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La succession lithostratigraphique du bloc de Banda dans la région de Kolonodale (Sulawesi central, Indonésie)
VILLENEUVE, Michel, et al.
Abstract
Sulawesi island is the convergence area of the Eurasian, the Pacific and the Australian plates.
Villeneuve et al. demonstrated, from both lithostratigraphic and tectonic studies, that east and southeast Sulawesi was composed of two major continental blocks. - The "Banda block", including also Buru, Seram and Sinta Ridge, collided with the Asian volcanic arc of west Sulawesi during Oligocene times, then was dismembered during the Late Neogene Banda sea opening. - The Banggai-Sula block which was drifted from Irian Jaya and collided with the Banda block during Mid-Late Pliocene times. One of the fragments of the Banda block is in East Sulawesi, corresponding to the ophiolitic zone. There, in the Kolonodale area, it is possible to reconstruct the sedimentary succession under the ophiolite, despite intensive deformations. Over several years the stratigraphic framework of this area was detailed, following general mapping, and it is now possible, by including unpublished data concerning Cainozoic rocks, to reconstruct the Mesozoic-Cainozoic succession. Reconstructing the succession was possible by joint structural, [...]
VILLENEUVE, Michel, et al . La succession lithostratigraphique du bloc de Banda dans la région de Kolonodale (Sulawesi central, Indonésie). Bulletin de la Société Géologique de France , 2001, vol. 172, no. 1, p. 59 - 68
DOI : 10.2113/172.1.59
Available at:
http://archive-ouverte.unige.ch/unige:9820
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Bull. Soc. géol. France. 2001. t. 172. n° l. pp. 59-68
La succession lithostratigraphiqu.e du. bloc de Banda dans la région de Kolonodale (Sulawesi central, Indonésie)
par MICHEL VILLENEUVE 1, JEAN-JACQUES CORNÉE 1, WAHYU GUNAWAN 2, ROS SANA MARTINI
3,
GUY TRONCHETTI 1, MARIE-CHRISTINE JANIN 4, PIERRE SAINT-MARC 5
et LOUISETTE ZANINETTI 3
Mors-clés.- Litbostratigrapbie. Mésozoïque. Cénozoïque. Ennoyage. Bloc de Banda, Sulawesi. Indonésie.
Résumé. - La succession lithostratigraphique cie la partie orientale de Sulawesi revêt un grand intérêt pour la re- constitution des blocs issus du Gondwana et qui, par accrétions successives à la marge asiatique depuis le Crétacé moyen, ont construit 1 'Indonésie orientale. Le secteur de Kolonodale est présenté comme référence pour reconstituer la succession lithostratigraphique ct l'évolution sédimentaire du bloc de Banda (ou bloc de Kolonodale désormais), disloqué par l'ouverture de la mer de Banda au Miocène supérieur. La série de Kolonodale est en effet la plus complète et la mieux datée, malgré une tectonisation importante, avec une plate-forme carbonatée récifale au Trias supérieur, ennoyée au cours du Jurassique inférieur. Les faciès profonds perdurent ensuite apparemment sans dis- continuer jusqu'à 1' Oligocène supérieur, époque à laquelle la région de Kolonodale a été recouverte par une nappe ophiolitique avant de s'accréter à la marge asiatique. Cette évolution paléoenvironnementale et structurale est net- tement distincte de celle des autres blocs composant l'Indonésie orientale.
Lithostratigraphy of the Banda Block in the Kolonodale area (central Sulawesi)
Key 11·ords. - Lithostmtigraphy. Mesozoic, Cainozoic. Drowning. Banda block. Sulawesi. lndonesia.
Abstract. - Sulawesi island is the convergence area of the Eurasian, the Pacifie and the Australian plates (fig. 1 ).
Villeneuve et al. [1998 and 2000] demonstrated, from both lithostratigraphic and tectonic studies, thal east and southeast Sulawesi was composee! of two major continental blocks. - The «Banda black», including also Buru, Seram and Sinta Ridge (fig. 1 ), collided with the Asian vole anie arc of Viest Sulawesi during Oligocene times, then was dismembered during the Late Neogene Banda sea opening [Rehault et al., 1994; Villeneuve et al., 1998; Hon thaas et al., 1998]. - The Bcmggai-Sula black which was drifted from Irian Jaya [Charlton, 1996] and collided with the Banda block during Mid-Late Pliocene times. One of the fragments of the Banda block is in East Sulawesi, corres- ponding to the ophiolitic zone (fig. 2A) [Villeneuve et al., 2000]. There, in the Kolonodale area (fig. 2). it is possible to reconstruct the sedimentary succession under the ophiolite, despite intensive deformations. Over severa! years the stratigraphie framework of this arca was dctailed [Cornée et al., 1994; Cornée et al., 1995; Martini et al., 1997;
Cornée et al., 1999], following general mapping [Sukamto, 1975; Simandjuntak, 1986]. and it is now possible, by including unpublished data concerning Cainozoic rocks, to reconstruct the Mesozoic-Cainozoic succession.
Reconstructing the succession was possible by joint structural, stratigraphie and palaeoenvironmental studies.
An example of structural cross-sections around the Kolonodale gulf is given on figure 4 (location on fig. 3), from which local successions were built. Using such local successions between the Beteleme area and the Kolonodale area (fig. 3), and using numerous biostratigraphic data. we can now propose the general succession as following, from bottom to top.
1. Micritic grey limestones (> 100 m) with filaments and radiolaria, from an outer carbonate platform envi- ronment. They are late Norian-Rhaetian from the conoclont ,Hisikel/a pasthersteini [Cornée et al., 1994]. Underlying rocks are presently unknown.
2. Massive white bioclastic Iimestones ( 100 m) with benthic foraminifera, megalodontids, coral colonies, sponges, brachiopods and echinoids, including some oolites. Foraminifera indicate a lagoonal environment westward (Aulotortidae, Pilammininae) and reefal environment eastward (Galeanellidae, Ophtalmidiidae). They are late No- rian-Rhaetian [Trias ina hwllkeni biozone, Martini et al., 1997].
3. Oolites and interbedded argillaceous limestones (20 to 50 m thick). They include sandy limestones, oolitic limestoncs, cryptalgal limestones, micritic limestones with fenestrae and maris, from a subtidal to intertidal envi·- ronment. Palynomorph associations from maris indicate Rhaetian to early Jurassic ages [Martini et al., 1997].
4. Thin-Jaminated grey bioclastic limestones (20 to 40 m), with sponges remnants, radiolarians and benthic foraminifera, from outer an carbonate platform environment. lnvolutina /iassica indicates an early to Middle Liassic age.
5. Grey massive bioclastic limestones (20 to 30 m) with echinoid and sponges remnants, from outer platform environment.
1 UPRESA 6019 du CNRS. Dynamique des récifs et plates-formes carbonatées. Université de Provence. case 67, 3, place Victor-Hugo, 13331 Marseille cedex 03. France. E-mail: mville@newsup.univ-mrs.fr. tél.: 04 91 JO 67 92 ou 04 91 10 63 27. fax 04 91 JO 63 26.
2 GRDC. Jalan Diponcgro 57. 40122. Bandung. Indoncsia.
3 Université de Genève~ Dé pt. Géologie-Paléo;Jtologie. 13. rue des Maraîchers. 121 1 Genève 4. Suisse . .\ CNRS. Centre IBT_ 1 1. rue Marie-Curie. 10 000 Troves. France.
5 Institut de Géodynamique. 1. él\-. A. Einstein. Sophia· Antipolis 2. 06500 Valbonne. France
~1anuscrit déposé le 22 mars 2000: accepté après révision le 22 aoüt 2000.
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60 M. VILLENEUVE et ul.
6. Hemipclagic to pelagie interbedded grey bioclastic limestones and black argillaeeous limestones (some 150 m), mainly with belemnites, rare ammonites, pelagie molluscs and radiolarians. Calcareous nannofossils indicate an carly to JVIiddle Toarcian age, and the ammonite Hammaloceras gr. lipperi-moluccanum indicates late Toarcian [Cornée el al., 1999].
7. Green maris and interbedded bioclastic limestones (30 to 50 m), with pelagie bivalves, interpretee! as pelagie deposits.
8. Limestones and radiolarites interbeds (some 100 m), with calcareous nannofossils which indicated a Mid- dle Jurassic age [Bajocian ?-Bathonian, Cornée el al., 1999], from a bathyal environment.
9. Limestones and red shales with cherts (> 100 m), with planktonic foraminifera of Al bian age [Cornée et al., 1995], from a bathyal environment.
10. Red pelagie calcilutites, with pelagie molluscs, radiolarians and planctonic foraminifera indicating a late Cretaceous age, main! y Campanian and Maastrichtian [Cornée et al., 1 995].
11. Pelagie red ealcilutites and grey bioclastie limestone interbeds (> 100 m), most! y in isolated blacks in tl1e tectonic melange under the ophiolite. Poorly preserved sections of foraminifera suggest ages of Paleocene (Aca- rinina sp., det. Mrs Glaçon), or late Paleocene to carly Eocene and Mid ( ?) Oligocene for globular shapes (det. Mr Wernli). Very scarce and poorly preserved calcareous nannofossils could indicate late Paleocene to carly Eocene (probable occurrence Toweius sp. and Tmveius pertusus) and late Oligocenc to earliest Miocene from the probable association of Reticulofeneslra abisecta, R. floridana, Sphenolilhus moriformis and Discoaster dejlandrei.
The Kolonodale succession un der the ophiolite is approxima tel y 900 to 1 OOOm thick, with ages ranging from late Triassic to late Oligocene-Aquitanian. The Kolonodale succession is a deepening upward passive margin type succession. Absence of certain ages are the result of poor outcrop conditions and tectonic deformation, not su·ati- graphic gaps.
Late Norian to Rhaetian times were characterized deposition of a regressive sequence, with first outer platform deposits, then open reefal carbonate deposits and finally lagoonal deposits with siliciclastic input. During carly to middle Liassie times the Triassic platform was drowned and outer platform sediments were deposited, perhaps in- dicating extensional tectonics at that time. From Tom·cian until the late Oligocene/early Miocene, pelagie basinal deposits were then deposited. Paleogeographie reconstructions are presently difficult, but facies and thicknesses dis- tribution suggest inner zones to the West (Beteleme) and outer zones to the East (Kolonodale) for the late Triassic- Toarcian time-span.
For Villeneuve et al. [ 1998], the Banda block inclucles east and south east Sulawesi, Buton, Buru, Seram and Sinta Ridge (synthetic successions on fig. 6). To a void confusion with other arc as of the Banda arc, the «Banda black» should be now called the « Kolonodale black», refering to the Kolonodale succession in central Sulawesi.
In East Sulawesi, Tokai a region, works of Kundig [ 1956] and Simandjuntak [ 1986] indicate only poorly dated la te Triassic and Cretaceous rocks. In Buton [Smith, 1983 ; Sikumbang and Sanyoto, 1984; Smith and Silver, 1991], the late Triassic to carly Oligocene succession is not as weil dated as in the Kolonodale area, and a late Triassic/early Juras sic drowning is suspected. In Buru [Tjokosapoetro and Buditrishna, 1982; Fortuin et al., 1988; Linthout et al., 1996], the late Triassic carbonate platform suffered a drowning in the carly or JVIiddle Jurassic times. More studies have be en devoted to Scram [Valk, 1945; Van der Sluis, 1950; Haile, 1978; Audley Charles et al., 1979; Tjoko- sapoetro et Budhitrisna, 1982; De Sm et et al., 1989; Gafoer et al., 1994; Linthout et al., 1996]. As in Buru, the drowning of the late Triassic carbonate platform is carly or Middle Jurassic. In the Sinta Ridge [Villeneuve el al., 1994] a deep dredge showed samples of a late Triassic carbonate platform and pelagie Cretaceous or Oligocene rocks. Witbin the different parts of the Kolonodale (Banda) black there is widespread evidence of Jurassic drowning of Iate Triassic deposits and the presence of basinal cleposits from Jurassic times until Paleogene times. Each of the Kolonodale (Banda) block fragment also suffered more or Jess pronounced Oligocene-early Miocene deformations:
these are related to obcluctional-collisional processes in Sulawesi and Buton, and they are marked by abrupt facies changes and unconformities in Buru and Seram (fig. 6). Such stratigraphical and tectonical features are not recordcd in the other Indonesian blocks. In this general framework the Kolonodale succession is now the best dated, and the age of the c!rowning of the late Triassic platform is restricted to carly-Mid Liassic times. The Kolonodale succession is consequently proposed to be a reference succession for the Kolonodale (Banda) block. Nevertheless, reconstructing this block palaeogeography is presently very difficult because of: (a)- superimposed Miocene to Present-day tectonic events, as the late Miocene North Banda basin opening, the Pliocene South Banda basin opening, the late Pliocene or younger collision between the Banggai-Sula black and the Banda block in East Sulawesi [Villeneuve et al., 1 999];
(b) - differentiai rotations of parts of the fragments [e.g. local 74° anticlockwise rotation of Seram since Miocene, Haile. 1 978]; (c) - except in the Kolonodale arca, a Jack of more detailed stratigraphie informations in the otber fragments for bctter correlations.
INTRODUCTION ET CONTEXTE GÉOLOGIQUE cessivement accrétés à la marge asiatique (partie ouest de Sulawesi) au cours du Cénozoïque (fig. 1 et 2A). Le bloc de Banda, qui comprend, outre la partie centrale et orientale de Sulawesi l'ensemble Buru-Seram-ride de Sinta, est entré en collision avec l'arc volcanique occidental de Sulawesi à l'Oligocène. Le bloc de Banggai-Sula, qui est entré en contact avec le bloc de Banda au Pliocène moyen (ou un peu plus tard), est identifié dans le bras Est de Sulawesi.
Ce bloc de Banda défini ci-dessus a éclaté lors de l'exten- sion générale de l'Indonésie orientale au cours du Miocène [Réh~ult et al., 1994; Honthaas et al., 1998], mais un frag- L'île de Sulawesi, en forme de K, se trouve au centre de
l'archipel indonésien (fig. 1). Elle est située au point de rencontre de trois grandes plaques: les plaques eurasiati- que, australienne et pacifique. Villeneuve et al. [1998, 2000] ont montré que la partie orientale de Sulawesi était constituée de deux blocs continentaux majeurs indépen- dants, chacun ayant une succession lithostratigraphique ct une histoire tectonique propres ct différentes de celle des autres régions de l'Est indonésien. Ces blocs se sont suc- Bull. Soc. géoi. F1:, 2001. n° 1
LITHOSTRATIGRAPHIE DU BLOC DE BANDA (INDONÉSIE) 61
Mer des Célèbes
FIG. 1. - Schéma de l'Indonésie orientale montrant le bloc de Banda le bloc de Banggai-Sula [d'après Villeneuve et al .. 1998]. 1 -Marge asia- tique-; 2 - Bloc de Banda; 3 - Bloc de Banggai-Sula.
FIG. 1. - Sketch of eastern !ndonesia shm1·ing the Banda block ond the Banggai-Sula black [after \lilleneu\'C et al., 1998]. 1 - Asimic margin;
2 - Banda blockplain: 3 - Banggni-Sulo block.
ment est resté accolé à la chaîne oligocène de Sulawesi cen- tral et se trouve encore clans la région de la baie de Kolo- nodale [Villeneuve et al., 1998] (tig. 1).
L'île est ainsi constituée de quatre ensembles majeurs (fig. 2A) :
- 1' arc volcanique occidental, témoin de la marge active asiatique au cours de l'Eocène supérieur/Oligocène infé- rieur;
- la zone centrale métamorphique, témoin de la sub- duction elu bloc de Banda sous la marge active asiatique;
- la zone ophiolitique, constituée par les formations sé- dimentaires de la marge passive elu bloc de Banda, cache- tées par une nappe ophiolitique issue de l'obcluction, à 1' Oligocène inférieur, cl' un bassin marginal asiatique sur cette marge passive;
- le bloc de Banggai-Sula, avec des formations sédi- mentaires de type marge passive appartenant initialement à la zone d'Irian Jaya [Charlton, 1996].
Les formations sédimentaires elu bloc de Banda, antérieu- res à 1' obcluction oligocène, demeuraient peu connues, les données étant fragmentaires ou parfois mal contraintes sur le plan biostratigraphique. La région de Kolonoclale (fig.
2B) a permis d'établir, malgré de nombreux écaillages et un réseau dense de failles verticales, une succession lithos- tratigraphique argumentée la plus complète elu bloc de Ban- ela, dont l'âge est compris entre Je Trias supérieur et J'Oli- gocène supérieur-Miocène inférieur. Dans ce secteur, à la jonction des bras est et SE de Sulawesi, Sukamto [1975]
et Simancljuntak et al. [ 1991] ont cartographié des roches d'âge jurassique et crétacé clans les formations sédimentai- res à métasédimentaires. Cornée et al. [ 1994] puis Martini et al. [ 1997] y ont mis en évidence J'existence cl' une plate- forme carbonatée cl' âge trias supérieur. Les microfaunes du Crétacé ont ensuite été décri tes par Cornée et a!. [ 1995].
Enfin, Cornée et al. [ 19991 ont démontré l'existence de ter- rains elu Jurassique, jusque là déduite de ressemblances de faciès avec des affleurements de 1' extrémité du bras est. La synthèse de ces résultats, avec de nouvelles datations met- tant en évidence les terrains cénozoïques sous l'ophiolite, sont présentées ici.
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FIG. 2. - A - Schéma tectonique de l'île de Sulawesi et localisation de la zone d'étude. ·-- B - Schéma géologique du secteur de Kolonoclale (Su- lawesi Est).
FIG. 2. - A - Simplijied tectonic map of the Sulmresi island and locCIIion of the studied czrea. - B -Geological sketch map of the Kolonodale area (East Sula\Fesi).
GÉOLOGIE ET SUCCESSION
LITHOSTRATIGRAPHIQUE DU SECTEUR DE KOLONODALE
Eléments structuraux
Le secteur de Kolonodale se situe sur la bordure occidentale du golfe de Tomori (ou encore golfe de Lasolo). Le schéma géologique de la figure 2B montre :
- les formations molassiques post-tectoniques, qui oc- cupent les fonds de vallées;
- les restes de la nappe ophiolitique (unité UA), qui constituent quelques massifs isolés. Ces massifs ont été charriés sur les formations sédimentaires;
les formations sédimentaires plissées (unités UB et UC);
l'unité métamorphique (unité UD), qui est un équi- valent latéral des unités UB et UC, transformées par en- fouissement lors d'une subduction [Parkinson, 1991].
La figure 3 montre la localisation des coupes géologiques ayant servi à l'établissement de la succession stratigraphi- que elu secteur. La direction structurale dominante est N-S, avec des charnières hectométriques de plis très pincées et des pendages principalement vers 1 ·ouest.
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62 lvi. VILLENEUVE er al.
Exemples de coupes géologiques et structures
Les coupes géologiques KI-l, KL-2, Kl-5 et Kl-6 (fig. 4, a à d), en bordure du golfe de Tomori, montrent la struc- turation des formations sédimentaires, et leurs relations avec la nappe ophiolitique qui les surmonte tectoniquement.
Les ophiolites sont nettement discordantes et peuvent repo- ser sur n'importe quel terme de la succession sédimentaire.
Le contact entre les ophiolites et leur substratum sédimen- taire peut se faire soit par l'intermédiaire d'un mélange tec- tonique, soit directement, comme c'est le cas sur la coupe KL-6 où les péridotites reposent sur les calcaires marneux elu Jurassique. Les calcaires massifs elu Trias supérieur sont peu plissés (alors qu'en lame mince on y observe une forte déformation intime de la roche), tandis que les calcaires marneux ct les calcilutites elu Jurassique-Crétacé présentent de nombreux plis métriques. On observe aussi de fréquentes dysharmonies de plissement, particulièrement entre calcai- res marneux incompétents et radiolarites jurassiques. Les coupes montrent également des chevauchements clans le sens W- E ainsi que de nombreuses failles normales. A partir de ces coupes, il est possible de proposer des successions locales qui permettent aujourd'hui, avec les datations mi- cropaléontologiques et paléontologiques effectuées sur une période de elix années, de proposer une succession lithos- tratigraphique synthétique pour la région de Kolonoclale, dé- taillée ci-dessous.
Succession lithostratigraphique reconstituée à Kolonodale
De la base vers le sommet on trouve, en se basant sur les coupes KI (figs. 3 et 4) :
- des calcaires bioclastiques blancs massifs et des cal- caires bioclastiques gris constituant des falaises, de 50 à 80 m de haut, clans les quartiers nord de Kolonoclale (S356).
Dans la coupe Kl-3 de la falaise de Bunta (fig. 3), ces cal- caires contiennent des colonies coralliennes, des spongiai- res, des mégaloclontes et des foraminifères benthiques du Trias supérieur (Norien supérieur-Rhétien) [Cornée et al., 1994; Martini et al., 1997].
- des calcaires oolithiques fortement silicifiés que l'on retrouve en affleurements isolés (SOm x lOm); d'après les coupes du secteur de Beteleme (fig. 3), ce faciès surmonte les calcaires précédents;
- des calcaires marneux gris, pélagiques, à passées ar- gileuses noires riches en matière organique, en bancs de 20 à 40 cm (ex: SE de Lambolo, S353), et des marnes grises à radiolaires et filaments, d'une épaisseur minimale de
!SOm. Ces roches affleurent dans la coupe Kl-3, près elu col de Kolonoclale. On y trouve des rostres de bélemnites, des débris de bivalves et des pistes de vers sur les surfaces des bancs. D'après Cornée et al. [1999], les nannofossiles calcaires indiqueraient un âge toarcien inférieur à moyen (ex : secteur au Sud immédiat de Kolonodale, coupes 5643, S620). C'est vers le sommet de ces calcaires marneux (S347, SE Lambolo) qu'a été trouvée l'ammonite Hamma- toceras g1~ tipperi-mohtccanu111 indiquant le Toarcien supé- rieur [Cornée et al., 1999].
- des argilites verdâtres (20 m), azo"iques, débutant par un niveau conglomératique (S645) clans la coupe Kl-2 de Gililanang (fig. 4);
- des calcaires gris à radiolaires mal consenés ct des argilites vertes d'une épaisseur totale de 50 à 100 m (S645b de la coupe Kl-2);
- des calcaires bruns silicifiés en bancs de 20 à 30 cm, puis des alternances de calcaires (bancs de 20 à 40 cm) et de radiolarites noires, blanches ou violacées (bancs de 5 à JO cm), qui n'ont pas liné de fossiles déterminables (S342, coupe KI-l);
Bull. Soc. géol. Fi:, 2001. n° 1
_200'
2 10'
S340 S341
Golfe de Laso1o
Pulàu Tokodimba
·'
~:::v-§ill
S629 ;?1(1·1
8628 --- S339
S627 S338
8337 8625
S360
2'10'
FIG. 3. - Observations géologiques ct structurales clans le secteur de Ko- lonodale ct localisation des coupes.
FIG. 3. - Geological and s/ruc/ural obscr\'{/fions in !he Kalonod111e area, ll"ilh locmion of !he cross-sec/ions.
- des calcaires marneux gris en petits bancs, suivis de calcilutites et argilites à !"entrée sud de Kolonodale (S646, coupe Kl-6), et des calcilutites et argilites orangées ou rose saumon cl' aspect bréchique de la coupe KL-1 (S345, S614).
Ces dernières ont été datées. d'après les foraminifères planctoniques. elu Crétacé supérieur, ponctuellement elu Campanien supérieur [Cornée et al., 1995];
- des calcaires micritiques à foraminifères planctoni- ques et nannofossiles calcaires très mal conservés, le plus souvent disloqués en blocs immédiatement sous le contact basal de 1' ophiolite. Les foraminifères en lames minces pré-.
sentent des formes rondes évoquant un âge paléogène (obsv.
Mme. Glaçon et M. Wernli). Les nannofossiles calcaires, rares et très abîmés, ne peuvent pas être déterminés de façon certaine. Toutefois, la présence probable de Reticulofenestra, o/Jisecta, R. floridana, Sphenolithus moriformis et Discoas- ter deflandrei évoque 1 'Oligocène supérieur ou le début du Miocène inférieur clans la coupe KI-l (S344, S6!3, SW 44).
LA SUCCESSION LITHOSTRATIGRAPHIQUE SYNTHÉTIQUE
Les données sédimentologiques et biostratigraphiques four- nies par les coupes géologiques affleurant clans le secteur de Kolonoclale ont été complétées par des observations et des datations effectuées clans la région voisine de Betelcme (coupes Btl, fig. 3). En effet certains niveaux, notamment les niveaux oolithiques du Rhétien ou de la base du Juras- sique, y sont bien repérés. La série se complète aussi : vers le bas avec des calcaires micritiques gris du Norien supé-
LITHOSTRATIGRAPHIE DU BLOC DE BANDA (INDONÉSIE) 63
Section Kl-1 (Lambalo- Lapahulu)
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Road to Kolonodale Tomori Bay Section Kl-2 (Gililanang)
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Section Kl-5 (Gililanang- Tokodimba)
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Légende
~ophiolite calciiUtiles, shales
Section Kl-6 (Kolonodale - Lapahulu)
~ radiolantes
~ calcaires argileux
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FIC. 4. - Exemples Je coupes géologiques Jans le golfe de Lasolo.
FIG. 4. - Examples of rross-secrions around rhe Laso/o gui(
rieur-Rhétien supérieur [S667a, Cornée et al., 1994], dans sa partie médiane avec des calcaires gris massifs du Batho- nien et des calcaires feuilletés du Sinémurien-Carixien [Cor- née et al., 1999], et dans sa partie supérieure avec des calcilutites rouges du Crétacé supérieur [Cornée et al., 1995], et des calcilutites oranges et calcaires gris du Pa- léogène (S635C, S650, S663, ce travail : cf. ci-dessous).
Ces terrains n'ont pas été identifiés dans le secteur voisin de Kolonodale, mais on ne peut conclure à une réelle ab- sence : en effet, les affleurements sont rares et les défor- mations importantes, si bien qu'ils peuvent simplement ne pas avoir été échantillonnés.
Il est ainsi possible de présenter, pour la première fois, une succession lithostratigraphique synthétique de l'Unité UB, représentative de la succession infra-ophiolite dans Su- lawesi central. Malgé la tectonisation des séries, cette suc- cession est aujourd'hui la plus détaillée et la mieux datée du bloc de Banda, avec de la base vers le sommet (fig. 5) : 1) calcaires micritiques gris foncé, finement rubanés ct par- fois silicifiés, en bancs décimétriques à métriques. Les mi-
crofaciès dominants sont des mudstones et wackestones à filaments, radiolaires calcifiés et fragments d'échinodermes.
Vers le sommet de l'unité, les allochèmes deviennent plus abondants, et ils sont représentés par des serpules, des bra- chiopodes, et des restes d'éponges ainsi que des coraux so- litaires. L'épaisseur totale cie cette unité est d'au moins 50 m, probablement 100 m.
Ces calcaires sont interprétés comme des dépôts cie plate- forme externe ou cie transition au bassin. La présence elu conodonte Misikel!a posthernsteini KOZUR et MOCK clans la partie supérieure de la succession (S667a) permet de con- clure que ces calcaires micritiques gris se sont déposé clans un intervalle de temps compris entre le Norien supérieur (Sevatien supérieur) et le Rhétien supérieur [Cornée et al., 1994];
2) calcaires blancs massif~. Ces calcaires surmontent les précédents dans la secteur de Beteleme. D'une façon géné- rale, on peut distinguer (a) des <<calcaires récifaux» mas- sifs, bioclastiques, surmontés par (b) des «calcaires lagunaires>> bien stratifiés et laminés. alternant avec des Bull. Soc. géo!. Fr. 2001. n° 1
64
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Conodonteif 1 -Calcaire du Norien, 2- Calcaire
8374 (Aibien lerminal)
3 - Calcaire à oolithes, 4 - Calcaires uou•uoa'"""'"~·
5 - Calcaires marneux, 6 - 1
- Radiolarites domi
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M. VILLENEUVE er ol.
marnes [Martini et al., 1997]. De bas en haut, les principau;
faciès sont :
- calcaires récifaux massifs, blancs à roses : packston<
à grainstone bioclastiques, avec des restes d'éponges, de cri noïdes et de brachiopodes. De petites constructions coral liennes isolées sont occasionnellement présentes au sein dt ces calcaires, par ailleurs souvent recristallisés et/ou dolo mi tisés;
- calcaires micritiques bioturbés bien stratifiés : muds tone, et wackestone-packstone à foraminifères (S647); de:
grands mégalodontes, des bivalves ainsi que des dents dl poissons sont également présents;
- calcaires gréseux finement stratifiés : mudstone ho mogène, avec des grains de quartz détritique préférentiel lement au sommet des lits calcaires.
L'épaisseur totale des calcaires blancs est d'enviror 100 m. Ils sont interprétés comme s'étant déposés sur unE plate-forme carbonatée récifale, peu profonde; les faciè~
plus internes de type lagunaire et siliciclastiques se situen1 actuellement à l'ouest, alors que les faciès les plus externes de type récifal, sont à l'est. Deux associations de forami·
nifères ont été reconnues dans les calcaires blancs : une de type «lagunaire» à Aulotortidae et Pilammininae, contenanl notamment Triasina hantkeni, et une de type récifal domi·
née par les foraminifères porcelanés Galeanellidae et Oph·
thalmidiidae. Ces deux associations indiquent un âge norien supérieur à rhétien (biozone à Triasina hantkeni) [Cornée et al. 1994; Martini et al., 1997];
3) alternances de calcaires oolithiques et de marnes en bancs centimétriques à décimétriques. Les principaux litho- types, dans 1' ordre stratigraphique, sont :
- calcaires gréseux bruns : mudstone à wackestone oo- lithique avec une intense dolomitisation secondaire (S669c).
Cette lithologie apparaît dans la partie sommitale de la suc- cession triasique;
- calcaires oolithiques: wackestone à petites oolithes, communément dolomitisé. Ce lithotype est associé aux cal- caires gréseux bruns sous-jacents (SW43, SW37, S673);
- calcaires blancs à fines laminations cryptoalgaires : mudstone à wackestone (S652);
- marnes jaunes;
- calcaires oolithiques: grainstone à grandes oolithes, avec des passées lumachelliqucs;
- calcaires blancs micritiques à fenestrac : mudstone à wackestone avec de fines laminations cryptoalgaires.
L'épaisseur totale est de 20 à 50 m. Les faciès de cette unité sont typiques d'un milieu de dépôt subtidal peu pro- fond à intertidal. Les marnes jaunes ont livré une riche as- sociation de palynomorphes attribuable à l'intervalle Trias supérieur (Rhétien) - Jurassique inférieur [Martini et al.,
1997];
4) calcaires gris bioclastiques très fins et d'aspect feuilleté.
Le microfaciès est celui de wackestone-packstone à spicules d'éponges, radiolaires, foraminifères benthiques et à débris d'échinodermes; de rares foraminifères planctoniques (pro- toglobigérines) sont aussi présents. L'épaisseur totale est de 20 à 40 m. L'environnement de dépôt correspond à une plate-forme carbonatée externe, en accord avec le contenu microfaunistique. La présence d' Involutina liassica indique un âge lias inférieur à moyen (Sinémurien à Carixien) [Cor- née et al., 1999];
FIG. 5. - Colonne stratigraphique synthétique des formations de Kolono- dale (Sulawesi oriental).
FIG. 5. - Svnthetic lithostrmigrophic succession in the Kolonodole areo ( eostem Sulml'esi ).
LITHOSTRATIGRAPHIE DU BLOC DE BANDA (INDONÉSIE) 65 5) calcaires gris de type packstone (S622b), riches en débris
d'échinodermes et de spongiaires, de type plate- forme ex- terne. Ces calcaires (S622a, S336, S633, SW43), intensé- ment silicifiés, ont une épaisseur de 20 à 30 m. Aucun fossile biostratigraphiquement significatif n'a pu y être trouvé;
6) alternances de calcaires gris et de calcaires argileux noirs, hémipélagiques à pélagiques, secondairement silici- fiés; les calcaires contiennent des fragments de bélemnites et de rares empreintes d'ammonites. La texture dominante est un wackestone à filaments, radiolaires calcitisés et pos- sibles calcisphères, ainsi qu'à débris cl' échinodermes et de bivalves. L'épaisseur probable de cette unité rythmée est de 150 m au moins. Ces faciès sont datés, dans la région de Kolonodale, par des nannofossiles calcaires du Toarcien inférieur/moyen et par une ammonite du Toarcien supérieur [Cornée et al., 1999];
7) marnes vertes avec des passées de calcaires marneux à filaments (S334). Cet intervalle marneux débute par un niveau conglomératique d'environ lm. L'épaisseur est com- prise entre 30 et 50 m. Aucun fossile déterminable n'a été trouvé dans cette unité;
8) alternances de calcaires et de radiolarites de couleur noire, grise ou rouge. Les niveaux radiolaritiques siliceux sont souvent recristallisés. L'épaisseur de ces alternances est probablement supérieure à 100 m. Les échantillons SW7 et SW16 ont livré une association de nannofossiles calcaires attribuée au Jurassique moyen, Bajocien '~-Bathonien [Cor- née et al., 1999];
9) alternances de calcaires et d'argiles de couleur rouge orangé, avec des nodules de silex, riches en foraminifères planctoniques (S374). L'épaisseur de cette série n'a pas pu être mesurée, mais elle est supérieure à 100 m. Les fora- minifères, essentiellement présents dans les niveaux calcai- res (S362b), indiquent un âge probablement albien [Cornée et al. 1 995];
JO) calcilutites rouges finement litées, incluant parfois des cherts rouges (SW34b, SW57, S615A). Les textures de ces calcaires pélagiques sont de type mudstone et wackestone à filaments, radiolaires et foraminifères planctoniques.
L'épaisseur totale dépasse probablement les 100 m. Les fo- raminifères planctoniques (S670A, S670b, S672A, S615, SW57) indiquent le Crétacé supérieur, avec le Campanien et le Maastrichtien clairement individualisés [Cornée et al., 1995];
11) alternances de calcilutites rouges orangé et de calcai- res gris. Les calcaires sont finement lités et contiennent des rognons de silex, ou alors sont blancs d'aspect porcelané.
L'épaisseur est probablement supérieure à 100 m. Les deux lithologies renferment des foraminifères planctoniques très mal préservés ( dét. G. Glaçon et R. Wernli) et de très rares nannofossiles calcaires (dét. M.-C. Janin), le plus souvent dans des blocs isolés et très déformés à proximité du contact basal de J'ophiolite. Ces fossiles indiquent le Paléogène:
- Paléocène supérieur ou Eocène inférieur à moyen pour les échantillons S635B (présence d'Acarinina sp.), S663D et S633a (sections globuleuses de foraminifères planctoniques), S635C (spécimen douteux de Toweius sp.) et S663a (specimen probable Toweius pertusus);
- Oligocène (moyen '7) pour S650a (foraminifères planctoniques identifiés en section : petites Globigerina spp. et Tenuirel/o spp.);
- Oligocène supérieur à base du Miocène inférieur pour 613A (nannofossilcs calcaires dont Reticulofenestra abisec- to).
L'ensemble de la succession sédimentaire de Sulawesi central, dans l'Unité UB, aurait une puissance de l'ordre de 900 à 1000 m. Les derniers niveaux sont recouverts soit tectoniquement par l'ophiolite, soit en discordance strati- graphique par les dépôts molassiques post-oligocènes.
MILIEUX DE DÉPÔT ET ÉVOLUTION SÉDIMENTAIRE
Milieux de dépôt
La succession de la région de Kolonodale s'apparente à une succession de type marge passive. Sa caractéristique prin- cipale est d'évoluer positivement, dans Je sens d'un appro- fondissement régulier des milieux de dépôt. Toutefois, en raison de la médiocre qualité des affleurements, de nom- breux étages n'ont pas été identifiés, ce qui empêche d' af- firmer de façon définitive la continuité du phénomène cl' approfondissement. On peut toutefois retenir 1' évolution suivante:
- la période Norien supérieur-Rhétien montre une ten- dance régressive, avec cl' abord des dépôts de p 1 a te- forme externe-bassin, puis des dépôts de plate-forme carbonatée récifale, et enfin, dans les zones les plus protégées de la plate-forme interne, des dépôts de type lagunaire (subtidal peu profond à intertidal) avec des arrivées de matériel si- liciclastique au passage Rhétien-Jurassique inférieur;
- au Lias inférieur à moyen, la plate-forme carbonatée triasique subit un ennoyage important, comme en témoi- gnent les faciès de plate-forme externe (ens. 4, 5), suggérant l'existence d'un phénomène distensif à cette époque;
- l'approfondissement amorcé au Lias semble perdu- rer jusque vers le passage Oligocène à Miocène, avec la mise en place de dépôts pélagiques.
Paléogéographie
La dilacération des senes sédimentaires rend difficile les reconstitutions paléogéographiques. On peut toutefois noter qu'au Rhétien-J massique inférieur les faciès «lagunaires»
n'ont été observés qu'à J'ouest de Beteleme, alors que les calcaires blancs «récifaux» sont bien développés à l'est, entre Beteleme et Kolonoclale. On rappellera en outre que les données micropaléontologiques (foraminifères benthi- ques) et palynologiques indiquent, au Trias supérieur, des affinités entre la zone étudiée à Sulawesi et le continent australien [Martini et al., 1997], comme suggéré précédem- ment par Audley-Charles [1978]. Par ailleurs, les faciès pé- lagiques elu Toarcien, bien exprimés à l'est dans le secteur de Kolonodale, n'ont été que rarement identifiés dans Je secteur de Beteleme, où ils apparaissent dans des affleure- ments isolés de faible épaisseur; dans la mesure où les ter- rains du Trias supérieur/Jurassique inférieur et elu Crétacé y sont bien représentés, il est envisagé que la succession toarcienne ait là une épaisseur réduite. Ces constatations suggèrent, pour la période Trias supérieur (7)- Toarcien, une polarité apparente avec des zones plus internes à 1' ouest ou au S-W (Beteleme), et des zones plus externes, avec des dépôts plus épais, vers l'est ou le N-E (Kolonodale). Au Crétacé supérieur et au Paléogène ces différences semblent s'être estompées. avec des dépôts marins profonds qui té- moignent de !"ennoyage de tout le secteur.
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66 i\1. VILLENEUVE ct al.
AGE EST SULAWESI
(TOKALA) BUTON BURU
(Tjokosapoetro et Budhitrisna, 1982)
SERAM (cf. texte)
(Smith et Silver, 1991)
Lower Niel beds
~5j11
Es
lli]7
[:::::::::::16
04 03
[;92
~1
FIG. 6. - Comparaisons lithostratigraphiques entre les différents fragments dispersés du bloc de Banda.
FIG. 6. - Comparisons bctll·een rhc lirhostmtigrophic successions from rhc Banda black scarrered fragments.
CORRÉLATIONS RÉGIONALES
Villeneuve et al. [1998] ont mis en évidence, en Indonésie orientale, 8 blocs ayant des caractères stratigraphiques et tectoniques nettement différenciés, dont le «bloc de Banda»
qui comprend la partie orientale de Sulawesi (les bras est et S-E ainsi que l'île de Buton), les îles de Buru et Seram situées clans la partie nord de l'arc de Banda, et la ride submergée de Sinta au SW de Buru. Ce bloc de Banda est caractérisé, d'un point de vue évolution sédimentaire, par une succession relativement continue du Trias supérieur au moins à la fin elu Paléogène, avec partout la marque plus ou moins prononcée d'un ennoyage des dépôts au Jurassique inférieur; il porte également la trace plus ou moins marquée selon les régions d'un événement tectonique oligocène, cor- respondant à la collision avec la marge asiatique. Malgré les déformations tectoniques, la succession de Kolonoclale proposée ci-dessus apparaît désormais comme la plus clé- taillée et la mieux datée, et est proposée comme succession de référence pour le bloc de Banda, qu'il convient de re- baptiser «bloc de Kolonodale -'> pour éviter toute confusion avec les toponymies précédemment employées. La figure 6 montre en effet les successions lithostratigraphiques synthé- tiques de chacun de ces secteurs par comparaison avec celui de Kolonodale.
Le secteur des Tokala, dans la partie orientale du bras est de Sulawesi, se caractérise par des dépôt argilo-gréseux elu Trias, clastiques du Jurassique et pélagiques carbonatés du Crétacé: seul le Trias et le Crétacé ont été très ponctuel-
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lement datés [Kundig, 1956]. L'existence du Jurassique a été proposée par comparaison de faciès avec les séries du bloc de Banggai-Sula clans l'extrémité orientale du bras est [Simancljuntak, 1986]. L'absence de Tertiaire inférieur ne signifie pas nécessairement une lacune stratigraphique, mais probablement une difficulté pour le mettre en évidence clans ce secteur très tectonisé, encore très mal connu et difficile d'accès; cette situation prévalait d'ailleurs il y peu encore clans le secteur de Kolonoclale où nous n'avons que récem- ment daté le Cénozoïque.
Dans l'île de Buton, on dispose d'une colonne lithostrati- graphique synthétique relativement complète, mais clans le détail nettement moins précise et argumentée qu'à Kolono- dale. La carte géologique de Sikumbang et Sanyoto [ 1984]
et la thèse de Smith [ 1983] ont été synthétisées par Smith et Silver [1991]. La succession lithostratigraphique montre cl' abord des calcaires intercalés clans des grès et des argilites hémi-pélagiques à influences volcanoclastiques du Trias su- périeur (Winto Becls, Norien, datés par quelques mollusques pélagiques). Au-dessus se trouvent des calcaires pélagiques gris et des calcaires argileux, du Jurassique inférieur à moyen (Ogena Becls, datés par de rares ammonoïdés), puis des calcaires pélagiques rouges, associés à des calcaires si- liceux rapportés au Jurassique supérieur (Rumu Beds, datés par quelques bivalYes et belemnites). La succession anté- ophiolitique est complétée par des calcaires pélagiques blancs et roses, parfois à radiolaires, contenant des fm·ami- nifères planctoniques d'âge aptien-albien à éocène supé- rieur-oligocène inférieur(?). Le Néocomien n'a pas été
LITHOSTRATIGRAPHJE DU BLOC DE BANDA (INDONÉSIE) 67 identifié avec certitude. On note donc une tendance à un
ennoyage à la fin du Trias ou au début du Jurassique infé- rieur.
Dans l'île de Bu ru les données stratigraphiques sont peu nombreuses [Tjokosapoetro et Buclhitrisna, 1982; Fortuin et al., 1988; Linthout et al., 1996]. On y distingue, de bas en haut : - les complexes métamorphiques de Wahlua et de Rani a; ce dernier se serait formé au détriment d'argiles et de calcaires du Permien. Ces deux complexes sont surmon- tés par des argiles micacées et des calcaires récifaux tria- siques, puis par un niveau conglomératique suivi de tufs volcaniques principalement jurassiques (inférieur?), et de calcilutites, marnes et radiolarites elu Bajocien au moins.
La série pélagique continue avec des calcilutites roses, gri- ses ou jaunes, et des marnes à foraminifères planctoniques ayant donné des âges crétacés à éocènes sur lesquels repose la formation de Weaken (Oligocène) représentée par des marnes, des calcilutites et des grès. La partie supérieure de la succession est discordante sur la formation de Weaken.
Elle est occupée par des calcaires récifaux, des grès et des tufs volcaniques d'âge miocène inférieur-moyen, puis des calcaires récifaux et des grès fluviatiles du Pliocène, et en- fin des sédiments molassiques et des calcaires récifaux elu Pléistocène discordants sur les formations elu Pliocène.
L'âge de l'ennoyage de la plate- forme carbonatée triasique est ici moins contraint qu'à Kolonoclale: Jurassique infé- rieur à moyen.
Dans l'île de Séram, à l'est de Buru, on dispose de plus d'études [Valk, 1945; Van der Sluis, 1950; Haile, 1978;
Audley Charles et al., 1979; Tjokosapoetro et Budhitrisna, 1982; De Sm et et al., 1989; Gafoer et al., 1994; Linthout et al., 1996]. Les données lithostratigraphiques, issues de la littérature, montrent des différences entre les parties ouest et est de 1 'île. Ces données sont présentées synthétiquement avec, de bas en haut : - les complexes métamorphiques de Kobipoto et de Tehuru. Ce dernier montre des schistes ar- doisiers à passées calcaires, contenant des algues et des cri- noïdes (Permien) ;
- ces complexes sont surmontés de « flyschs » dont la nature et 1' origine sont mal précisés, puis de calcaires bio- clastiques et de calcaires oolithiques. Les mollusques péla- giques présents clans les « flyschs » et de foraminifères pré- sents clans les calcaires indiquent du Trias. Au-dessus se développerait une épaisse série constituée de calcilutites, de marnes, de cherts et de calcaires micritiques d'âge jurassi- que (oxforclien p.p.) à éocène. Cette formation est recou- verte à son tour par des argiles, des grès fins et des calcaires récifaux cl' âge oligocène à miocène supérieur. Les mélanges tectoniques appelés Salas Block Clay, d'âge miocène supé- rieur à pliocène inférieur, matérialisent un événement tec- tonique local. Ces mélanges sont recouverts, en discor- dance, par des sédiments de type molassique et récifal datés elu Pliocène supérieur à l'Actuel. Une discordance angulaire importante est signalée entre le Pléistocène inférieur et le Pléistocène supérieur/Holocène. Il y a donc un ennoyage de la plate-forme triasique au cours elu Jurassique inférieur ou moyen. L'événement tectonique de l'Oligocène supérieur est marqué par un changement important de faciès, maté- rialisé par le passage des calcilutites pélagiques aux grès et calcaires récifaux.
Sur la ride submergée de Sinta un dragage a montré, à une profondeur comprise entre 3600 et 3900 m, des calcai- res de plate-forme interne elu Trias supérieur [Villeneuve et ol .. 1994] présentant des similitudes avec ceux de Kolono-
dale, ainsi que des calcaires pélagiques du Crétacé ou du Tertiaire. Ces résultats, bien que ponctuels, ne sont pas en contradiction avec ceux présentés ci-dessus, mais l'âge de l'ennoyage de la plate-forme triasique est ici mal contraint.
DISCUSSION ET CONCJLUSION
Les différentes zones étudiées clans ce travail, montrent que les grandes lignes de la succession lithostratigraphique et de l'évolution clans le temps sont comparables. On remarque une tendance générale à l'ennoyage depuis le Trias supé- rieur, souvent carbonaté et récifal, jusqu'à l'Oligocène-Mio- cène inférieur. On retrouve également, dans les différents secteurs analysés, la marque d'un événement tectonique à la fin de l'Oligocène, le plus souvent une discordance an- gulaire majeure, mais aussi, hormis à Séram, des dépôts de type molassique d'âge miocène à actuel. Les similitudes en- tre ces diverses zones nous ont conduit à considérer, à titre d'hypothèse, que ces zones formaient initialement un bloc continental, aujourd'hui démembré par 1 'ouverture des bas- sins de Banda Nord, au Miocène supérieur, et de Banda Sud, au Pliocène [Villeneuve et al., 1998; Honthaas et al., 1998]. L'hypothèse de l'existence d'un tel bloc, appelé pri- mitivement «bloc de Banda» [Villeneuve et al., 1998] ou de Kolonoclale (ce travail), est renforcée par le fait qu'aucun des autres blocs constituant l'Indonésie orientale ne pré- sente les mêmes caractéristiques sédimentaires et tectoni- ques. Il est cependant difficile, en l'absence de travaux suffisamment détaillés en dehors de la zone étudiée ici, cl' envisager des reconstitutions paléogéographiques pour l'ensemble elu bloc de Kolonoclale, d'autant plus que les divers fragments de ce bloc ont subi des rotations différen- tes liées aux sollicitations tectoniques post-fragmentation.
Par exemple, la région de Tokala, clans le bras Est de Su- lawesi, a été le lieu d'une collision avec le bloc de Banggai- Sula, au Pliocène moyen ou plus tardivement [Villeneuve et al., 2000], et Seram aurait subi une rotation antihoraire de 74° depuis la fin elu Miocène [Haile, 1978]. On notera simplement, qu'à J'échelle de la mer de Banda la tendance à un bassin jurassique inférieur à moyen s'ouvrant vers l'est semble être confirmée par l'existence des dépôts nettement pélagiques de Buton, Buru et Seram, ainsi que par la per- manence de dépôts pélagiques elu Crétacé à l'Oligocène.
Au vu des déformations importantes clans le secteur de Kolonodale, nous n'avons bien entendu pas de coupe con- tinue elu Trias au Néogène. Mais clans le contexte de l'Est indonésien, où les données de base sont souvent insuffisan- tes, les résultats présentés dans ce travail apparaissent suf- fisamment détaillés pour que 1' on considère désormais la succession stratigraphique de Kolonoclale comme représen- tative de celle elu «bloc de Banda» (ou de Kolonodale), elu Trias supérieur jusqu'à la fin elu Paléogène, avec la mise en éYiclence récente elu Norien supérieur-Rhétien, elu Toar- cien, du Bajocien ( ?)-Bathonien et de certaines parties elu CénozoYque. Des études pl us détaillées sont maintenant né- cessaires clans cl' autres points elu bloc de Kolonodale pour établir des corrélations plus fiables entre les différents frag- ments qui le constituent.
Remerciemenrs. - Les auteurs remercient Mme G. Glaçon (Marseille) ct lvi. R. Viernli (Genève) pour a\ oir examiné certains foraminifères planc- toniques en lames minces. Cc travail a été financé par le programme Te th) s. le PICS Indonésie, 1·UPRESA 6019. et le Fonds national Suisse de la Recherche Scientifique (L. Zaninetti. ct R. l'v!artini. projet FSRS n° 20-50577.97).
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