jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
simple bed in the proximity of the FI fault. N2 shows six small columnar pseudobioherms crossing the different levels of the key-bed R3 (Fig. 1, C). Their relations with faults are not directly visible here, but the highly fossiliferous (bivalves, echinids...) lenticular pseudobioherm of N3 which is situated against F2 gives a good example of the relationship between benthic life and active faulting. — The upper level of the double key-bed R2 is cut in lenticular parts suggesting a sliding possibly related to first tectonic movements (flexure?). CONCLUSION. — These observations allow the interpretation illustrated in Figure 2 showing the evident relationship between pseudobioherms and active faults. The migration of deep fluids necessary to the pseudobioherms growth and their particular associated benthic life (chemosynthesis) is clearly induced by faulting. This faulting can result from a simple differential packing or, on the contrary, from the recurrent main deep faulting during the history of the "Terres Noires" Basin. I. INTRODUCTION. — Des études récentes ont montré que tout un faisceau d'arguments, tant biologiques que sédimentologiques et minéralogiques, plaident en faveur de l'existence de sources sous-marines, d'origine hydrothermale ou non, dans le bassin des Terres Noires ([1], [2], [3]). Les pseudobiohermes, en particulier, sont des masses carbonatées riches en faune et notamment en bivalves, qui se sont vraisemblablement édifiées au débouché direct de ces sources ([4], [5]). Les découvertes récentes sur les fonds océaniques actuels tendent à accréditer cette hypothèse. Celle-ci implique une tectonique active susceptible de faciliter la migration de fluides, quelle que soit l'origine exacte de ces derniers. Le contexte géodynamique dans lequel se fait le dépôt des Terres Noires, du Bathonien à l'Oxfordien, est favorable puisqu'il correspond à une période de fin de rifting et de début d'expansion océanique [6]. On remarque également que les sites où se rencontrent les pseudobiohermes jalonnent les failles majeures qui structurent le bassin et qui étaient actives lors du dépôt des Terres Noires. Toutefois, il n'a pas encore été possible de montrer dans le détail la relation supposée entre l'existence des pseudobiohermes et celle d'une tectonique synsédimentaire. Les raisons principales en sont les mauvaises
sont des masses carbonatées riches en faune et notamment en bivalves, qui se sont vraisemblablement édifiées au débouché direct de ces sources ([4], [5]). Les découvertes récentes sur les fonds océaniques actuels tendent à accréditer cette hypothèse. Celle-ci implique une tectonique active susceptible de faciliter la migration de fluides, quelle que soit l'origine exacte de ces derniers. Le contexte géodynamique dans lequel se fait le dépôt des Terres Noires, du Bathonien à l'Oxfordien, est favorable puisqu'il correspond à une période de fin de rifting et de début d'expansion océanique [6]. On remarque également que les sites où se rencontrent les pseudobiohermes jalonnent les failles majeures qui structurent le bassin et qui étaient actives lors du dépôt des Terres Noires. Toutefois, il n'a pas encore été possible de montrer dans le détail la relation supposée entre l'existence des pseudobiohermes et celle d'une tectonique synsédimentaire. Les raisons principales en sont les mauvaises conditions d'affleurement ou, lorsque celles-ci sont bonnes, le manque de repères stratigraphiques. Les pseudobiohermes étudiés jusqu'à présent se trouvent en effet dans un encaissant marneux, certes faille, mais dans lequel il est impossible de faire la part d'une éventuelle tectonique synsédimentaire et de la tectonique alpine plus tardive. La découverte de pseudobiohermes dans les premières alternances calcaire-marneuses du gisement de Beauvoisin permet maintenant de faire cette démonstration. II. DONNÉES STRATIGRAPHIQUES. — Le gisement de Beauvoisin se situe dans les Baronnies à une quinzaine de kilomètres au Nord-Ouest de la localité du Buis. Il correspond à un ensemble complexe de ravines escarpées creusées dans les terrains oxfordiens. La partie inférieure de la série exposée présente le faciès "Terres Noires". Elle a fait l'objet d'une étude biostratigraphique détaillée [7] qui a permis de la dater du sommet de l'Oxfordien inférieur (Zone à Cordatum) et de la base de l'Oxfordien moyen (Zone à Plicatilis). Elle renferme une trentaine de pseudobiohermes d'importance variable dont certains ont fait l'objet d'une étude paléoécologique récente [5]. La partie supérieure de la série voit se développer des bancs calcaires répartis en faisceaux de plus en plus denses. Elle débute avec l'« Argovien » des auteurs et se poursuit
de pseudobiohermes dans les premières alternances calcaire-marneuses du gisement de Beauvoisin permet maintenant de faire cette démonstration. II. DONNÉES STRATIGRAPHIQUES. — Le gisement de Beauvoisin se situe dans les Baronnies à une quinzaine de kilomètres au Nord-Ouest de la localité du Buis. Il correspond à un ensemble complexe de ravines escarpées creusées dans les terrains oxfordiens. La partie inférieure de la série exposée présente le faciès "Terres Noires". Elle a fait l'objet d'une étude biostratigraphique détaillée [7] qui a permis de la dater du sommet de l'Oxfordien inférieur (Zone à Cordatum) et de la base de l'Oxfordien moyen (Zone à Plicatilis). Elle renferme une trentaine de pseudobiohermes d'importance variable dont certains ont fait l'objet d'une étude paléoécologique récente [5]. La partie supérieure de la série voit se développer des bancs calcaires répartis en faisceaux de plus en plus denses. Elle débute avec l'« Argovien » des auteurs et se poursuit jusqu'à la base du Tithonique qui détermine les reliefs les plus élevés du site. Nous l'avons étudiée jusqu'à l'apparition des premières turbidites (fig. 1, A). Cette dernière paraît synchrone dans l'ensemble du bassin [8]. L'étude comparative de plusieurs coupes levées banc par banc dans les principales ravines permet de proposer une lithostratigraphie précise. Huit bancs ou ensemble de bancs repères ont été mis en évidence (RI à R8, fig. 1, A). L'étude biostratigraphique, en cours et encore peu documentée, permet néanmoins de situer cet ensemble dans le sommet de l'Oxfordien moyen (Zone à Transversarium) et dans la base de l'Oxfordien supérieur (Zone à Bifurcatus). Quoi qu'il en soit, la lithostratigraphie maintenant bien établie permet de diagnostiquer les perturbations tectoniques avec une assez bonne précision. Cette série alternante renferme des pseudobiohermes moins nombreux, moins importants et moins spectaculaires que la série marneuse sous-jacente. Mais ces derniers, parce qu'ils "transpercent" toujours un certain nombre de bancs calcaires, sont parfaitement situés (fig. 1, C). L'étude pétrographique et paléontologique de ces pseudobiohermes est en cours. Le but de cette Note est de montrer leur relation avec la tectonique locale. III. RELATION ENTRE LES PSEUDOBIOHERMES ET DES FAILLES ACTIVES. — Tous les pseudobiohermes rencontrés dans
une lithostratigraphie précise. Huit bancs ou ensemble de bancs repères ont été mis en évidence (RI à R8, fig. 1, A). L'étude biostratigraphique, en cours et encore peu documentée, permet néanmoins de situer cet ensemble dans le sommet de l'Oxfordien moyen (Zone à Transversarium) et dans la base de l'Oxfordien supérieur (Zone à Bifurcatus). Quoi qu'il en soit, la lithostratigraphie maintenant bien établie permet de diagnostiquer les perturbations tectoniques avec une assez bonne précision. Cette série alternante renferme des pseudobiohermes moins nombreux, moins importants et moins spectaculaires que la série marneuse sous-jacente. Mais ces derniers, parce qu'ils "transpercent" toujours un certain nombre de bancs calcaires, sont parfaitement situés (fig. 1, C). L'étude pétrographique et paléontologique de ces pseudobiohermes est en cours. Le but de cette Note est de montrer leur relation avec la tectonique locale. III. RELATION ENTRE LES PSEUDOBIOHERMES ET DES FAILLES ACTIVES. — Tous les pseudobiohermes rencontrés dans l'Oxfordien alternant de Beauvoisin se situent dans des secteurs plus ou moins accidentés. Un secteur particulièrement intéressant permet les observations suivantes (fig. Dans une zone tectoniquement simple, plusieurs niveaux à pseudobiohermes (NI, N2 et N3) se concentrent dans un compartiment en marche d'escalier délimité par deux failles (FI et F2) orientées N40° et N-55° (fig. 1, D, E, F). Le décalage constaté actuellement à propos des bancs repères R2 témoigne d'un rejet direct peu important de l'ordre de 6 m pour la faille FI. Pour la faille F2, le décalage constaté à propos du banc repère R3C témoigne d'un rejet direct un peu plus important de l'ordre de 10 m. Cette même faille F2 montre un rejet en sens inverse et beaucoup plus faible pour le banc repère R4 plus récent. Elle a donc manifestement eu un jeu complexe (décrochement ?) et synsédimentaire. Le sédiment assurant le comblement du compartiment effondré au début de l'existence de F2 est marneux et localement riche en petits nodules calcaires. Ces derniers se concentrent localement sur le trajet d'une petite faille annexe F2'. On peut envisager que les failles synsédimentaires et les nodules calcaires, tout comme les autres anomalies sédimentologiques que constituent les pseudobiohermes,
orientées N40° et N-55° (fig. 1, D, E, F). Le décalage constaté actuellement à propos des bancs repères R2 témoigne d'un rejet direct peu important de l'ordre de 6 m pour la faille FI. Pour la faille F2, le décalage constaté à propos du banc repère R3C témoigne d'un rejet direct un peu plus important de l'ordre de 10 m. Cette même faille F2 montre un rejet en sens inverse et beaucoup plus faible pour le banc repère R4 plus récent. Elle a donc manifestement eu un jeu complexe (décrochement ?) et synsédimentaire. Le sédiment assurant le comblement du compartiment effondré au début de l'existence de F2 est marneux et localement riche en petits nodules calcaires. Ces derniers se concentrent localement sur le trajet d'une petite faille annexe F2'. On peut envisager que les failles synsédimentaires et les nodules calcaires, tout comme les autres anomalies sédimentologiques que constituent les pseudobiohermes, sont génétiquement liés. Les manifestations ayant présidé à l'édification des pseudobiohermes ont intéressé 3 niveaux stratigraphiques différents (NI, N2 et N3) et témoignent peut-être ainsi de 3 coups dans le jeu des failles qui leur sont liées. La première de ces manifestations correspond au simple épaississement d'un seul banc et à son enrichissement brutal en faune à l'approche de la faille FI. La seconde correspond à un ensemble de 6 petits pseudobiohermes columnaires de 1 à 2 m de haut qui transpercent les bancs du niveau repère R3 (fig. 1, C). Leur liaison avec FI ou F2 n'est pas directement visible. La troisième correspond à un pseudobioherme lenticulaire très riche en faune (bivalves, échinides...), centré sur le banc repère R4 et semblant particulièrement dépendant de la faille F2. Ce dernier fournit le meilleur exemple de relation entre un enrichissement local en faune benthique et une faille active. Enfin, le banc supérieur du doublet repère R2 présente ici un aspect inhabituel. Il s'interrompt en fragments lenticulaires qui suggèrent un étirement et un glissement gravitaire. Cette perturbation pourrait témoigner des premiers mouvements ayant affecté le secteur (flexure ?). Compte tenu de ces différentes observations et réflexions, on peut tenter de proposer l'enchaînement
à son enrichissement brutal en faune à l'approche de la faille FI. La seconde correspond à un ensemble de 6 petits pseudobiohermes columnaires de 1 à 2 m de haut qui transpercent les bancs du niveau repère R3 (fig. 1, C). Leur liaison avec FI ou F2 n'est pas directement visible. La troisième correspond à un pseudobioherme lenticulaire très riche en faune (bivalves, échinides...), centré sur le banc repère R4 et semblant particulièrement dépendant de la faille F2. Ce dernier fournit le meilleur exemple de relation entre un enrichissement local en faune benthique et une faille active. Enfin, le banc supérieur du doublet repère R2 présente ici un aspect inhabituel. Il s'interrompt en fragments lenticulaires qui suggèrent un étirement et un glissement gravitaire. Cette perturbation pourrait témoigner des premiers mouvements ayant affecté le secteur (flexure ?). Compte tenu de ces différentes observations et réflexions, on peut tenter de proposer l'enchaînement des phénomènes illustré dans la figure 2, montrant comment on peut envisager la relation génétique existant entre failles synsédimentaires et pseudobiohermes. CONCLUSION — La série oxfordienne régulièrement litée du site de Beauvoisin est affectée par de petites failles synsédimentaires. Les pseudobiohermes qu'elle renferme sont manifestement liés à leur activité. Ces failles actives ont dû jouer le rôle de drain pour la remontée des fluides qui sont à l'origine du concrétionnement calcaire et du foisonnement de la vie benthique (par le biais de la chimiosynthèse) qui caractérisent ces pseudobiohermes. Dans le contexte des Terres Noires, ces petites failles peuvent résulter d'un simple tassement différentiel (sous compaction) ou, à l'opposé, d'un rejeu des accidents profonds majeurs qui ont structuré le Bassin du Sud-Est pendant toute la phase distensive de son histoire. Note reçue le 4 juillet 1988, acceptée le 9 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] M. LEMOINE et coll., Bull. Soc. géol. Fr., XXIV, 1982, p. 641-647. [2] C. GAILLARD et coll., Bull. Soc. géol. Fr., I, 1985, p. 69-78. [3] J. L. GAIDON, Thèse de doctorat, Lyon, 1988, n° 21-88. [4] C. GAILLARD et Y. ROLIN, 13th Internat. Sedim. Congress, 1986, p. 113. [5] Y. ROLIN, Thèse de doctorat, Lyon, 1987,
failles actives ont dû jouer le rôle de drain pour la remontée des fluides qui sont à l'origine du concrétionnement calcaire et du foisonnement de la vie benthique (par le biais de la chimiosynthèse) qui caractérisent ces pseudobiohermes. Dans le contexte des Terres Noires, ces petites failles peuvent résulter d'un simple tassement différentiel (sous compaction) ou, à l'opposé, d'un rejeu des accidents profonds majeurs qui ont structuré le Bassin du Sud-Est pendant toute la phase distensive de son histoire. Note reçue le 4 juillet 1988, acceptée le 9 août 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] M. LEMOINE et coll., Bull. Soc. géol. Fr., XXIV, 1982, p. 641-647. [2] C. GAILLARD et coll., Bull. Soc. géol. Fr., I, 1985, p. 69-78. [3] J. L. GAIDON, Thèse de doctorat, Lyon, 1988, n° 21-88. [4] C. GAILLARD et Y. ROLIN, 13th Internat. Sedim. Congress, 1986, p. 113. [5] Y. ROLIN, Thèse de doctorat, Lyon, 1987, n° 145-87. [6] M. LEMOINE, Bull. Soc. géol. Fr., I, 1985, p. 126-137. [7] J. P. BOURSEAU, Nouv. Arch. Mus. Hist. nat. Lyon, 15, 1977, p. 1-116. [8] F. BOREL et coll., Geol Alpine, H.S. 13, 1987, p. 167-171. Centre de Paléontologie stratigraphique et Paléoécologie, U.A. n° 11, C.N.R.S., Université Claude-Bernard-Lyon-I, 27-43, boulevard du Haut-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1271-1276, 1988 1271 Géologie/Geology Analyse de la subsidence au Crétacé supérieur-Paléocène dans le bassin d'Anambra, SW du fossé de la Bénoué. Apports à la géodynamique de la plaque Afrique Michel POPOFF, Jean-François DOUCET et Marie-Véronique LATIL-BRUN Résumé — Des courbes de variation de la subsidence intéressant trois puits pétroliers montrent que la subsidence crétacé supérieur du bassin d'Anambra ne subit pas le seul contrôle passif du refroidissement de la lithosphère amincie lors du rifting majeur crétacé inférieur, mais est sujette à des périodes d'accélération. Après un arrêt lié à l'inversion structurale santonienne, la subsidence reprend dans le bassin d'Anambra lors d'un nouvel épisode de rifting avant de s'annuler au Paléocène. Une comparaison est établie avec les résultats obtenus pendant la même période dans le domaine équatorial de l'Atlantique sud. Late Cretaceous-Paleocene subsidence
Claude-Bernard-Lyon-I, 27-43, boulevard du Haut-Novembre-1918, 69622 Villeurbanne Cedex. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1271-1276, 1988 1271 Géologie/Geology Analyse de la subsidence au Crétacé supérieur-Paléocène dans le bassin d'Anambra, SW du fossé de la Bénoué. Apports à la géodynamique de la plaque Afrique Michel POPOFF, Jean-François DOUCET et Marie-Véronique LATIL-BRUN Résumé — Des courbes de variation de la subsidence intéressant trois puits pétroliers montrent que la subsidence crétacé supérieur du bassin d'Anambra ne subit pas le seul contrôle passif du refroidissement de la lithosphère amincie lors du rifting majeur crétacé inférieur, mais est sujette à des périodes d'accélération. Après un arrêt lié à l'inversion structurale santonienne, la subsidence reprend dans le bassin d'Anambra lors d'un nouvel épisode de rifting avant de s'annuler au Paléocène. Une comparaison est établie avec les résultats obtenus pendant la même période dans le domaine équatorial de l'Atlantique sud. Late Cretaceous-Paleocene subsidence in the Anambra Basin, SW Benue Trough (Nigeria). Geodynamic implications Abstract — After the major Early Cretaceous rifting stage in the Benue Trough and subsequent lithospheric stretching, variations of the Cretaceous subsidence are analyzed from three boreholes in the Anambra basin. Subsidence intensity increased during the Turonian before a Late Santonian strong decrease due to a folding episode and related structural inversion in the Abakaliki basin. Then, a westward shift of the depocenter zones and a new rifting stage occurred in the Anambra basin during the Late Senonian. Subsidence variations were controlled during the Cretaceous not only by lithospheric cooling processes but with intraplate tectonic strain acting along the main N-S rift faults and associated NE-SW transfer faults deeply irradiated in the Mid African Rift System. Abridged English Version — Updated field and subsurface data on the SW part of the Benue Trough allow refinement of the geodynamic evolution of the Equatorial domain of the South Atlantic, after the Early Cretaceous rifting of Gondwanaland. The Late Cretaceous variations in subsidence rates were analyzed in the Anambra basin on seven petroleum exploratory boreholes drilled between 2,500 and 3,200 m of Paleocene to Cenomanian sandstones/shales. The selected A, B and C columns
Santonian strong decrease due to a folding episode and related structural inversion in the Abakaliki basin. Then, a westward shift of the depocenter zones and a new rifting stage occurred in the Anambra basin during the Late Senonian. Subsidence variations were controlled during the Cretaceous not only by lithospheric cooling processes but with intraplate tectonic strain acting along the main N-S rift faults and associated NE-SW transfer faults deeply irradiated in the Mid African Rift System. Abridged English Version — Updated field and subsurface data on the SW part of the Benue Trough allow refinement of the geodynamic evolution of the Equatorial domain of the South Atlantic, after the Early Cretaceous rifting of Gondwanaland. The Late Cretaceous variations in subsidence rates were analyzed in the Anambra basin on seven petroleum exploratory boreholes drilled between 2,500 and 3,200 m of Paleocene to Cenomanian sandstones/shales. The selected A, B and C columns (Fig. 1), 1,500 to 3,000 m thick, have been dated Late Cretaceous [5] to [8]. They consist of continental alluvial fan deposits (Eze Aku Formation, Cenomanian-Turonian in age) and shale-limestone platform sediments (Awgu F., Coniacian to Santonian). After an Early to Middle (?) Campanian period of local emersion and sedimentary hiatus, the Late Senonian was a period of deltaic shale/sandstone deposits (Enugu and Mamu F.) overtopped by a basinwide isopach series of fluvial sandstones (Ajali F.). Tidal influences (Nsukka Shale/Sandstone F.) finally trended to open marine conditions (Imo Shale F., Paleocene) before the Eocene construction of the Niger delta. Subsidence curves (Fig. 2) have been computed [10] for three sedimentary columns using stratigraphic correlation of the Senonian sedimentary units [8]; time intervals were attributed [11] from palynological data. Porosity laws were determined from sonic and density logs [12] (Fig. 2) and correlative sea-level variations deduced from micropaleontology and sedimentology [4], [6], [8]. The backstripping method [13] was applied for an Airy-type isostatic compensation hypothesis, using paleodepth data and one of the standard eustatic sea-level fluctuation references [9], already considered in other case studies in West Africa [10], [1]. Each of the subsidence curves is made of 5 segments (Fig. 2,
hiatus, the Late Senonian was a period of deltaic shale/sandstone deposits (Enugu and Mamu F.) overtopped by a basinwide isopach series of fluvial sandstones (Ajali F.). Tidal influences (Nsukka Shale/Sandstone F.) finally trended to open marine conditions (Imo Shale F., Paleocene) before the Eocene construction of the Niger delta. Subsidence curves (Fig. 2) have been computed [10] for three sedimentary columns using stratigraphic correlation of the Senonian sedimentary units [8]; time intervals were attributed [11] from palynological data. Porosity laws were determined from sonic and density logs [12] (Fig. 2) and correlative sea-level variations deduced from micropaleontology and sedimentology [4], [6], [8]. The backstripping method [13] was applied for an Airy-type isostatic compensation hypothesis, using paleodepth data and one of the standard eustatic sea-level fluctuation references [9], already considered in other case studies in West Africa [10], [1]. Each of the subsidence curves is made of 5 segments (Fig. 2, a to e) which are interpreted using a simple extensional model [14]. Our data post-date the Barremian-Albian major rift phase in the Benue Trough and a subsidence decrease under the control of cooling lithosphere processes during the Cenomanian [2]. They show, after a Turonian increase in subsidence (a), a sharp 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