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Comunicações Geológicas

Print version ISSN 1647-581X

Comunicações Geológicas  no.96 Amadora  2009

 

Stratigraphie du Dévonien Inférieur du Plateau du Tidikelt d'In Salah (Sahara Central Algérie)

A. M. Hassan Kermandji*; F. Khelifi Touhami*; W. M. Kowalski*; S. Ben Abbés**; M. Boularak**; N. Chabour**; E. L. Laifa*** & H. Bel Hannachi**

 

* Département d'Ecologie et de Biologie, Faculté des Sciences de la Vie et de la Nature. Université Mentouri-Constantine, Constantine, Algérie.

** Département de Sciences de la Terre, Faculté des Sciences de la Terre et de Géographie Université Mentouri-Constantine, Constantine, Algérie.

*** Département de Che mi, Université Mentouri-Constantine, Constantine, Algérie.

Email: adnankrmandji@yahoo.fr

 

Résumé

L'analyse palynologique liée avec la corrélation séquentielle a permis de déterminer la stratigraphie du Dévonien Inférieur du Tidikelt.

Le Lochkovien se caractérise par la présence des miospores comme Perotrilites microbaculatus, Emphanisporites cf. micrornatus, Scylaspora tidikeltense, Apiculiretusispora spicula, Emphanisporites spinaeformis et Dictyotriletes emsiensis les autres connus aussi dans le bassin d'Illizi.

Le Lochkovien est composé de sept cycles sédimentaires localement partiellement érodés. L'analyse palynologique a prouvé qu'il manque des sédiments du Lochkovien terminal. Le milieu de sédimentation est fluvio-lacustre et épisodiquement dunaire.

Les miospores du Praguien comme Camptozonotriletes caperatus, Apiculiretusispora arenorugosa, Dictyotriletes subgranifer, Verrucosisporites polygonalis, Dibolisporites D. cf. gibberosus var. major et Cymbosporites proteus sont étroitement comparable avec les autres du Praguien de Algérie. L'analyse palynologique ainsi que l'analyse séquentielle indiquent le manque des sédiments du Praguien inférieur de l'Algérie. Toutes les sédimentations de Praguien sont d'une provenance lacustre. Si le Lochkovien avait sept cycles de sédimentation, au Praguien on observe la dimination du nombre de cycle (trois cycles de sédimentation).

Les miospores d'Emsien comme Emphanisporites annulatus, Camarozonotriletes sextantii Dibolosporites echinaceus, avec les autres, sont en général analogues aux données des autres forages du Sahara. Le milieu de sédimentation est marin. On observe seulement un cycle sédimentaire.

L’épaisseur des sédiments du Dévonien Inférieur se diminue du Lochkovien à Emsien.

Mots-clés: Stratigraphie, Devonian, Algérie.

 

Stratigraphy of the Lower Devonian of Tidikelt Plateau of In Salah (Central Sahara Algeria)

Abstract

Lithologic sequences of the Tidikelt boreholes are dated by, moderately fairly preserved, well known miospores of controlled stratigraphic range and on occasional well preserved acritarchs. The successive miospore assemblages are correlated with contemporaneous Gondwanan Miospore biozones and with Euro-American comparable miospore associations. This proves that these successions are of Lochkovian, Pragian and Emsian ages. The correlation also confirms local hiatus at the Lochkovian, Pragian and Emsian tops and at the Pragian base. These erosional events are accused by: lack of sedimentary deposits at these levels; decreasing in the number of sedimentary cycles and reducing sediments thickness of the successive cycles towards these levels. These cyclic series are dominated by medium grained wackes and sandy clays. The Lochkovian deposits are of fluvial-lake origin, Pragian is lake environment and Emsian is dominated by marine sources.

Keywords: Stratigraphy, Devonian, Algery.

 

 

INTRODUCTION

Le travail est basé sur l’étude complexe englobant l’interprétation sédimentologique des diagraphies g-ray et du matériel des fragments carottés des forages étudiés et détermination palynologique des échantillons provenant de cinq forages localisés dans Tidikelt (région d’In Salah, Sahara Algérien).

La zone de recherche est située au Tidikelt, au Nord de Tassili externe (Dévono-Carbonifère), entre des latitudes Nord 26°52’-27°13’ et longitudes Est 1°08’-2°34’(Fig. 1).

 

Fig. 1 – Carte de localisation des forages étudies (CRD Sonatrach Hassi Messaoud) dans le Tidikelt région (Sahara Algérien).

          – Map with location of the sutied boreholes (CRD CRD Sonatrach Hassi Messaoud) in the Tidikelt region (Sahara, Algeria).

 

On a utilisé les résultats d’interprétation de diagraphies γ-ray et les matériaux des carottes de CRD Sonatrach Hassi Messaoud de fragments de forages:

GMD2:2°34’ longitude Est 26°58’ latitude Nord

GMD3:2°33’ longitude Est 26°54’ latitude Nord

GMD1:2°32’ longitude Est 26°53’ latitude Nord

ISS1:2°30’ longitude Est 27°06’ latitude Nord

MSR1:1°08’ longitude Est 27°23’ latitude Nord

Le forage GMD3, est situé dans la zone d’altération anté-barrémien du Carbonifère inférieur (Viséen) (KOWALSKI, 2001; KOWALSKI et al., 2001) d’avant-front de Tassilis externes à la limite méridionale du Tidikelt (Fig. 1). Le forage MSR1 est situé à la limite méridionale du plateau Tademait dans la zone frontalière entre Tidikelt et Touat.

On s’est limité aux sédiments dont l’analyse palynologique a attribué l’âge du Dévonien inférieur. Ces sédiments dans le profil GMD2 se trouvent à la profondeur 1721-2002m, dans le profil GMD3, à la profondeur 1833-2095m, dans le profil GMD1 à la profondeur 1800-2045m, donc à des profondeurs comparables, mais dans le profil MSR1 à la profondeur 956.9-1225m donc considérablement plus haut. Cela démontre l’existence vers l’Ouest d’anticlinorium ou du horst de sédiments primaires au-dessous de sédiments du Continental Intercalaire (Fig. 2).

 

Fig. 2 – Profilis géologiques des forages selon graphologues a-rays, montrant la relation des grès et des argiles. L’interprétation sédimentologique des résultats des analyses granulométriques des sections carottés et d’analyses sédimentologiques de l’ensemble.

– Geological profiles of the boreholes with a-rays analysis showing the sand/clay relationship as well as sedimentologic interpretation and granulometric analysis of the studied core samples.

 

Les résultats de l’analyse minéralogique ont été présentés sur des diagrammes de Czerminski (1955). (Fig. 3A, B, C), séparément pour Lochkovien, (éch. n.° 11-40), Praguien (éch. n.° 41-56) et Emsien (éch. n.° 57-59). Ce diagrammes triangulaires nous permettent de qualifier ces roches sédimentaires dans le système: sable-argile-carbonate.

 

Fig. 3 – Position des échantillons étudiés selon le triangle systématique du J.Czerminski. 1955.

          – Position of the studied samples in the systematic triangle of J. Czerminski. 1955.

 

Caractéristique lithologique du Lochkovien

Dans le profil de Lochkovien (Fig. 2, 3A), on a déterminé:

Les grès quartzeux (échantillon n.° 23);

Les grès argileux qui correspondent à wackes selon Pettijohn et al., (1972) (éch. n.° 16, 17, 19, 22, 24, 26, 29, 31, 32, 34, 36, 37, 38 et 39);

Les grès marneux (éch. n.° 13, 20 et 21);

Les grès carbonatés (éch. n.° 33);

Les argiles sableuses (éch. n.° 12, 25 et 27); où échantillon n.° 2 appartient déjà au Silurien (Gothlandien).

Les argiles marno-sableuses (éch. n.º 15 et 35).

 

Caractéristique lithologique du Praguien (Fig. 2 et 3B)

Dans le profil de Praguien on a déterminé:

Les grés argileux (wackes) (éch. n.° 41, 43, 44, 45, 46, 47, 49, 50, 51, 52, 53, 54 et 55).

Les grès marneux (éch. n.° 42).

Les argiles sableuses (éch. n.° 48).

Les argiles marno-sableuses (éch. n.° 56).

 

Caractéristique lithologique d’ Emsien (Fig. 2 et 3C)

Dans ce profil on a étudié un échantillon de grès carbonaté (éch. n.° 57) et deux échantillons de wackes (éch. n.° 58 et 59).

L’échantillon n.° 57 représente grès de la partie supérieure d’Emsien du profil GMD3. L’échantillon n.° 58 représente les grés de la partie inférieure d’Emsien du profil ISS1, échantillon n.° 59 les grès de la partie supérieure de ce profil. Entre ces deux niveaux de grès existent des roches argileuses ou marneuses non échantillonnés.

 

Cycles Sédimentaires:

Silurien

L’analyse séquentielle a démontrée, que la sédimentation du Silurien (Gothlandien) dans la zone d’étude se finit probablement par la séquence inverse, dans laquelle s’augmente la participation de grès. On ne peut pas dire si c’est l’apparition locale des grès dans profil du Silurien profondément érodé comme dans le cas du Gara Djebilet (Bitam et al., 1996) ou c’est le signal de la régression de la mer Silurien, pourtant comme dans le cas de Gara Djebilet la limite entre les sédiments du Silurien et du Dévonien inférieur passe dans les grès.

Lochkovien

Au Lochkovien dans le profil MSR1 il existent cinq cycles sédimentaires symétriques et sixième asymétrique représenté par la séquence simple. Dans le profil GMD3 il y a six cycles symétriques et septième asymétrique représenté par la séquence simple. Dans les profils GMD1, GMD2 et ISS1 il existent sept cycles symétriques. Cela indique le petit local lacune stratigraphique, voir l’érosion au sommet des profils MSR1 et GMD3 en relation avec les autres. Cette lacune locale est liée avec beaucoup plus grande lacune régionale confirmée par le manque de sédiments du Lochkovien supérieur prouvée par l’analyse palynologique. On ne connaît pas vraiment combien de cycles sédimentaires compté le Lochkovien avant l’érosion.

La subsidence au cours du Lochkovien a été plus grande dans la partie occidentale de la zone d’étude surtout au temps de la sédimentation des premières quatre cycles sédimentaires. Au cours des cycles 5 et 6 elle s’active dans la zone orientale (forages GMD2 et GMD3). Dans les forages ISS1 et GMD1 elle reste relativement lente. Au fin du Lochkovien des mouvements épeirogéniques ont monté la partie occidentale beaucoup plus haute que la partie orientale. Cela a fait la lacune stratigraphique au cours du Praguien, confirmé par les analyses palynologiques.

Praguien

Le Praguien compte trois cycles sédimentaires. On ne peut pas dire quelle partie du profil du Praguien représente le sédiment étudié, mais on peut dire que la sédimentation n’a pas commencée partout au même temps. Si dans les forages ISS1, GMD1 et GMD3 elle commence par la séquence simple 1, dans le forage GMD2 par la séquence inverse 1 par contre dans le forage MSR1 le profil du Praguien drastiquement abrévié se commence par la séquence simple 2. Cela se traduit par abaissement différencié du terrain beaucoup plus lent dans la partie occidentale. Au cours des cycles 2 et 3 les subsidences dans la zone de forage MSR1 sont relativement la plus faibles dans la région que fait l’inversion de la vitesse de subsidence dans la même zone au cours du Lochkovien. La plus grande subsidence au cours du Praguien existe dans la zone des forages ISS1 et GMD2.

Le profil du Praguien se finit par l’érosion observée au sommet des profils MSR1 et GMD2 où manque une partie de séquence inverse 3. Encore plus grande érosion avait lieu dans les profils GMD2 où manque complètement la séquence inverse 3.

Emsien

La sédimentation d’Emsien est représentée seulement par un cycle de sédimentation symétrique. Il se commence par les grès inférieurs et se finit par les grès supérieurs avec des argiles marno-sableuses au centre. La subsidence est la plus petite dans le profil GMD1. L’apparition des grès supérieurs, qui selon Aliev et al. (1971) sont localement érodé montre soulèvement de terrain et l’érosion qui ont précédés la transgression du Eifelien.

Les milieux de sédimentation

Les milieux de sédimentation des roches étudiées ont été établis sur la base des structures sédimentaires des contenances des minéraux caractéristiques et des fossiles mais aussi selon la relation des coefficients sédimentologiques et des modes de transport, en utilisant les diagrammes de Passega (1964), et des tableaux du Visher (1969). La plus précise est la méthode du Visher, la méthode de Passega et du Moiola et Weiser (1968) avait le rôle plus limité.

Les milieux de sédimentation du Lochkovien

Dans les profils du Lochkovien le premier cycle a été échantillonné dans les carottes de forages ISS1 et MSR1. Dans le profil ISS1 on a échantillonné le sommet de la séquence simple de ce cycle représentée par des argiles marécageuses (échantillon n.° 30). Dans le profil MSR1, les sédiments de la séquence inverse avec le passage des sédiments marécageux (échantillon n.° 35) aux fluviatiles (échantillon n.° 36). Plus en haute on observe le passage des sédiments marécageux à structure parallèle aux sédiments dunaires à structures entrecroisées couvertes par les argiles marécageuses. Les fragments supérieurs du profil appartiennent déjà au cycle 2. Donc dans la partie inférieure de sédiments du Lochkovien des forages ISS1 et MSR1, il n’y a pas des sédiments marins typiques pour le Silurien. Dans la séquence simple du cycle 2 du profil ISS1, on note l’épisode lacustre (grès argileux ou wackes).

Dans le profil GMD3 on observe la petite mega séquence granulométrique simple du cycle 2, composée de quatre séquences simples, dont la première représente le passage des sédiments de la zone de flux (échantillon n°21), représentés par les grès à lamination oblique suivis par les grès à lamination parallèle de la zone de vagues translatives (échantillon n.° 22) et grès bien classés de la plage (échantillon n.° 23). C’est l’unique ingression marine inscrite dans le sédiment étudié. La deuxième séquence simple représente le passage de sédiments lacustres, aux marécageux (échantillons n.° 23) et des sédiments fluviatiles ou lacustres (échantillons n.° 24 et 25).

On a échantillonné un fragment de séquence simple du cycle 4 dans le forage ISS1. Ici on observe les passages entre les sédiments fluviatiles (échantillons n.° 32) par les sédiments dunaires (échantillons n.° 33) vers les sédiments des écoulements (échantillons n.° 34).

Dans le cycle cinq (forage GMD2) a été échantillonné la méga séquence inverse composée de trois séquences inverses. Cette méga séquence riche en spores du Lochkovien représente les sédiments lacustres (échantillons n.° 12, 13, 18, 19 et 20), fluviatile (échantillon n°15) avec petites intercalations de sédiments des écoulements (échantillons n.° 14 et 17).

Dans le cycle six (forage MSR1) on a échantillonné la méga séquence simple où on observe le passage du milieu lacustre prédominant (échantillon n.° 37, 39 et 40) vers milieu fluviatile (échantillon n.° 38) et marécageux représenté par des argiles sableuses non échantillonnées.

Dans le cycle sept l’échantillon n.° 16 représente des grès de provenance lacustre. Ici la séquence simple sept est en grande partie érodée et au dessus sont déposés des grès de la séquence simple du Praguien.

En réassumant le milieu de sédimentation du Lochkovien est fluvio-lacustre avec les passages marécageux et dunaires. Seulement en proximité de la base du profil du forage GMD3 on a trouvé les sédiments de l’in-gression marine.

Les milieux de sédimentation du Praguien

Les sédiments du Praguien ont été échantillonné dans le profil MSR1 (séquence inverse du cycle 2 et séquence simple du cycle 3), dans le profil ISS1 (séquence simple du cycle 3) et dans les forages GMD3 et GMD2 (séquence inverse du cycle 3). L’analyse par la méthode de G.S. Visher a démontré, que tous les échantillons étudiés se caractérisent par le transport en courant de suspension de faible énergie, caractéristiques pour le milieu lacustre ou lagunaire. La présence dans les lames minces des oncolithes semble confirmer ce milieu. De plus (tab.1) les valeurs de médiane ne dépassent pas 0.2 mm et les valeurs du coefficient «C» ne dépassent pas 0.4 mm que place tous les échantillons au milieu des courants de suspension de faible énergie (donc le milieu lacustre ou lagunaire). Le classement mauvais et très mauvais a été confirmé par les valeurs de δI.

Les milieux de sédimentation d’ Emsien

Dans les profils d’Emsien on a échantillonné les carottes des forages ISS1 (séquence simple et inverse, échantillon n° 58 et 59), et GMD3 (séquence inverse, échantillon n° 57). Le milieu représente littoral marin.

 

Etude palynologique (Plate 1)

Lochkovien

L’âge des sédiments du Lochkovien pose des problèmes pour les pétroliers. Si quelques sédiments du Lochkovien comme formation Zeimlet en montagnes d’Ougarta contiennent des graptolites (Aliev et al., 1971) et la formation Saheb el Djir de ces montagnes se caractérise par la faune du Lochkovien (Alimen et al., 1952), les méga fossiles n’ont pas été trouvés dans les échantillons étudiés. La présence des assemblages palynologiques dans des sédiments de Tidikelt a donnée l’occasion pour les études biostratigraphiques. Ces assemblages ont été trouvés dans les niveaux fluvio-lacustres, lacustres et dans les zones à influence marine. Ils contiennent des miospores, acritarches et chitinozoas, ces dernières n’ont pas été étudiées. L’analyse a concernée des miospores, comme Perotrilites microbaculatus, Scylaspora tedikeltense, S. undulate, S. vetusta, Emphanisporites neglectus, E. rotatus, E. cf. micrornatus Ambitisporites tripapillatus, A. avitus-dilutus complex, Synorisporites verrucatus, S. tripapillatus, Leonispora argovejea, Laevolancis divellomedia, Archaeozonotriletes chulus var. chulus, Apiculiretusispora synoria, Dictyotriletes emsiensis et Retusotriletes cf. minor.Et du microplancton, comme Triangulina deunffi. Les résultats ont été comparés avec les autres assemblages de la même âge, Libye Occidentale de Massa et Moreau-Benoît (1976) et Moreau-Benoît et Massa (1988), Silurien et Dévonien spores du Bolivia de McGregor (1984), Oust et Central synéclise Algérie du Hassan Kermandji (2007), Tidikelt Plateau (Sahara Central) du Hassan Kermandji et al. (2008), Oued Saoura du Hassan Kermandji et al. (En presse), Cantabrian Montagne, NW Espagne du Richardson et al. (2001), Silurien et Dévonien spore zones du Richardson et McGregor (1986), San Pedro/Furada Formation (Silurien Supérieur Dévonien Inférieur) Cordillera Cantábrica, NO de Espagne du Rodriguez (1978), Tanezzuft et Acacus formations, Tripolitania, Nord Africa du Richardson et Ioannides (1973).

Praguien

Les miospores du Praguien sont représentés par Camptozonotriletes caperatus, Clivosispora verrucata var. convoluta, Geminospora cf. spinosa, G. svalbardiae, Camptozonotriletes aliquantus.La présence dans cet assemblage de Dictyotrioletes emsiensis, Dibolisporites cf. gibberosus (Naumora) var. major Kedo, Brochotriletes ? fovelatus, Retusotriletes actinomophus, R. cf. minor, Emphanisporites decoratus, E. neglectus avec, E. spinaeformis, E. mcgregorii, Apiculiretusispora plicata, A.cf. brandtii, A. arenorugosa, Cymbosporites proteus, C. catillus, Archaeozonotriletes chulus var. chulus, Verrucosisporites polygonalis, Dictyotriletes subgranifer et Brochotriletes libyensis donne la même assemblages suggestion de l’âge Praguien sections étudiées des forages.

Les ensembles sont étroitement comparables avec les autres publiés précédemment des microflores du Praguien de l’Algérie, Bassin de Polignac (Sahara) du Jardiné et Yapaudjian (1968), Tidikelt Plateau (Sahara Central) du Hassan Kermandji et al. (2008), Oued Saoura du Hassan Kermandji et al. (En presse), Bassin de Ghadamès de Massa et Moreau-Benoît (1976), Bassin de Hammadah de Loboziak et Streel (1989) et Loboziak et al. (1992) et Silurien et Dévonien Miospore Biozones du Richardson et McGregor (1986).

Emsien

Les ensembles des microspores d’Emsien contiennent les représentant de taxa: Retusotriletes actinomorphus, Chelinospora perforata, Emphanisporites decoratus, Dibolisporites cf. gibberosus (Naumora) var. mayor Kedo, Camptozonotriletes cf. aliquentus. La présence dans cet ensemble de Brochotriletes Libyensis, Acanthotriletes raptus, Grandispora diampida, Acinosporites verrucatus, Cymbosporites cyathus, Emphanisporites annulatus, Camarozonotriletes sextantii, C. filatoffii, Stenozonotriletes furtivus, Verrucosisporites polygonalis Apiculiretusispora arenorugosa, Geminospora cf. treverica, Tholysporites ancylus, Dibolisporites echinaceaus, et Geminospora cf. spinosa donnent la suggestion de l’âge Emsien.

Ces ensembles sont strictement comparables avec les autres publiés précédemment concernant microflores d’Emsien de d’Algérie Jardiné et Yapaudjian (1968), Moreau-Benoît et al. (1993), Tidikelt Plateau (Sahara Central) du Hassan Kermandji et al. (2008), Dévonien Moyen et Supérieur du Bassin d’ Illizi du Abdesselam-Rouighi (2003), du Dévonien moyen et supérieur du Bassin de Rhadamès, Libye occidentale Moreau-Benoît (1988), Dévonien (Emsien-Famennien) Palynomorphs, dans: Palynostratigraphie de Nord-Est Libye du Paris et al. (1985) et Acritarches, chitinozoan et miospore stratigraphie du Nord-Est Libye de Streel et al. (1988), Dévonien Inférieur et Moyen de Nord Saudi Arabia de Breur et al. (2007), biostratigraphie de Bassin Amazone, nord Brasille de Melo et Loboziak (2003), Silurien et Dévonien Miospore Biozones du Richardson et McGregor (1986), et Miospore stratigraphie et corrélation de Ardenne-Rhenish régions du Streel et al. (1987).

Les acritarches étudiées sont suivantes: Triangulina alargada, Evittia remota var. remota, Onandagaella assymetrica, Polyedrixium decorum, Multiplicisphaeridium ramusceculosum, Crameria pharaonis var. compacta, Stellinium octoaster.Les ensembles du microplancton sont strictement comparables avec des acritorches du Paléozoïque du Sahara Algérien. (Jardiné et al., 1972, 1974), du Grand Erg Occidental (Sahara Algérien) de Magloire (1968), de Bassin de Polignac (Sahara) du Jardiné et Yapaudjian (1968), de la formation d’Orsine du Bassin d’Illizi (Sahara Algérien Oriental) de Moreau-Benoît et al. (1993), et Tidikelt Plateau (Sahara Central) du Hassan Kermandji et al. (2008) ils peuvent supporter l’âge d’Emsien proposé de l’ensemble.

La Stratigraphie du Dévonien inférieur du Tademait

Selon les travaux au cours dans la zone de Tidikelt il n’existe pas grande lacune stratigraphique entre Silurien et Dévonien. On a trouvé des sédiments du Ludfordien et Prídolíen qui sont au cours de détermination. De plus la limite du Lochkovien avec P?ídolíen passe dans les grès ou dernière séquence granulométrique du Silurien est suivie par la première séquence du Lochkovien. Probablement la régression du Silurien a été définitive dans l’ensemble du terrain étudié à l’exception du forage GMD3 où à la base du Lochkovien existe l’ingression marine locale. Le milieu fluvio-lacustre ou dunaire, fréquemment marécageux ne donne pas de la suggestion des autres conséquences de la tectonique Calédonienne que redressement du terrain suivi par la subsidence au milieu continental qui est le plus avancée dans la partie occidentale.

À la fin du Lochkovien avait lieu du nouveau le redressement du terrain en liaison avec l’ petit érosion du Lochkovien supérieur, surtout dans la zone du forage MSR1 où l’érosion a touché la fin des sédiments du cycle 6 tandis que dans plus part des forages se sont conservés les sédiments du cycle sept.

La subsidence du Praguien se développe en façon très lente. Cela provoque le manque des sédiments du Praguien inférieur spécialement spectaculaire dans le forage MSR1 où manquent les sédiments du cycle 1 et dans le forage GMD2 où manque la séquence inverse du cycle 1. Pourtant on ne connaît pas quand a commencé la sédimentation du cycle 1. Tous les sédiments étudiés du Praguien sont de provenance lacustre. Le milieu lacustre s’installe au terrain au fur et a mesure de subsidence.

À la fin du Praguien les terrains de nouveaux ont montés ce qui a provoqué l’érosion de la partie sommitale du sédiment du Praguien spécialement avancé dans la zone du forage GMD2.

La diminution des nombres des cycles de sédimentation du Lochkovien (sept cycles) par Praguien (trois cycles partiellement conservés) à Emsien (un cycle est caractéristique pour les profils étudiés. Cycle d’Emsien est marin, il se commence par des grès de la transgression marine et se finit par les grès de la régression. Les traces d’érosion sont ici moins évidentes. Cette érosion précède la grande transgression du Eifelien. Tous ces étages stratigraphiques sont bien documentés par des études palynologiques.

L’ensemble des études palynologiques, pétrographiques et sédimentologiques permet plus précisément de déterminer la stratigraphie du Dévonien inférieur dans la zone d’étude.

 

Conclusions

La méthode de la détermination palynologique a permis de déterminer la répartition des miospores et acritarches du Lochkovien, Praguien et de l’Emsien.

La méthode de l’analyse séquentielle a démontrée que tous les profils étudiés surtout Lochkovien et Praguien ne sont pas complet a cause du redressement et érosion périodique spécialement fort au fin du Lochkovien et au début du Praguien mais aussi au fin du Praguien. L’érosion a été seulement peu développée après la régression de la fin du Emsien.

On observe diminution du nombre des cycles de sédimentation au sein du Dévonien Inférieur du bas en haut. Au Lochkovien il y a sept cycles, au Praguien trois et au Emsien un cycle. Ces diminutions de nombre sont accompagnées par diminution de l’épaisseur des sédiments des séries consécutives (Fig. 2).

Comparaison de la composition minéralogique des roches des profils étudiés (Fig. 3), démontre la prédominance des wackes sur grès marneux. Manque du nombre suffisant des échantillons dans Emsien ne permet pas de déterminer le rôle des grès carbonatés dans ce profil tenant compte que dans Eifelien apparaissent des calcaires.

L’analyse des coefficients sédimentologiques de toutes les séries étudiées, démontre que dans les profils les grès (quarante et un échantillon), la médiane très petite ont treize échantillon, médiane petite vingt deux échantillons et moyenne seulement six échantillons. La médiane à tendance a diminué vers sommet du Dévonien inférieur. La valeur du coefficient «C» c’est seulement dans un échantillon du Lochkovien atteignant un millimètre. Dans les échantillons du Praguien la valeur du «C» ne dépasse que sporadiquement 0.4 mm et dans les échantillons d’Emsien 0.3 mm. Cela indique que le milieu de sédimentation se tranquillise vers sommet du profil. Les processus d’érosion dans chaque série sont post-sédimentaires. Le classement est mauvais ou très mauvais à l’exception d’échantillon n.° 13 (plage).

L’analyse des milieux de sédimentation démontre qu’au Lochkovien c’est le milieu continental, seulement sporadiquement littoral (échantillon n.° 11 et 13), au Praguien le milieu a été lacustre et au Emsien marin. Cela a été déterminé par la méthode du Visher (1969) et largement confirmé par la méthode de Passega (1964).

La régression marine au cours du Lochkovien dans la région d’In Salah est liée avec redressement de cette zone. Pourtant il existe au Sahara Algérien à la région du Timimoun et Ougarta le Lochkovien marin. Probablement dans la zone de Tidikelt au cours du Lochkovien et Praguien a existée la zone limite entre les terrains émergés et les terrains occupés par la mer. C’est intéressant de connaître s’il avait lieu la liaison entre cette mer et la zone du synclinal du Bafata (Guinée), ou après la sédimentation du milieu marin profond (série marno-argileuse de Telimele du Silurien) ont sédimentées les roches du milieu néritique du Dévonien inférieur (de série Faro) (Gazda et Kowalski, 1985).

 

List de species:

Acanthotriletes raptus Allen, 1965.

Acinosporites verrucatus Streel, 1967.

Ambitisporites avitus Hoffmeister, 1959.

Ambitisporites dilutus Hoffmeister, 1959.

Ambitisporites tripapillatus Moreau-Benoît, 1976.

Apiculiretusispora arenorugosa McGregor 1973.

Apiculiretusispora cf. brandtii Streel, 1964.

Apiculiretusispora plicata (Allen) Streel, 1967.

Apiculiretusispora synoria Richardson and Lister, 1969.

Archaeozonotriletes chulus var. chulus Richardson and Lister, 1969.

Brochotriletes foveolatus Naumova, 1953.

Brochotriletes libyensis Moreau-Benoît, 1979.

Camarozonotriletes filatoffi Breuer, Al-Ghazi, Al--Ruwaili, Higgs, Steemans and Wellman, 2007. Camptozonotriletes caperatus McGregor, 1973.

Camptozonotriletes aliquantus Allen, 1965.

Camptozonotriletes cf. aliquentus Allen, 1965.

Chelinospora perforata Allen, 1965.

Clivosispora verrucata var. convoluta McGregor and Camfield, 1976.

Cymbosporites catillus Allen, 1965.

Cymbosporites cyathus Allen, 1965.

Cymbosporites proteus McGregor and Camfield, 1976.

Dibolisporites echinaceus (Eisenack) Richardson, 1965.

Dibolisporites cf. gibberosus (Naumova) var. major (Kedo) Richardson, 1965.

Dictyotriletes emsiensis (Allen) McGregor, 1973.

Dictyotriletes subgranifer McGregor, 1973.

Emphanisporites annulatus McGregor, 1961.

Empuantissements decoratus Allen, 1965.

Emphanisporites mcgregorii Cramer, 1967.

Emphanisporites cf. micrornatus Richardson and Lister, 1969.

Emphanisporites neglectus Vigran, 1964.

Emphanisporites rotatus McGregor, 1961.

Emphanisporites spinaeformis Schultz, 1968.

Geminospora cf. spinosa Allen, 1965.

Geminospora svalbardiae (Vigran) Allen, 1965.

Geminospora cf. treverica Reigel, 1973.

Grandispora diampida Allen, 1965.

Laevolancis divellomedia (Chibrikova) Burgess and Richardson, 1991.

Leonispora argovejea Cramer and Diez, 1975.

Perotrilites microbaculatus Richardson and Lister, 1969.

Retusotriletes actinomorphus Chibrikova, 1962.

Retusotriletes cf. minor Naumova, 1953.

Scylaspora tidikeltense Hassan Kermandji, 2008.

Scylaspora undulata Hassan Kermandji, 2007.

Scylaspora vetusta (Rodriguez) Richardson, Rodriguez and Sutherland, 2001.

Stenozonotriletes furtivus Allen, 1965.

Synorisporites tripapillatus Richardson and Lister, 1969.

Synorisporites verrucatus Richardson and Lister, 1969.

Tholisporites ancylus Allen, 1965.

Verrucosisporites polygonalis (Lanninger) McGregor, 1973.

Crameria pharaonis var. compacta Jardiné, Combaz, Magloire, Peniguel et Vachey, 1972.

Evittia remota var. remota (Deunff) Jardiné, Combaz, Magloire, Peniguel et Vachey, 1972.

Multiplicisphaeridium ramusceculosum (Deflandre) Lister, 1970.

Onandagaella assymetrica (Deunff) Cramer, 1966.

Polyedrixium decorum Deunff, 1955.

Stellinium octoaster (Staplin) Jardiné, Combaz, Magloire, Peniguel et Vachey, 1972.

Triangulina alargada Cramer, 1964.

Triangulina deunffi Cramer, 1964.

 

 

TABLE 1

Caractéristiques et indices sedimentologiques et milieux de sédimentation (Méthode G.S. VISHER, 1969) du Lochkovien de la région de Tidikelt.

Characteristics and sedimentologic indexes and sedimentary environments (Method of G.S. VISHER, 1969) of Lochkovian of Tidikelt region.

 

TABLE 2

Caractéristiques et indices sedimentologiques et milieux de sédimentation (Méthode G.S. VISHER, 1969) du Praguien de la région de Tidikelt.

Characteristics and sedimentologic indexes and sedimentary environments (Method of G.S. VISHER, 1969) of Pragian of Tidiket region.

 

 

TABLE 3

Caractéristique et indices sedimentologiques et milieux de sédimentation (Méthode G.S. VISHER, 1969) du Emsien de la région de Tidikelt.

Characteristics and sedimentologic indexes and sedimentary environments (Method of G.S. VISHER, 1969) of Emsian of Tidiket region.

 

 

REMERCIEMENTS

Nous remercions la Direction Générale de la CRD (CENTRE DE RECHERCHE ET DE DEVELOPMENT) Sonatrach Hassi Messaoud de nous avoir autorisé à publier nos résultats, ainsi du Houathiku et Hamtine pour la préparation des lames. Nous sommes redevable à Messieurs Z. Pereira et Piçarra pour leurs précieux commentaires.

 

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Artigo recebido em Julho de 2009

Aceite em Novembro de 2009

 

 

PLANCHES

 

PLATE I

Each miospore is identified by borehole, sample, slide numbers and microscope Co-ordinate. Magnification x 1000 unless otherwise stated.

Fig. 1 – Emphanisporites annulatus McGregor, 1973. MSR1, depth 955.0m, slide no. 425msr1.1317-015.x750. Specimen with distinct distal annulus.

Fig. 2– Dictyotriletes emsiensis (Allen) McGregor, 1973. MSR1, depth 1055.7m, slide no. 400msr1.1407-014.x750.

Figs. 3, 4, 6 – Brochotriletes foveolatus Naumova, 1953.

Fig.3. MSR1, depth 1027.0m, slide no. 419msr1.1305-018.x750,

Fig.4. MSR1, depth 1012.9m, slide no. 419msr1.1502-0139.x750,

Fig.6. MSR1, depth 1055.7m, slide no. 400.1509-018.x750.

Figs. 5, 7 – Camarozonotriletes filatoffii Breuer et al., 2007.

Fig.5.MSR1, depth 970.5m, slide no. 330msr1.1602-015,

Fig.7. MSR1, depth 9700.5, slide no. 330msr1. 1710-0147.

Fig. 8 – Brochotriletes libyensis Moreau-Benoît, 1979. MSR1, depth 1012.7m, slide no.419msr1.1412-014.

Fig. 9– Emphanisporites mcgregorii Cramer, 1967. ISS1, depth 1942.3m, slide no.514iss1.1310-015.

Figs. 10, 13, 15 – Scylaspora vetusta (Rodriguez) Richardson et al., 2001.

Fig.10.ISS1, depth 2200.1m, slide no. 525iss1.1430-017.

Fig.13.ISS1, depth2200.1m, slide no. 525iss1.1357-015.

Fig.15.ISS1, depth2200.1, slide no. 525iss1.1605-016.

Fig. 11 – Emphanisporites rotatus McGregor, 1961. MSR1, depth 1090.2m, slide no.300iss1.1450-018.

Figs. 12, 14 – Verrucosisporites polygonalis (Lanninger) McGregor, 1973.

Fig.12.MSR1, depth 1012.7, slide no.418msr1.1410-015.

Fig.14.MSR1, depth 1012.7m, slide no.417msr1. 1650-013.