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Sommaire
[1. Introduction]
[2. Contexte géographique et géologique de l'étude]
[3. Données lithostratigraphiques]
[4. Faciès et environnements de dépôts ...]
[5. Particularités des faciès griottes ...]
[6. Conclusion : Signification géodynamique des griottes ...] et ...
[Références bibliographiques]
Université Mustapha Stambouli de Mascara, Faculté des Sciences de la Nature et de la Vie, BP 305,
route de Mamounia, Mascara (Algérie);
Laboratoire de Paléontologie stratigraphique et paléoenvironments, Université Mohamed Ben Ahmed (Oran II), Bir El Djir,
Oran (Algérie)
Laboratoire de Paléontologie stratigraphique et paléoenvironments, Université Mohamed Ben Ahmed (Oran II), Bir El Djir, Oran (Algérie)
Université de Lille, CNRS, UMR 8198 – Evo-Eco-Paleo, F-59000 Lille (France)
Université Tahri Mohamed, Faculté des Sciences de la Nature et de
la Vie,
Béchar (Algérie);
Laboratoire de Paléontologie stratigraphique et paléoenvironments, Université Mohamed Ben Ahmed (Oran II), Bir El Djir,
Oran (Algérie)
Université de Lille, CNRS, UMR 8198 – Evo-Eco-Paleo, F-59000 Lille (France)
Université de Lille, CNRS, UMR 8198 – Evo-Eco-Paleo, F-59000 Lille (France)
Manuscrit en ligne depuis le 31 mai 2019
DOI 10.4267/2042/70192
[Éditeur : Bruno Granier ; éditeur pour la langue anglaise : Robert
W. Scott]
Sur la bordure nord-ouest du Sahara algérien, dans les bassins de Béchar (Ben-Zireg), de l'Ougarta (Marhouma) et du Gourara (Charouine), le Dévonien supérieur est marqué par les calcaires noduleux de type "griotte" qui s'échelonnent depuis le Frasnien jusqu'au Famennien (Dévonien). Il s'agit d'alternances argilo-gréso-calcaires riches en ammonoïdes. Des variations latérales de faciès et d'épaisseur sont observées dans ces trois bassins. Ces variations sont directement liées aux conditions de leur environnement de dépôts (hydrodynamisme, physiographie du bassin, arrêts sédimentaires). Dans les trois régions étudiées, les milieux de dépôt des faciès griottes correspondent à un environnement de type plateforme (hauts fonds) et bassin sous contrôle tectono-eustatique. À Ben-Zireg, les faciès correspondent à une plateforme. À Marhouma, les faciès correspondent d'abord à une rampe distale, puis à un environnement de talus à tablier à faciès allodapiques (Famennien II, VI et V) et de bassin (Famennien II et VI). À la fin du Famennien, on assiste à l'installation d'une sédimentation argilo-sableuse de talus (Membre inférieur des Grès de Ouarourout) rapidement relayée par la mise en place d'une plateforme (Membre supérieur des Grès de Ouarourout) avant émersion. À Charouine, les argiles du bassin (hémipélagites) dominent la sédimentation. La présence d'asphaltites sous forme d'imprégnation dans les faciès griottes, de galettes centimétriques et de blocs métriques dans les faciès postérieurs aux calcaires noduleux, suggère les effets d'une diagenèse précoce qui a dû également jouer un rôle important par la réduction des sulfates et l'oxydation anaérobique du méthane (biogénique et/ou thermique). La ségrégation d'aires sédimentaires à faciès griotte semble être calquée sur un morcellement du socle. En effet, les faciès griottes suivent de près la suture panafricaine. Dans l'Ougarta, l'accident "Sud Ougartien" ne serait que le prolongement du mégalinéament du Tibesti. La réactivation au Dévonien supérieur des fractures du socle précambrien serait responsable de ce contraste des faciès.
• Algérie ;
• faciès griotte ;
• Dévonien supérieur ;
• paléoenvironnements ;
• rythmites ;
• oxydation anaérobique
Abbache A., Ouali Mehadji A., Crônier C., Fellah A.H., Allaire N. & Monnet C. (2019).- Le Dévonien supérieur du Sahara nord-occidental (Algérie) : Faciès, environnements et signification géodynamique des calcaires griottes.- Carnets Geol., Madrid, vol. 19, nº 5, p. 71-96.
Upper Devonian Griottes Limestone in NW Sahara (Algeria): Facies, environments and geodynamic significance.- On the NW margin of the Algerian Sahara in the Bechar (Ben-Zireg), Ougarta (Marhouma) and Gourara (Charouine) basins, the Upper Devonian "griottes" nodular limestone was deposited during the Frasnian and the Famennian. These alternating clayey-sand-limestone deposits are rich in ammonoids. These facies vary laterally and in thickness in these three areas. These facies variations are directly related to depositional environmental conditions (hydrodynamism, basin physiography, sedimentary gaps). In the three studied areas, the griotte facies were deposited on a deep seabed platform and in basins under tectono-eustatic control. In the Ben-Zireg area platform facies are throughout the studied stratigraphic interval. In the Marhouma area, the facies change through time first as distal ramp sedimentation (Frasnian Ia), then shifting to an apron slope sedimentation with allodapic facies (Famennian II, VI and V), and then in basinal settings (Famennian II and VI). Finally, at the end of the Famennian, the series ended with sandy-clay slope sedimentation (lower member of the Ouarourout sandstone), and next platform sedimentation (upper member of Ouarourout sandstone) topped by an emersion surface. In the Charouine area, basin clays (hemipelagites) dominate the facies. The presence of asphaltene impregnations in the griotte facies and in centimetric slabs to metric blocks of the facies posterior to nodular limestones implies the effects of early diagenesis. This process played an important role in the sulphate reduction and the anaerobic oxidation of methane (biogenic and / or thermal). The segregation of sedimentary areas with griotte facies seems to be influenced by basement fragmentation. Indeed, the griotte facies closely follow the Pan-African flexure. In Ougarta, the "South Ougartian" fault corresponds to the extension of the mega-lineament of Tibesti. The reactivation of Precambrian basement faults during the Late Devonian may have been responsible for the observed contrasting facies.
• Algeria;
• Griotte facies;
• Upper Devonian;
• paleoenvironments;
• rhythmites;
• anaerobic oxidation
Sur la frange septentrionale de la plateforme saharienne algérienne, le Dévonien supérieur affleure assez bien dans les bassins paléozoïques de Béchar (Ben-Zireg), de l'Ougarta (Marhouma) et du Gourara (Charouine). Ces terrains ont été étudiés par de nombreux auteurs à cause de leur richesse en faune (Ammonoïdes : Menchikoff, 1936 ; Petter, 1959, 1960 ; Göddertz, 1987 ; Korn et al., 2010 ; Ostracodes : Casier, 1982, 1985 ; Conodontes : Göddertz, 1987 ; Mahboubi et al., 2015 ; Mahboubi & Gatovsky, 2015 ; Brachiopodes : Mottequin et al., 2015 ; Trilobites : Crônier et al., 2013) et de leurs caractéristiques sédimentologiques et environnementales (Elmi & Ameur, 1984 ; Benhamou et al., 2004 ; Aït-Ouali & Nedjari, 2006 ; Ouali Mehadji et al., 2012 ; Bendella & Ouali Mehadji, 2014). Ces affleurements sont représentés par : i) la Formation des Calcaires griottes de Ben-Zireg dans le secteur de Ben-Zireg ; ii) la partie terminale de la Formation du Cheffar El Ahmar, la Formation des Argiles de Marhouma, et la Formation des Grès de Ouarourout dans l'Ougarta (Saoura) ; iii) et la Formation des Argiles de Kahla dans le Gourara. Ces formations, riches en ammonoïdes, montrent des unités lithologiques échelonnées depuis la zone Ia du Frasnien jusqu'à la zone VI du Famennien, sans lacune sédimentaire majeure (Petter, 1959, 1960 ; Massa, 1965 ; Fabre, 1976, 2005 ; Mahboubi et al., 2015).
Dans ces régions, le Dévonien supérieur se caractérise par des faciès griottes au sens de Aubouin (1964), équivalents du "rosso-ammonitico" de Jenkyns (1974) dans le Mésozoïque, en intercalations dans des ensembles argilo-silto-gréseux. Les travaux de Wendt (1988), et Wendt et al. (1984) dans l'Anti-Atlas marocain (Tafilalet et Maïder) furent complétés et actualisés par Lubeseder et al. (2010). Ces faciès noduleux montrent des variétés lithologiques liées aux environnements de dépôt (plate-forme vs bassin) et à la diagenèse précoce. Ils traduiraient un événement tectonique d'ordre régional ayant modelé la physiographie des bassins en une paléogéographie insulaire avec un alignement de hauts fonds sur des accidents tectoniques régionaux (Elmi & Ameur, 1984 ; Wendt & Aigner, 1985).
Deux polarités se dessinent dans les faciès griottes du Dévonien supérieur saharien : une polarité Ouest-Est avec un ensemble entièrement calcaire à Ben Zireg, un ensemble argilo-gréseux à épisodes de calcaires griottes dans la Saoura, et enfin un ensemble argileux à fines intercalations de calcaires noduleux. La deuxième polarité est orientée Nord-Sud avec : i) un faciès noduleux de type griotte sur la marge nord saharienne (Anti-Atlas, Ben-Zireg, Saoura, Gourara), et ii) un faciès siliciclastique (argilo-gréseux à passées calcaires et épisodes gréseux, grossiers) vers la marge méridionale (Tindouf, Reggane, Ahnet, Mouydir). Nous pensons que ces variations sont induites par des exigences environnementales subordonnées à des causes structurales.
Dans notre étude, nous proposons de visualiser la distribution des faciès noduleux (et leurs variantes) dans un modèle de dépôt (association de faciès et des environnements), et leurs juxtapositions avec les aires paléogéographiques du Dévonien supérieur saharien, complété par un écorché structural régional.
Le Dévonien supérieur de la frange nord saharienne en Algérie affleure dans trois bassins : le Bassin de Béchar (région de Ben-Zireg), le Bassin d'Ougarta (région de Saoura) et le Bassin de Gourara (région de Charouine). Le prolongement de ces bassins vers le NO, dans l'Anti-Atlas marocain, est représenté par les bassins du Tafilalet et du Maïder
(Fig. 1 
).
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Figure 1
:
Image satellitaire (d'après Google Earth) montrant la position géographique des trois régions étudiées
: 1) bassin de Béchar (Ben Zireg), 2) bassin de l'Ougarta (Marhouma), et 3) bassin du Gourara (Charouine). |
La région de Ben-Zireg (Fig. 2.A )
est une structure anticlinale qui affleure à la faveur d'une boutonnière dans la couverture secondaire, à 50 km au NE de la ville de Béchar, entre Djebel Antar au NO et Djebel Béchar au SO. Cette structure hercynienne sub-cratonique (Houari & Hoepffner,
2003), reprise par l'orogenèse alpine, occupe la marge NO de la plate-forme saharienne, dans un domaine mobile en position d'avant-fosse (Kazi-Tani et al.,
1991) et dans une zone tectonique à la jonction entre le domaine de l'Anti-Atlas/Ougarta au Sud et du domaine mésétien au Nord (Michard et al.,
2010).
Les travaux effectués dans cette région (Pareyn,
1961 ; Massa, 1965 ; Nedjari,
1995) montrent que le Paléozoïque, en discordance angulaire sur le Mésozoïque, est représenté par une série sédimentaire allant du Cambro-Ordovicien au Carbonifère
(Fig. 2.A ).
Le Dévonien supérieur repose sur des alternances marno-calcaires du Dévonien moyen. Il est représenté par une corniche rougeâtre, d'environ 100 m d'épaisseur, correspondant à la Formation des Calcaires griottes de Ben-Zireg. Cette formation est recouverte par les argiles du Carbonifère inférieur (Pareyn, 1961 ; Fabre, 2005).
La région de la Saoura s'intègre dans la chaîne de l'Ougarta orientée NO-SE. Elle est située à 30 km au sud de la ville de Béni-Abbès et localisée de part et d'autre de l'Oued Saoura
(Fig. 2.B ).
Cette Chaîne comprend des terrains sédimentaires allant du Cambrien jusqu'au Strunien.
Elle est limitée par le tracé de l'anomalie magnétique "Nord Ougarta" qui suit une
bonne partie de la limite ouest du Grand Erg Occidental. Cette limite
correspondrait à la projection probable de la suture panafricaine (Fabre, 2005).
Le Dévonien supérieur de l'Ougarta est représenté par trois formations : la
partie supérieure de la Formation du Cheffar El Ahmar (Frasnien), la Formation
des Argiles de Marhouma (Famennien), et la Formation des Grès de Ouarourout (Strunien).
La région de Charouine occupe la partie centrale du Bassin du
Gourara qui représente le prolongement SE de la chaîne de l'Ougarta. Elle est
localisée à 250 km au SE de la ville de Béni-Abbès et à environ 100 km au
SO de la ville de Timimoun à proximité du Djebel Hêche. Elle correspond à
une vaste cuvette remplie de terrains sédimentaires, allant du Cambrien au
Carbonifère
(Fig. 2.C ).
Le Dévonien supérieur du Gourara est représenté par la Formation des Argiles
de Kahla (Conrad et al., 1986) constituée d'une épaisse série
argileuse à passées carbonatées minces, riches en ammonoïdes et en quelques brachiopodes.
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Figure 2
: Cadre géologique des trois régions étudiées : (A) bassin de Béchar (Ben Zireg) (d'après
Pareyn, 1961, modifié) ; (B) bassin de l'Ougarta (Marhouma) (image d'arrière-plan d'après Google Earth) ; (C) bassin du Gourara (Charouine) (Carte de Kerzaz, modifiée). |
Dans ce travail, nous présentons la coupe-type du Dévonien supérieur de chaque région étudiée en utilisant la nomenclature lithostratigraphique des travaux antérieurs, sauf pour la région de Ben-Zireg où nous définissons la "Formation des Calcaires griottes de Ben-Zireg".
La coupe qui représente le Dévonien supérieur dans le bassin
de Béchar a été levée sur le flanc septentrional de la structure anticlinale
de Ben-Zireg. Elle est représentée par la "Formation des Calcaires
griottes de Ben-Zireg" (98 m) et est subdivisée en trois membres successifs
(Fig. 3 ) : (a)
Membre des griottes calcaires, (b) Membre des griottes argilo-calcaires, et (c)
Membre des argiles à passées griottes.
a. Membre des griottes calcaires (41,50 m)
Ce membre inférieur correspond à une alternance rougeâtre et irrégulière, entre des bancs calcaires griottes (0,20 à 2 m) avec des argiles, feuilletées, d'épaisseur centimétrique. Les niveaux calcaires, d'aspect noduleux, sont bioturbés. Les nodules sont stratifiés, agglutinés par des films et liserés grisâtres. Ce membre contient une macrofaune avec céphalopodes (i.e., goniatites, clyménies et orthocères) et de crinoïdes.
b. Membre des griottes argilo-calcaires (49 m)
Ce membre médian correspond à une alternance rougeâtre de calcaire noduleux (0,10 à 0,80 cm) bioturbés, et de niveaux argileux (0,20 à 1 m) à macrofaune d'ammonoïdes, de brachiopodes, de bivalves et de crinoïdes. Les bancs calcaires montrent une structure noduleuse en puzzle. Les nodules des passées argileuses sont bien stratifiés, sous forme de grumeaux détachables et entourés le plus souvent par des films gris.
c. Membre des argiles à passées griottes (7,50 m)
Ce membre supérieur correspond à une vire argileuse, rouge, à quelques passées de calcaire noduleux en bancs minces (5 à 15 cm), bioturbés et riches en faune d'ammonoïdes déformés. La faune associée est représentée par des moules de gastéropodes, de brachiopodes et de tiges de crinoïdes. Les ammonoïdes et les conodontes attestent de la continuité des biozones du Frasnien (zone à Manticoceras) jusqu'au Famennien VI (zone à Wocklumeria) (Pareyn, 1961 ; Massa, 1965 ; Mahboubi & Gatovsky, 2015 ; Mahboubi et al., 2015) ; une continuité semblable à celle des séries de l'Anti-Atlas marocain au NO et de l'Ougarta au Sud.
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Figure 3 : Succession lithostratigraphique du Dévonien supérieur de Ben-Zireg (bassin de Béchar). |
La coupe qui caractérise le Dévonien supérieur des Monts de
l'Ougarta se situe à 30 km au sud de la ville de Béni-Abbès. Elle recoupe les
trois formations suivantes : (a) Formation de Cheffar El Ahmar, (b) Formation
des Argiles de Marhouma, et (c) Formation des Grès de Ouarourout
(Fig. 4 ).
a. Formation du Cheffar El Ahmar (partie terminale)
La partie terminale de cette formation est constituée d'une
combe argileuse verdâtre (77 m d'épaisseur) intercalée de bancs calcaires rougeâtres,
d'aspect pseudo-noduleux et d'épaisseur centimétrique. Cette combe se poursuit
par une alternance de calcaires griottes et d'argiles rougeâtres, affectée de "slumps"
(Fig. 4.A ).
La macrofaune d'ammonoïdes représentée par Koenenites et Manticoceras a
permis d'assigner respectivement un âge Frasnien Ia et Ib (Petter,
1959, 1960).
Les ostracodes Striatostyliolina striata et S. menchikoffi indiquent
également un âge Frasnien Ia et Ib (Casier, 1982). Les chitinozoaires Ancyrochitina, Ramochitina
viridarium et Angochitinidea (Boumendjel et al.,
1997)
indiquent également un âge Frasnien. Cette attribution stratigraphique a été
confirmée récemment par Mahboubi et al. (2015) sur la base des
conodontes : Palmatolepis punctata (zone MN5 de Klapper,
1989),
espèce caractéristique du Frasnien moyen (Becker & House,
1998)
et P. triangularis (zone MN11 de Klapper, 1989), espèce
caractéristique du Frasnien supérieur (Becker & House,
1998).
b. Formation des Argiles de Marhouma (370 m)
Cette formation est divisée en trois parties (Fig.
4.b ). La
partie basale "argileuse" (Famennien II) correspond à une combe d'environ 115 m d'épaisseur, à
sphéroïdes calcaires décimétriques (septaria au sens de Elmi & Ameur,
1984)
et en faune de brachiopodes (Mottequin et al., 2015) et
d'ammonoïdes pyriteuses de petite taille (Allaire et al.,
2016,
unpublished data). La partie médiane "argilo-calcaire" (Famennien III, IV, V et
base de VI), correspond à une corniche d'environ 70 m d'épaisseur, formée
essentiellement de calcaires griottes. La partie sommitale "argilo-gréseuse"
(Famennien VI, Strunien) correspond à une alternance irrégulière, d'environ
185 m d'épaisseur, d'argiles vertes et de grès fin à moyen, à patine grisâtre,
d'épaisseur centimétrique à décimétrique. Les bancs gréseux montrent des
limites nettes, un grano-classement positif normal, des laminations parallèles,
des laminations convolutés ("convolute bedding") et de fréquentes
traces fossiles étudiées par Bendella et Ouali-Mehadji
(2014).
L'attribution stratigraphique a été réalisée sur la base des ammonoïdes avec la présence d'espèces caractéristiques depuis la zone II à Cheiloceras jusqu'à la zone VI à Wocklumeria. Pour le Famennien d'Algérie, Menchikoff (1930) et Petter (1959, 1960) ont caractérisés cinq biozones (nommés II à VI) qui se corrèlent avec les genozones standards de Wedekind (1908) en Allemagne. Cette datation a été confirmée récemment par Allaire et al. (2016, unpublished data). Ces zones du Famennien sont particulièrement représentées dans les faciès griottes de la partie médiane "argilo-calcaire" et les minces passées bioturbées de la partie sommitale "argilo-gréseuse".
c. Formation des Grès de Ouarourout (120 m)
La Formation des Grès de Ouarourout occupe le relief du Djebel Kahal
(Figs. 2.B ,
4.D ). Elle est parfois associée, selon les endroits, à des phénomènes de déformations synsédimentaires matérialisées par de nombreux slumps, des failles synsédimentaires et des grabens d'effondrement (collapse). Cette formation comprend deux membres : un Membre inférieur et un Membre supérieur.
Le Membre inférieur (65 m) est caractérisé par des niveaux gréseux, quartzitiques, noirâtres à grains fins, centimétriques à la base et devenant décimétriques à métriques vers le haut, en alternance avec des argiles. Les niveaux sont stratocroissants, et clôturés au sommet par des rides de courant symétriques et des rides lingoïdes. L'ensemble est marqué par la présence de blocs métriques d'asphaltites, et d'indices d'instabilité tectonique (failles, slumps et cataclastites).
Le Membre supérieur (55 m) est formé d'une combe d'agiles vertes surmontée d'une alternance de grès massifs avec des argiles sableuses de couleur verte. Les niveaux gréseux sont parfois chenalisés, montrant des laminations parallèles et obliques de faible angle, des litages de rides grimpantes et enfin vers le sommet des rides d'interférences. Sur les trois derniers mètres (i.e., sommet de la formation), on observe des anneaux colorés ferrugineux (anneaux de Lisegang) et des imprégnations de fer.
L'âge de cette formation correspond au Famennien terminal (zone VI). Il est confirmé par la présence de l'ammonoïde Wocklumeria dans les passées lenticulaires à la base de la formation (Petter, 1959, 1960 ; Malti, 2012).
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Figure 4
:
Succession lithostratigraphique du Dévonien supérieur de Marhouma (bassin de l'Ougarta). |
À environ 15 km au sud du village de Charouine, le Dévonien supérieur est représenté par la Formation des Argiles de Kahla (630 m) qui comprend trois membres : (a) Membre des argiles à calcaires griottes, (b) Membre des argiles à grès en plaquettes, et (c) Membre des argiles à calcaires silteux
(Fig. 5 ). La partie basale de la Formation des Argiles de Kahla est attribuée au Frasnien par la présence de l'ammonoïde Manticoceras et la partie sommitale au Famennien par la présence de nombreux ammonoïdes dont Gephyroceras (Haug,
1903 ; Gautier, 1906). Récemment, Allaire et al.
(2016, unpublished data) confirme la zone II du Famennien par la présence de Cheiloceras subpartitum et de Paratorleyoceras globulosum, et la zone IV du Famennien par l'abondance de Platyclymenia annulata.
a. Membre des argiles à calcaires griottes (40 m)
Ce membre est représenté par des argiles rouges à fréquents slumps, à passées lenticulaires de calcaires griottes à ammonoïdes. La macrofaune associée se compose de moules internes de bivalves et de débris de crinoïdes, d'orthocères et de brachiopodes.
b. Membre des argiles à grès en plaquettes (310 m)
Ce membre est composé d'une combe argileuse à passées de grès fins en plaquettes (0,05 à 0,10 m d'épaisseur), à laminations parallèles et obliques de faible angle. Dans la partie sommitale du membre, des niveaux silteux, décimétriques, à cônes concentriques s'intercalent.
c. Membre des argiles à calcaires silteux (280 m)
Il s'agit d'une alternance d'argiles rougeâtres à slumps avec des bancs calcaires silteux, centimétriques, à laminations parallèles, obliques, entrecroisées et à laminations obliques en mamelons (HCS). Les niveaux carbonatés ont livré des moules internes, souvent brisés, d'ammonoïdes. Les bancs silteux à cônes concentriques deviennent plus fréquents et plus épais.
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Figure 5 : Succession
lithostratigraphique du Dévonien supérieur dans la région de Charouine
(bassin du Gourara). |
Les faciès noduleux griottes ont été mis en place dans un système de bassins et de hauts fonds, donnant une physiographie insulaire aussi bien dans la Saoura (Elmi & Ameur, 1984 ; Benhamou et al., 2004 ; Ouali Mehadji et al., 2012) que pour l'Anti-Atlas marocain (Wendt & Aigner, 1985 ; Wendt & Belka, 1991 ; Lubeseder et al., 2010).
Le modèle de dépôt retenu dans ce travail distingue : i) les
faciès de talus et de bassin dominés par les hémipélagites et des
intercalations de séquences de turbidites et de vagues internes (internalites),
avec de fréquentes structures d'instabilité liées au talus
(Fig. 6 ).
Dans le Tafilalet, des particularités sédimentologiques furent mentionnées
pour les faciès noduleux griottes par Préat et al.
(2008) et Lubeseder et al.
(2010),
i.e.,
des particularités liées aux surfaces d'arrêts de sédimentation et aux
calcaires allodapiques ; ii) les faciès de plateforme caractérisés soit 1)
par des textures grainstones-packstones à débris de faune benthique dominante (brachiopodes,
trilobites et crinoïdes), l'absence de boue dans la partie littorale, et par
des intercalations de plus en plus fréquentes et réduites en épaisseur dans
la partie médiane de la plateforme ; ces faciès témoignent de l'effet des
vagues normales et des tempêtes dans la partie proximale à médiane de la plateforme;
soit 2) par les textures wackestones-mudstones à faune pélagique (ammonoïdes
et tentaculites), et par la fréquence et la rythmicité des alternances ; ces
faciès constituent les véritables pélagites dans la partie distale de la plateforme.
En effet, certaines passées calcaires, rougeâtres, à imprégnations
exagérées d'enduits ferrugineux et de fréquentes surfaces ferrugineuses
associées à des tapis stromatolithiques et des oncolithes, montrent des grains
(oolithes et/ou bioclastes) enrobés d'oxydes de fer, avec des textures variées
(wackestones à packstones), des laminations planes ou entrecroisées, rarement à
laminations obliques en mamelons (HCS). Ces paquets métriques traduisent un
taux de sédimentation faible ou un fond fréquemment balayé par les courants.
Les effets de la diagenèse précoce ont aussi pétris ces faciès.
Enfin les calcaires allodapiques (sensu Lubeseder et al., 2010) correspondraient à des faciès grainstones à packstones, crinoïdiques, à laminations de tempêtes et de turbidites. Ils constituent des dépôts de tempêtes induisant des décharges turbiditiques, et seraient donc allochtones. Le terme "allodapique" utilisé dans ce travail représente un paquet calcaire de plateforme intercalé dans des hémipélagites et des passées turbiditiques. Une telle association constitue un caractère de tablier de talus. Il s'agit d'un talus en voie de formation (flexuration), c'est-à-dire à une inflexion délimitant "un replat" qui mime une plateforme dans un talus.
Le tableau 1 regroupe les différents faciès et leurs environnements de dépôts.
Tableau 1 : Principaux faciès et sous-faciès du
Dévonien supérieur des trois secteurs étudiés et leurs environnements de dépôt.
Table 1: The main Upper Devonian facies and sub-facies in the three studied
areas and their depositional environments.
| Faciès | Lithofaciès | Biofaciès | Composition, structures, épaisseurs | Hydrodynamisme | Environnements de dépôts | |
| "F1" Argiles | F1.1 | Argiles
noires (black-shales) |
• Combes centimétriques à métriques • Laminations horizontales millimétriques |
Nul | Bassin à talus | |
| F1.2 | Argiles à passées de silts et calcisiltites | Biomicrite à tentaculites associés à fragments de bioclastes | • Niveaux métriques d'argiles vertes et/ou rouges • Silts et calciltes (3 à 5 cm) à laminations horizontales, litages de rides microhummocks, lenticulaires à plusieurs dizaines de mètres d'extension latérales |
Faible | ||
| F1.3 | Argiles à passées turbiditiques | Rares ammonoïdes et bivalves à tests minces | • Argiles centimétriques (5 à 60 cm) • Grès fins (5 à 25) avec les horizons Ta-b-c-e; Tb-c; Td-e de Bouma (1962) • Slumps fréquents |
Elevé | ||
| F1.4 | Argiles à passées de calcaires silteux à cône-in-cône | Rares faunes benthiques, brachiopodes et bivalves | Niveaux centimétriques (2 à 10 cm). Passées brunes à rouges d'extension hectométrique | Faible | ||
| F1.5 | Argiles à passées de galettes d'asphalites | Rares ammonoïdes | • Niveaux centimétriques (30 à 80 cm) • Alternance d'argiles et nodules stratifiés de 1 à 3 cm |
Faible | ||
| F1.6 | Argiles à nodules calcaires | Faune
pyritisée avec de nombreux ammonoïdes, quelques bivalves, brachiopodes,
et articles de crinoïdes Microfaune de tentaculites et ostracodes dans les passées calcaires |
Combes
métriques. Passées centimétriques (5-10 cm) biomicritiques à
microfilaments de texture mudstone à wackestone, lenticulaires à quelques dizaines de mètres d'extension latérale |
Faible à moyen par intermittence | ||
| "F2" Grès | F2.1 | Grès turbiditiques | Absent | • Grès fins à moyen (5 à 25 cm) avec les horizons Ta-b-c-e ; Tb-c ; Td-e de Bouma (1962) • Slumps fréquents |
Elevé, bouffées turbiditiques | |
| F2.2 | Grès fins à laminations | Absent | • Niveau centimétriques (2 à 5 cm) • Laminations horizontales et obliques de faible angle • Litages de rides |
Faible à moyen, contourites ou internalites | ||
| F2.3 | Grès massifs | Absent | • Niveaux décimétriques à métriques • Fréquence de slumps • Présence des rides courants |
Elevé | ||
| F2.4 | Débrites et cataclastites | Absent | • Niveaux métriques • Fréquence de slumps • Failles synsédimentaires |
Moyen à élevé | ||
| "F3" Calcaires allodapiques | F3.1 | Calcaires à encroûtements stromatolithiques | Abondance des articles crinoïdes | Passées centimétriques (5 à 25 cm) Présence des oncolithes ferrugineuses | Moyen à élevé | |
| F3.2 | Calcaires à ooïdes | Abondance des articles crinoïdes avec quelques bivalves et rares ammonoïdes | • Niveaux ocres moins de 5 cm d'épaisseur • Oolithes souvent ferrugineuses |
|||
| "F2" Grès | F2.5 | Tempestites sableuses | Absent | • Niveaux décimétriques à métriques • Fréquence de slumps |
Elevé | Plate-forme siliciclastique |
| "F3" Calcaires | F3.3 | Argilo-calcaires | Abondance des ammonoïdes avec rares bivalves et brachiopodes | Niveaux centimétriques à décimétriques (5 cm à 1 m) | Faible | Plate-forme carbonatée distale |
| F3.4 | Mudstone à crinoïdes | Rares
articles de crinoïdes Microfaciès avec de nombreux ostracodes |
Niveaux centimétriques (5 à 20 cm) | |||
| F3.5 | Calcaires à filaments | Riches en filaments avec quelques ostracodes à tests fins | • Niveaux centimétriques (3 à 10 cm) • Bioturbation faible |
|||
| F3.6 | Calcaires noduleux mudstones à wackestones | Nombreux
ammonoïdes et quelques bivalves et brachiopodes Microfaune à tentaculites et ostracodes |
• Niveaux centimétriques, décimétriques à métriques • Bioturbation intense |
|||
| F3.7 | Passées calcaires à faune pélagique dans les argiles | Nombreux
ammonoïdes pyritisés et quelques bivalves, brachiopodes, articles de
crinoïdes et coraux solitaires Microfaune d'ostracodes et rares tentaculites à tests fins |
Interlits de 5 à 20 cm | |||
| F3.8 | Grainstone à crinoïdes | Nombreux
articles de crinoïdes Microfaciès à crinoïdes et quelques ostracodes |
Niveaux
centimétriques à décimétriques (20 à 60 cm) |
Forte | Plate-forme carbonatée à haute energie (médiane) | |
| F3.9 | Packstone à crinoïdes | Nombreux
articles de crinoïdes Microfaciès à crinoïdes et quelques bivalves et ostracodes |
Niveaux centimétriques (jusqu'à 80 cm) | |||
)F1. Argiles
Ce sont des argiles vertes, grises ou noires, souvent finement laminées ou d'aspect schisteux, se présentant en interlits centimétriques (0,05 à 0,10 m) ou en combes métriques (1 à 3 m) à pluri-décamétriques (jusqu'à 20 m d'épaisseur). Présentes dans différents niveaux du Famennien de Ben-Zireg, Marhouma et Charouine, ces argiles contiennent des nodules de calcaire micritique, parfois micro-sparitique, à débris de faunes (pélagiques et benthiques), des nodules de fer centimétriques ou encore des nodules de pyrite framboïdale pouvant atteindre 5 cm de diamètre. Ces argiles montrent des variations en fonction des fines passées centimétriques (1 à 2 cm). Les structures de glissement sont fréquentes dans les trois secteurs étudiés.
F1.1. Argiles noires (black shales) : Ce sont des niveaux d'argiles noires, litées de type "black shales", caractérisant divers niveaux du Frasnien (sommet de la Formation de Cheffar El Ahmar) et du Famennien (Formation des Argiles de Marhouma, Formation des Grès de Ouarourout), de 0,10 à 0,3 m à Ben-Zireg, et de 0,50 m à plus de 25 m d'épaisseur à Marhouma. À Charouine, les alluvions récentes masquent les combes argileuses souvent de couleur rouge. Ces black shales, contemporains de l'événement "Frasnes" de House (1985), et des événements "Kellwasser" au passage Frasnien/Famennien, et à d'autres événements mineurs dans les niveaux plus récents, furent étudiés par Boote et al. (1998) et Lüning et al. (2004) dans les régions méridionales (i.e., Ahnet).
F1.2. Argiles à passées de silts et calcisiltites : Ce sont des argiles à passées de silts bruns de moins de 0,05 m d'épaisseur montrant des laminations diffuses de type "flaser-bedding" ou de micro-litages de rides de courant. Parfois des micro-litages obliques en mamelons sont observés. Les calcisiltites sont représentées par de minces plaquettes à tentaculites.
F1.3. Argiles à passées turbiditiques : Ce sont des paquets d'argiles (hémipélagites de Ouali Mehadji et al., 2012), vertes, fissiles, admettant des passées turbiditiques minces (0,05 à 0,25 m), caractérisant surtout la partie sommitale "argilo-gréseuse" de la Formation des Argiles de Marhouma.
F1.4. Argiles à passées de calcaires silteux à structures concentriques ("cone-in-cone", CiC) : Ce sont des niveaux minces (0,02 à 0,10 m) de calcaires micritiques à calcisiltites, souvent rouges, parfois à ammonoïdes souvent pyritisées et de petites tailles, rencontrés dans la Saoura (Marhouma) et fréquemment dans le Gourara (Charouine).
F1.5. Argiles à passées de galettes d'asphaltites : Ce sont des paquets d'argilites, contenant des passées turbiditiques et renfermant des niveaux minces (moins de 0,05 m) de nodules et de galettes, noirs, aplatis et inter-stratifiés d'asphaltites.
F1.6. Argiles à nodules calcaires : Ce sont des combes métriques (plus de 2 m) à nodules stratifiés et à rares passées de calcaires noduleux centimétriques. Les nodules de calcaire (micritique à micro-sparitique), de diamètre centimétrique à décimétrique, peuvent être : i) épars dans une matrice argileuse, ii) nombreux et baignant dans une matrice argileuse, ou iii) nombreux et jointifs mais facilement détachables. Parfois, ces nodules contiennent des coquilles d'ammonoïdes.
F2. Grès
F2.1. Grès turbiditiques : Ce sont des niveaux de grès bruns, de 0,5 à 0,25 m, constituant des passées turbiditiques (Ouali-Mehadji et al., 2012 ; Bendella & Ouali-Mehadji, 2014) avec des variantes de type Ta-b-c-d-e, Tb-c-e ou Td-e de la séquence de Bouma (1962). Ces grès caractérisent surtout la Formation des argiles de Marhouma, au-dessus du membre médian argilo-calcaires (base de la zone VI du Famennien). Ils deviennent de plus en plus épais et dominants dans la partie sommitale de cette formation.
F2.2. Grès fins à laminations : Ce sont des passées fines centimétriques (2 à 5 cm) de grès fin, brun, siliceux, à laminations horizontales, à litages de micro-rides ou de laminations obliques de faible angle, souvent à paillettes de micas intercalées entre les lamines.
F2.3. Grès massifs : Ce faciès caractérise le Membre inférieur de la Formation des Grès de Ouarourout. Il est représenté par des bancs homogènes à grains fins sans aucune structure sédimentaire hydrodynamique. Les niveaux d'épaisseur décimétrique à métrique sont souvent coiffés par des surfaces de rides de courant.
F2.4. Débrites et cataclastites : Ces faciès caractérisent le Membre inférieur de la Formation des Grès de Ouarourout. Il s'agit d'un ensemble gréso-argileux, à slumps et à blocs d'asphaltites, affectés de failles synsédimentaires (microfailles inverses, failles en dos de tortues donnant des grabens d'effondrement).
F3. Calcaires allodapiques
F3.1. Calcaires à encroûtements stromatolithiques : Ce faciès
calcaire est présent uniquement dans la partie médiane "argilo-calcaire" de la
Formation des argiles de Marhouma. Il est représenté par des niveaux de
calcaires ocres, centimétriques (5 à 25 cm), bioclastiques, compacts, à entroques,
tapissés par des encroûtements stromatolithiques (Fig. 7.A ) associés à des oncolithes.
L'analyse pétrographique montre des biomicrites à texture wackestone/
packstone à oncolithes.
F3.2. Calcaires à ooïdes : Ce faciès est représenté par des
niveaux calcaires centimétriques (moins de 5 cm), ocres, à oolithes
ferrugineuses (Fig. 7.B ), souvent bioclastiques à entroques et bivalves. Il est
présent dans les calcaires à entroques de la Formation des argiles de Marhouma
et dans les griottes lenticulaires de la Formation des argiles de Kahla. Le microfaciès,
quant à lui, correspond à une oobiomicrite/oobiomicrosparite, à texture
wackestone à oolithes ferrugineuses de taille millimétrique et à cristaux de dolomites.
La faune est caractérisée par des ostracodes, des débris de lamellibranches
partiellement micritisés et des plaques d'échinodermes.
Interprétations : Le faciès des argiles (sommet de la Formation du Cheffar el Ahmar, Formation des Argiles de Marhouma, et Formation des Argiles de Kahla) caractérise un environnement de type talus à bassin, profond, sur la base des caractères suivants : i) laminations fines dues à la décantation dans un environnement de faible énergie situé sous la limite des vagues et hémipélagites (Ouali Mehadji et al., 2012), confirmées par la présence des foraminifères d'eaux calmes, de substrats à multiples micro-habitats meubles à induration rapide, d'intraclastes, de substrats durs, de microfaunes de "hardgrounds" (Derycke et al., 2015), d'assemblages d'ostracodes riches en individus mais de faible diversité (Casier, 1985 ; Derycke et al., 2015), ii) ichnites de la zone à Nereites (Bendella & Ouali Mehadji, 2014), iii) passées turbiditiques et coulées de débris (Ouali Mehadji et al., 2012 ; Bendella & Ouali Mehadji, 2014), iv) passées silteuses à laminations diffuses ou "micro-hummocky stratification" correspondant à des remobilisations sans apports frais pouvant correspondre, à notre avis, aux internalites sensu Pomar et al. (2012) et aux baroclinites de Shanmugam (2013). En effet, leurs positions en milieu de bassin et la stratification des eaux (présence de black-shales) impliquent la présence de pycnoclines et donc un potentiel de développement de vagues internes capables de remobiliser les sédiments encore meubles lorsque la pycnocline intersecte le fond. Ces structures, traditionnellement indicatrices d'environnements proximaux tidaux ("flaser-bedding") ou de tempêtes (micro-HCS), sont générées par des écoulements oscillatoires ou combinés. En contexte extra-tempestites (environnement profond), de telles structures sont causées par les vagues internes (He et al., 2011 ; Basilici et al., 2012 ; Ouali Mehadji & Bouterfa, 2015) et correspondent aux internalites de Pomar et al. (2012). Les intercalations de grès fins à laminations (horizontales, de faible angle et/ou litages de rides) correspondraient aussi à des remobilisations par des courants de fonds correspondant soit à des internalites ou encore à des contourites. En effet, la proximité d'un talus permettrait le développement de tels courants marins.
Dans les passées calcaires à nodules micritiques (calcaires mudstones-wackestones à ostracodes), la fréquence des trilobites à vision réduite et/ou aveugles de mer ouverte, probablement de milieu relativement profond (Crônier et al., 2013 ; Crônier & François, 2014 ; Derycke et al., 2015), et les brachiopodes, dominés par des formes à coquilles minces, lisses et de petite taille, attestent d'un peuplement de milieu profond dysoxique (Mottequin et al., 2015).
Les black shales sahariens du Frasnien (événements "Frasnes" et "Kellwasser" traduiraient des moments anoxiques à dysoxiques (Lüning et al., 2004 ; Crônier et al., 2013 ; Bendella & Ouali Mehadji, 2014 ; Derycke et al., 2015 ; Mottequin et al., 2015), i.e., des moments de développement de la zone à minimum d'oxygène lors des intervalles transgressifs (Lüning et al., 2004).
La fréquence des figures de glissements est compatible avec un environnement où les instabilités sont fréquentes, et donc avec des glissements le long d'un talus.
Les argiles à nodules calcaires se seraient quant-à-elles développées en deux temps, i.e., lors de la sédimentation argileuse suivie par des interactions géochimiques de diagenèse précoce (Munnecke & Samtleben, 1996 ; Flügel, 2010). L'intensité de la nodularisation semble être liée à plusieurs paramètres, notamment à la teneur en matière organique des argiles hôtes, à l'intensité de la médiation bactérienne durant la réduction des sulfates et à la précipitation du carbonate de calcium via l'oxydation anaérobique du méthane (biogénique et/ou thermogénique). Ce mécanisme est compatible avec l'origine bactérienne de la pigmentation (Mamet & Boulvain, 1988 ; Boulvain, 1993 ; Mamet et al., 1997 ; Préat et al., 1999 ; Mamet & Préat, 2003). La présence de fossiles à l'intérieur des nodules coïncide avec le développement de concrétions autour des fossiles préalablement déposés et enfouis (quelques cm de profondeur) atteignant la zone de réduction des sulfates où s'effectuent des précipitations authigéniques (Bondioli et al., 2015). La présence d'imprégnations et de blocs d'asphaltites suggère également un suintement ou une mobilité des hydrocarbures (migration).
Les calcaires allodapiques du tablier de talus correspondent aux faciès à stromatolithes. Ces stromatolithes sont induits par une activité bactérienne (Mamet & Boulvain, 1988 ; Boulvain, 1993). Ces tapis algaires sont fréquents lors de l'oxydation anaéorobique du méthane biogénique en milieu anoxique à dysoxique. Les faciès de haute énergie (grainstones, HCS) et les oncolithes dans les faciès à texture packstone voire wackestone pourraient traduire des internalites calcaires.
Les calcaires à ooïdes, en paquets métriques, et à enduits de fer, sont rapportés à des conditions d'énergie élevée. Ils peuvent être le résultat d'un dépôt de tablier de talus.
Les grès massifs (Membre inférieur des Grès de Ouarourout) sans structure peuvent aussi enregistrer des dépôts de densité supérieure des courants de turbidité ou des flots cohésifs (Lowe, 1982 ; Stow & Johansson, 2000). Ils font suite aux hémipélagites et turbidites, associées aux ichnites de l'ichnofaciès Zoophycus, et sont affectés de déformations synsédimentaires, évoluant en contexte de talus (Ouali Mehadji et al., 2012 ; Bendella & Ouali Mehadji, 2014).
Enfin, des buttes argileuses, coniques, isolées et alignées (signalées par Benhamou et al., 2004), couronnées de calcaires à structures concentriques, sont présentes dans le Famennien du Gourara. Ces buttes pourraient correspondre aux "Tepee buttes" de Krause et al. (2009), témoins de suintements froids. En outre, les structures concentriques CiC ("cone-in-cone") ont été observées dans différents environnements (lacustres et marins) et se forment lors de la diagenèse précoce. Les structures CiC constitueraient des témoins d'un suintement "froid" de faible intensité avec une interaction entre fluide (méthane), réduction des sulfates et activité des cyanobactérienne (Geptenr et al., 2013 ; Tribovillard et al., 2016), sans aucune valeur bathymétrique.
Très rarement, de fines passées centimétriques de sidérites oolithiques (1 à 2 mm d'épaisseur) peuvent être intercalées dans les argiles du bassin (le seul exemple connu est celui du niveau de la combe du Frasnien Ia de la coupe de Marhouma). Ces passées auraient une origine diagénétique et cyanobactérienne (Odin, 1988).
Plus au Sud, dans le Gourara (Charouine), les calcaires griottes n'affleurent qu'au Famennien IV (partie basale de la série) et sous forme de niveaux lenticulaires dans tout le Famennien.
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Figure 6 : Bloc
diagramme montrant la répartition des faciès et des associations de faciès
dans des environnements de plate-forme détritique et de bassin. F1.1 =
Argiles noires ("black shales"), F1.2 = Argiles à passées de
silts et calcisiltites, F1.3 = Argiles à passées turbiditiques, F1.4 =
Argiles à passées de calcaires silteux à "cone-in-cone", F1.5 =
Argiles à passées de calcaires à nodules noires micritiques, F1.6 = Argiles à
nodules calcaires, F2.1 = Grès turbiditiques, F2.2 = Grès fins à laminations, F2.3 = Débrites, F2.4 =
Grès massifs. |
)F2.5. Tempestites sableuses : Ce faciès est constitué de grès moyens, à base ravinante, à HCS, à laminations horizontales et rides de courants. Il caractérise la majeure partie du Membre supérieur des Grès de Ouarourout.
Interprétations : La mise en place des grès massifs peut être expliquée par une sédimentation rapide lors d'un événement de haute énergie, dans une zone soumise à l'action des vagues de tempêtes et l'action des vagues normales, correspondant à la zone entre le "shoreface" inférieur et le début de l'"offshore" (Reading & Collinson, 1996 ; Lubeseder et al., 2010).
)F3.3. Argilo-calcaires : Ce faciès est représenté par des argiles, rouge à noire, intercalées par des calcaires de type griottes, riches en faunes d'ammonoïdes associées avec des brachiopodes, des bivalves, des articles de crinoïdes, des ostracodes, des tentaculites. Ces alternances souvent qualifiées de calcaires griottes, couvrent une grande partie du Dévonien supérieur de la région de Ben-Zireg. Dans l'Ougarta (Marhouma), ce faciès se développe dans la zone Ib du Frasnien et les zones III, IV et V du Famennien.
Il s'agit généralement d'alternances assez rythmiques, ocres, de niveaux centimétriques à métriques de calcaires griottes et d'argiles schisteuses à nodules stratifiés. Les niveaux calcaires, souvent argileux, sont formés par des nodules relativement aplatis et allongés parallèlement à la stratification. Ils sont fortement bioturbés et caractérisés par des surfaces sculptées, en puzzle, avec des enduits de fer indiquant des arrêts ou des ralentissements de la sédimentation. Le microfaciès des niveaux calcaires montre :
F3.4. Mudstone à crinoïdes : Ce faciès est observé localement dans quelques niveaux calcaires griottes. Il s'agit de niveaux calcaires noduleux micritiques, avec des contacts stylolithiques et à texture mudstone (localement wackestone bioclastique) souvent à articles de crinoïdes altérés et ostracodes (à valves fines ou épaisses), accompagnés de débris de brachiopodes, foraminifères, gastéropodes et de rares bivalves.
F3.5. Calcaires à filaments : Il s'agit de passées de calcaires noduleux, ocres, centimétriques (10 à 15 cm), localisées dans les griottes de la partie médiane "argilo-calcaire" de la Formation des argiles de Marhouma. L'analyse pétrographique montre une biomicrite fine à texture wackestone à packstone, riche en bivalves à test mince sous la forme de fins filaments allongés, droits ou arqués, imbriqués et enchevêtrés, enveloppant des éléments sparitiques
(Fig. 7.E ). Ces éléments associés à des ostracodes sont souvent alignés aux plans de stratification sur certaines lames minces.
F3.6. Calcaires noduleux mudstones à wackestones : Ce faciès est représenté dans les alternances assez régulières entre les calcaires micritiques et les argiles de type griottes. Il s'agit d'intercalations régulières, centimétriques à décimétriques. Dans ces alternances, les niveaux calcaires souvent noduleux correspondent à des biomicrites à texture mudstone à wackestone, riches en faune pélagique. Les nodules calcaires par rapport à la matrice montrent divers contacts et une fréquence variable des nodules depuis un pôle où la matrice domine jusqu'à un pôle où les nodules prédominent.
F3.7. Passées calcaires à faune pélagique dans les argiles : Il s'agit d'argiles à interlits d'épaisseur centimétrique (5 à 20 cm), grises à ocres, souvent riches en faunes pélagiques, pyritisées, de petite taille (ammonoïdes, ostracodes), avec accessoirement des coraux solitaires et quelques brachiopodes, bivalves ou articles de crinoïdes pyritisés
(Fig. 7.F ).
Interprétations : Le faciès des alternances entre les argiles (boues) à faune pélagique et les calcaires de type wackestone de faible hydrodynamisme, constitue les pélagites classiques. Ces pélagites sont compatibles avec les conditions qui règnent sous la limite d'action des vagues de tempête dans la rampe distale. La présence des faunes benthiques de bivalves et de brachiopodes avec des ostracodes et des filaments à tests fins suggère une communauté chimiosynthétique. Les plaques d'échinodermes observées au sein du faciès sont peu usées, et probablement exotiques, apportées sous forme d'éléments flottés.
L'effet de la diagenèse précoce dans le développement des alternances rythmiques à partir de sédiments préalablement homogènes a été démontrée par certains auteurs (Munnecke, 1997 ; Munnecke & Samtleben, 1996 ; Westphal & Munnecke, 2003 ; Riding & Liang, 2005 ; Westphal, 2006 ; Amberg et al., 2016), distinguant un flux des eaux interstitielles soit dirigé vers le bas (cf. Jenkyns, 1974), soit entraîné et dirigé vers le haut par compactage (cf. Munnecke & Samtleben, 1996). Ces deux modèles montrent le caractère commun de la dissolution de l'aragonite au cours de la diagenèse précoce (surtout chez les mollusques) donnant des niveaux marneux (ou argileux) et la re-précipitation des carbonates de calcium.
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Figure
7 :
Planche photographique montrant les sous-faciès dans les calcaires griottes. (A) oobiomicrite à oobiomicrosparite à texture wackestone à articles de crinoïdes ; (B) Affleurement de niveau calcaire à encroûtements stromatolithiques ; (C) biomicrosparite ou biosparite à texture grainstone à crinoïdes ; (D) biomicrite à texture packstone à crinoïdes ; (E) biomicrite à texture wackestone à packstone riche en bivalves à tests minces (filaments) ; (F) Wackestone à faunes pélagiques. |
)Il s'agit de niveaux calcaires centimétriques à décimétriques, riches en articles de crinoïdes, en plaques d'échinodermes et en faune pélagique (mer ouverte). Ces faciès à textures grainstones à packstones sont présents dans la partie médiane argilo-calcaire de la Formation des argiles de Marhouma.
F3.8. Grainstone à crinoïdes : C'est un faciès relativement grossier à éléments souvent granoclassés. Il correspond à une biomicrosparite ou biosparite de texture grainstone à crinoïdes
(Fig. 7.C ) renfermant de nombreuses poches micritiques et quelques clastes. Le microfaciès présente souvent différents types de texture s'observant parfois au sein d'un même échantillon. La matrice sparitique et/ou microsparitique est caractérisée localement par des concentrations argileuses importantes, sous forme de liserés irréguliers millimétriques. Les bioclastes fortement fragmentés sont essentiellement des crinoïdes, des gastéropodes, des brachiopodes et des bivalves. Ceux-ci sont accompagnés plus rarement d'ostracodes.
F3.9. Packstone à crinoïdes : Il s'agit d'une biomicrite de texture packstone
(Fig. 7.D ), riche en articles de crinoïdes, accompagnée de quelques bivalves et ostracodes. Les organismes sont mal classés, de taille millimétrique (1 à 2 mm). Les crinoïdes présentent différents aspects (brisés ou bien conservés) et les ostracodes montrent des valves dissociées et rarement accolées avec une structure géopétale.
Interprétations : Les bioclastes proviennent majoritairement d'un environnement marin ouvert. Le caractère grainstone et l'aspect fortement brisé des grains sont liés à un dépôt en milieu agité dans la zone d'action des vagues ou encore dans la zone d'action des vagues de tempêtes, attestés par le granoclassement des éléments. La texture packstone à crinoïdes avec l'abondance des organismes tels que bivalves, brachiopodes et ostracodes témoigne d'un milieu ouvert. Les bioclastes mal classées et l'abondance des organismes brisés témoignent d'un environnement à agitation intermittente (base de la zone d'action des vagues).
Les calcaires à entroques et les calcarénites à HCS traduisent des faciès à hydrodynamisme élevé sous influence des vagues de tempêtes et des vagues de beaux-temps. Ce faciès de par l'abondance des fragments de bioclastes et des structures à litages obliques représente différents termes des tempestites proximales compatibles avec les conditions de la partie moyenne à proximale d'une plateforme (équivalente du shoreface voire de l'offshore supérieur).
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Figure
8 : Modèle schématique de répartition des sous-faciès et des environnements de dépôts des griottes dans une plate-forme carbonatée de type rampe. |
Dans cette région de l'Algérie, le Dévonien supérieur est marqué par des périodes d'instabilités tectoniques (orogenèse éovarisque) contribuant à la physiographie des bassins sédimentaires, ainsi qu'au développement des différents faciès lithologiques, en particulier aux faciès de type griotte présentant des particularités au niveau : (a) de la couleur du faciès, (b) des structures noduleuses, (c) et de la faune. Les faciès de type griotte caractérisent la géologie de cette bordure saharienne.
La couleur rougeâtre ou lie-de-vin du faciès griotte (Fig.
9.A ) est révélatrice du taux élevé du fer ferrique provoqué par l'hématite (Aubouin,
1964), tandis que la couleur verte correspondrait à une richesse en fer ferreux. Cette variation pourrait expliquer le rôle primordial de l'oxydo-réduction du milieu. L'activité bactérienne est responsable de cette pigmentation (Mamet & Boulvain,
1988 ; Boulvain, 1993 ; Mamet et al.,
1997 ; Préat et al., 1999 ; Della Porta et al.,
2003 ; Mamet & Préat,
2003). Il est à noter que les bactéries ferro-oxydantes prolifèrent dans des environnements marins ou non, induisant la pigmentation rouge liée à leur activité (Ghiorse,
1984). En outre, cette pigmentation traduit parfois un hydrothermalisme de faible ampleur.
Les structures noduleuses sont représentées principalement dans les alternances argilo-calcaires
(Fig. 9.A ). L'origine des alternances marno-calcaires en général est sujette à de nombreuses controverses (Einsele,
1982), notamment en ce qui concerne la diagenèse précoce conduisant à la nature rythmique des alternances (Munnecke & Samtleben,
1996 ; Westphal et al.,
2000). Pour certaines successions, l'origine sédimentaire de la cyclicité est liée à la différence du contenu en fossiles des calcaires et des marnes (Weedon & Jenkyns,
1999).
L'origine de la structure nodulaire dans le faciès griotte a été donnée selon trois principaux processus : un processus diagénétique (dissolution, cimentation et croissance des nodules dans les sédiments), un processus sédimentaire (rôle du transport et de la re-sédimentation) et un processus microtectonique ("micro"-cisaillement et boudinage) (Flügel, 2010).
L'étude microscopique des nodules dans le faciès griotte saharien montre différents contacts entre les nodules. Ils sont représentées soit par des contacts francs
(Fig. 9.B-C ) avec une nette limite entre la matrice et les différents éléments figurés, soit par des contacts nuageux ou filamenteux
(Fig. 9.D ) indiqués par l'écoulement de la matrice et l'emboitement des nodules encore plastiques (avant lithification), ou soit par des contacts progressifs flous
(Fig. 9.E ) qui caractérisent les sédiments affectés de bioturbation. Les nodules sont emballés dans une sorte de "gélatine" qui joue le rôle d'une gangue agglomérant les nodules.
De nombreux travaux ont été consacrés à l'origine des boues calcaires (micrites) et des alternances marno-calcaires (Munnecke & Samtleben, 1996 ; Berkyova & Munnecke, 2010 ; et travaux cités) accordant un rôle diagénétique (diagenèse précoce) en relation avec la médiation bactérienne durant la phase de réduction des sulfates (Ritger et al., 1987 ; Boetius et al., 2000) et l'oxydation anaérobique du méthane (Hovland & Judd, 1988 ; Floodgate & Judd, 1992 ; Hovland et al., 1993 ; Chaduteau, 2008). La présence de niveaux riches en matière organique (marnes et argiles grises à noires), la fréquence de la pyrite (dans les microfaciès calcaires) et des nodules framboïdaux, n'excluent pas des phénomènes de médiation bactérienne et l'implication du méthane biogénique (ou thermogénique) dans la cimentation précoce à l'interface ou enfouie à quelques centimètres du fond-marin. Cependant, en absence d'analyses géochimiques appropriées, nous ne ferons que citer les mécanismes attestés dans divers travaux et confrontés aux aspects génétiques des faciès griottes sahariens.
Enfin, de fréquentes imprégnations noire ou en films gris agglomérant les nodules sont à signaler dans les faciès griottes par des asphaltites (hydrocarbures minéralisés) encore appelées Grahamite ou épi-impsonite (sensu Cardott, 1991). La présence de telles huiles lourdes lors de la sédimentation et de la diagenèse précoce a certainement été accompagnée de suintements de gaz (de type méthane). Ce gaz libéré dans un environnement profond (talus ou bassin) serait encapsulé par des molécules d'eau (clathrates) et induirait, après enfouissement, des réactions géochimiques qui participeraient aux ciments précoces et à la formation des nodules calcaires (Flügel, 2010) alors que la dissociation des clathrates permettrait la venue d'eau changeant le chimisme de l'eau environnante et provoquant les hécatombes chez les ammonoïdes.
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Figure
9 :
(A) Vue panoramique montrant l'alternance rythmique argilo-calcaire dans les faciès griottes ; (B-E) Microfaciès dans les calcaires griottes montrant les différents types de contacts (francs, filamenteux, progressifs) entre les nodules (n) clairs et la matrice (m) sombre ; (B) Nodules à contour hématitisé en contact franc avec la matrice ; (C) Nodules micritiques bioclastiques à tentaculites (t) et ostracodes (o) en contact franc avec la matrice ; (D) Contacts filamenteux et matrice fluidale entre les nodules indiqués par l'orientation des bioclastes ; (E) Contact progressif flou entre les nodules bioclastiques et la matrice. |
La macrofaune est dominée par les ammonoïdes (formes pélagiques) avec une biodiversité faible mais une abondance élevée (travail en cours). Sporadiquement, sont récoltés des trilobites, des brachiopodes, des tiges et articles de crinoïdes. Cette concentration nous semble fortement contrôlée par les paramètres intra-habitat (chimisme de l'eau changeant en fonction de la dissolution ou de la formation des clathrates).
Les faciès griottes du Dévonien supérieur de la frange saharienne septentrionale montrent une extension particulière et des variations latérales dans les épaisseurs
(Fig. 10 ). Dans ce travail, nous proposons quelques éléments de réflexions sur l'évolution géodynamique régionale.
À Ben-Zireg (bassin de Béchar), le Frasnien et le Famennien sont représentés par 98 m de faciès griottes avec de fréquentes surfaces d'arrêts sédimentaires et une lacune au sommet. Les caractéristiques sédimentologiques traduisent des dépôts de plateforme médiane à distale. Les intercalations d'argiles sont très réduites et de faible épaisseur.
Vers le Sud, à Marhouma, le faciès griotte se trouve à la base d'un ensemble argilo-gréseux. L'épaisseur cumulée des griottes est de 85 m, constituant environ 11,5% de l'épaisseur totale estimée à 740 m (360 m pour Ouali Mehadji et al., 2012). Les différents faciès permettent de suivre un approfondissement depuis une plateforme distale (Frasnien Ia) jusqu'au talus (Famennien III, IV et V) avec un replat slope apron) ou tablier, et enfin de milieu bassin (hémipélagites et passées turbiditiques) Dans la même région et à environ 60 km au Sud de Marhouma, le Dévonien supérieur de la localité de l'Erg El Djamel est caractérisé par 9 m d'argiles noires représentant le Frasnien et le Famennien II à V.
Plus au Sud, dans le Gourara, les faciès griottes (40 m) ne constituent que 06,5% de l'épaisseur totale (630 m). Les faciès identifiés sont compatibles avec un environnement de bassin.
Partout, dans les paquets calcaires noduleux, griottes, on remarque une fréquence de surfaces d'arrêts sédimentaires, et donc faible taux de sédimentation.
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Figure
10 :
Développement et répartition spatio-temporelle des calcaires griottes par rapport aux faciès silico-clastiques dans le Sahara nord-ouest de l'Algérie. |
Au Maroc, dans le Haut-Atlas (Maïder-Tafilalt), Wendt et al. (1984) et Lubeseder et al. (2010) ont mis en évidence la configuration en bassins et hauts-fonds. Les indices d'émersion (Birds-eyes), signalés en quelques endroits, appuient, à l'échelle de la marge gondwanienne, une configuration insulaire (Wendt, 1988 ; Lubeseder et al., 2010).
Sur un écorché structural, on observe, sur une distribution horizontale, une aire à sédimentation silici-clastique (argilo-gréseuse) vers le Sud (bassins de Tindouf, Reggane, Ahnet et Mouydir) et une autre Argilo-calcaire vers le Nord (Ben-Zireg, Saoura et Gourara). Cette ségrégation est calquée sur une configuration paléogéographique avec une rampe carbonatée sur la frange nord et une plate-forme siliciclastique vers le Sud
(Fig. 11 ).
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Figure
11 : (A) Image satellitaire (Google Earth) montrant la localisation des affleurements du Dévonien supérieur dans les bassins sahariens : 1) Béchar (Ben-Zireg), 2) Ougarta (Marhouma), 3) Gourara (Charouine), 4) Reggane, 5) Ahnet, 6) Mouydir, 7) Tindouf (Sud), 8) Anti-Atlas ; (B) Corrélation entre formations et faciès du Dévonien supérieur dans les bassins sahariens occidentaux. |
Nous pensons que cette morphologie des faciès griottes traduit un réceptacle sous contrôle de fractures (failles) de l'héritage panafricain. Les effets de cet héritage ont été soulignés vers le Sud (Dévonien inférieur du Tassili) (Beuf et al.,
1971 ; Wendt et al., 2006). Au Nord, les faciès griottes suivent de très près les aires traversées par la suture panafricaine
(Fig. 12 ). Cette suture croise le linéament du Tibesti de Guiraud et al.
(2005) aux environs de Dj. Hairane. L'accident sud ougartien serait l'extension du Linéament du Tibesti. Les faciès griottes sont délimités par l'accident nord ougartien (qui correspond aussi à l'anomalie magnétique nord-ougartienne) et correspondrait à l'héritage panafricain (Ennih & Liégeois,
2001 ; Fabre, 2005). Ces accidents majeurs sont hachés par des fractures secondaires, transverses, assurant un morcellement en zones isopiques induisant des variations latérales des épaisseurs
(Fig. 10 ) et accessoirement de lithologies. À l'échelle de la marge nord gondwanienne, le Dévonien moyen constitue une phase d'homogénéisation des faciès (marno-calcaires sur la totalité de la plateforme saharienne). Cependant, au Dévonien supérieur, la frange septentrionale saharienne semble délimiter un talus gondwanien lors de la phase de flexuration. En effet, les turbidites apparaissent pour la première fois au Famennien V, et Plus au Nord, les bassins dévoniens "telliens" (Saïda, Traras) évoluent dans un contexte turbiditique de zones bathyales (Bougara et al.,
2012).
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Figure
12 : Relation entre la distribution de faciès du Dévonien supérieur saharien et l'écorché structural de l'héritage panafricain. |
Nous adressons nos remerciements aux rapporteurs anonymes qui ont aidé à améliorer le texte, et aux éditeurs de Carnets Geol., Bruno Granier et Robert W. Scott.
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