Biostratigraphie, géochimie et réponse des composantes microfauniques aux variations environnementales au passage Cénomanien-Turonien à Thénièt El Manchar (Monts de Bellezma, Batna, NE Algérie)
Biostratigraphical, geochemical and microfaunal responses to environmental changes around the Cenomanian-Turonian boundary at Thénièt El Manchar (Bellezma-Batna Range, NE Algeria)

R. Slami1, S. Salmi-Laouar2, B. Ferré3, R. Aouissi4, F. Benkherouf-Kechid5

1Université Batna 2, Laboratoire de Recherche de Géologie (LRG), B.P. 12, 23000 Annaba, Algérie. Email: yahoo5dz@gmail.com, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-6304-5121

2Université Badji Mokhtar, Annaba, Laboratoire de Recherche de Géologie (LRG), B.P. 12, 23000, Annaba, Algérie. Email: ssalmit@yahoo.fr, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-4095-5851

3Dame du Lac 213, 3 rue Henri Barbusse, F-76300 Sotteville-lès-Rouen, France. E-mail: bruno_ferre@yahoo.fr, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0001-5350-9407

4Université Larbi Ben M’hidi, Oum el Bouaghi, Laboratoire de Recherche de Géologie (LRG), B.P. 12, 23000 Annaba, Algérie. Email: aouissi_riadh@hotmail.com, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0003-2083-155X

5Université Houari Boumédiene, USTHB, Algérie. Email: fbenkherouf@yahoo.fr, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0003-0740-8378

 

RÉSUMÉ

La présente étude livre une analyse biostratigraphique et géochimique des dépôts cénomano-turoniens de la région Thénièt El Manchar, située dans les Monts de Bellezma-Batna, et leur évolution verticale. Une coupe (TM), épaisse de 180 m, est décrite dans ce secteur. Elle correspond à la Formation des Marnes de Smail, subdivisée en quatre unités litho-stratigraphiques (IA, IB, IC, ID), datée du Cénomanien grâce à la présence d’ammonites et de corail, et à la base de la Formation des Dolomies de l’Oued Skhoun (unité, IIA), datée de la base du Turonien au moyen de foraminifères planctoniques. L’analyse qualitative et quantitative des foraminifères (planctoniques et/ou benthiques), des ostracodes et des marqueurs géochimiques, permet de reconstituer l’évolution du paléo-environnement et les variations paléo-bathymétriques au cours de l’intervalle stratigraphique concerné. Ainsi, les unités IA-IB-IC et la partie inférieure de l’unité ID (Cénomanien) sont dominées par des associations de foraminifères benthiques agglutinés et des carapaces entières d’ostracodes, témoignant d’un milieu de plate-forme et d’un faible hydrodynamisme. Dans ces dépôts, les associations montrent une diversité spécifique faible à moyenne et une abondance plus ou moins élevée, témoignant de conditions trophiques et d’oxygénation considérées comme normales. Les derniers termes de l’unité ID (sommet du Cénomanien) et l’unité IIA (base du Turonien) marquent, quant à eux, une évolution vers des conditions plus profondes, comme le montre la succession standard des événements déjà reconnus en Afrique du nord, à savoir: l’abondance de foraminifères planctoniques, la présence de ‘filaments’ et une réduction drastique de la faune d’ostracodes. En outre, les courbes isotopiques du carbone (δ13C) et de l’oxygène (δ18O) des carbonates mettent en évidence des anomalies isotopiques relatives aux modifications paléo-environnementales. Les données du δ13C et celles du COT indiquent une productivité primaire faible. Les données du δ18O, quant à elles, indiquent une augmentation des paléo-températures, cause principale du déclenchement de l’EAO 2. Ces interprétations paléo-environnementales s’accordent avec les données connues du contexte paléogéographique régional et mettent en exergue les spécificités téthysiennes.

Mots clés: géochimie; biostratigraphie; paléoenvironnement; Cénomanien; Turonien; Batna; Algérie.

 

ABSTRACT

The present study deals with the biostratigraphic and geochemical analysis of the Cenomanian-Turonian deposits of the Thénièt El Manchar district in the Bellezma-Batna Range, and their vertical fluctuations. A 180 m-thick profile is described in this area. This reference section encompasses the ‘Marnes de Smail’ Formation, subdivided into four lithostratigraphic units (IA, IB, IC, and ID respectively) and dated of the Cenomanian (ammonites and coral), and the base of the ‘Dolomies de l’Oued Skhoun’ Formation (unit IIA), dated of the Lower Turonian (planktonic foraminifers). Both qualitative and quantitative analysis of foraminifers (planktonic and/or benthonic), ostracodes and of geochemical indices, lead us to reconstitute the evolution of both palaeoenvironmental and palaeobathymetrical changes during this time interval. Subsequently units IA, IB, IC and the lower part of unit ID (all Cenomanian) are displaying agglutinated benthonic foraminifers and complete ostracode shells, as evidence of a shelfal environment and weak hydrodynamism. Within these deposits microfaunal assemblages display a low-to-medium species diversity and a relatively high specimen abundance, supporting evidence of normal trophic conditions and water oxygenation. The upper part of unit ID (topmost Cenomanian), and unit IIA (basal Turonian) are documenting an environmental setting into deeper conditions, supported by the standard event succession already recorded in northern Africa, namely: the abundance of planktonic foraminifers, the occurrence of ‘filaments’ and the sudden reduction of ostracofauna. Furthermore the total carbonate isotope fluctuations (δ13C and δ18O) are documenting isotopic anomalies related to palaeoenvironmental changes. The δ13C results, coupled with those of TOC, are evidencing a low primary productivity while the δ18O data are supporting a temperature rise as the main potential drive of the onset of OAE2. These paleoenvironmental assertions are consistent with the regional paleogeographic context and are highlighting tethysian features.

Keywords: geochemistry; biostratigraphy; paleoenvironment; Cenomanian; Turonian; Batna; Algeria.

 

Recibido el 31 de octubre de 2017 / Aceptado el 21 de mayo de 2018 / Publicado online el 1 de julio de 2018

Citation / Cómo citar este artículo: Slami R. et  al., (2018). Biostratigraphie, géochimie et réponse des composantes microfauniques aux variations environnementales au passage Cénomanien-Turonien à Thénièt El Manchar (Monts de Bellezma, Batna, NE Algérie). Estudios Geológicos 74(1): e077. https://doi.org/10.3989/egeol.43039.472.

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CONTENT

IntroducciónTOP

À l’échelle du globe, le passage Cénomanien-Turonien est connu pour être marqué par une anoxie océanique OAE2 (Schlanger & Jenkyns, 1976); un changement lithologique; un renouvellement important du plancton calcaire; une production importante de la matière organique et/ou sa préservation (formation et dépôt de ‘black shales’) et une anomalie géochimique matérialisée par une excursion positive du δ13C dans les carbonates marins après la dernière occurrence de l’espèce Rotalipora cushmani Morrow.

En Algérie, le passage Cénomanien-Turonien présente d’importantes variations lithologiques du nord au sud. Au nord, dans le bassin tellien, l’étude lithostratigraphique d’un ensemble de coupes dans les parties centrales (coupes de Sour El Ghozlane et de Bled Dechmia) et orientales (coupes de Hammam el Bibane et d’Azrou Merouane) de la chaîne des Bibans, montre que les terrains cénomano-turoniens sont constitués de dépôts marins, épais et bien développés, à faciès pélagique de milieu profond, formé de successions monotones de calcaires, de marnes parfois très indurées, de calcaires noirs en plaquettes à faciès ‘anoxique’ et de calcaires à silex.

Au Sud-Est, dans les Monts du Mellègue, au nord de Tébessa (Atlas saharien oriental), les coupes de Djbel Dyr, Djbel Boulhaf, Chemla, Tenoukla, Essouabaa, Djbel Guelb et Ouenza, montrent que le passage cénomano-turonien présente des faciès analogues à ceux de la Formation Bahloul en Tunisie (Burollet, 1956). Il s’agit essentiellement de marnes grisâtres, généralement feuilletées et de calcaires en plaquettes, parfois laminés, gris ou noirs (Dubourdieu, 1956; Naili et al., 1995; Benkherouf, 1987; Ruault-Djerrab, 2012; Chaabane, 2015).

A l’ouest, dans l’Atlas saharien occidental, la transition Cénomanien supérieur-Turonien inférieur est représentée par une corniche de calcaires, épaisse de 40 m, coiffant les argiles du Cénomanien (Bassoullet, 1973).

Les données d’une douzaine de coupes levées dans les massifs des Ouled Naïl, du Hodna et de l’Aurès (Chikhi-Aouimeur et al., 2011) permettent d’établir l’évolution paléogéographique au passage Cénomanien-Turonien de ce domaine particulier, situé sur la flexure nord-saharienne. Cette période est marquée dans ce secteur par le dépôt de ‘black shales’ comblant les dépressions entre les plates-formes. La mise en place de ce type de faciès est contemporaine d’une période d’élévation du niveau marin relatif ayant mis un terme à la sédimentation des calcaires à rudistes et a initie la sédimentation marno-calcaire du Turonien inférieur.

Dans la région de Béchar, au sud-ouest de l’Algérie, Benyoucef et al. (2012, 2016) ont montré que la limite entre le Cénomanien et le Turonien est située au sein de la formation des ‘Calcaires de Sidi Mohamed Ben Bouziane’. Cette limite est matérialisée par de profonds changements sédimentologiques, paléoécologiques et paléoenvironnementaux marquant la base du Turonien au Sahara et sur tout le pourtour de la Méditerranée occidentale (Benyoucef et al., 2016).

À l’extrême sud de l’Algérie, les dépôts marins du Cénomanien et du Turonien, souvent riches en faunes, recouvrent tout le Sahara oriental, depuis les massifs de l’Atlas saharien jusqu’au Hoggar, avec une extension moins importante vers l’ouest (Laffite, 1939; Fabre, 1976). Dans le Tinrhert central et oriental, situé entre le Grand Erg oriental, au nord, et le Bassin d’Illizi au sud, le passage Cénomanien-Turonien se situe au sein d’une séquence de calcaires massifs remarquablement riches en ammonites (Amédro et al., 1996).

A l’échelle de l’Algérie, du nord au sud, les dépôts au passage Cénomanien-Turonien montrent la persistance de la transgression marine albienne et des aspects sédimentologiques évoquant des variations bathymétriques et des irrégularités de la topographie du fond sous-marin. De manière générale, dans le Tell, la sédimentation pélagique s’effectue dans des milieux profonds et calmes dominés par des conditions hypoxiques, alors que dans l’Atlas saharien oriental les milieux de sédimentation sont relativement moins profonds calmes et souvent confinés. Dans les Aurès se développe un environnement de type plate-forme externe distale et des zones de transition plate-forme/bassin. Un environnement de type plate-forme moins profonde, est connu dans les Monts de Ouled Nail, à Béchar et dans le Sahara avec des faciès semblables à ceux de la Formation du ‘Bahloul’ en Tunisie.

Notons que lors du Symposium de Bruxelles sur le Crétacé (année, 1995) la coupe de Pueblo (Colorado, USA) a été désignée comme stratotype de référence (GSSP) pour la limite Cénomanien-Turonien. Cette limite est aussi fixée à l’apparition de l’ammonite Watinoceras devonense Henderson, qui se fait dans la zone d’extension partielle (PRZ) de l’espèce de foraminifère planctonique: Whiteinella archaeocretacea Pessagno. La base de cette zone est définie par la dernière occurrence de Rotalipora cushmani Morrow; son sommet par la première occurrence d’Helvetoglobotruncana helvetica Bolli. Les zones d’ammonites et des foraminifères planctoniques caractérisées en Algérie pour l’intervalle Cénomanien- Turonien et leurs corrélations (Tableau 1) sont conformes avec le cadre biostratigraphique classique défini pour le domaine téthysien (Robaszynski et al., 1995).

Tableau 1.—Répartition des faunes d’ammonites et de foraminifères planctoniques dans plusieurs domaines paléogéographiques de l’Algérie, d’après les auteurs, pour l’intervalle Cénomanien-Turonien et comparaison avec les biozones standards d’ammonites et de foraminifères planctoniques du domaine téthysien.

En plus de ces données paléontologiques on peut aussi noter que l’intervalle stratigraphique correspondant au passage Cénomanien-Turonien enregistre un net enrichissement en matière organique. Dans le Tell oriental ce passage est représenté par des dépôts confinés. Les plus fortes teneurs en carbone organique total (COT) sont enregistrées dans le sud-est Constantinois avec une valeur moyenne de 4 % (Askri et al., 1995) et des pics dépassant 13%. Dans l’Atlas saharien oriental, le taux de COT varie de 0,8 à 2% dans la coupe de Chemla (Ruault-Djerrab, 2008) et de 1,36% dans la coupe d’Es Souabaa (Chaabane, 2015). Ce taux varie de 2,7% à moins de 1% dans les Aurès, aux abords du Djebel Chélia (Naili et al., 1995; Herkat, 1999, 2002). Au sud, dans les coupes du Hodna, le taux de COT est de l’ordre de 2%. Plus au Sud dans la Plate-forme saharienne, les argiles cénomano-turoniennes révèlent des taux de COT assez élevés, de 4 à 7% (Askri et al., 1995). Ces données concernant plusieurs domaines paléogéographiques de l’Algérie, combinées aux données de Lüning et al. (2004), qui portent sur le modèle de dépôt de la matière organique en Afrique du Nord au cours du Cénomanien-Turonien (Fig. 1), montrent que les sédiments au passage Cénomanien-Turonien, que ça soient ceux des bassins ou ceux de plate-formes, sont tous marqués par un enrichissement en matière organique avec plus de confinement dans la partie NE de l’Algérie, située entre le front sud des nappes telliennes, le parallèle 32°50’, la frontière tunisienne et le méridien d’Alger (Askri et al., 1995). Du nord au sud, à l’échelle de l’Algérie, les taux du COT décroissent et demeurent faibles comparés à ces taux qui peuvent atteindre 19% dans les terrains équivalents de la Tunisie (Lüning et al., 2004). D’une manière générale la préservation de la matière organique résulte de l’installation de conditions hypoxiques au cours de l’évènement océanique global et le taux de production semble être influencé par des facteurs locaux (Caus et al., 1993).

Fig. 1.—Carte de répartition des teneurs en COT en Algérie (Askri et al., 1995, modifiée in Lüning et al, 2004). 1. Djebel Bou Arif; 2. Djebel Hamminat; 3. Djebel Djaffa biomicrite; 4. Oued Cheniour; 5. Djebel Kenazaa; Bou Charef; 6. Djebel Chettaba; 7. Djebel Safia; 8. Oued Soubella; 9. Dôme de Colbert; 10. Colbert/Biban; 11. Djebel Babor; 12. Grande Kabylie; 13. Monts du Hodna; 14. Bou Saada.

 

Le présent travail sur la coupe de Thénièt El Manchar dans les Monts de Bellezma-Batna est une étude pluridisciplinaire basée sur un couplage des données sédimentaires, biostratigraphiques et géochimiques (isotopes stables, calcimétrie et matière organique), et ce, pour une meilleure compréhension de l’évolution du paléoenvironnement marin au passage Cénomanien-Turonien à l’échelle locale et régionale.

Cadre géologique du secteur étudiéTOP

Le secteur étudié fait partie des Monts de Bellezma-Batna qui se situent dans une zone de convergence entre le domaine pré-atlasique au nord, le domaine des Aurès, au sud et les Monts des Hodna à l’ouest (Guiraud, 1973). C’est une chaîne de montagnes, alignée NE-SW (Fig. 2), s’étendant entre la ville de Batna à l’Est et le village de Sefiane à l'Ouest. La série stratigraphique y est formée de terrains allant du Trias au Quaternaire. La séquence crétacée de ce secteur a fait l’objet de nombreux études, entre autres: Fischeur, (1893); Bureau (1970, 1972, 1986); Guiraud (1973); Bellion (1972); Yahiaoui (1990); Gill & Chikhi (1991), Slami (2014). La coupe étudiée, coupe de Thénièt El Manchar (coupe TM), 180 m d’épaisseur, est située à environ 2 km au Nord-Est de la ville de Batna. Elle correspond à un anticlinal de direction NW-SE, dont le versant sud est constitué principalement de formations carbonatées d’âge albien, surmontées par des alternances marno-calcaires du Cénomanien-Turonien (Fig. 3).

Fig. 2.—Situation des Monts de Bellezma-Batna au sein des grands ensembles géologiques de l’Algérie orientale (Herkat, 2007).

 

Fig. 3.—Carte géologique simplifiée montrant les formations méso-cénozoïques à Thénièt El Manchar d’après la carte de Merouana 1/50 000.

 

Matériels et méthodesTOP

33 lames minces ont été confectionnées dans des calcaires pour l’étude du microfaciès et 108 échantillons de marnes (dont 16 indurées) ont été traités pour l’étude de la microfaune en dégagée.

L’analyse qualitative et quantitative des résidus du lavage (Tableau 2) s’est focalisée essentiellement sur les foraminifères et les ostracodes. Les différentes constituants de la microfaune dans des niveaux stratigraphiques successives ont été étudiées à partir du dénombrement de 250 à 300 individus pour chaque fraction (>80 μm) de chaque échantillon. Elles ont permis d’établir les courbes de variation des principaux paramètres quantitatifs.

Tableau 2.—Paramètres quantitatifs des microfaunes associées aux différentes unités lithostratigraphiques de la coupe de Thénièt El Manchar: a: unité IA; b: unité IB; c: unité IC; d: unité ID; e: unité IIA.

La macrofaune de valeur biostratigraphique récoltée dans la coupe étudiée est constituée d’ammonites et d’un spécimen de corail qui permettent de caractériser le Cénomanien. La microfaune, en particulier les foraminifères planctoniques a permis de caractériser le passage Cénomanien-Turonien et la base du Turonien.

Les microphotographies par MEB ont été réalisées au Centre de Recherche et Scientifique Technique en Analyses Physico-chimiques, Bou Smail, Tipaza. L’analyse du taux de carbonate a été réalisé, au Département de Géologie de l’Université Badji Mokhtar-Annaba, au moyen d’un calcimètre de Bernard. L’analyse du carbone organique total C.O.T a été réalisé au Centre d’Etudes et de Recherches Appliquées au Développement de la Wilaya de Tébessa, par pyrolyse « Rock-Eval VI » et a porté sur 13 échantillons prélevés dans des niveaux du Cénomanien et du passage Cénomanien-Turonien. La totalité des échantillons a fait l’objet d’analyses des isotopes stables du carbone et de l’oxygène sur des poudres de roches totale au laboratoires de Scottish Universities Environmental Research center (SUERC), Isotope Geosciences Unit, Ecosse, Royaume Uni.

Description lithologique, biostratigraphique de la coupe TM et données de paléo-environnementsTOP

La coupe de Thénièt El Manchar est formée essentiellement d’alternances de marnes et de calcaires (Fig.4). Ils se subdivisent en deux formations séparées par une surface ferrugineuse et phosphatée (Slami, 2014), de bas en haut: la Formation des Marnes de Smail d’âge Cénomanien, qui constitue un repère géomorphologique remarquable et un site fossilifère d’intérêt dans la région et la Formation des Dolomies de l’Oued Skhoun, d’âge Turonien, dont seuls les termes inférieurs affleurent dans la coupe de la région étudiée. Cette formation est équivalente à la formation des calcaires de Chaâbet définie par Yahiaoui (1990) dans la région entre Batna et El Kantara.

Fig. 4.—Colonne lithostratigraphique de la coupe de Thénièt El Manchar.

 

Formation des Marnes de SmailTOP

D’une épaisseur d’environ 160 m (Fig.  4), cette formation se subdivise en quatre unités lithostratigraphiques, nommées de bas en haut, IA à ID.

Unité IA: Marnes à ammonites et exogyresTOP

D’une épaisseur d’environ 25 m, cette unité est constituée essentiellement de marnes de couleur verdâtre à jaunâtre, ou blanchâtre, parfois indurées, avec de rares passées de calcaires grisâtres. Elle est riches en ammonites: Sharpeiceras laticlavium Sharpe, Mantelliceras cf. dixoni Spath et Mantelliceras cf. picteti Sharpe, en ostréidés (Amphidonte conica Sowerby) et echinides irréguliers en particulier l’espèce Hemiaster (Hemiaster) gabrielis Peron et Gauthier et contenant de rares échinides réguliers (Heterodiadema libycum Agassiz et Desor) ainsi que des gastéropodes, Nerinea bicatenata Peron, des bivalves: Plicatula (Plicatula) auressensis Coquand, Neithea (Neithea) dutrugei Coquand, Tenea delettrei Coquand et des coraux du genre Trochosmilia. Ces marnes livrent et en abondance des ostracodes à carapace lisse: Veeniacythereis maghrebensis Bassoulet et Damotte, Cytherella sp., Parakrithe sp., Cytherella sulcata, Eocytheropteron gr. glintzboeckeli Donze et Le Fevre et Monoceratina ? trituberculata Rosenfeld et des foraminifères benthiques à test agglutiné, dont: Dorothia oxycona Reuss, Trochamminoides sp., Haplophragmoides sp. et Textularia chapmani Lalicker et Praesorites sp., varient entre 0 et 38% par rapport à Foraminifères + ostracodes (F+O). Les niveaux calcaires de cette unité sont des lumachelles à huîtres à texture wackestone à packstone, contenant des radioles d’échinides et des débris de bryozoaires et montrant des dendrites de manganèse. La limite supérieure de cette unité est soulignée par une surface durcie. Son faciès traduit un milieu de sédimentation plus ou moins ouvert et relativement profond, et équivalent à la partie distale de la plate-forme externe.

Unité IB: Marnes à ostracodes et calcaires massifs à huîtresTOP

D’une vingtaine mètres d’épaisseur, cette unité est constituée par une puissante série marneuse surmontée par une barre calcaire. Les marnes y sont verdâtres et friables livrant une faune diversifiée, composée d’ammonites (indéterminables), de grands oursins (réguliers et irréguliers) et des pectens. La partie inférieure de ce terme marneux renferme une riche faune d’ostracodes, constituée jusqu’à 95% de formes lisses: Cytherella sulcata Rosenfeld, Cytherella sp., Veeniacythereis maghrebensis Bassoulet et Damotte, Parakrithe sp., Paracypris mdaouerensis Bassoulet et Damotte, Peloriops cf. ziregensis Bassoulet et Damotte et contenant des foraminifères benthiques à test agglutiné, dont: Textularia chapmani Lalicker, Dorothia oxycona Reuss, Flabellammina alexanderi Cushman, Ammobaculites sp., Trochaminoides sp., Haplophragmoides sp. et Thomasinella punica Schlumberger, avec des rapports entre 5 et 91% par rapport Foraminifères + ostracodes (F+O). Les formes benthiques à test hyalin et les foraminifères planctoniques sont rares. Les derniers niveaux de ces marnes sont marqués par une une raréfaction (9%) de l’ostracofaune lisse et orné, dont: Bairdia sp., Amphicytherura distincta Gerry et Rosenfeld, Cytherella sp., Veeniacythereis maghrebensis Bassoulet et Damotte et Cythereis cf. algeriana Bassoulet et Damotte) et d’une prédominance des foraminifères agglutinés (Dorothia cf. trochus d’Orbigny, Ammobaculites sp., Merlingina cretacea Hamaoui et Saint-Marc), associées à des bryozoaires et des échinodermes. Les niveaux sommitaux de cette unité sont formés de calcaire grisâtre à huîtres, dont: Ceratostreon flabellatum Goldfuss. Le microfaciès est de type wackestone à packstone contenant des algues vertes, des valves d’ostracodes, de grands fragments de lamellibranches et des plaques d’échinides. La présence d’exogyres dans ce niveau carbonaté atteste d’un dépôt en milieu marin intertidal, plus ou moins calme, riche en nutriments et à salinité proche de la normale (Frey & Pemberton, 1984).

Unité IC: Marnes à Aspidiscus cristatusTOP

Cette unité (40 m d’épaisseur) montre une alternance stratocroissante de marnes et de calcaires. Les interbancs marneux sont de couleur beige à jaunâtre, friables à fragments d’ammonites, de coraux (Aspidiscus cristatus Lamarck) et d’oursins (réguliers et irréguliers), renfermant une riche ostracofaune composée de: Cytherella sp., Veeniacythereis maghrebensis Bassoulet et Damotte, Cythereis algeriana Bassoulet et Damotte, Paracypris sp., Metacytheropteron sp., Cythereis sp. et Peloriops sp., Les assemblages de foraminifères benthiques sont dominés par les formes agglutinées dont: Flabellammina alexanderi Cushman, Dorothia oxycona Reuss, Dorothia cf. trochus, Dorothia sp., Thomasinella punica Schlumberger, Ammobaculites sp., Trochamminoides topagorukensis Tappan, Textularia chapmani Lalicker et Haplophragmoides sp. Les foraminifères benthiques à test hyalin y sont rares: Cyclolina sp., Pseudolituonella reicheli Marie, Textulariella sp., Pseudorhipydionina sp., Praesorites sp., Valvulammina sp., Gavelinella sp., Trocholina sp., Lenticulina sp., Cuneolina laurenti Sartoni et Crescenti, Miliolidés et des Lituolidés (ferruginisés). Les bancs calcaires de couleur grisâtre, sont de texture wackestone à packstone, riches en algues vertes, en valves d’ostracodes, grands fragments de lamellibranches, débris d’échinides, bryozoaires, pelletoïdes et quelques foraminifères benthiques. A leur sommet ces calcaires contiennent des rudistes, probablement du groupe caprinules (Chikhi-Aouimeur, 1998). Cette unité se termine par une surface durcie, marquée par une brusque diminution en faune d’ostracodes et le développement de lamines sédimentaires. Ces données reflètent les conditions d’un milieu de dépôt plus ou moins calme, situé entre l’intertidal supérieur et l’infratidal.

Unité ID: Marnes à Neolobites vibrayeanusTOP

C’est une série essentiellement marneuse de 75 m d’épaisseur à faciès friable de couleur beige et contenant des ammonites (Neolobites vibrayeanus D’Orbigny), des huîtres et oursins. Cette unité montre aussi des bancs calcaire mamelonné. Les ostracodes y sont représentés par: Cytherella sp., Cytherella sulcata Rosenfeld, Veeniacythereis maghrebensis Bassoulet et Damotte, Cythereis algeriana Bassoulet et Damotte, Paracypris sp., Bairdia sp. Metacytheropteron berbericus Bassoulet et Damotte, et Monoceratina ? trituberculata Rosenfeld. Les assemblages de foraminifères benthiques sont dominés par les formes agglutinées: Trochamminoides sp., Trochamminoides topagorukensi Tappan, Haplophragmoides sp., Flabellammina alexanderi Cushman, Thomasinella punica Schlumberger, Dorothia oxycona Reuss, Dorothia cf. trochus, Dorothia sp., Ammobaculites advenus, Ammobaculites sp., Cuneolina sp., Textularia sp., Textularia chapmani Lalicker et Reophax sp. Les formes à test calcitique sont représentées par Globorotalites sp. et Gavelinella sp. D’autres formes benthiques ont été observées en plaques minces: Lituolidés (ferruginisés), Textulariella sp., Pseudolituonella reicheli Marie, Nummoloculina regularis Philippson, Miliolidés, Pseudorhipydionina casertana De Castro, Merlingina cretacea Hamaoui et Saint-Marc, Chrysalidina gradata D’Orbigny, Cuneolina pavonia D’Orbigny, Nezzazata simplex Omara et Biplanata sp. Le litho- et le biofaciès de cette unité évoquent un milieu de sédimentation marin peu profond.

Au sommet de cette unité, les marnes deviennent pauvres en macrofaune et sont coiffées par un banc calcaire d’épaisseur métrique, à texture packstone, riche en foraminifères planctoniques: Hedbergella sp., Heterohelix globulosa Ehrenberg, Globigerinelloides sp., Whiteinella sp., Whiteinella baltica Douglas et Rankin, Lunatriella sp. et contenant des filaments, des calcisphères, de la glauconie, du phosphate et de la matière organique. Ces dépôts témoignent d’un approfondissement du milieu de sédimentation, en rapport avec une tendance transgressive.

Formation des Dolomies de l’Oued SkhounTOP

Seul la partie inférieure de cette formation (unité IIA), est représentée dans le secteur de Thénièt El Manchar et elle correspond à la transition cénomano-turonienne.

Unité IIA: Marnes à Whiteinella archaeocretaceaTOP

Cette unité (20 m d’épaisseur) forme une alternance de calcaire et de niveaux marneux plus épais. Elle débute par des bancs de calcaires à filaments de couleur grise foncée finement lités. Les niveaux marneux referment de rares ostracodes ornés: Reticulocosta sp. et rares foraminifères benthiques, en particulier des formes à test hyalin calcitique. Les foraminifères planctoniques sont par contre, plus fréquents, avec: Whiteinella archaeocretacea Pessagno, Whiteinella aprica Loeblich et Tappan, Dicarinella hagni Scheibnerova, Whiteinella baltica Douglas et Rankin, Dicarinella imbricata Mornod, Praeglobotruncana sp., Whiteinella brittonensis Loeblich et Tappan, Whiteinella sp. ?, Praeglobotruncana aumalensis Sigal, Hedbergella delrioensis Carsey, Hedbergella simplex Morrow, Heterohelix globulosa Ehrenberg, Heterohelix moremani Cushman, grandes Lenticulina rotulata Lamarck, Textularia sp., Frondicularia sp., Dentalina sp. Cette association reflète des conditions de milieu relativement profond qui s’inscrivent dans un cycle transgressif.

BiostratigraphieTOP

Les datations de la coupe étudiée sont basées sur la présence des ammonites, d’un corail (Fig. 5) et des foraminifères planctoniques (Fig. 6). Ainsi, Le Cénomanien inférieur est caractérisé par la présence des ammonites: Sharpeiceras laticlavium Sharpe, Mantelliceras cf. dixoni Spath et Mantelliceras cf. picteti Sharpe. Le Cénomanien moyen grâce à la présence de son repère classique dans la région: Aspidiscus cristatus Lamarck. Le Cénomanien supérieur est caractérisé grâce à la présence de Neolobites vibrayeanus D’Orbigny. Le passage Cénomanien supérieur-Turonien inférieur correspond à la zone de foraminifères à Whiteinella archaeocretacea Pessagno.

Fig. 5.—Principaux taxons identifiés à Thénièt El Manchar: a. Sharpeiceras laticlavium; b. Mantelliceras cf. dixoni; c. Mantelliceras cf. picteti; d. Aspidiscus cristatus; e. Neolobites vibrayeanus.

 

Fig. 6.—Principaux foraminifères planctoniques identifiés dans la coupe de Thénièt El Manchar: a. Whiteinella archaeocretacea Pessagno, a1. Vue ombilicale, a2. Vue spirale; b. Whiteinella aprica Loeblich et Tappan, b1. Vue ombilicale, b2. Vue spirale; c. Dicarinella hagni Scheibnerova, c1. Vue ombilicale, c2. Vue spirale; d. Whiteinella brittonensis Douglas et Rankin, vue spirale; e. Dicarinella imbricata Mornod, e1. Vue spirale, e2. Vue ombilicale; f. Praeglobotruncana sp., vue ombilicale; g. Whiteinella baltica Loeblich et Tappan, g1. Vue ombilicale, g2. Vue spirale.

 

Le tableau 3 illustre la répartition des principaux taxons identifiés dans les différentes unités de la coupe étudiée.

Données géochimiquesTOP

Les Unités IA, IB et ID d’âge Cénomanien et l’Unité IIA d’âge Turonien inférieur, de nature marno-calcaires, montrent des taux moyens de CaCO3, de l’ordre de 45%. Les taux les plus élevés (>70%) sont enregistrés dans les niveaux calcaires de l’unité IC et quelques niveaux de l’unité ID, d’âge Cénomanien moyen à supérieur. Ces teneurs en CaCO3 confirment la nature carbonatée de la série étudiée de la coupe de Thénièt El Manchar.

Le profil de la courbe δ18Ocarb relatif à la coupe étudiée (Fig. 7) montre une tendance négative avec des valeurs relativement homogènes dont la moyenne est de l’ordre de -7.9‰. Les valeurs de δ13Ccarb sont généralement marqués par une excursion positive avec un enrichissement autour de la limite Cénomanien-Turonien et quelques pics négatifs, pouvant atteindre -7‰, marquant les niveaux calcaires des unités IB et ID. Le contenu en COT des échantillons du Cénomanien montre des teneurs relativement faibles, variant entre 0,037% et 0,100%, avec une teneur moyenne de l’ordre de 0,064%.

Fig. 7.—Données géochimiques de la coupe de Thénièt El Manchar.

 
Tableau 3.—Distribution des principaux taxons de la coupe Thénièt El Manchar.
Age
(Ma)
Etage Domaine téthysien
Robaszynski et al., 1993
Batna, Algérie
Ce travail
Zones à ammonites Zones à foraminifères planctoniques Zones à ammonites et à corail Zones à foraminifères planctoniques Formation Unités lithologique
92,1 Turonien Sup. Subprionocyclus neptuni Marginotruncana schneegansi   Whiteinella archaeocretacea Dolomies de
L’Oued Skhoun
Unité IIA
Moy. Collignoceras woollgari Helvetoglobotruncana helvetica
92,6 Inf. Mammites nodosoides
Pseudaspidoceras flexuosum
Watinoceras coloradoense Whiteinella archaeocretacea
93,2 Cénomanien Sup. Neocardioceras juddii Neolobites vibrayeanus
Aspidiscus cristatus
Filaments Marnes de Smail Unité ID
Metoicoceras geslinianum Rotalipora cushmani
Rotalipora montsalvensis
94,7 Calycoceras naviculare Unité IC
Moy. Acanthoceras jukesbrownei
Acanthoceras rhotomagense
96,2 Inf. Mantelliceras gr. dixoni Rotalipora brotzeni Sharpeiceras laticlavium
Mantelliceras
cf. dixoni
Mantelliceras
cf. picteti
Unité IB
Mantelliceras cantianum Unité IA

Discussions et interprétationsTOP

Les dépôts cénomaniens de la coupe étudiée sont riches en macrofaune: huîtres exogyrines, rudistes, coraux et ammonites évoquant des dépôts dans des milieux marins peu profonds et oxygénés. Cette faune est considérée comme à affinité sud-téthysienne (Dhondt & Jaillard, 2005). Les taxons rencontrés dans la région de Thénièt El Manchar sont semblables à ceux du Cénomanien du Tell (Ficheur, 1893), de la province de Constantine (Coquand, 1862), du Hodna (Glaçon, 1952), des Monts de Mellègue (Benkherouf, 1987, Naïli et al., 1995, Ruault-Djerrab, 2012, Chaabane, 2015), à Béchar (Benyoucef et al., 2012, 2016), du Sahara algérien (Busson, 1999) et de la Tunisie méridionale (Abdellah, 1995). L’analyse de l’ensemble des courbes de variation des ostracodes et de foraminifères benthiques (Fig. 8) témoigne de la dominance des foraminifères benthiques agglutinants et des ostracodes à carapaces entières dans les unités IA, IB, IC et la partie inférieure de ID d’âge Cénomanien. Cet assemblage faunique témoigne généralement d’un milieu de dépôts de type circa-littoraux (Tronchetti, 1981; Benkherouf, 1987) et d’un faible hydrodynamisme (N’zaba-Makayo et al., 2003). La succession verticale des dépôts attestent d’une évolution depuis un milieu de type plate-forme pour les deux unités IA, et IB, intermédiaire pour l’unité IC, puis plate-forme interne pour la partie inférieure de l’unité ID. Dans les derniers termes de l’unité ID et la base de l’unité IIA, les sédiments évoluent graduellement vers la zone de transition plate-forme/bassin avec l’abondance des foraminifères planctoniques, une diminution drastique en ostracodes et l’apparition des filaments qui témoignent de l’approfondissement et de l’ouverture du milieu de dépôt. Les conditions à l’interface eau/sédiment, au cours de la transgression du Cénomanien supérieur-Turonien inférieur, paraissent marquer par une anoxie globale et un manque relatif en oxygène. En Tunisie méridionale, Abdellah (1995) suggère que cette transgression a limité l’extension des groupes néritiques aux domaines intertidaux et a favorisé l’étalement de faciès à cachet bathyal en domaine de plate-forme. Notons que la base des calcaires marneux de l’unité IIA de la coupe de Thénièt El Manchar, qui correspondent à la limite Cénomanien supérieur-Turonien inférieur, montrent des faciès semblables à ceux des calcaires marneux gris feuilletés en fines plaquettes de la Formation ″Bahloul″ dans l’Atlas saharien oriental (Monts de Mellègue), qui sont riches en foraminifères planctoniques, glauconie et grains de phosphates et pauvres en matière organique (Salmi-Laouar et al., 2018).

Fig. 8.—Variation des paramètres quantitatifs, distribution et abondance des principaux constituants minéralogiques et biologiques au passage Cénomanien-Turonien à Thénièt El Manchar.

 

D’autres part, dans la région de Thénièt El Manchar, comme dans plusieurs régions en Algérie, le Turonien est représenté par une barre de calcaire massif, déposée dans un milieu peu profond (Bellion, 1972). A cette période, les conditions de stress écologique s’atténuent avec un retour progressif aux conditions normales d’oxygénation, validé par l’apparition des Helvetoglobotruncana.

L’enregistrement isotopique du carbone et de l’oxygène est représentatif des conditions paléoenvironnementales; la principale difficulté réside dans les multiples fractionnements que ces isotopes subissent lors des processus diagénétiques. L’interprétation du signal isotopique requiert donc une approche détaillée et prudente. Ainsi, la prise en considération du milieu de formation des sédiments et le croisement de plusieurs paramètres (pétrographique, biostratigraphique et géochimique) permettent de réduire les incertitudes liées aux conditions environnementales (température et profondeur) au passage Cénomanien-Turonien. Ils permettent également de mieux comprendre les facteurs locaux qui ont contraint la durée de cet évènement et la quantité de la matière organique déposée. Les carbonates de Thénièt El Manchar constituent des archives majeures des paléoenvironnements marins, notamment grâce à leurs enregistrements des variations isotopiques (carbone et oxygène), calcimétriques et pourcentages en COT confortées par un découpage biostratigraphique rigoureux. En effet, les paléo-températures sont estimées grâce aux données de δ18O et aux taux calcimétriques, tandis que l’estimation de la productivité de la matière organique sont assurés par les données de δ13C et du COT. A l’échelle mondiale, l’intervalle du passage Cénomanien-Turonien est marqué par une élévation du niveau marin accompagnée d’une productivité primaire, d’une excursion positive de δ13C et d’une baisse importante des valeurs de δ18O (Hilbrecht et Hoefs, 1986) et de CaCO3 (Keller et al., 2001, Soua, 2005, 2011).

À Thénièt El Manchar, l’analyse du profil vertical de CaCO3 montre des valeurs assez élevées au cours du Cénomanien, diminuant à l’approche du Cénomanien-Turonien. En effet, l’augmentation du taux de CaCO3 traduit une diminution de la tranche d’eau, tandis qu’une proportion décroissante s’explique généralement par un approfondissement du milieu de dépôt (Erba, 2004). Les crises de la production carbonatée sont généralement interprétées comme la conséquence de perturbations induites de manière plus ou moins directe par des émissions accrues de dioxyde de carbone (Soua, 2005, 2011). En fait, la précipitation des carbonates dépend et traduit tout à la fois une production élevée de la teneur en CO2 atmosphérique tandis que la dissolution des carbonates traduit une consommation (captage) de CO2, d’où un équilibre. D’autre part, l’augmentation de la température moyenne des océans diminue la solubilité du CO2 dans l’eau, ce qui entraine une augmentation de la teneur en CO2 atmosphérique, expliquant en partie le fort taux de CO2 atmosphérique au Crétacé. Un lien intime existe entre la précipitation des carbonates et le climat du Crétacé supérieur (-93,5 Ma). Cette période est caractérisée par une forte activité magmatique (Larson & Erba, 1999) et une circulation océanique lente, voire stagnante, favorable à la préservation de la matière organique dans le milieu océanique entrainant une augmentation de chaleur et un rejet important de CO2 dans l’atmosphère. Elle a souvent été évoquée comme un des principaux facteurs responsables au déclenchement de l’EAO-2 (Hays & Pitman, 1973; Hallam 1985; Hedberg & Fischer, 1986).

Au Cénomanien, la courbe de δ18O, montre une excursion négative. Elle présente des valeurs relativement homogènes avec une moyenne de l’ordre de -7,9‰ de l’oxygène des carbonates. Ces valeurs négatives sont interprétées par Hilbrecht & Hoefs (1986) comme une augmentation de paléo-température et leur homogénéité reflète une absence de changement dans les conditions paléoenvironnementales. Au-delà de la limite Cénomanien-Turonien (C/T), les valeurs de δ18O connaissent une augmentation annonçant ainsi le retour aux conditions normales.

La courbe de δ13C révèle, quant à elle, des valeurs en majorité positives avec des valeurs de plus de +3‰ au Cénomanien supérieur; près du passage au Turonien. Cette anomalie positive, mesurée dans les carbonates, reflète donc l’enfouissement de quantités de matière organique riche en 13C et l’extraction préférentielle de 12C de l’eau de mer par le plancton marin (Jenkyns, 1980). Elle traduit, ainsi, une perturbation du cycle global du carbone (Scholle & Arthur, 1980). L’enrichissement en δ13C à l’approche du Cénomanien-Turonien, soit de l’évènement anoxique océanique 2, coïncide avec l’apparition des filaments, de la glauconie et du phosphate. Il témoigne d’importantes modifications paléoenvironnementales largement interprétées comme le résultat d’une chute en oxygène (Arthur et al., 1987; Jarvis et al., 1988, Soua, 2011) dans un milieu assez profond. Toutefois, des pics négatifs, accompagnés de faibles taux de COT, alternent avec ceux positifs sont à signaler tout au long de l’Unité IB et ID d’âge Cénomanien moyen et Cénomanien supérieur. Ces variations isotopiques indiquent, que dans certains cas, un apport faible de productivité biogénique ou une oxygénation continue et un recyclage régulier du carbone organique (Jenkyns, 1980, Hilbrecht et al., 1996) précède ou accompagne l’enfouissement du carbone organique dans les sédiments (Jenkyns, 2010).

Le taux de COT le long de la formation cénomanienne montre des teneurs relativement faibles (≤ à 0,100%). Son taux résiduel est contrôlé par l’ampleur et la répartition locale de l’enregistrement de l’évènement anoxique océanique et sa conservation dépend de la paléomorphologie du fond. L’accumulation de la matière organique à Thénièt El Manchar s’est opérée à des profondeurs différentes des autres secteurs en Algérie. La zone, dépourvue de toute tectonique halocinétique, est considérée comme zone calme et à l’abri, et constituait ainsi un bassin à sédimentation peu profonde de type plate-forme, un milieu bien oxygéné où une faune typique prolifère, par rapport aux zones limitrophes du Nord, plus profondes.

ConclusionTOP

Les observations lithologiques et paléontologiques font apparaître et précisent le degré de résolution du découpage stratigraphique de la série sédimentaire à Thénièt El Manchar. Ainsi, deux formations ont été mises en évidence: les Marnes de Smail et les Dolomies de l’Oued Skhoun. L’étude biostratigraphique des taxons a permis de préciser les limites de quatre biozones: (1) Zone à Sharpeiceras laticlavium Sharpe, Mantelliceras cf. dixoni Spath et Mantelliceras cf. picteti Sharpe du Cénomanien inférieur; (2) Zone à Aspidiscus cristatus Lamarck du Cénomanien moyen; (3) Zone à Neolobites vibrayeanus D’Orbigny du Cénomanien supérieur; et (4) Zone à Whiteinella archaeocretacea Pessagno marquant le passage C/T.

Au Cénomanien, les dépôts montrent des taux élevés en CaCO3. La présence des huîtres exogyrines, des ammonites, du corail et la dominance des foraminifères benthiques agglutinants et des ostracodes à carapaces entières évoquent un cortège de prisme de bordure de plateforme (PBPF). Les valeurs négatives de δ18O des carbonates indiquent une augmentation des paléo-températures des eaux. Au Cénomanien supérieur – Turonien inférieur, le taux de CaCO3 diminue et une niche écologique, propre à la prolifération des foraminifères planctoniques et l’apparition des filaments, est observée. Ces critères traduisent une montée du niveau des mers qui s’inscrit dans le cycle eustatique majeur téthysien de troisième ordre. Cet intervalle transgressif (IT) est également souligné par un enrichissement en δ13C et un taux faible de COT. La distribution et la conservation de la la matière organique (MO) a pour cause la morphologie simple du fond marin, l’absence d’activité halocinétique et la circulation libre des eaux oxygénées.

Grâce aux caractéristiques sédimentaires et géochimiques contraintes par des données biostratigraphiques fortes, nous avons mis en évidence des réponses microfauniques aux fluctuations environnementales autour de la limite Cénomanien-Turonien, trahissant l’installation de conditions hypoxiques dans un contexte environnemental peu profond dans la région de Thénièt El Manchar.

REMERCIEMENTSTOP

Nos sincères remerciements vont à Madane Ouikène (USTHB) pour la détermination des ostracodes, ainsi qu’à A.J. Boyce (SUERC, Isotope Geosciences Unit, Ecosse, UK) pour les analyses isotopiques. Ce travail a bénéficié des critiques constructives de Mr R. Laouar, M. Benzaggagh et P.M. Callapez.

 

RéférencesTOP


Abdellah, H.; Memmi, L.; Damotte, R.; Rat, P. & Magniez Janin, F. (1995). Le Crétacé de la Chaîne Nord des Chotts (Tunisie du Centre Sud): Biostratigraphie et comparaison avec les régions voisines. Cretaceous Research, 16(5): 487–538. https://doi.org/10.1006/cres.1995.1034
Amédro, F.; Busson, G & Cornée, A. (1996). Révision des ammonites du Cénomanien supérieur et du Turonien inférieur du Tinrhert (Sahara Algérien): Implications biostratigraphiques. Bulletin du Muséum National d’Histoire Naturelle, Paris, 4ème série–section C–Sciences de la Terre, Paléontologie, Géologie, Minéralogie, 18(2–3): 179–232.
Arthur, M. A.; Schlanger, S. O. & Jenkyns, H. C. (1987), The Cenomanian-Turonian Oceanic Anoxic Event, II. Palaeoceanographic controls on organic-matter production and preservation. Geological Society of London Special Publications, 26: 401–420. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1987.026.01.25
Askri, H.; Belmecheri, A.; Benrabah, B.; Boudjema, A.; Boumendjel, K.; Daoudi, M.; Drid, M.; Ghalem, T.; Docca, A. M.; Ghandriche, H.; Ghomari, A.; Guellati, N.; Khennous, M.; Lounici, R.; Naili, H.; Takherist, D & Terkmani, M. (1995). Geology of Algeria, Proceedings of the Algerian Well Evaluation Conference, 1–93.
Bassoullet, J. (1993). Contribution à l’étude stratigraphique du Mésozoïque de l’Atlas saharien occidental (Algérie). Thèse Doctorat Sciences, Université de Paris IV, 485 pp.
Bellion, Y. (1972). Etude géologique et hydrogéologique de la terminaison occidentale des Monts de Bélezma (Algérie). Thèse de Doctorat de 3ème Cycle, Paris VI, 186 pp.
Benkherouf, F. (1987). Microbiostratigraphie et paléoenvironnement des marnes cénomaniennes du Djebel Dyr (Tébessa, Algérie). Revue de Micropaléontologie, 30: 69–78.
Benyoucef, M.; Meister, C.; Bensalah, M.; Malti, F. (2012). La plateforme préafricaine (Cénomanien supérieur-Turonien inferieur) dans la région de Bechar (Algérie): Stratigraphie, paléoenvironnement et signification paléobiogéographique. Revue de Paléobiologie, 31(1): 205–218.
Benyoucef, M.; Meister, C.; Mebarki, K.; Läng, Ė.; Adaci, M.; Cavin, L.; Malti, FZ.; Zaoui, D.; Cherif, A.; Bensalah, M. (2016). Evolution lithostratigraphique paléoenvironnementale et séquentielle du Cénomanien-Turonien inferieur dans la région de Guir (Ouest algérien). Carnets de Géologie, 16(9): 217–296.
Bureau, D. (1970). Principaux traits de la structure des Monts du Bélezma (Algérie). Bulletin de la Société Géologique de France, 2: 210–213. https://doi.org/10.2113/gssgfbull.S7-XII.2.210
Bureau, D. (1972). Obliquité de la subsidence et la tectonique dans les Monts de Batna (Algérie). Compte rendu sommaire des séances de la Société Géologique de France, 5: 206–207.
Bureau, D. (1986). Approche sédimentaire de la dynamique structurale: Evolution Mésozoïque et devenir orogénique de la partie septentrionale du fossé saharien (Sud-Ouest Constantinois et Aurès, Algérie). Thèse Doctorat Science, Université Pierre et Marie Curie, Paris, 441pp.
Burollet, P.F (1956). Contribution à l’étude stratigraphique de la Tunisie centrale. Annales des Mines et de la Géologie, 18: 1–345.
Busson, G. (1999). La grande transgression du Cénomanien supérieur-Turonien inférieur sur le Hamada Tinrhret (Sahara algérien): Datation biostratigraphique, environnements de dépôt et comparaison d’un témoin épicratonique avec les séries contemporaines à matière organique du Maghreb. Cretaceous Research, 20(1): 29–46. https://doi.org/10.1006/cres.1998.0137
Caus, E.; Gomez-Garrido, A.; Simo, A & Soriano, K. (1993). Cenomanian-Turonian platform to basin integrated stratigraphy in the South Pyrenees (Spain). Cretaceous Research, 14: 531–551. https://doi.org/10.1006/cres.1993.1038
Chaabane, K. (2015). Le Cénomanien-Turonien du Nord de Tébessa (Nord-Est Algérie). Thèse de Doctorat, Université Badji Mokhtar, Annaba: 153 pp.
Chikhi-Aouimeur, F. (1998). Les Rudistes du Crétacé supérieur de l’Algérie. Etude paléontologique, données écologiques, biostratigraphiques et paléogéographiques. Thèse Es Sciences. Université des Sciences et de la Technologie Houari Boumediene, Alger, 198 pp.
Chikhi-Aouimeur, F.; Grosheny, D.; Ferry, S.; Herkat, M.; Jati, M.; Atrops, F.; Redjimi-Bourouiba, W. & Benkhrouf-Kechid, F. (2011). Lithofaciès, paléogéographie et correlations au passage Cénomanien-Turonien dans l’Atlas saharien (Ouled Nail, Zibans, Aurès et Hodna, Algérie). Mémoire du Service Géologique National, 17: 67–83.
Coquand, H. (1862). Géologie et paléontologie de la région sud de la province de Constantine. Mémoire de la Société d’Emulation de Provence, 2: 1–341.
Dhondt, A.V. & Jaillard, E. (2005). Cretaceous bivalves from Ecuador and Northern Peru. Journal of South American Earth Sciences, 19: 325–342. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2005.01.005
Dubourdieu, G. (1956). Etude géologique de la région de l’Ouenza (Confins algéro-tunisiens). Publications du Service de la carte géologique de l’Algérie. Nouvelle série, 10: 659 pp.
Erba, E. (2004). Calcareous nannofossils and Mesozoic oceanic anoxic Events. Marine Micropaleontology, 52: 85–106. https://doi.org/10.1016/j.marmicro.2004.04.007
Fabre, J. (1976). Introduction à la géologie du Sahara algérien et des régions voisines. Société Nationale d’Édition et de Diffusion, Alger, 422 pp.
Ficheur, E. (1893). Sur les terrains crétacés du massif du Bou Taleb. Bulletin de la Societé Géologique de France, 3(20): 393–427.
Frey, R.W. & Pemberton, S.G. (1984). Trace fossil facies models. In: Facies Models (Walker, R.G., Ed.), Geological Association of Canada, 189–207.
Gill, G.A. & Chikhi, F. (1991). Remarks on new occurrences of Aspidiscus, a Cenomanian scleractinian coral in the Persian Gulf and in Algeria. Lethaia, 24: 349–350. https://doi.org/10.1111/j.1502-3931.1991.tb01485.x
Glaçon, G. (1952). Les Monts de Hodna (partie orientale). Publication du 19e Congrès International de Géologie, Alger, Monographie Régionale, 10: 92 pp.
Guiraud, R. (1973). Evolution post-triasique de la chaîne alpine en Algérie, d’après l’étude du Bassin du Hodna et des régions voisines. Doctorat ès Sciences, Nice, 270 pp.
Hays, J. D. & Pitman, W. C. (1973). Lithospheric plate motion, sea level changes, and climatic and ecological consequences. Nature, 246: 18–22. https://doi.org/10.1038/246018a0
Hedberg, H. D. & Fischer, G. (1986). Milankovitch climatic origin of mid Cretaceous black shales rhythms in central Italy. Nature, 321: 739–743. https://doi.org/10.1038/321739a0
Hallam, A. (1985). A review of Mesozoic climates. Journal of the Geological Society of London, 142: 433–445. https://doi.org/10.1144/gsjgs.142.3.0433
Herkat, M. (1999). La sédimentation de haut niveau marin du Crétacé supérieur de l’Atlas saharien oriental et les Aurès: Stratigraphie séquentielle, analyse quantitative des biocénoses, évolution paléogéographique et contexte géodynamique. Thèse Es Sciences, Université des Sciences et de la Technologie d’Alger, 802 pp.
Herkat, M. (2002). Analyse séquentielle et révision stratigraphique de coupes du Crétacé supérieur de l’Aurès occidental. Mémoire du Service Géologique d’Algérie, 11: 133–154.
Herkat, M. (2007). Application of correspondance analysis to paleobathymetric reconstitution of Cenomanian and Turonian (Cretaceous) rocks of Eastern Algeria. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 254: 583–605. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2007.07.011
Hilbrecht, H. & Hoefs, J. (1986). Geochemical and paleontological studies of the δ13C anomaly in Boreal and North Tethyan Cenomanian-Turonian sediments in Germany and adjanced areas. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 53: 69–189. https://doi.org/10.1016/0031-0182(86)90043-X
Hilbretch, H.; Frieg, C.; Tröger, K. A.; Voigt, S. & Voigt, T. (1996). Shallow water facies during the Cenomanian-Turonian anoxic event: bio-events, isotopes, and sea level in southern Germany. Cretaceous Research, 17: 229–253. https://doi.org/10.1006/cres.1996.0017
Jarvis, I.; Carson, G.; Cooper, M.; Hart, M.; Leary, P.; Tocher, B.; Horne, D. & Rosenfeld, A. (1988). Microfossil assemblages and the Cenomanian-Turonian (late Cretaceous) Oceanic Anoxic Event. Cretaceous Research, 9: 3–103. https://doi.org/10.1016/0195-6671(88)90003-1
Jenkyns, H.C. (1980). Cretaceous anoxic events: from continents to oceans. Journal of the Geological Society of London, 137: 171–188. https://doi.org/10.1144/gsjgs.137.2.0171
Keller, G.; Han, Q.; Adatte, T. & Burns, S. (2001). Paleoenvironment of the Cenomanian- Turonian transition at Eastbourne, England. Cretaceous Research, 22: 391–422. https://doi.org/10.1006/cres.2001.0264
Laffite, R. (1939). Etude géologique de l’Aurès. Bulletin du Service de la Carte géologique de l’Algérie, 15: 1–484.
Larson, R.L. & Erba, E. (1999). Onset of the mid-Cretaceous greenhouse in the Barremian–Aptian: igneous events and the biological, sedimentary, and geochemical responses. Paleoceanography, 14: 663- 678. https://doi.org/10.1029/1999PA900040
Luning, S.; Kolonic, S.; Belhadj, E.M.; Cota, L.; Baric, G. & Wagner, T. (2004). Integrated depositional model for the Cenomanian–Turonian organic rich strata in North Africa. Earth- Sciences Review, 64: 51-117. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(03)00039-4
Naili, H.; Belhaj, Z.; Robaszynski, F. & Caron, M. (1995). Présence de roches mères à faciès Bahloul vers la limite Cénomanien-Turonien dans la région de Tébessa (Algérie orientale). Notes du Service Géologique de Tunisie, 61: 19–32.
Ouikene, K. (2011). Étude biostratigraphique et sédimentologique du Cénomano- Turonien du Tell central et oriental. Mémoire de Magister, Université des Sciences et de la Technologie Houari Boumediene, 171 pp.
Robaszynski, F. & Caron, M. (1995). Foraminifères planctoniques du Crétacé, commentaire de la zonation Europe-Méditérannée. Bulletin de la Société Géologique de France, 166(6): 681–692.
Ruault-Djerrab, M. (2008). Biostratigraphie et paléoenvironnement du Crétacé moyen des Hameimets à partir de l’étude de la faune et de la microfaune, coupe de Djebel Chemla (Morsott, NE Algérie), Mém. de Magister, Université Larbi Tebessi, Tébessa, 98 pp.
Ruault-Djerrab, M. (2012). Biostratigraphie et paléoenvironnement du Crétacé supérieur du SE constantinois (Monts des Hamimats, Tébessa et Méllègues), à partir de l’étude de la faune et de la microfaune, Thèse de Doctorat, Université des Sciences et de la Technologie Houari Boumediene, 257 pp.
Schlanger, S.O. & Jenkyns, H.C. (1976). Cretaceous oceanic anoxic events: causes and consequences. Geologie en Mijnbouw, 55: 179–184.
Scholle, P.A. & Arthur, M.A. (1980). Carbon isotope fluctuations in Cretaceous pelagic limestones: potential stratigraphic and petroleum exploration tool. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 64: 67–87.
Salmi-Laouar, S.; Ferré, B.; Chaabane, K.; Laouar, R.; Boyce, A.J. & Fallick, A.E. (2018). The oceanic anoxic event 2 at Es Souabaa (Tebessa, NE Algeria): bio-events and stable isotope study. Arabian Journal of Geosciences, 11: 182. https://doi.org/10.1007/s12517-018-3509-3
Slami, R. (2014). Biostratigraphie et Paléoenvironnement de la limite Cénomano- Turonienne de la région de Batna, à partir de l’étude de la faune et la microfaune. Mémoire de magister, Université Hadj Lakhdar, Batna, 229 pp.
Soua, M. (2005). Biostratigraphie de haute résolution des foraminifères planctoniques du passage Cénomanien-Turonien et impact de l’évènement anoxique EAO-2 sur ce groupe dans la marge sud de la Téthys, exemple régions de Jerissa et Bargou. Mémoire de Master, Université El-manar Tunis, 169 pp.
Soua, M. (2011). Le passage Cénomanien – Turonien en Tunisie: Biostratigraphie des foraminifères planctoniques et des radiolaires, chimiostratigraphie, cyclostratigraphie et stratigraphie séquentielle. Thèse de Doctorat, Université El-manar Tunis: 354 pp.
Tronchetti, G. (1981). Les foraminifères crétacés de Provence (Aptien-Santonien). Systématique-Biostratigraphie, Paléoécologie-Paléogéographie. Thèse de Doctorat d’état, Marseille, 599 pp.
Yahiaoui, A. (1990). La partie inférieure de la série marno-calcaire du Crétacé Supérieur (Cénomanien supérieur à Coniacien inférieur) entre Batna et El Kantara (Algérie orientale): Stratigraphie, Sédimentologie et Paléogéographie, Thèse de Doctorat, d’Université de Nancy I, 207 pp.



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