Le Dévonien Supérieur Du Sahara Nord-Occidental (Algérie) : Faciès, Environnements Et Signification Géodynamique Des Calcaires Griottes

Carnets Geol. 19 (5)

E-ISSN 1634-0744 DOI 10.4267/2042/70192

Le Dévonien supérieur du Sahara nord-occidental (Algérie) : Faciès, environnements et signification géodynamique des calcaires griottes

, Abdelkader ABBACHE 1 2

Abdelkader OUALI MEHADJI 2 , Catherine CRÔNIER 3 4 , Ahmed Hamza FELLAH 2 5

Ninon ALLAIRE 3

Claude MONNET 3

Résumé : 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 égale- ment jouer un rôle important par la réduction des sulfates et l'oxydation anaérobique du méthane (bio- génique 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 con- traste des faciès.

1 Université Mustapha Stambouli de Mascara, Faculté des Sciences de la Nature et de la Vie, BP 305, route de Mamounia, Mascara (Algérie) [email protected] 2 Laboratoire de Paléontologie stratigraphique et paléoenvironments, Université Mohamed Ben Ahmed (Oran II), Bir El Djir, Oran (Algérie) 3 Université de Lille, CNRS, UMR 8198 – Evo-Eco-Paleo, F-59000 Lille (France) 4 [email protected] 5 Université Tahri Mohamed, Faculté des Sciences de la Nature et de la Vie, Béchar (Algérie)

Manuscrit en ligne depuis le 31 mai 2019 [Éditeur : Bruno GRANIER ; éditeur pour la langue anglaise : Robert W. SCOTT ]

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Mots-clefs : • Algérie ; • faciès griotte ; • Dévonien supérieur ; • paléoenvironnements ; • rythmites ; • oxydation anaérobique

Citation: 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 géo- dynamique des calcaires griottes.- Carnets Geol. , Madrid, vol. 19, nº 5, p. 71-96. Abstract: 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 Ouarou- rout 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. Key-words: • Algeria; • Griotte facies; • Upper Devonian; • paleoenvironments; • rhythmites; • anaerobic oxidation 1. Introduction la Formation des Argiles de Kahla dans le Gou- rara. Ces formations, riches en ammonoïdes, Sur la frange septentrionale de la plateforme montrent des unités lithologiques échelonnées saharienne algérienne, le Dévonien supérieur depuis la zone Ia du Frasnien jusqu'à la zone VI affleure assez bien dans les bassins paléozoï- du Famennien, sans lacune sédimentaire ma- ques de Béchar (Ben-Zireg), de l'Ougarta jeure (PETTER , 1959, 1960 ; MASSA , 1965 ; FA- (Marhouma) et du Gourara (Charouine). Ces BRE , 1976, 2005 ; MAHBOUBI et al. , 2015). terrains ont été étudiés par de nombreux au- Dans ces régions, le Dévonien supérieur se teurs à cause de leur richesse en faune (Ammo- caractérise par des faciès griottes au sens de noïdes : MENCHIKOFF , 1936 ; PETTER , 1959, AUBOUIN (1964), équivalents du " rosso-ammoni- 1960 ; GÖDDERTZ , 1987 ; KORN et al. , 2010 ; tico " de JENKYNS (1974) dans le Mésozoïque, en Ostracodes : CASIER , 1982, 1985 ; Conodontes : intercalations dans des ensembles argilo-silto- GÖDDERTZ , 1987 ; MAHBOUBI et al. , 2015 ; MAH - gréseux. Les travaux de WENDT (1988), et BOUBI & GATOVSKY , 2015 ; Brachiopodes : MOTTE - WENDT et al. (1984) dans l'Anti-Atlas marocain QUIN et al. , 2015 ; Trilobites : CRÔNIER et al. , (Tafilalet et Maïder) furent complétés et actua- 2013) et de leurs caractéristiques sédimentolo- lisés par LUBESEDER et al. (2010). Ces faciès giques et environnementales (ELMI & AMEUR , noduleux montrent des variétés lithologiques 1984 ; BENHAMOU et al. , 2004 ; AÏT -OUALI & NED - liées aux environnements de dépôt (plate-forme JARI , 2006 ; OUALI MEHADJI et al. , 2012 ; BENDEL - vs bassin) et à la diagenèse précoce. Ils tradui- LA & OUALI MEHADJI , 2014). Ces affleurements raient un événement tectonique d'ordre régio- sont représentés par : i) la Formation des Cal- nal ayant modelé la physiographie des bassins caires griottes de Ben-Zireg dans le secteur de en une paléogéographie insulaire avec un Ben-Zireg ; ii) la partie terminale de la Forma- alignement de hauts fonds sur des accidents tion du Cheffar El Ahmar, la Formation des tectoniques régionaux (ELMI & AMEUR , 1984 ; Argiles de Marhouma, et la Formation des Grès WENDT & AIGNER , 1985). de Ouarourout dans l'Ougarta (Saoura) ; iii) et

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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). Figure 1: Satellite image (from Google Earth) showing the geographic location of the three studied areas: 1) the Bechar Basin (Ben Zireg), 2) the Ougarta Basin (Marhouma), and 3) the Gourara Basin (Charouine). Deux polarités se dessinent dans les faciès Le prolongement de ces bassins vers le NO, griottes du Dévonien supérieur saharien : une dans l'Anti-Atlas marocain, est représenté par polarité Ouest-Est avec un ensemble entière- les bassins du Tafilalet et du Maïder (Fig. 1). ment calcaire à Ben Zireg, un ensemble argilo- La région de Ben-Zireg (Fig. 2.A) est une gréseux à épisodes de calcaires griottes dans la structure anticlinale qui affleure à la faveur Saoura, et enfin un ensemble argileux à fines d'une boutonnière dans la couverture secondai- intercalations de calcaires noduleux. La deuxiè- re, à 50 km au NE de la ville de Béchar, entre me polarité est orientée Nord-Sud avec : i) un Djebel Antar au NO et Djebel Béchar au SO. faciès noduleux de type griotte sur la marge Cette structure hercynienne sub-cratonique nord saharienne (Anti-Atlas, Ben-Zireg, Saoura, (HOUARI & HOEPFFNER , 2003), reprise par l'oroge- Gourara), et ii) un faciès siliciclastique (argilo- nèse alpine, occupe la marge NO de la plate- gréseux à passées calcaires et épisodes gré- forme saharienne, dans un domaine mobile en seux, grossiers) vers la marge méridionale (Tin- position d'avant-fosse (KAZI -TANI et al. , 1991) douf, Reggane, Ahnet, Mouydir). Nous pensons et dans une zone tectonique à la jonction entre que ces variations sont induites par des exigen- le domaine de l'Anti-Atlas/Ougarta au Sud et du ces environnementales subordonnées à des domaine mésétien au Nord (MICHARD et al., causes structurales. 2010). Dans notre étude, nous proposons de visua- Les travaux effectués dans cette région (PA- liser la distribution des faciès noduleux (et leurs REYN , 1961 ; MASSA , 1965 ; NEDJARI , 1995) mon- variantes) dans un modèle de dépôt (associa- trent que le Paléozoïque, en discordance angu- tion de faciès et des environnements), et leurs laire sur le Mésozoïque, est représenté par une juxtapositions avec les aires paléogéographi- série sédimentaire allant du Cambro-Ordovicien ques du Dévonien supérieur saharien, complété au Carbonifère (Fig. 2.A). par un écorché structural régional. Le Dévonien supérieur repose sur des alter- 2. Contexte géographique et nances marno-calcaires du Dévonien moyen. Il géologique de l'étude est représenté par une corniche rougeâtre, d'environ 100 m d'épaisseur, correspondant à la Le Dévonien supérieur de la frange nord Formation des Calcaires griottes de Ben-Zireg. saharienne en Algérie affleure dans trois bas- Cette formation est recouverte par les argiles sins : le Bassin de Béchar (région de Ben- du Carbonifère inférieur (PAREYN , 1961 ; FABRE , Zireg), le Bassin d'Ougarta (région de Saoura) 2005). et le Bassin de Gourara (région de Charouine).

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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). Figure 2: Geological setting of the three studied areas: (A) the Bechar Basin (Ben Zireg) (after PAREYN , 1961, modified); (B) the Ougarta Basin (Marhouma) (background image from Google Earth); (C) the Gourara basin (Charouine) (Map of Kerzaz, modified).

u Figure 3 : Succession lithostratigraphique du Dévonien supérieur de Ben-Zireg (bassin de Béchar). Figure 3: Lithostratigraphic succession of the Upper Devonian of Ben-Zireg (Bechar Basin).

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La région de la Saoura s'intègre dans la goniatites, clyménies et orthocères) et de cri- chaîne de l'Ougarta orientée NO-SE. Elle est noïdes. située à 30 km au sud de la ville de Béni-Abbès b. Membre des griottes argilo-calcaires (49 m) et localisée de part et d'autre de l'Oued Saoura Ce membre médian correspond à une alter- (Fig. 2.B). Cette Chaîne comprend des terrains nance rougeâtre de calcaire noduleux (0,10 à sédimentaires allant du Cambrien jusqu'au 0,80 cm) bioturbés, et de niveaux argileux Strunien. Elle est limitée par le tracé de l'ano- (0,20 à 1 m) à macrofaune d'ammonoïdes, de malie magnétique "Nord Ougarta" qui suit une brachiopodes, de bivalves et de crinoïdes. Les bonne partie de la limite ouest du Grand Erg bancs calcaires montrent une structure nodu- Occidental. Cette limite correspondrait à la pro- leuse en puzzle. Les nodules des passées argi- jection probable de la suture panafricaine (FA- leuses sont bien stratifiés, sous forme de gru- BRE , 2005). Le Dévonien supérieur de l'Ougarta meaux détachables et entourés le plus souvent est représenté par trois formations : la partie par des films gris. supérieure de la Formation du Cheffar El Ahmar (Frasnien), la Formation des Argiles de Marhou- c. Membre des argiles à passées griottes ma (Famennien), et la Formation des Grès de (7,50 m) Ouarourout (Strunien). Ce membre supérieur correspond à une vire La région de Charouine occupe la partie cen- argileuse, rouge, à quelques passées de calcaire trale du Bassin du Gourara qui représente le noduleux en bancs minces (5 à 15 cm), biotur- prolongement SE de la chaîne de l'Ougarta. Elle bés et riches en faune d'ammonoïdes déformés. est localisée à 250 km au SE de la ville de Béni- La faune associée est représentée par des mou- Abbès et à environ 100 km au SO de la ville de les de gastéropodes, de brachiopodes et de Timimoun à proximité du Djebel Hêche. Elle tiges de crinoïdes. Les ammonoïdes et les cono- correspond à une vaste cuvette remplie de ter- dontes attestent de la continuité des biozones rains sédimentaires, allant du Cambrien au Car- du Frasnien (zone à Manticoceras ) jusqu'au bonifère (Fig. 2.C). Le Dévonien supérieur du Famennien VI (zone à Wocklumeria ) (PAREYN , Gourara est représenté par la Formation des 1961 ; MASSA , 1965 ; MAHBOUBI & GATOVSKY , Argiles de Kahla (CONRAD et al. , 1986) consti- 2015 ; MAHBOUBI et al. , 2015) ; une continuité tuée d'une épaisse série argileuse à passées semblable à celle des séries de l'Anti-Atlas carbonatées minces, riches en ammonoïdes et marocain au NO et de l'Ougarta au Sud. en quelques brachiopodes. 3.2. Coupe de l'Ougarta (Marhouma) 3. Données lithostratigraphiques La coupe qui caractérise le Dévonien supé- Dans ce travail, nous présentons la coupe- rieur des Monts de l'Ougarta se situe à 30 km type du Dévonien supérieur de chaque région au sud de la ville de Béni-Abbès. Elle recoupe étudiée en utilisant la nomenclature les trois formations suivantes : (a) Formation lithostratigraphique des travaux antérieurs, de Cheffar El Ahmar, (b) Formation des Argiles sauf pour la région de Ben-Zireg où nous de Marhouma, et (c) Formation des Grès de définissons la "Formation des Calcaires griottes Ouarourout (Fig. 4). de Ben-Zireg". a. Formation du Cheffar El Ahmar (partie terminale) 3.1. Coupe de Ben-Zireg La partie terminale de cette formation est La coupe qui représente le Dévonien constituée d'une combe argileuse verdâtre (77 supérieur dans le bassin de Béchar a été levée m d'épaisseur) intercalée de bancs calcaires sur le flanc septentrional de la structure rougeâtres, d'aspect pseudo-noduleux et anticlinale de Ben-Zireg. Elle est représentée d'épaisseur centimétrique. Cette combe se par la "Formation des Calcaires griottes de Ben- poursuit par une alternance de calcaires griot- Zireg" (98 m) et est subdivisée en trois mem- tes et d'argiles rougeâtres, affectée de " slumps " bres successifs (Fig. 3) : (a) Membre des griot- (Fig. 4A). La macrofaune d'ammonoïdes repré- tes calcaires, (b) Membre des griottes argilo- sentée par Koenenites et Manticoceras a permis calcaires, et (c) Membre des argiles à passées d'assigner respectivement un âge Frasnien Ia et griottes. Ib (PETTER , 1959, 1960). Les ostracodes Striato- a. Membre des griottes calcaires (41,50 m) styliolina striata et S. menchikoffi indiquent Ce membre inférieur correspond à une alter- également un âge Frasnien Ia et Ib (CASIER , nance 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 biotur- u Figure 4 : Succession lithostratigraphique du Dé- bés. Les nodules sont stratifiés, agglutinés par vonien supérieur de Marhouma (bassin de l'Ougarta). des films et liserés grisâtres. Ce membre con- Figure 4: Lithostratigraphic succession of the Upper tient une macrofaune avec céphalopodes ( i.e. , Devonian of Marhouma (Ougarta Basin).

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1982). Les chitinozoaires Ancyrochitina , Ramo- Le Membre inférieur (65 m) est caractérisé chitina viridarium et Angochitinidea (BOUMENDJEL par des niveaux gréseux, quartzitiques, noirâ- et al., 1997) indiquent également un âge tres à grains fins, centimétriques à la base et Frasnien. Cette attribution stratigraphique a été devenant décimétriques à métriques vers le confirmée récemment par MAHBOUBI et al. haut, en alternance avec des argiles. Les ni- (2015) sur la base des conodontes : Palmato- veaux sont stratocroissants, et clôturés au som- lepis punctata (zone MN5 de KLAPPER , 1989), met par des rides de courant symétriques et espèce caractéristique du Frasnien moyen des rides lingoïdes. L'ensemble est marqué par (BECKER & HOUSE , 1998) et P. triangularis (zone la présence de blocs métriques d'asphaltites, et MN11 de KLAPPER , 1989), espèce caractéristique d'indices d'instabilité tectonique (failles, slumps du Frasnien supérieur (BECKER & HOUSE , 1998). et cataclastites). b. Formation des Argiles de Marhouma (370 m) Le Membre supérieur (55 m) est formé d'une Cette formation est divisée en trois parties combe d'agiles vertes surmontée d'une alter- (Fig. 4B). La partie basale "argileuse" (Famen- nance de grès massifs avec des argiles sableu- nien II) correspond à une combe d'environ 115 ses de couleur verte. Les niveaux gréseux sont m d'épaisseur, à sphéroïdes calcaires décimétri- parfois chenalisés, montrant des laminations ques (septaria au sens de ELMI & AMEUR , 1984) parallèles et obliques de faible angle, des lita- et en faune de brachiopodes (MOTTEQUIN et al. , ges de rides grimpantes et enfin vers le som- 2015) et d'ammonoïdes pyriteuses de petite met des rides d'interférences. Sur les trois der- taille (ALLAIRE et al. , 2016, unpublished data). niers mètres ( i.e. , sommet de la formation), on La partie médiane "argilo-calcaire" (Famennien observe des anneaux colorés ferrugineux (an- III, IV, V et base de VI), correspond à une cor- neaux de Lisegang) et des imprégnations de niche d'environ 70 m d'épaisseur, formée fer. essentiellement de calcaires griottes. La partie L'âge de cette formation correspond au sommitale "argilo-gréseuse" (Famennien VI, Famennien terminal (zone VI). Il est confirmé Strunien) correspond à une alternance irrégu- par la présence de l'ammonoïde Wocklumeria lière, d'environ 185 m d'épaisseur, d'argiles dans les passées lenticulaires à la base de la vertes et de grès fin à moyen, à patine grisâtre, formation (PETTER , 1959, 1960 ; MALTI , 2012). d'épaisseur centimétrique à décimétrique. Les bancs gréseux montrent des limites nettes, un 3.3. Coupe de Gourara (Charouine) grano-classement positif normal, des lamina- À environ 15 km au sud du village de Cha- tions parallèles, des laminations convolutés rouine, le Dévonien supérieur est représenté (" convolute bedding ") et de fréquentes traces par la Formation des Argiles de Kahla (630 m) fossiles étudiées par BENDELLA et OUALI -MEHADJI qui comprend trois membres : (a) Membre des (2014). argiles à calcaires griottes, (b) Membre des L'attribution stratigraphique a été réalisée argiles à grès en plaquettes, et (c) Membre des sur la base des ammonoïdes avec la présence argiles à calcaires silteux (Fig. 5). La partie d'espèces caractéristiques depuis la zone II à basale de la Formation des Argiles de Kahla est Cheiloceras jusqu'à la zone VI à Wocklumeria . attribuée au Frasnien par la présence de Pour le Famennien d'Algérie, MENCHIKOFF (1930) l'ammonoïde Manticoceras et la partie sommita- et PETTER (1959, 1960) ont caractérisés cinq le au Famennien par la présence de nombreux biozones (nommés II à VI) qui se corrèlent ammonoïdes dont Gephyroceras (HAUG , 1903 ; avec les genozones standards de WEDEKIND GAUTIER , 1906). Récemment, ALLAIRE et al. (1908) en Allemagne. Cette datation a été con- (2016, unpublished data) confirme la zone II du firmée récemment par ALLAIRE et al. (2016, Famennien par la présence de Cheiloceras unpublished data). Ces zones du Famennien subpartitum et de Paratorleyoceras globulosum , sont particulièrement représentées dans les et la zone IV du Famennien par l'abondance de faciès griottes de la partie médiane "argilo-cal- Platyclymenia annulata . caire" et les minces passées bioturbées de la a. Membre des argiles à calcaires griottes partie sommitale "argilo-gréseuse". (40 m) c. Formation des Grès de Ouarourouty (120 m) Ce membre est représenté par des argiles La Formation des Grès de Ouarourout occu- rouges à fréquents slumps, à passées lenticulai- pe le relief du Djebel Kahal (Figs. 2B, 4D). Elle res de calcaires griottes à ammonoïdes. La ma- est parfois associée, selon les endroits, à des crofaune associée se compose de moules inter- phénomènes de déformations synsédimentaires nes de bivalves et de débris de crinoïdes, matérialisées par de nombreux slumps, des fail- d'orthocères et de brachiopodes. les synsédimentaires et des grabens d'effondre- u Figure 5 : Succession lithostratigraphique du ment ( collapse ). Cette formation comprend Dévonien supérieur dans la région de Charouine (bas- deux membres : un Membre inférieur et un sin du Gourara). Membre supérieur. Figure 5: Lithostratigraphic succession of the Upper Devonian in the Charouine region (Gourara Basin).

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b. Membre des argiles à grès en plaquettes et de fréquentes surfaces ferrugineuses asso- (310 m) ciées à des tapis stromatolithiques et des onco- Ce membre est composé d'une combe lithes, montrent des grains (oolithes et/ou bio- argileuse à passées de grès fins en plaquettes clastes) enrobés d'oxydes de fer, avec des tex- (0,05 à 0,10 m d'épaisseur), à laminations tures variées (wackestones à packstones), des parallèles et obliques de faible angle. Dans la laminations planes ou entrecroisées, rarement à partie sommitale du membre, des niveaux laminations obliques en mamelons (HCS). Ces silteux, décimétriques, à cônes concentriques paquets métriques traduisent un taux de sédi- s'intercalent. mentation faible ou un fond fréquemment balayé par les courants. Les effets de la diage- c. Membre des argiles à calcaires silteux nèse précoce ont aussi pétris ces faciès. (280 m) Enfin les calcaires allodapiques ( sensu LUBE - Il s'agit d'une alternance d'argiles rougeâtres SEDER et al. , 2010) correspondraient à des à slumps avec des bancs calcaires silteux, cen- faciès grainstones à packstones, crinoïdiques, à timétriques, à laminations parallèles, obliques, laminations de tempêtes et de turbidites. Ils entrecroisées et à laminations obliques en ma- constituent des dépôts de tempêtes induisant me-lons (HCS). Les niveaux carbonatés ont des décharges turbiditiques, et seraient donc livré des moules internes, souvent brisés, d'am- allochtones. Le terme "allodapique" utilisé dans monoïdes. Les bancs silteux à cônes concentri- ce travail représente un paquet calcaire de ques deviennent plus fréquents et plus épais. plateforme intercalé dans des hémipélagites et 4. Faciès et environnements des passées turbiditiques. Une telle association de dépôts dans le Sahara constitue un caractère de tablier de talus. Il s'agit d'un talus en voie de formation (flexura- du NO de l'Algérie tion), c'est-à-dire à une inflexion délimitant "un Les faciès noduleux griottes ont été mis en replat" qui mime une plateforme dans un talus. place dans un système de bassins et de hauts Le tableau 1 regroupe les différents faciès et fonds, donnant une physiographie insulaire leurs environnements de dépôts. aussi bien dans la Saoura (ELMI & AMEUR , 1984 ; BENHAMOU et al. , 2004 ; OUALI MEHADJI et al. , 4.1 Faciès de talus à bassin (Fig. 6) 2012) que pour l'Anti-Atlas marocain (WENDT & F1. Argiles AIGNER , 1985 ; WENDT & BELKA , 1991 ; LUBESEDER Ce sont des argiles vertes, grises ou noires, et al. , 2010). souvent finement laminées ou d'aspect Le modèle de dépôt retenu dans ce travail schisteux, se présentant en interlits centimétri- distingue : i) les faciès de talus et de bassin ques (0,05 à 0,10 m) ou en combes métriques dominés par les hémipélagites et des intercala- (1 à 3 m) à pluri-décamétriques (jusqu'à 20 m tions de séquences de turbidites et de vagues d'épaisseur). Présentes dans différents niveaux internes (internalites), avec de fréquentes du Famennien de Ben-Zireg, Marhouma et Cha- structures d'instabilité liées au talus (Fig. 6). rouine, ces argiles contiennent des nodules de Dans le Tafilalet, des particularités sédimentolo- calcaire micritique, parfois micro-sparitique, à giques furent mentionnées pour les faciès nodu- débris de faunes (pélagiques et benthiques), leux griottes par PRÉAT et al. (2008) et des nodules de fer centimétriques ou encore LUBESEDER et al. (2010), i.e. , des particularités des nodules de pyrite framboïdale pouvant liées aux surfaces d'arrêts de sédimentation et atteindre 5 cm de diamètre. Ces argiles mon- aux calcaires allodapiques ; ii) les faciès de trent des variations en fonction des fines pas- plateforme caractérisés soit 1) par des textures sées centimétriques (1 à 2 cm). Les structures grainstones-packstones à débris de faune ben- de glissement sont fréquentes dans les trois thique dominante (brachiopodes, trilobites et secteurs étudiés. crinoïdes), l'absence de boue dans la partie F1.1. Argiles noires (black shales) : Ce sont littorale, et par des intercalations de plus en des niveaux d'argiles noires, litées de type plus fréquentes et réduites en épaisseur dans la "black shales ", caractérisant divers niveaux du partie médiane de la plateforme ; ces faciès Frasnien (sommet de la Formation de Cheffar El témoignent de l'effet des vagues normales et Ahmar) et du Famennien (Formation des Argiles des tempêtes dans la partie proximale à média- de Marhouma, Formation des Grès de ne de la plateforme; soit 2) par les textures Ouarourout), de 0,10 à 0,3 m à Ben-Zireg, et wackestones-mudstones à faune pélagique de 0,50 m à plus de 25 m d'épaisseur à (ammonoïdes et tentaculites), et par la fré- Marhouma. À Charouine, les alluvions récentes quence et la rythmicité des alternances ; ces masquent les combes argileuses souvent de faciès constituent les véritables pélagites dans couleur rouge. Ces black shales , contemporains la partie distale de la plateforme. En effet, de l'événement " Frasnes " de HOUSE (1985), et certaines passées calcaires, rougeâtres, à des événements " Kellwasser " au passage Fras- imprégnations exagérées d'enduits ferrugineux

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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.

Environnements Faciès Lithofaciès Biofaciès Composition, structures, épaisseurs Hydrodynamisme de dépôts Argiles noires • Combes centimétriques à métriques F1.1 Nul (black-shales) • Laminations horizontales millimétriques • Niveaux métriques d'argiles vertes et/ou rouges Argiles à passées Biomicrite à tentaculites associés • Silts et calciltes (3 à 5 cm) à laminations F1.2 de silts et Faible à fragments de bioclastes horizontales, litages de rides calcisiltites microhummocks, lenticulaires à plusieurs dizaines de mètres d'extension latérales • Argiles centimétriques (5 à 60 cm) Argiles à passées Rares ammonoïdes et bivalves à • Grès fins (5 à 25) avec les horizons Ta-b-c- F1.3 Elevé turbiditiques tests minces e; Tb-c; Td-e de BOUMA (1962) • Slumps fréquents "F1" Argiles Argiles à passées Rares faunes benthiques, Niveaux centimétriques (2 à 10 cm). Passées F1.4 de calcaires silteux Faible brachiopodes et bivalves brunes à rouges d'extension hectométrique à cône-in-cône Argiles à passées • Niveaux centimétriques (30 à 80 cm) F1.5 de galettes Rares ammonoïdes • Alternance d'argiles et nodules stratifiés de Faible d'asphalites 1 à 3 cm Faune pyritisée avec de nombreux ammonoïdes, Combes métriques. Passées centimétriques quelques bivalves, brachiopodes, (5-10 cm) biomicritiques à microfilaments de Argiles à nodules Faible à moyen par F1.6 et articles de crinoïdes texture mudstone à wackestone, lenticulaires calcaires intermittence Microfaune de tentaculites et à quelques dizaines de mètres d'extension Bassin à talus ostracodes dans les passées latérale calcaires • Grès fins à moyen (5 à 25 cm) avec les horizons Ta-b-c-e ; Tb-c ; Td-e de BOUMA Elevé, bouffées F2.1 Grès turbiditiques Absent (1962) turbiditiques • Slumps fréquents • Niveau centimétriques (2 à 5 cm) Faible à moyen, Grès fins à • Laminations horizontales et obliques de F2.2 Absent contourites ou laminations faible angle "F2" Grès internalites • Litages de rides • Niveaux décimétriques à métriques F2.3 Grès massifs Absent • Fréquence de slumps Elevé • Présence des rides courants • Niveaux métriques Débrites et F2.4 Absent • Fréquence de slumps Moyen à élevé cataclastites • Failles synsédimentaires Calcaires à Passées centimétriques (5 à 25 cm) F3.1 encroûtements Abondance des articles crinoïdes "F3" Présence des oncolithes ferrugineuses stromatolithiques Calcaires Moyen à élevé Abondance des articles crinoïdes allodapiques • Niveaux ocres moins de 5 cm d'épaisseur F3.2 Calcaires à ooïdes avec quelques bivalves et rares • Oolithes souvent ferrugineuses ammonoïdes Tempestites • Niveaux décimétriques à métriques Plate-forme "F2" Grès F2.5 Absent Elevé sableuses • Fréquence de slumps siliciclastique Abondance des ammonoïdes Niveaux centimétriques à décimétriques (5 F3.3 Argilo-calcaires avec rares bivalves et cm à 1 m) brachiopodes Rares articles de crinoïdes Mudstone à F3.4 Microfaciès avec de nombreux Niveaux centimétriques (5 à 20 cm) crinoïdes ostracodes Calcaires à Riches en filaments avec • Niveaux centimétriques (3 à 10 cm) F3.5 filaments quelques ostracodes à tests fins • Bioturbation faible Nombreux ammonoïdes et Plate-forme Faible Calcaires noduleux quelques bivalves et • Niveaux centimétriques, décimétriques à carbonatée distale F3.6 mudstones à brachiopodes métriques "F3" wackestones Microfaune à tentaculites et • Bioturbation intense Calcaires ostracodes Nombreux ammonoïdes pyritisés et quelques bivalves, Passées calcaires à brachiopodes, articles de F3.7 faune pélagique Interlits de 5 à 20 cm crinoïdes et coraux solitaires dans les argiles Microfaune d'ostracod es et rares tentaculites à tests fins Nombreux articles de crinoïdes Grainstone à Niveaux centimétriques à décimétriques (20 F3.8 Microfaciès à crinoïdes et crinoïdes à 60 cm) Plate-forme quelques ostracodes Forte carbonatée à ha ute Nombreux articles de crinoïdes Packstone à energie (médiane) F3.9 Microfaciès à crinoïdes et Niveaux centimétriques (jusqu'à 80 cm) crinoïdes quelques bivalves et ostracodes

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nien/Famennien, et à d'autres événements fin, brun, siliceux, à laminations horizontales, à mineurs dans les niveaux plus récents, furent litages de micro-rides ou de laminations obli- étudiés par BOOTE et al. (1998) et LÜNING et al. ques de faible angle, souvent à paillettes de (2004) dans les régions méridionales ( i.e. , micas intercalées entre les lamines. Ahnet). F2.3. Grès massifs : Ce faciès caractérise le F1.2. Argiles à passées de silts et calcisilti- Membre inférieur de la Formation des Grès de tes : Ce sont des argiles à passées de silts Ouarourout. Il est représenté par des bancs bruns de moins de 0,05 m d'épaisseur montrant homogènes à grains fins sans aucune structure des laminations diffuses de type " flaser-bed- sédimentaire hydrodynamique. Les niveaux ding " ou de micro-litages de rides de courant. d'épaisseur décimétrique à métrique sont sou- Parfois des micro-litages obliques en mamelons vent coiffés par des surfaces de rides de sont observés. Les calcisiltites sont représen- courant. tées par de minces plaquettes à tentaculites. F2.4. Débrites et cataclastites : Ces faciès F1.3. Argiles à passées turbiditiques : Ce caractérisent le Membre inférieur de la Forma- sont des paquets d'argiles (hémipélagites de tion des Grès de Ouarourout. Il s'agit d'un OUALI MEHADJI et al. , 2012), vertes, fissiles, ensemble gréso-argileux, à slumps et à blocs admettant des passées turbiditiques minces d'asphaltites, affectés de failles synsédimen- (0,05 à 0,25 m), caractérisant surtout la partie taires (microfailles inverses, failles en dos de sommitale "argilo-gréseuse" de la Formation tortues donnant des grabens d'effondrement). des Argiles de Marhouma. F3. Calcaires allodapiques F1.4. Argiles à passées de calcaires silteux à F3.1. Calcaires à encroûtements stromato- structures concentriques ("cone-in-cone", CiC) : lithiques : Ce faciès calcaire est présent unique- Ce sont des niveaux minces (0,02 à 0,10 m) de ment dans la partie médiane "argilo-calcaire" calcaires micritiques à calcisiltites, souvent rou- de la Formation des argiles de Marhouma. Il est ges, parfois à ammonoïdes souvent pyritisées représenté par des niveaux de calcaires ocres, et de petites tailles, rencontrés dans la Saoura centimétriques (5 à 25 cm), bioclastiques, com- (Marhouma) et fréquemment dans le Gourara pacts, à entroques, tapissés par des encroûte- (Charouine). ments stromatolithiques (Fig. 7.A) associés à F1.5. Argiles à passées de galettes des oncolithes. L'analyse pétrographique mon- d'asphaltites : Ce sont des paquets d'argilites, tre des biomicrites à texture wackestone/ pack- contenant des passées turbiditiques et renfer- stone à oncolithes. mant des niveaux minces (moins de 0,05 m) de F3.2. Calcaires à ooïdes : Ce faciès est nodules et de galettes, noirs, aplatis et inter- représenté par des niveaux calcaires centimé- stratifiés d'asphaltites. triques (moins de 5 cm), ocres, à oolithes ferru- F1.6. Argiles à nodules calcaires : Ce sont gineuses (Fig. 7.B), souvent bioclastiques à des combes métriques (plus de 2 m) à nodules entroques et bivalves. Il est présent dans les stratifiés et à rares passées de calcaires nodu- calcaires à entroques de la Formation des ar- leux centimétriques. Les nodules de calcaire giles de Marhouma et dans les griottes lenticu- (micritique à micro-sparitique), de diamètre laires de la Formation des argiles de Kahla. Le centimétrique à décimétrique, peuvent être : i) microfaciès, quant à lui, correspond à une oo- épars dans une matrice argileuse, ii) nombreux biomicrite/oobiomicrosparite, à texture wacke- et baignant dans une matrice argileuse, ou iii) stone à oolithes ferrugineuses de taille millimé- nombreux et jointifs mais facilement détacha- trique et à cristaux de dolomites. La faune est bles. Parfois, ces nodules contiennent des caractérisée par des ostracodes, des débris de coquilles d'ammonoïdes. lamellibranches partiellement micritisés et des F2. Grès plaques d'échinodermes. F2.1. Grès turbiditiques : Ce sont des Interprétations : Le faciès des argiles (som- niveaux de grès bruns, de 0,5 à 0,25 m, consti- met de la Formation du Cheffar el Ahmar, tuant des passées turbiditiques (OUALI -MEHADJI Formation des Argiles de Marhouma, et Forma- et al. , 2012 ; BENDELLA & OUALI -MEHADJI , 2014) tion des Argiles de Kahla) caractérise un envi- avec des variantes de type Ta-b-c-d-e, Tb-c-e ronnement de type talus à bassin, profond, sur ou Td-e de la séquence de BOUMA (1962). Ces la base des caractères suivants : i) laminations grès caractérisent surtout la Formation des fines dues à la décantation dans un environne- argiles de Marhouma, au-dessus du membre ment de faible énergie situé sous la limite des médian argilo-calcaires (base de la zone VI du vagues et hémipélagites (OUALI MEHADJI et al. , Famennien). Ils deviennent de plus en plus 2012), confirmées par la présence des forami- épais et dominants dans la partie sommitale de nifères d'eaux calmes, de substrats à multiples cette formation. micro-habitats meubles à induration rapide, d'intraclastes, de substrats durs, de micro- F2.2. Grès fins à laminations : Ce sont des faunes de "hardgrounds " (DERYCKE et al. , 2015), passées fines centimétriques (2 à 5 cm) de grès d'assemblages d'ostracodes riches en individus

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mais de faible diversité (CASIER , 1985 ; DERYCKE interactions géochimiques de diagenèse précoce et al. , 2015), ii) ichnites de la zone à Nereites (MUNNECKE & SAMTLEBEN , 1996 ; FLÜGEL , 2010). (BENDELLA & OUALI MEHADJI , 2014), iii) passées L'intensité de la nodularisation semble être liée turbiditiques et coulées de débris (OUALI MEHADJI à plusieurs paramètres, notamment à la teneur et al. , 2012 ; BENDELLA & OUALI MEHADJI , 2014), en matière organique des argiles hôtes, à iv) passées silteuses à laminations diffuses ou l'intensité de la médiation bactérienne durant la "micro-hummocky stratification " correspondant réduction des sulfates et à la précipitation du à des remobilisations sans apports frais pouvant carbonate de calcium via l'oxydation anaérobi- correspondre, à notre avis, aux internalites que du méthane (biogénique et/ou thermogéni- sensu POMAR et al. (2012) et aux baroclinites de que). Ce mécanisme est compatible avec l'ori- SHANMUGAM (2013). En effet, leurs positions en gine bactérienne de la pigmentation (MAMET & milieu de bassin et la stratification des eaux BOULVAIN , 1988 ; BOULVAIN , 1993 ; MAMET et al. , (présence de black-shales ) impliquent la pré- 1997 ; PRÉAT et al. , 1999 ; MAMET & PRÉAT , sence de pycnoclines et donc un potentiel de 2003). La présence de fossiles à l'intérieur des développement de vagues internes capables de nodules coïncide avec le développement de remobiliser les sédiments encore meubles lors- concrétions autour des fossiles préalablement que la pycnocline intersecte le fond. Ces struc- déposés et enfouis (quelques cm de profon- tures, traditionnellement indicatrices d'environ- deur) atteignant la zone de réduction des sulfa- nements proximaux tidaux (" flaser-bedding ") tes où s'effectuent des précipitations authigéni- ou de tempêtes (micro-HCS), sont générées par ques (BONDIOLI et al. , 2015). La présence d'im- des écoulements oscillatoires ou combinés. En prégnations et de blocs d'asphaltites suggère contexte extra-tempestites (environnement également un suintement ou une mobilité des profond), de telles structures sont causées par hydrocarbures (migration). les vagues internes (HE et al. , 2011 ; BASILICI et Les calcaires allodapiques du tablier de talus al. , 2012 ; OUALI MEHADJI & BOUTERFA , 2015) et correspondent aux faciès à stromatolithes. Ces correspondent aux internalites de POMAR et al. stromatolithes sont induits par une activité (2012). Les intercalations de grès fins à lamina- bactérienne (MAMET & BOULVAIN , 1988 ; BOUL - tions (horizontales, de faible angle et/ou litages VAIN , 1993). Ces tapis algaires sont fréquents de rides) correspondraient aussi à des remobili- lors de l'oxydation anaéorobique du méthane sations par des courants de fonds correspon- biogénique en milieu anoxique à dysoxique. Les dant soit à des internalites ou encore à des con- faciès de haute énergie (grainstones, HCS) et tourites. En effet, la proximité d'un talus per- les oncolithes dans les faciès à texture pack- mettrait le développement de tels courants stone voire wackestone pourraient traduire des marins. internalites calcaires. Dans les passées calcaires à nodules micri- Les calcaires à ooïdes, en paquets métri- tiques (calcaires mudstones-wackestones à ques, et à enduits de fer, sont rapportés à des ostracodes), la fréquence des trilobites à vision conditions d'énergie élevée. Ils peuvent être le réduite et/ou aveugles de mer ouverte, proba- résultat d'un dépôt de tablier de talus. blement de milieu relativement profond (CRÔ - Les grès massifs (Membre inférieur des Grès NIER et al. , 2013 ; CRÔNIER & FRANÇOIS , 2014 ; de Ouarourout) sans structure peuvent aussi DERYCKE et al. , 2015), et les brachiopodes, enregistrer des dépôts de densité supérieure dominés par des formes à coquilles minces, des courants de turbidité ou des flots cohésifs lisses et de petite taille, attestent d'un peuple- (LOWE , 1982 ; STOW & JOHANSSON , 2000). Ils font ment de milieu profond dysoxique (MOTTEQUIN et suite aux hémipélagites et turbidites, associées al. , 2015). aux ichnites de l'ichnofaciès Zoophycus , et sont Les black shales sahariens du Frasnien (évé- affectés de déformations synsédimentaires, nements " Frasnes " et " Kellwasser " traduiraient évoluant en contexte de talus (OUALI MEHADJI et des moments anoxiques à dysoxiques (LÜNING al. , 2012 ; BENDELLA & OUALI MEHADJI , 2014). et al. , 2004 ; CRÔNIER et al. , 2013 ; BENDELLA & Enfin, des buttes argileuses, coniques, iso- OUALI MEHADJI , 2014 ; DERYCKE et al. , 2015 ; lées et alignées (signalées par BENHAMOU et al. , MOTTEQUIN et al. , 2015), i.e. , des moments de 2004), couronnées de calcaires à structures développement de la zone à minimum d'oxygè- concentriques, sont présentes dans le Famen- ne lors des intervalles transgressifs (LÜNING et nien du Gourara. Ces buttes pourraient corres- al., 2004). pondre aux " Tepee buttes " de KRAUSE et al. La fréquence des figures de glissements est (2009), témoins de suintements froids. En compatible avec un environnement où les insta- outre, les structures concentriques CiC ("cone- bilités sont fréquentes, et donc avec des glisse- in-cone") ont été observées dans différents ments le long d'un talus. environnements (lacustres et marins) et se for- Les argiles à nodules calcaires se seraient ment lors de la diagenèse précoce. Les structu- quant-à-elles développées en deux temps, i.e. , res CiC constitueraient des témoins d'un suinte- lors de la sédimentation argileuse suivie par des ment "froid" de faible intensité avec une

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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. Figure 6: Block diagram showing the distribution of facies and facies associations of detrital platform and basin environments. F1.1 = ' 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'. interaction entre fluide (méthane), réduction courants. Il caractérise la majeure partie du des sulfates et activité des cyanobactérienne Membre supérieur des Grès de Ouarourout. (GEPTENR et al. , 2013 ; TRIBOVILLARD et al. , Interprétations : La mise en place des grès 2016), sans aucune valeur bathymétrique. massifs peut être expliquée par une sédimenta- Très rarement, de fines passées centimétri- tion rapide lors d'un événement de haute éner- ques de sidérites oolithiques (1 à 2 mm d'épais- gie, dans une zone soumise à l'action des seur) peuvent être intercalées dans les argiles vagues de tempêtes et l'action des vagues nor- du bassin (le seul exemple connu est celui du males, correspondant à la zone entre le " shore- niveau de la combe du Frasnien Ia de la coupe face " inférieur et le début de l'" offshore " (REA - de Marhouma). Ces passées auraient une origi- DING & COLLINSON , 1996 ; LUBESEDER et al. , ne diagénétique et cyanobactérienne (ODIN , 2010). 1988). 4.3. Faciès de plateforme carbonatée Plus au Sud, dans le Gourara (Charouine), distale (Fig. 8) les calcaires griottes n'affleurent qu'au Famen- nien IV (partie basale de la série) et sous forme F3.3. Argilo-calcaires : Ce faciès est repré- de niveaux lenticulaires dans tout le Famen- senté par des argiles, rouge à noire, intercalées nien. par des calcaires de type griottes, riches en faunes d'ammonoïdes associées avec des bra- 4.2. Faciès de plate-forme siliciclastique chiopodes, des bivalves, des articles de crinoï- (Fig. 6) des, des ostracodes, des tentaculites. Ces alter- F2.5. Tempestites sableuses : Ce faciès est nances souvent qualifiées de calcaires griottes, constitué de grès moyens, à base ravinante, à couvrent une grande partie du Dévonien supé- HCS, à laminations horizontales et rides de rieur de la région de Ben-Zireg. Dans l'Ougarta

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(Marhouma), ce faciès se développe dans la cles de crinoïdes pyritisés (Fig. 7.F). zone Ib du Frasnien et les zones III, IV et V du Interprétations : Le faciès des alternances Famennien. entre les argiles (boues) à faune pélagique et Il s'agit généralement d'alternances assez les calcaires de type wackestone de faible hy- rythmiques, ocres, de niveaux centimétriques à drodynamisme, constitue les pélagites classi- métriques de calcaires griottes et d'argiles ques. Ces pélagites sont compatibles avec les schisteuses à nodules stratifiés. Les niveaux conditions qui règnent sous la limite d'action calcaires, souvent argileux, sont formés par des des vagues de tempête dans la rampe distale. nodules relativement aplatis et allongés parallè- La présence des faunes benthiques de bivalves lement à la stratification. Ils sont fortement bio- et de brachiopodes avec des ostracodes et des turbés et caractérisés par des surfaces sculp- filaments à tests fins suggère une communauté tées, en puzzle, avec des enduits de fer indi- chimiosynthétique. Les plaques d'échinodermes quant des arrêts ou des ralentissements de la observées au sein du faciès sont peu usées, et sédimentation. Le microfaciès des niveaux cal- probablement exotiques, apportées sous forme caires montre : d'éléments flottés. F3.4. Mudstone à crinoïdes : Ce faciès est L'effet de la diagenèse précoce dans le déve- observé localement dans quelques niveaux cal- loppement des alternances rythmiques à partir caires griottes. Il s'agit de niveaux calcaires de sédiments préalablement homogènes a été noduleux micritiques, avec des contacts styloli- démontrée par certains auteurs (MUNNECKE , thiques et à texture mudstone (localement 1997 ; MUNNECKE & SAMTLEBEN , 1996 ; WESTPHAL wackestone bioclastique) souvent à articles de & MUNNECKE , 2003 ; RIDING & LIANG , 2005 ; crinoïdes altérés et ostracodes (à valves fines WESTPHAL , 2006 ; AMBERG et al. , 2016), distin- ou épaisses), accompagnés de débris de bra- guant un flux des eaux interstitielles soit dirigé chiopodes, foraminifères, gastéropodes et de vers le bas (cf. JENKYNS , 1974), soit entraîné et rares bivalves. dirigé vers le haut par compactage (cf. MUN - F3.5. Calcaires à filaments : Il s'agit de NECKE & SAMTLEBEN , 1996). Ces deux modèles passées de calcaires noduleux, ocres, centimé- montrent le caractère commun de la dissolution triques (10 à 15 cm), localisées dans les griot- de l'aragonite au cours de la diagenèse précoce tes de la partie médiane "argilo-calcaire" de la (surtout chez les mollusques) donnant des Formation des argiles de Marhouma. L'analyse niveaux marneux (ou argileux) et la re-préci- pétrographique montre une biomicrite fine à pitation des carbonates de calcium. texture wackestone à packstone, riche en bival- 4.4. Faciès de de plateforme carbonatée à ves à test mince sous la forme de fins filaments haute énergie (partie médiane) (Fig. 8) allongés, droits ou arqués, imbriqués et enche- vêtrés, enveloppant des éléments sparitiques Il s'agit de niveaux calcaires centimétriques (Fig. 7.E). Ces éléments associés à des ostraco- à décimétriques, riches en articles de crinoïdes, des sont souvent alignés aux plans de stratifica- en plaques d'échinodermes et en faune péla- tion sur certaines lames minces. gique (mer ouverte). Ces faciès à textures F3.6. Calcaires noduleux mudstones à grainstones à packstones sont présents dans la wackestones : Ce faciès est représenté dans les partie médiane argilo-calcaire de la Formation alternances assez régulières entre les calcaires des argiles de Marhouma. micritiques et les argiles de type griottes. Il F3.8. Grainstone à crinoïdes : C'est un faciès s'agit d'intercalations régulières, centimétriques relativement grossier à éléments souvent à décimétriques. Dans ces alternances, les granoclassés. Il correspond à une biomicrospa- niveaux calcaires souvent noduleux correspon- rite ou biosparite de texture grainstone à cri- dent à des biomicrites à texture mudstone à noïdes (Fig. 7.C) renfermant de nombreuses wackestone, riches en faune pélagique. Les poches micritiques et quelques clastes. Le nodules calcaires par rapport à la matrice mon- microfaciès présente souvent différents types trent divers contacts et une fréquence variable de texture s'observant parfois au sein d'un des nodules depuis un pôle où la matrice domi- même échantillon. La matrice sparitique et/ou ne jusqu'à un pôle où les nodules prédominent. microsparitique est caractérisée localement par F3.7. Passées calcaires à faune pélagique des concentrations argileuses importantes, sous dans les argiles : Il s'agit d'argiles à interlits forme de liserés irréguliers millimétriques. Les d'épaisseur centimétrique (5 à 20 cm), grises à bioclastes fortement fragmentés sont essentiel- ocres, souvent riches en faunes pélagiques, lement des crinoïdes, des gastéropodes, des pyritisées, de petite taille (ammonoïdes, ostra- brachiopodes et des bivalves. Ceux-ci sont codes), avec accessoirement des coraux solitai- accompagnés plus rarement d'ostracodes. res et quelques brachiopodes, bivalves ou arti-

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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. Figure 7: Photographic plate showing sub-facies in the Griottes Limestone. (A) Oobiomicrite to oobiomicrosparite with wackestone texture and crinoid stem segments; (B) Outcrop with limestone beds and stromatolithic encrustations; (C) Biomicrosparite or biosparite with grainstone texture and crinoid bioclasts; (D) Biomicrite with packstone texture with crinoids; (E) Biomicrite with wackestone to packstone texture, rich in thin-walled bivalves (filaments); (F) Wackestone with pelagic fauna.

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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. Figure 8: Schematic model for the distribution of sub-facies and environments of the griotte deposits on a carbonate ramp. F3.9. Packstone à crinoïdes : Il s'agit d'une 5. Particularités des faciès griottes biomicrite de texture packstone (Fig. 7.D), riche en articles de crinoïdes, accompagnée de quel- dans le Sahara du NO de l'Algérie ques bivalves et ostracodes. Les organismes Dans cette région de l'Algérie, le Dévonien sont mal classés, de taille millimétrique (1 à 2 supérieur est marqué par des périodes d'insta- mm). Les crinoïdes présentent différents bilités tectoniques (orogenèse éovarisque) con- aspects (brisés ou bien conservés) et les ostra- tribuant à la physiographie des bassins sédi- co-des montrent des valves dissociées et rare- mentaires, ainsi qu'au développement des diffé- ment accolées avec une structure géopétale. rents faciès lithologiques, en particulier aux Interprétations : Les bioclastes proviennent faciès de type griotte présentant des particulari- majoritairement d'un environnement marin ou- tés au niveau : (a) de la couleur du faciès, (b) vert. Le caractère grainstone et l'aspect forte- des structures noduleuses, (c) et de la faune. ment brisé des grains sont liés à un dépôt en Les faciès de type griotte caractérisent la géo- milieu agité dans la zone d'action des vagues logie de cette bordure saharienne. ou encore dans la zone d'action des vagues de tempêtes, attestés par le granoclassement des 5.1. Couleur du faciès éléments. La texture packstone à crinoïdes avec La couleur rougeâtre ou lie-de-vin du faciès l'abondance des organismes tels que bivalves, griotte (Fig. 9.A) est révélatrice du taux élevé brachiopodes et ostracodes témoigne d'un du fer ferrique provoqué par l'hématite (AU- milieu ouvert. Les bioclastes mal classées et BOUIN , 1964), tandis que la couleur verte cor- l'abondance des organismes brisés témoignent respondrait à une richesse en fer ferreux. Cette d'un environnement à agitation intermittente variation pourrait expliquer le rôle primordial de (base de la zone d'action des vagues). l'oxydo-réduction du milieu. L'activité bactérien- Les calcaires à entroques et les calcarénites ne est responsable de cette pigmentation (MA- à HCS traduisent des faciès à hydrodynamisme MET & BOULVAIN , 1988 ; BOULVAIN , 1993 ; MAMET élevé sous influence des vagues de tempêtes et et al. , 1997 ; PRÉAT et al. , 1999 ; DELLA PORTA et des vagues de beaux-temps. Ce faciès de par al. , 2003 ; MAMET & PRÉAT , 2003). Il est à noter l'abondance des fragments de bioclastes et des que les bactéries ferro-oxydantes prolifèrent structures à litages obliques représente diffé- dans des environnements marins ou non, indui- rents termes des tempestites proximales com- sant la pigmentation rouge liée à leur activité patibles avec les conditions de la partie moyen- (GHIORSE , 1984). En outre, cette pigmentation ne à proximale d'une plateforme (équivalente traduit parfois un hydrothermalisme de faible du shoreface voire de l' offshore supérieur). ampleur.

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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 pro- gressif flou entre les nodules bioclastiques et la matrice. Figure 9: (A) Panoramic view showing the clay-limestone rhythmic alternation in griottes facies; (B-E) Microfacies in limestones griottes showing different types of contacts (francs, filamentous, progressive) between nodules (n) and dark matrix (m); (B) Nodules with hematitized outline in net contacts with matrix; (C) Bioclastic micritic nodules with tentaculite (t) and ostracodes (o) in net contacts with matrix; (D) Filamentous contacts and fluidal matrix between the nodules indicated by the orientation of the bioclasts; (E) Progressive contact between bioclastic nodules and matrix.

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Figure 10 : Développement et répartition spatio-temporelle des calcaires griottes par rapport aux faciès silico-clasti- ques dans le Sahara nord-ouest de l'Algérie. Figure 10: Development and spatio-temporal distribution of griotte limestones in comparison to silico-clastic facies in northwestern Sahara, Algeria. ou soit par des contacts progressifs flous (Fig. 5.2. Structures noduleuses 9.E) qui caractérisent les sédiments affectés de Les structures noduleuses sont représentées bioturbation. Les nodules sont emballés dans principalement dans les alternances argilo-cal- une sorte de "gélatine" qui joue le rôle d'une caires (Fig. 9.A). L'origine des alternances mar- gangue agglomérant les nodules. no-calcaires en général est sujette à de nom- De nombreux travaux ont été consacrés à breuses controverses (EINSELE , 1982), notam- l'origine des boues calcaires (micrites) et des ment en ce qui concerne la diagenèse précoce alternances marno-calcaires (MUNNECKE & SAMT - conduisant à la nature rythmique des alter- LEBEN , 1996 ; BERKYOVA & MUNNECKE , 2010 ; et nances (MUNNECKE & SAMTLEBEN , 1996 ; WESTPHAL travaux cités) accordant un rôle diagénétique et al., 2000). Pour certaines successions, l'origi- (diagenèse précoce) en relation avec la ne sédimentaire de la cyclicité est liée à la diffé- médiation bactérienne durant la phase de rence du contenu en fossiles des calcaires et réduction des sulfates (RITGER et al. , 1987 ; des marnes (WEEDON & JENKYNS , 1999). BOETIUS et al. , 2000) et l'oxydation anaérobique L'origine de la structure nodulaire dans le fa- du méthane (HOVLAND & JUDD , 1988 ; FLOODGATE ciès griotte a été donnée selon trois principaux & JUDD , 1992 ; HOVLAND et al. , 1993 ; CHADU - processus : un processus diagénétique (disso- TEAU , 2008). La présence de niveaux riches en lution, cimentation et croissance des nodules matière organique (marnes et argiles grises à dans les sédiments), un processus sédimentaire noires), la fréquence de la pyrite (dans les (rôle du transport et de la re-sédimentation) et microfaciès calcaires) et des nodules framboï- un processus microtectonique ("micro"-cisaille- daux, n'excluent pas des phénomènes de mé- ment et boudinage) (FLÜGEL , 2010). diation bactérienne et l'implication du méthane L'étude microscopique des nodules dans le biogénique (ou thermogénique) dans la cimen- faciès griotte saharien montre différents con- tation précoce à l'interface ou enfouie à quel- tacts entre les nodules. Ils sont représentées ques centimètres du fond-marin. Cependant, en soit par des contacts francs (Fig. 9.B-C) avec absence d'analyses géochimiques appropriées, une nette limite entre la matrice et les diffé- nous ne ferons que citer les mécanismes at- rents éléments figurés, soit par des contacts testés dans divers travaux et confrontés aux nuageux ou filamenteux (Fig. 9.D) indiqués par aspects génétiques des faciès griottes saha- l'écoulement de la matrice et l'emboitement des riens. nodules encore plastiques (avant lithification),

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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. Figure 11: (A) Satellite image (Google Earth) showing the location of Upper Devonian outcrops in the Saharan basins. 1) Bechar (Ben-Zireg), 2) Ougarta (Marhouma), 3) Gourara- Charouine), 4) Reggane, 5) Ahnet, 6) Mouydir, 7) Tindouf (South), 8) Anti-Atlas; (B) Correlation between Upper Devonian formations and facies in western Saharan basins.

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Figure 12 : Relation entre la distribution de faciès du Dévonien supérieur saharien et l'écorché structural de l'hérita- ge panafricain. Figure 12: Relationship between the distribution of Saharan Upper Devonian facies and the structural schematic illustration of the Pan-African history. Enfin, de fréquentes imprégnations noire ou 6. Conclusion : Signification en films gris agglomérant les nodules sont à signaler dans les faciès griottes par des asphal- géodynamique des griottes sur la tites (hydrocarbures minéralisés) encore appe- bordure nord saharienne lées Grahamite ou épi-impsonite ( sensu CAR - Les faciès griottes du Dévonien supérieur de DOTT , 1991). La présence de telles huiles lour- la frange saharienne septentrionale montrent des lors de la sédimentation et de la diagenèse une extension particulière et des variations la- précoce a certainement été accompagnée de térales dans les épaisseurs (Fig. 10). Dans ce suintements de gaz (de type méthane). Ce gaz travail, nous proposons quelques éléments de libéré dans un environnement profond (talus ou réflexions sur l'évolution géodynamique régio- bassin) serait encapsulé par des molécules nale. d'eau (clathrates) et induirait, après enfouisse- ment, des réactions géochimiques qui participe- À Ben-Zireg (bassin de Béchar), le Frasnien raient aux ciments précoces et à la formation et le Famennien sont représentés par 98 m de des nodules calcaires (FLÜGEL , 2010) alors que faciès griottes avec de fréquentes surfaces la dissociation des clathrates permettrait la ve- d'arrêts sédimentaires et une lacune au som- nue d'eau changeant le chimisme de l'eau envi- met. Les caractéristiques sédimentologiques ronnante et provoquant les hécatombes chez traduisent des dépôts de plateforme médiane à les ammonoïdes. distale. Les intercalations d'argiles sont très réduites et de faible épaisseur. 5.3. Faune Vers le Sud, à Marhouma, le faciès griotte se La macrofaune est dominée par les ammo- trouve à la base d'un ensemble argilo-gréseux. noïdes (formes pélagiques) avec une biodiversi- L'épaisseur cumulée des griottes est de 85 m, té faible mais une abondance élevée (travail en constituant environ 11,5% de l'épaisseur totale cours). Sporadiquement, sont récoltés des trilo- estimée à 740 m (360 m pour OUALI MEHADJI et bites, des brachiopodes, des tiges et articles de al. , 2012). Les différents faciès permettent de crinoïdes. Cette concentration nous semble suivre un approfondissement depuis une plate- fortement contrôlée par les paramètres intra- forme distale (Frasnien Ia) jusqu'au talus habitat (chimisme de l'eau changeant en (Famennien III, IV et V) avec un replat slope fonction de la dissolution ou de la formation des apron) ou tablier, et enfin de milieu bassin (hé- clathrates).

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mipélagites et passées turbiditiques) Dans la phase de flexuration. En effet, les turbidites même région et à environ 60 km au Sud de apparaissent pour la première fois au Famen- Marhouma, le Dévonien supérieur de la localité nien V, et Plus au Nord, les bassins dévoniens de l'Erg El Djamel est caractérisé par 9 m d'ar- "telliens" (Saïda, Traras) évoluent dans un con- giles noires représentant le Frasnien et le texte turbiditique de zones bathyales (BOUGARA Famennien II à V. et al. , 2012). Plus au Sud, dans le Gourara, les faciès Remerciements griottes (40 m) ne constituent que 06,5% de l'épaisseur totale (630 m). Les faciès identifiés Nous adressons nos remerciements aux rap- sont compatibles avec un environnement de porteurs anonymes qui ont aidé à améliorer le bassin. texte, et aux éditeurs de Carnets Geol. , Bruno Partout, dans les paquets calcaires nodu- GRANIER et Robert W. SCOTT . leux, griottes, on remarque une fréquence de Références bibliographiques surfaces d'arrêts sédimentaires, et donc faible taux de sédimentation. AÏT -OUALI R. & NEDJARI A. (2006).- Le bassin d'Ougarta : Une mobilité permanente au Au Maroc, dans le Haut-Atlas (Maïder-Tafi- Paléozoïque.- Mémoire du Service géologi- lalt), WENDT et al. (1984) et LUBESEDER et al. que national , Alger, vol. 13, p. 23-40. (2010) ont mis en évidence la configuration en ALLAIRE N., MONNET C., ABBACHE A. & CRÔNIER C. bassins et hauts-fonds. Les indices d'émersion (2016).- Upper Famennian ammonoids from (Birds-eyes), signalés en quelques endroits, the Ougarta Basin (Saoura Valley, Algeria).- appuient, à l'échelle de la marge gondwanien- The 60th Palaeontological Association Annual ne, une configuration insulaire (WENDT , 1988 ; Meeting, Lyon, France, p. 55. LUBESEDER et al. , 2010). AMBERG C.E.A., COLLART T., SALENBIEN W., EGGER Sur un écorché structural, on observe, sur L.M., MUNNECKE A., NIELSEN A.T., MONNET C., une distribution horizontale, une aire à sédi- HAMMER Ø. & VANDENBROUCKE T.R.A. (2016).- mentation silici-clastique (argilo-gréseuse) vers The nature of Ordovician limestone-marl le Sud (bassins de Tindouf, Reggane, Ahnet et alternations in the Oslo-Asker district (Nor- Mouydir) et une autre Argilo-calcaire vers le way): Witnesses of primary glacio-eustasy Nord (Ben-Zireg, Saoura et Gourara). Cette or diagenetic rhythms?- Scientific Reports , ségrégation est calquée sur une configuration vol. 6, p. 1-13. paléogéographique avec une rampe carbonatée AUBOUIN J. (1964).- Réflexions sur les faciès sur la frange nord et une plate-forme siliciclasti- 'ammonitico rosso'.- Bulletin de la Société que vers le Sud (Fig. 11). géologique de France (7 e Série), Paris, t. VI, Nous pensons que cette morphologie des nº 4, p. 475-501. faciès griottes traduit un réceptacle sous con- BASILICI G., HENRIQUE P., DE LUCA V. & POIRÉ D.G. trôle de fractures (failles) de l'héritage panafri- (2012).- Hummocky cross-stratification-like cain. Les effets de cet héritage ont été structures and combined-flow ripples in the soulignés vers le Sud (Dévonien inférieur du Punta Negra Formation (Lower-Middle Devo- Tassili) (BEUF et al. , 1971 ; WENDT et al. , 2006). nian, Argentine Precordillera): A turbiditic Au Nord, les faciès griottes suivent de très près deep-water or storm-dominated prodelta les aires traversées par la suture panafricaine inner-shelf system?- Sedimentary Geology , (Fig. 12). Cette suture croise le linéament du vol. 267, p. 73-92. Tibesti de GUIRAUD et al. (2005) aux environs de BECKER R.T. & HOUSE M.R. (1998).- Proposals for Dj. Hairane. L'accident sud ougartien serait an international substage subdivision of the l'extension du Linéament du Tibesti. Les faciès Frasnian.- SDS Newsletter , vol. 15, p. 17- griottes sont délimités par l'accident nord 22. ougartien (qui correspond aussi à l'anomalie BENDELLA M. & OUALI -MEHADJI A. (2014).- Deposi- magnétique nord-ougartienne) et correspon- tional environment and Ichnology ( Nereites drait à l'héritage panafricain (ENNIH & LIÉGEOIS , ichnofacies) of the Late Devonian Sahara 2001 ; FABRE , 2005). Ces accidents majeurs region (SW Algeria).- Arabian Journal of sont hachés par des fractures secondaires, Geosciences , vol. 8, p. 5303-5316. transverses, assurant un morcellement en BENHAMOU M., ABBACHE A., ELMI S., MEKAHLI L., zones isopiques induisant des variations latéra- OUALI -MEHADJI A., RACHEBOEUF P. & BOUMENDJEL les des épaisseurs (Fig. 10) et accessoirement K. (2004).- Les "calcaires griottes" et faciès de lithologies. À l'échelle de la marge nord associés du Dévonien supérieur des environs gondwanienne, le Dévonien moyen constitue de Beni-Abbès et Djebel Hèche (Saoura, une phase d'homogénéisation des faciès (mar- Algérie).- Bulletin du Service géologique de no-calcaires sur la totalité de la plateforme l'Algérie , Alger, vol. 15, p. 27-49. saharienne). Cependant, au Dévonien supé- BERKYOVA S. & MUNNECKE A. (2010).- Calcisphe- rieur, la frange septentrionale saharienne sem- res as a source of lime mud and peloids - ble délimiter un talus gondwanien lors de la evidence from the early Middle Devonian of

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the Prague Basin, the Czech Republic.- (Saoura, Sahara algérien).- Geobios , Villeur- Bulletin of Geosciences , Plzen, vol. 85, p. banne, vol. 18, p. 833-846. 585-602. CATUNEANU O. (2002).- Sequence stratigraphy of BEUF S., BIJU -DUVAL B., ROGNON O., GARIEL O. & clastic systems: Concepts, merits, and pit- BENNACEF A. (1971).- Les grès du falls.- Journal of African Earth Sciences , vol. Paléozoïque inférieur au Sahara.- Sciences 35, p. 1-43. et Techniques du Pétrole , Rueil-Malmaison, CATUNEANU O., ABREU V., BHATTACHARYA J.P., BLUM vol. 18, 464 p. M. D., DALRYMPLE R.W., ERIKSSON P. G., FIEL - BOETIUS A., RAVENSCHLAG K., SCHUBERT C.J., DING C.R., FISHER W.L., GALLOWAY W.E., RICKERT D., WIDDEL F., GIESEKE A., AMANN R.J., GIBLING M.R., HOLBROOK J.M., JORDAN R., KEN - ORGENSEN B.B., WITTE U. & PFANNKUCHE O. DALL C.G.S.C., MACURDA B., MARTINSEN O.J., (2000).- A marine microbial consortium MIALL A.D., NEAL J.E., NUMMEDAL D., POWER L., apparently mediating anaerobic oxidation of POSAMENTIER H.W., PRATT B.R., SARG J.F., methane.- Nature , vol. 407, p. 623-626. SHANLEY K.W., STEEL R.J., STRASSER A., TUCKER BONDIOLI J.G., MATOS S.A., WARREN L.V., ASSINE M.E., WINKER C. & GILES K.A. (2009).- M.L., RICCOMINI C. & SIMÕES M.G. (2015).- Towards the standardization of sequence The interplay between event and back- stratigraphy.- Earth-Science Reviews , vol. ground sedimentation and the origin of 92, p. 1-33. fossil-rich carbonate concretions: A case CHADUTEAU C. (2008).- Origine et circulation des study in Permian rocks of the Paraná Basin, fluides dans les sédiments des marges. Brazil.- Lethaia , Oslo, vol. 48, p. 522-539. Contribution de l'hélium et du méthane dans BOOTE D.R., CLARK -LOWES D.D. & TRAUT M.W. la compréhension des processus. Étude de 2 (1998).- Palaeozoic petroleum systems of zones actives.- Thèse Doctorat, Université North Africa.- Geological Society, London, Bretagne Occidentale, 151 p. Special Publications , vol. 132, p. 7-68. CONRAD J. (1984).- Les séries carbonifères du BOUGARA M., BELKEBIR L. & BOULVAIN F. (2012).- Sahara central algérien : Stratigraphie, sédi- Les sédiments du Dévonien de Saïda.- Geo- mentation, évolution structurale.- Thèse logica Belgica , Bruxelles, vol. 15, p. 137- Doctorat ès Sciences, Université Aix-Mar- 146. seille III, 359 p. BOULVAIN F. (1993).- Sédimentologie et diage- CONRAD J., MASSA D. & WEYANT M. (1986).- Late nèse des monticules micritiques du Frasnien Devonian regression and early Carboniferous de l'Ardenne.- Professional Paper Belgian transgression on the northern African plat- Geological Survey , vol. 260, 427 p. form.- Annales de la Société géologique de BOUMA A.H. (1962).- Sedimentology of some Belgique , vol. 109, p. 113-122. flysch deposits: A graphic approach to facies CRÔNIER C. & FRANÇOIS A. (2014).- Distribution interpretation.- Elsevier, Amsterdam, 168 p. patterns of Upper Devonian phacopid trilobi- BOUMENDJEL K., MORZADEC P., PARIS F., PLUS - tes: Paleobiogeographical and paleoenviron- QUELLEC Y., BRICE D., COPPER P., GOURVENNEC mental significance.- Palæogeography, Pa- R., JAHNKE H., LARDEUX H., LE MENN J., MELOU læoclimatology, Palæoecology , vol. 404, p. M. & RACHEBOEUF P. (1997).- Les faunes du 12-23. Dévonien de l'Ougarta (Sahara occidental, CRÔNIER C., MALTI F.Z., FRANCOIS A., BENYOUCEF Algérie).- Annales de la Société géologique M. & BRICE D. (2013).- First occurrence of a du Nord (série 2), vol. 5, p. 89-116. phacopid trilobite faunule from the Upper BULTYNCK P. & WALLISER O.H. (2000).- Emsian to Devonian of Saoura Valley, Algeria and bio- Middle Frasnian sections in the northern diversity fluctuations.- Geological Magazine , Tafilalt.- Notes et Mémoires du Service géo- vol. 150, p. 1002-1021. logique du Maroc , Rabat, vol. 399, p. 11-20. DELLA PORTA G., KENTER J.A. & BAHAMONDE J.R. BURCHETTE T.P. & WRIGHT V.P. (1992).- Carbona- (2003).- An alternative model for positive te ramp depositional systems.- Sedimentary shifts in shallow-marine carbonate δ13C and Geology , vol. 79, p. 3-57. δ18O.- Sedimentology , vol. 50, p. 953-959. CARDOTT B.J. (1991).- Organic petrology of epi- DERYCKE C., MAILLET S., VACHARD D., RANDON C., impsonite at Page, Oklahoma, U.S.A.- NICOLLIN J.P., DU CHATELET A., CRÔNIER C., Organic Geochemical , vol. 17, p. 185-191. HUBERT B., RECOURT Ph. & ABBACHE A. (2015).- CASIER J.G. (1982).- Les ostracodes du Frasnien Palaeoenvironnment input of new faunas et de la base du Famennien de la coupe du from Upper Famennian levels of Ouarourout Km 30 (Saoura, Sahara algérien).- Bulletin (Ougarta, Algeria).- Strata (Série 1), Sym- de la Société belge de Géologie , vol. 91, p. posium Brussels, vol. 16, p. 44-45. 195-207. EINSELE G. (1982).- Limestone-marl cycles (pe- CASIER J.G. (1985).- Les ostracodes de la partie riodites): Diagnosis, significance, causes - a supérieure de la Formation de Teferguenite review. In : EINSELE G. & SEILACHER A. (eds.), (Givétien) et de la Formation de Marhouma Cyclic and Event Stratification.- Springer, (Givétien-Famennien) de la coupe du Km 30 Berlin, p. 8-53.

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ELMI S. & AMEUR M. (1984).- Quelques environ- HOLLARD H. (1974).- Recherches sur la stratigra- nements des faciès noduleux mésogéens.- phie des formations du Dévonien moyen, de Geologica Romana , vol. XXIII, p. 13-22. l'Emsien supérieur au Frasnien, dans le Sud ENNIH N. & LIÉGEOIS J.P. (2001).- The Moroccan du Tafilalt et dans le Maïder (Anti-Atlas Anti-Atlas: The West African craton passive oriental).- Notes du Service géologique du margin with limited Pan-African activity. Maroc , Rabat, vol. 36, p. 7-68. Implications for the northern limit of the cra- HOUARI M.R. & HOEPFFNER C. (2003).- Late Car- ton.- Precambrian Research , vol. 112, p. boniferous dextral wrench-dominated trans- 289-302. pression along the North African craton mar- ENNIH N. & LIÉGEOIS J.P. (2008).- The bounda- gin (Eastern High-Atlas, Morocco).- Journal ries of the West African craton, with special of African Earth Sciences , vol. 37, p. 11-24. reference to the basement of the Moroccan HOUSE M.R. (1985).- Correlation of mid-Paleo- metacratonic Anti-Atlas belt.- Geological So- zoic ammonoid evolutionary events with glo- ciety, London, Special Publications , vol. 297, bal sedimentary perturbations.- Nature , vol. p. 1-17. 313, p. 17-22. FABRE J. (1976).- Introduction à la géologie du HOVLAND M. & JUDD A.G. (1988).- Seabed pock- Sahara Algérien.- Société Nationale d'Édition marks and seepages: Impact on geology, et de Diffusion, SNED, Alger, 422 p. biology and the marine environment.- Gra- FABRE J. (2005).- Géologie du Sahara occidental ham & Trotman, London, 293 p. et central.- Tervuren African Geoscience HOVLAND M., JUDD A.G. & BURKE R.A. Jr (1993).- Collection , Musée Royal de l'Afrique Centra- The global flux of methane from shallow le, vol. 108, p. 1-572. submarine sediments.- Chemosphere , vol. FLOODGATE G.D. & JUDD A.G. (1992).- The origins 26, p. 559-578. of shallow gas.- Continental Shelf Research , JENKYNS H.C. (1974).- Origin of red nodular vol. 12, p. 1145-1156. limestones (Ammonitico Rosso, Knollenkal- FLÜGEL E. (2010).- Microfacies of Carbonate ke) in the Méditerranean Jurassic: A diage- Rocks, Analysis, Interpretation and Applica- netic model.- International Association of tion.- Springer-Verlag, Berlin, 984 p. Sedimentologists, Special publication , vol. 1, GAUTIER E.F. (1906).- Contribution à l'étude p. 249-271. géologique du Sahara (Saoura, Gourara, KAZI -TANI N., NEDJARI A. & DELFAUD J. (1991).- Touat).- Bulletin de la Société géologique de Modalités de fonctionnement d'un bassin France (4 e Série), Paris, t. VI, p. 729-767. d'avant-fosse : L'exemple du Carbonifère de GEPTNER A.R., DONG PHA P., PETROVA V.V., HUYENB Béchar (Sud-Oranais, Algérie).- Comptes N.X., NGINH L.T. & QUANG N.M. (2013).- rendus de l'Académie des Sciences (Série 2), Freshwater stromatolites with the cone-in- vol. 313, p. 579-586. cone structure from the Neogene lacustrine KLAPPER G. (1989).- The Montagne Noire Fras- sediments of Vietnam.- Lithology and Mine- nian (Upper Devonian) conodont succession. ral Resources , vol. 48, p. 55-64. In : MCMILLAN N.J., EMBRY A.F. & GLASS D.J. GHIORSE W.C. (1984).- Biology of iron-and man- (eds.), Devonian of the World.- Canadian ganese-depositing bacteria.- Annual Reviews Society of Petroleum Geologists , Memoir 14, in Microbiology , vol. 38, p. 515-550. vol. 3, p. 449-468. GÖDDERTZ B. (1987).- Devonische Goniatiten KORN D., EBBIGHAUSEN V. & BOCKWINKEL J. aus SW-Algerien und ihre stratigraphische (2010).- The ammonoids from the Grès du Einordnung in die Conodonten-Abfolge.- Kahla supérieur of Timimoun (Middle-early Palaeontographica Abteilung (Abteilung A), Late Tournaisian; Gourara, Algeria).- Fossil Stuttgart, Band 197, p. 127-220. Record , vol. 13, p. 13-34. GUIRAUD R., BOSWORTH W., THIERRY J. & KRAUSE F.F., CLARK J., SAYEGH S.G. & PEREZ R.J. DELPLANQUE A. (2005).- Phanerozoic geologi- (2009).- Tube worm fossils or relic methane cal evolution of Northern and Central Africa: expulsing conduits?- Palaios , Lawrence, vol. An overview.- Journal of African Earth Scien- 24, p. 41-50. ces , vol. 43, p. 83-143. LEGRAND -BLAIN M. (2002).- Le Strunien et le HAUG E. (1903).- Deux horizons à Céphalopodes Tournaisien au Sahara algérien : Limites, du Dévonien supérieur du Sud-Oranais.- échelles lithostratigraphiques et biostratigra- Comptes rendus de l'Académie des Sciences , phiques régionales.- Mémoires du Service de Paris, vol. 133, p. 85-87. la Carte géologique de l'Algérie , Alger, vol. HE Y., LUO J., LI X., GAO Z. & WEN Z. (2011).- 11, p. 61-85. Evidence of internal-wave and internal-tide LOWE D.R. (1982).- Sediment gravity flows: II deposits in the Middle Ordovician Xujiajuan Depositional models with special reference to Formation of the Xiangshan Group, Ningxia, the deposits of high-density turbidity cur- China.- Geo-Marine Letters , vol. 31, p. 509- rents.- Journal of Sedimentary Research , 523. vol. 52, p. 279-297.

Carnets Geol. 19 (5)

LUBESEDER S., REDFERN J. & BOUTIB L. (2009).- rie), t. VI, p. 131-148. Mixed siliciclastic-carbonate shelf sedimenta- MIALL A.D. (1996).- The geology of ﬂuvial depo- tion - Lower Devonian sequences of the SW sits.- Sedimentary facies, basin analysis, and Anti-Atlas, Morocco.- Sedimentary Geology , petroleum geology , Springer-Verlag, Berlin vol. 215, p. 13-32. Heidelberg, 582 p. LUBESEDER S., RATH J., RÜCKLIN M. & MESSBACHER MICHARD A., SOULAIMANI A., HOEPFFNER C., OUA - R. (2010).- Controls on Devonian hemi-pela- NAIMI H., BAIDDER L., RJIMATI E.C. & SADDIQI O. gic limestone deposition analyzed on cepha- (2010).- The south-western branch of the lopod ridge to slope sections, Eastern Anti- Variscan Belt: Evidence from Morocco.- Atlas, Morocco.- Facies , Erlangen, vol. 56, p. Tectonophysics , vol. 492, p. 1-24. 295-315. MOTTEQUIN B., MALTI F.Z., BENYOUCEF M., CRÔNIER LÜNING S., KOLONIC S., BELHADJ E. M., BELHADJ Z., C., SAMAR L., RANDON C. & BRICE D. (2015).- COTA L., BARIĆ G. & WAGNER T. (2004).- Inte- Famennian rhynchonellides (Brachiopoda) grated depositional model for the Cenoma- from deep-water facies of the Ougarta Basin nian–Turonian organic-rich strata in North (Saoura Valley, Algeria).- Geological Magazi- Africa.- Earth-Science Reviews , vol. 64, p. ne , vol. 152, p. 1009-1024. 51-117. MUNNECKE A. (1997).- Bildung mikritischer Kalke MAHBOUBI A. & GATOVSKY Y. (2015).- Late im Silur auf Gotland.- Courier Forschungs- Devonian conodonts and event stratigraphy institut Senckenberg , vol. 198, p. 1-71. in northwestern Algerian Sahara.- Journal of MUNNECKE A. & SAMTLEBEN C. (1996).- The for- African Earth Sciences , vol. 101, p. 322-332. mation of micritic limestones and the deve- MAHBOUBI A., FEIST R., CORNÉE J.J., OUALI MEHADJI lopment of limestone-marl alternations in A. & GIRARD C. (2015).- Frasnian (Late Devo- the Silurian of Gotland, Sweden.- Facies , nian) conodonts and environment at the Erlangen, vol. 34, p. 159-176. northern margin of the Algerian Sahara NEDJARI A. (1995).- Le dernier grand épandage platform: The Ben-Zireg section.- Geological détritique hercynien du Sahara algérien. Magazine , vol. 152, p. 844-857. Exemple du bassin de Béchar-Abadla.- Bulle- MALTI F.Z. (2012).- Passage Dévonien-Carboni- tin du Service géologique d'Algérie , Alger, fère dans l'Ougarta ; Sahara occidental, vol. 6, p. 195-209. Algérie.- Thèse de Doctorat ès Sciences, NEDJARI A., AÏT -OUALI R.A., CHIKHI F. & AOUIMEUR Université Université d'Oran, 224 p. L.B. (2007).- Le bassin de l'Ougarta au Pa- MAMET B. & BOULVAIN F. (1988).- Remplissage léozoïque : Une mobilité permanente (Livret bactériens de cavités biohermales frasnien- guide du field trip).- Éditions du Service nes.- Bulletin de la Société géologique de Géologie National, Alger, 96 p. Belgique , vol. 97, p. 63-76. ODIN G.S. (1988).- Green marine clays. Oolitic MAMET B. & PRÉAT A. (2003).- Sur l'origine ironstone facies, Verdine facies, Glaucony bactérienne et fongique de la pigmentation facies and Celadonite bearing facies – Com- de l'Ammonitico Rosso (Jurassique, région parative study.- Development in Sedimen- de Vérone, Italie du nord).- Revue de Micro- tology , vol. 45, p. 1-444. paléontologie , Paris, vol. 46, p. 35-46. OUALI MEHADJI A. & BOUTERFA B. (2015).- Les MAMET B., PRÉAT A. & DE RIDDER C. (1997).- Bac- internalites du Siluro-Dévonien de la Saoura- terial origin of the red pigmentation in the Ougarta (Sahara, Algérie).- Bulletin du Ser- Devonian Slivenec Limestone, Czech Repu- vice géologique de l'Algérie , Alger, vol. 26, blic.- Facies , vol. 36, p. 173-187. p. 3-21. MASSA D. (1965).- Observations sur les séries OUALI MEHADJI A., BENDELLA M., ATIF K., BELKACEMI siluro-dévoniennes des confins algéro-maro- K. & ABBACHE A. (2012).- Estimation de cains du Sud.- Notes et Mémoires, Compa- l'épaisseur réelle et des environnements de gnie française des Pétroles , Paris, vol. 8, p. dépôts d'âge Famennien (Dévonien supé- 1-187. rieur) de la région de Marhouma (Saoura, MCCUBHIN D.G. (1982).- Barrier-island and Sahara nord-Ouest, Algérie).- Bulletin du strand-plain facies. In : SCHOLLE P.A. & SPEA - Service géologique national , Alger, vol. 23, RING D. (eds.), Sandstone depositional envi- p. 3-27. ronments.- AAPG Memoir , vol. 31, p. 247- PAREYN C. (1961).- Les massifs carbonifères du 279. Sahara Sud-Oranais.- Stratigraphie et tecto- MENCHIKOFF N. (1930).- Recherches géologiques nique , vol. 1, p. 1-326. et morphologiques dans le nord du Sahara PETTER G. (1959).- Goniatites dévoniennes du occidental.- Revue de Géographie physique Sahara.- Publications du Service de la Carte et de Géologie dynamique , vol. 3, p. 103– géologique d'Algérie (Nouvelle Série, Paléon- 247. tologie), Alger, vol. 2, p. 1-313. MENCHIKOFF N. (1936).- Étude géologique sur les PETTER G. (1960).- Clymenies du Sahara.- Publi- confins algéro-marocains du Sud.- Bulletin cations du Service de la Carte géologique de la Société géologique de France , (5 e Sé- d'Algérie (Nouvelle Série, Paléontologie),

Carnets Geol. 19 (5)

Alger, vol. 6, p. 53-56. STOW D.A. & JOHANSSON M. (2000).- Deep-water POMAR L., MORSILLI M., HALLOCK P. & BÁDENAS B. massive sands: Nature, origin and hydrocar- (2012).- Internal waves, an under-explored bon implications.- Marine and Petroleum source of turbulence events in the sedimen- Geology , vol. 17, p. 145-174. tary record.- Earth-Science Reviews, vol. TRIBOVILLARD N., PETIT A., QUIJADA M., RIBOULLEAU 111, p. 56-81. A., SANS -JOFRE P., THOMAZO C. & BIRGEL D.N POSAMENTIER H.W. & VAIL P.R. (1988).- Eustatics (2016).- Early-diagenesis carbonate precipi- control on clastic deposition II: Sequence tation: From nodules to cone-in-cone struc- and system tracts models. In : WILLGUS C.K., tures.- 14th Swiss Geoscience Meeting, Ge- HASTINGS B.S., KENDALL C.G.St.C., POSAMEN - neva, 2 p. (abstract). TIER H.W., ROSS C.A. & VAN WAGONER J.C. TUCKER M.E. & WRIGHT V.P. (1990).- Carbonate (eds.), Sea level changes – An integrated sedimentology.- Blackwell, Oxford, 482 p. approach.- Society of Economic Paleontolo- WEDEKIND R. (1908).- Die Cephalopodenfauna gists and Mineralogists, Special publication , des höheren Oberdevon am Enkenberg. vol. 42, p. 125-154. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Geologie PRÉAT A., MAMET B., BERNARD A. & GILLAN D. und Paläontologie, vol. 26, p. 565–633. (1999).- Bacterial mediation, red matrices WEEDON G.P. & JENKYNS H.C. (1999).- Cyclostra- diagenesis, Devonian, Montagne Noire (sou- tigraphy and the Early Jurassic timescale: thern France).- Sedimentary Geology , vol. Data from the Belemnite Marls, Dorset, 126, p. 223-242. southern England.- Geological Society of PRÉAT A., EL HASSANI A. & MAMET B. (2008).- Iron America Bulletin , vol. 111, p. 1823-1840. bacteria in Devonian carbonates (Tafilalt, WENDT J. (1988).- Condensed carbonate sedi- Anti-Atlas, Morocco).- Facies , vol. 454, no. mentation in the late Devonian of the 1, p. 107-120. eastern Anti-Atlas (Morocco).- Eclogae Geo- READ J.F. (1982).- Carbonate platforms of passi- logicae Helvetiae , Basel, vol. 81, p. 155-173. ve (extensional) continental margins: Types, WENDT J. & AIGNER T. (1985).- Facies patterns characteristics and evolution.- Tectonophy- and depositional environments of Palaeozoic sics , vol. 81, p. 195-212. cephalopod limestones.- Sedimentary Geolo- READING H.G. & COLLINSON J.D. (1996).- Clastic gy , vol. 44, p. 263-300. coasts, 154-23. In : READING H.G. (ed.), Se- WENDT J. & BELKA Z. (1991).- Age and deposi- dimentary environments: Processus, Facies tional environment of Upper Devonian (early and Stratigraphy.- Blackwell Science , 688 p. Frasnian to early Famennian) black shales RIDING R. & LIANG L. (2005).- Geobiology of mi- and limestones (Kellwasser facies) in the crobial carbonates: Metazoan and seawater eastern Anti-Atlas, Morocco.- Facies , vol. 25, saturation state influences on secular trends p. 51-89. during the Phanerozoic.- Palæogeography, WENDT J., AIGNER T. & NEUGEBAUER J. (1984).- Palæoecology, Palæoclimatology , vol. 219, Cephalopod limestone deposition on a shal- p. 101-115. low pelagic ridge: The Tafilalt Platform RITGER S.D., CARSON B. & SUESS E. (1987).- Me- (upper Devonian, eastern Anti-Atlas, Moroc- thane-derived authigenic carbonates formed co).- Sedimentology , vol. 31, p. 601-625. by subduction-induced pore water expulsion WENDT J., KAUFMANN B., BELKA Z., KLUG C. & LUBE - along the Oregon/Washington margin.- SEDER S. (2006).- Sedimentary evolution of a Bulletin of the Geological Society of America , Palaeozoic basin and ridge system: The vol. 98, p. 147-156. Middle and Upper Devonian of the Ahnet and SHANMUGAM G. (2013).- Comment on "Internal Mouydir (Algerian Sahara).- Geological Ma- waves, an under-explored source of turbu- gazine , vol. 143, p. 269-299. lence events in the sedimentary record" by WESTPHAL H. (2006).- Limestone–marl alterna- L. POMAR , M. MORSILLI , P. HALLOCK , and B. BÁ- tions as environmental archives and the role DENAS [Earth-Science Reviews, 111 (2012), of early diagenesis: A critical review.- Inter- 56–81].- Earth-Science Reviews , vol. 116, p. national Journal of Earth Sciences , vol. 95, 195-205. p. 947-961. SIMPSON E.L. (1987).- Sedimentology and tecto- WESTPHAL H. & MUNNECKE A. (2003).- Limestone– nic implications of the Late Proterozoic to marl alternations - a warm water phenome- Early Cambrian Chilhowee Group in southern non?- Geology , vol. 31, p. 263-266. and central Virginia.- PhD, Virginia Poly- WESTPHAL H., HEAD M.J. & MUNNECKE A. (2000).- technic Institute and State University, Black- Diagenesis of rhythmic limestone-alterna- sburg, Virginia, USA, 298 p. tions from the Pliocene of the Bahamas.- Journal of Sedimentary Research , vol. 70, p. 715-725.