire [3], en particulier sur la période sénonienne. Dans la partie SW du fossé (fig. 1), le bassin d'Anambra s'étend entre le fleuve Niger et la rivière Bénoué jusqu'aux confins du delta cénozoïque du Niger, en bordure du golfe de Guinée. Les séries argilo-gréseuses essentiellement crétacé supérieur et tertiaire basaltique [4] à [8] forment une vaste structure synclinale s'appuyant, à l'Ouest, sur le socle panafricain et, à l'Est, sur les terrains albo-santonien plissés de l'anticlinorium d'Abakaliki. Leur épaisseur varie entre 1 500 m sur les bords et 3 000 m [8] vers le centre du bassin. La subsidence du bassin d'Anambra a été étudiée sur sept forages. Les résultats présentés portent sur trois des puits (A, B, C) les plus représentatifs des variations observées qui sont alignés près de l'axe du bassin, selon un profil sub-méridien (fig. 1). Chaque forage débute dans le Paléocène et traverse la plus grande partie du Crétacé supérieur; le plus septentrional a atteint le Cénomanien. II. LITHOSTRATIGRAPHIE DU BASSIN D'ANAMBRA. — La colonne lithologique du forage A (fig. 1) est prise comme référence pour la description des séries du Crétacé supérieur et du Tertiaire inférieur du bassin d'Anambra [8]. De fréquentes variations latérales de faciès et d'épaisseurs existent notamment au voisinage du socle, au NW, ou près de l'anticlinorium d'Abakaliki, au SE [6], [7]. On trouve, au-dessus des grès continentaux de cônes alluviaux (formation d'Eze-Aku du Cénomanien-Turonien), les premiers dépôts argilo-carbonatés de plate-forme marine (f. d'Awgu du Coniacien-Santonien). Sur les niveaux condensés et les zones émergées du Campanien inférieur à moyen (?) s'installe un environnement deltaïque (Campano-Maestrichtien) avec
des puits (A, B, C) les plus représentatifs des variations observées qui sont alignés près de l'axe du bassin, selon un profil sub-méridien (fig. 1). Chaque forage débute dans le Paléocène et traverse la plus grande partie du Crétacé supérieur; le plus septentrional a atteint le Cénomanien. II. LITHOSTRATIGRAPHIE DU BASSIN D'ANAMBRA. — La colonne lithologique du forage A (fig. 1) est prise comme référence pour la description des séries du Crétacé supérieur et du Tertiaire inférieur du bassin d'Anambra [8]. De fréquentes variations latérales de faciès et d'épaisseurs existent notamment au voisinage du socle, au NW, ou près de l'anticlinorium d'Abakaliki, au SE [6], [7]. On trouve, au-dessus des grès continentaux de cônes alluviaux (formation d'Eze-Aku du Cénomanien-Turonien), les premiers dépôts argilo-carbonatés de plate-forme marine (f. d'Awgu du Coniacien-Santonien). Sur les niveaux condensés et les zones émergées du Campanien inférieur à moyen (?) s'installe un environnement deltaïque (Campano-Maestrichtien) avec des argiles prodeltaïques à intercalations silto-gréseuses vers le sommet (f. d'Enugu), surmontées par des argiles et grès fins à passages charbonneux déposés dans un environnement de front de delta et de plaine deltaïque inférieure (f. de Mamu). Ce système progradant est recouvert par une série isopaque des grès grossiers fluviatiles (f. d’Ajali) dans lesquels les influences tidales annoncent le retour de conditions marginales littorales (f. de Nsukka) puis marines franches (f. d’Imo du Paléocène). La construction éocène du delta du Niger débute alors sur la bordure méridionale du bassin d’Anambra. MÉTHODE DE QUANTIFICATION DE LA SUBSIDENCE. — La méthode utilisée est celle du « backstripping » dans l’hypothèse d’une compensation isostatique locale de type Airy. La subsidence tectonique est calculée automatiquement, en fonction des périodes de dépôt, de l’état de compaction des sédiments et de la tranche d’eau occupant le bassin, corrigée des variations du niveau marin. Fig. L — Correlations stratigraphiques des forages étudiés, d’après Allix [8]. Localisation des sondages A, B, C, sur la carte géologique du bassin d’Anambra. Fig. 1. — A, B, C boreholes; lithostratigraphic correlations [8] and location on the geological map of the Anambra basin. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II,
(f. d’Ajali) dans lesquels les influences tidales annoncent le retour de conditions marginales littorales (f. de Nsukka) puis marines franches (f. d’Imo du Paléocène). La construction éocène du delta du Niger débute alors sur la bordure méridionale du bassin d’Anambra. MÉTHODE DE QUANTIFICATION DE LA SUBSIDENCE. — La méthode utilisée est celle du « backstripping » dans l’hypothèse d’une compensation isostatique locale de type Airy. La subsidence tectonique est calculée automatiquement, en fonction des périodes de dépôt, de l’état de compaction des sédiments et de la tranche d’eau occupant le bassin, corrigée des variations du niveau marin. Fig. L — Correlations stratigraphiques des forages étudiés, d’après Allix [8]. Localisation des sondages A, B, C, sur la carte géologique du bassin d’Anambra. Fig. 1. — A, B, C boreholes; lithostratigraphic correlations [8] and location on the geological map of the Anambra basin. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1271-1276, 1988 1274 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1271-1276, 1988 1275 DONNÉES SUR LA SUBSIDENCE DU BASSIN D’ANAMBRA. — Les courbes établies présentent, sur chaque puits (fig. 2), quatre points de rupture de pente qui définissent cinq périodes de subsidence (a à e). Une phase de subsidence rapide (a) du Cénomanien supérieur (92 M.a.) à la base du Santonien (87,5 M.a.), selon un taux de 82 m/M.a., est suivie d’un ralentissement durant le Santonien (87,5 à 84 M.a.), soit 55 m/M.a. Un palier (b) apparaît au Campanien inférieur à moyen (?) (84 à 78 (?) M.a.). La reprise de la subsidence (c) se produit du Campanien supérieur (78 M.a.) jusqu’au sommet du Maestrichtien (66,4 M.a.), mais avec un taux moyen plus faible qu’en (a), de l’ordre de 58 m/M.a. Le segment paléocène (d), à plus faible pente, se prolonge par le segment post-paléocène (e) qui indique une subsidence pratiquement nulle. INTERPRÉTATION DES VARIATIONS DE LA SUBSIDENCE. — Les lois de subsidence obtenues sont interprétées en utilisant un modèle simple d’extension de type McKenzie [14], 1. Les courbes établies (fig. 2) à partir de la base datée des forages débutent (a) après la phase majeure
phase de subsidence rapide (a) du Cénomanien supérieur (92 M.a.) à la base du Santonien (87,5 M.a.), selon un taux de 82 m/M.a., est suivie d’un ralentissement durant le Santonien (87,5 à 84 M.a.), soit 55 m/M.a. Un palier (b) apparaît au Campanien inférieur à moyen (?) (84 à 78 (?) M.a.). La reprise de la subsidence (c) se produit du Campanien supérieur (78 M.a.) jusqu’au sommet du Maestrichtien (66,4 M.a.), mais avec un taux moyen plus faible qu’en (a), de l’ordre de 58 m/M.a. Le segment paléocène (d), à plus faible pente, se prolonge par le segment post-paléocène (e) qui indique une subsidence pratiquement nulle. INTERPRÉTATION DES VARIATIONS DE LA SUBSIDENCE. — Les lois de subsidence obtenues sont interprétées en utilisant un modèle simple d’extension de type McKenzie [14], 1. Les courbes établies (fig. 2) à partir de la base datée des forages débutent (a) après la phase majeure de rifting avec amincissement crustal barrémien-albien dans le fossé de la Bénoué suivie par une période cénomanienne de retour à l'équilibre thermique de la lithosphère [2]. 2. Un serrage fini-santonien lié au changement des paramètres d’ouverture de l'Atlantique sud ([15], [16], [17]) conduit, par inversion structurale, à la différenciation de quelques faisceaux plissés discontinus. La réponse positive du substratum du fossé est à l’origine du ralentissement voire de l’annulation de la subsidence au Campanien inférieur. 3. Au Campanien supérieur, sur la bordure orientale du bassin d’Anambra, de nombreuses failles normales syn-sédimentaires de compensation accompagnent la reprise d’un régime distensif déjà mis en évidence dès le Crétacé inférieur dans le rift de la Bénoué [2]. La migration des aires de dépôt au sein du fossé ([18], [4], [5]) se produit au cours de ce nouvel épisode de rifting. On note une subsidence plus lente, sur ce segment « initial », que lors de la période pré-campanienne (fig. 1). 4. Le ralentissement fini-maestrichtien traduit le retour à une évolution thermique contrôlée par le refroidissement de la lithosphère jusqu’à l’arrêt de la sédimentation tertiaire sur la plate-forme nigériane. CONCLUSIONS. — L’évolution du fossé de la Bénoué, mégastructure intracontinentale qui se crée au Crétacé
quelques faisceaux plissés discontinus. La réponse positive du substratum du fossé est à l’origine du ralentissement voire de l’annulation de la subsidence au Campanien inférieur. 3. Au Campanien supérieur, sur la bordure orientale du bassin d’Anambra, de nombreuses failles normales syn-sédimentaires de compensation accompagnent la reprise d’un régime distensif déjà mis en évidence dès le Crétacé inférieur dans le rift de la Bénoué [2]. La migration des aires de dépôt au sein du fossé ([18], [4], [5]) se produit au cours de ce nouvel épisode de rifting. On note une subsidence plus lente, sur ce segment « initial », que lors de la période pré-campanienne (fig. 1). 4. Le ralentissement fini-maestrichtien traduit le retour à une évolution thermique contrôlée par le refroidissement de la lithosphère jusqu’à l’arrêt de la sédimentation tertiaire sur la plate-forme nigériane. CONCLUSIONS. — L’évolution du fossé de la Bénoué, mégastructure intracontinentale qui se crée au Crétacé par rifting oblique [19] le long de failles de transfert NE-SW [2], s’intègre dans le contexte géodynamique du golfe de Guinée. On y observe les effets d’une dynamique comparable à celle des marges transformantes voisines, telle celle de Côte-d’Ivoire ([3], [1]). L’accès aux affleurements permet, en particulier, de mettre en évidence la persistance d’une distension intra-continentale au cours de la période sénonienne. Le rôle des failles de transfert limitant les domaines contigus d’Abakaliki, — bassin structuralement inversé au Santonien —, et d’Anambra, semble enregistré par les variations de l’intensité de la subsidence [2], dans le fossé de la Bénoué comme dans le bassin de Côte-d’Ivoire ([1], [3]). L’ouverture de l'Atlantique sud au Crétacé inférieur s’accompagne d’un étirement lithosphérique au droit du fossé de la Bénoué par l’initiation puis l’évolution, au Crétacé et au cours du Cénozoïque, du Système des Rifts Médio-Africains au sein de la plaque Afrique. Contribution C.N.R.S. à l’ATP G.G.O. 1984. Nous remercions F. Alvarez, R. Flicoteaux et J. Mascle pour leurs conseils lors de la révision du manuscrit et la Société Elf-Nigéria qui a mis à notre disposition les sondages réalisés dans le bassin d’Anambra puis a autorisé la publication. Note reçue le 18 mai 1988, acceptée
évidence la persistance d’une distension intra-continentale au cours de la période sénonienne. Le rôle des failles de transfert limitant les domaines contigus d’Abakaliki, — bassin structuralement inversé au Santonien —, et d’Anambra, semble enregistré par les variations de l’intensité de la subsidence [2], dans le fossé de la Bénoué comme dans le bassin de Côte-d’Ivoire ([1], [3]). L’ouverture de l'Atlantique sud au Crétacé inférieur s’accompagne d’un étirement lithosphérique au droit du fossé de la Bénoué par l’initiation puis l’évolution, au Crétacé et au cours du Cénozoïque, du Système des Rifts Médio-Africains au sein de la plaque Afrique. Contribution C.N.R.S. à l’ATP G.G.O. 1984. Nous remercions F. Alvarez, R. Flicoteaux et J. Mascle pour leurs conseils lors de la révision du manuscrit et la Société Elf-Nigéria qui a mis à notre disposition les sondages réalisés dans le bassin d’Anambra puis a autorisé la publication. Note reçue le 18 mai 1988, acceptée le 4 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [I] M. V. LATIL-BRUN, R. FLICOTEAUX, E. BLAREZ, J. MASCLE, F. BESSIS et M. F. BRUNET, C.R. Acad. Sci. Paris, 306, série II, 1988, p. 83-88. [2] M. POPOFF, The West African Connexion, J. SOUGY et J. RODOERS éd., J. Afric. Earth Sci., Oxford, G. B., 8, n° 2, 1987, p. 409-431. [3] J. MASCLE et E. BLAREZ, Nature, Paris, 326, 1987, p. 378-381. [4] P. ALLIX, O. LELONG et P. ROBERT, SOC. géol. Fr., sér. 7, 26, n° 6, 1984, p. 1061-1068. [5] M. POPOFF, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 174-177. [6] J. F. DOUCET et M. POPOFF, 11e R.S.T., Soc. géol. Fr. éd., Paris, 1986, p. 54. [7] J. F. DOUCET, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 162-163. [8] P. ALLIX, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 158-159. [9] A. B. WATTS et W. B. F. RYAN, Tectonophysics, 36, 1976, p. 25-44. [10] M. V. LATIL-BRUN, Subsidence et évolution thermique du bassin du Sénégal. Comparaison avec la marge divergente homologue est-américaine et les marges transformantes de Côte-d'Ivoire et des Guyanes, Thèse de Doctorat,
G. B., 8, n° 2, 1987, p. 409-431. [3] J. MASCLE et E. BLAREZ, Nature, Paris, 326, 1987, p. 378-381. [4] P. ALLIX, O. LELONG et P. ROBERT, SOC. géol. Fr., sér. 7, 26, n° 6, 1984, p. 1061-1068. [5] M. POPOFF, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 174-177. [6] J. F. DOUCET et M. POPOFF, 11e R.S.T., Soc. géol. Fr. éd., Paris, 1986, p. 54. [7] J. F. DOUCET, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 162-163. [8] P. ALLIX, Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., 11, n° 1, 1987, p. 158-159. [9] A. B. WATTS et W. B. F. RYAN, Tectonophysics, 36, 1976, p. 25-44. [10] M. V. LATIL-BRUN, Subsidence et évolution thermique du bassin du Sénégal. Comparaison avec la marge divergente homologue est-américaine et les marges transformantes de Côte-d'Ivoire et des Guyanes, Thèse de Doctorat, Univ. Aix-Marseille-III, 1987, 200 p. [11] A. R. PALMER, Geology, U, n° 9, 1983, p. 503-504. [12] O. SERRA, Diagraphies différées bases de l'interprétation. Tome 2. Interprétation des données diagraphiques. Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, Pau, Fr., Mém. 7, 1985, 631 p. [13] A. B. WATTS et M. S. STECKLER, Deep drilling results in the Atlantic Ocean; continental margin and paleoenvironment, M. TALWANI, S. HAY et W. B. F. RYAN éd., Maurice Ewing Ser., 3, Amer. Geophys. Union, 1979, p. 218-234. [14] D. P. MCKENZIE, Earth Planet. Sci. Lett., 40, 1978, p. 25-32. [15] J. W. LADD, Geol. Soc. Amer. Bull., 87, 1976, p. 969-976. [16] J.-L. OLIVET, J. BONNIN, P. BEUZAND et J.-M. AUZENDE, Cinématique de l'Atlantique nord et central, CNEXO, Brest, Fr., Rapp. 54, 1984, p. 1-108. [17] C. R. CRATCHLEY et G. P. JONES, Overseas geol. Surv., Geophys. Paper, 1, Londres, 1965, p. 1-26. [18] R. C. MURAT, African geology, T. F. J. DESSAUVAGIE et A. J. WHITEMAN éd., Geol. Dept. Univ. Ibadan, Nigeria, 1972, p. 251-266. [19] M. POPOFF, 2nd Symposium on the South Atlantic Evolution, Rio de Janeiro, Brésil, 1987, p. 84. M. P. et J.-F. D. : Laboratoire de Géologie dynamique et Pétrologie de
Deep drilling results in the Atlantic Ocean; continental margin and paleoenvironment, M. TALWANI, S. HAY et W. B. F. RYAN éd., Maurice Ewing Ser., 3, Amer. Geophys. Union, 1979, p. 218-234. [14] D. P. MCKENZIE, Earth Planet. Sci. Lett., 40, 1978, p. 25-32. [15] J. W. LADD, Geol. Soc. Amer. Bull., 87, 1976, p. 969-976. [16] J.-L. OLIVET, J. BONNIN, P. BEUZAND et J.-M. AUZENDE, Cinématique de l'Atlantique nord et central, CNEXO, Brest, Fr., Rapp. 54, 1984, p. 1-108. [17] C. R. CRATCHLEY et G. P. JONES, Overseas geol. Surv., Geophys. Paper, 1, Londres, 1965, p. 1-26. [18] R. C. MURAT, African geology, T. F. J. DESSAUVAGIE et A. J. WHITEMAN éd., Geol. Dept. Univ. Ibadan, Nigeria, 1972, p. 251-266. [19] M. POPOFF, 2nd Symposium on the South Atlantic Evolution, Rio de Janeiro, Brésil, 1987, p. 84. M. P. et J.-F. D. : Laboratoire de Géologie dynamique et Pétrologie de la Surface, U.A.-C.N.R.S. n° 132, Case n° 431, Faculté des Sciences Saint-Jérôme, 13397 Marseille Cedex 13; M.-V. L.-B. : Laboratoire de Géophysique, Faculté des Sciences Saint-Jérôme, 13397 Marseille Cedex 13. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1277-1282, 1988 1277 Tectonique/ Tectonics Sur la Chaîne N-S de la Tunisie centrale et ses infléchissements d'axe. Analyse des déformations du « noeud tectonique » du Jebel Ech Cherichira : coulissement, blocage et rotation Chedly ABBES et Noureddine BOUKADI Résumé — La chaîne N-S de la Tunisie centrale montre par endroits, des infléchissements NESW, donnant lieu à des « noeuds tectoniques » complexes dont les mécanismes de formation et d'évolution sont mal connus. L'analyse du noeud du J. Ech Cherichira nous permet d'avancer une nouvelle interprétation de ces « anomalies » structurales, en liaison avec l'évolution de l'ensemble de la chaîne N-S. Le mécanisme proposé est basé sur l'évolution de la déformation du coulissement à la rotation, à la suite d'un blocage : sous l'effet des compressions NW-SE ébauchées au cours de l'Eocène et accusées au cours du Miocène supérieur-Quaternaire ancien, les branches subméridiennes de cette chaîne coulissent dans un mouvement senestre à senestre inverse, le long d'accidents profonds de
la Tunisie centrale et ses infléchissements d'axe. Analyse des déformations du « noeud tectonique » du Jebel Ech Cherichira : coulissement, blocage et rotation Chedly ABBES et Noureddine BOUKADI Résumé — La chaîne N-S de la Tunisie centrale montre par endroits, des infléchissements NESW, donnant lieu à des « noeuds tectoniques » complexes dont les mécanismes de formation et d'évolution sont mal connus. L'analyse du noeud du J. Ech Cherichira nous permet d'avancer une nouvelle interprétation de ces « anomalies » structurales, en liaison avec l'évolution de l'ensemble de la chaîne N-S. Le mécanisme proposé est basé sur l'évolution de la déformation du coulissement à la rotation, à la suite d'un blocage : sous l'effet des compressions NW-SE ébauchées au cours de l'Eocène et accusées au cours du Miocène supérieur-Quaternaire ancien, les branches subméridiennes de cette chaîne coulissent dans un mouvement senestre à senestre inverse, le long d'accidents profonds de direction N-S. Cette translation se bloque sur des zones de cisaillement profondes de direction N 60-70. Les chaînons N-S subissent alors une rotation horaire qui s'accompagne par un entraînement dextre et par un moulage de leurs extrémités méridionales le long de cette direction NE-SW. Axis bending in N-S central Tunisian chain. Analysis of the "tectonic knot" déformations of Djebel Ech Cherichira: Sliding, blocking and rotation Abstract — The central Tunisian N-S chain shows here and there NE-SW curves which gave birth to complex tectonic knots formation and mechanism évolution of which are not well known. The structural analysis of Ech Cherichira knot permits to propose a new interpretation of the structural "anomaly" in relation with the évolution of all N-S chain. The mechanism proposed is based on the évolution of a déformation ranging from sliding to a rotation following by blocking: under the NW-SE compression effect outlined in Eocene and pronounced during the Miocene and ancient Quaternary, the N-S limbs from this chain slide in a senestral (to/or) inverse senestral motion along N-S deep accident. This translation sticks to the deep shearing zone oriented NW 60-70. The N-S links undergo then, a horary rotation accompanied by a dextral dragging and