background image

GEOLOGICA  CARPATHICA,  FEBRUARY  2007,  58,  1,  3—18

www.geologicacarpathica.sk

Introduction

The  Ghadames  Basin  (Fig. 1)  is  a  large  intracratonic  basin
on  the  North  African  Platform,  with  NE-SW  lineaments  it
extends  over  three  countries:  Hamadah  al  Hamra  of  NW
Libya,  southern  Tunisia  and  east-central  Algeria;  formed
during  Early  Paleozoic  times.  This  platform  has  under-
gone  a  complex  and  polyphase  history.  Its  effect  on  the
Ghadames  Basin  has  been  the  production  of  a  series  of
fault-bounded  structural  highs  surroundings  a  central  de-
pression.

The  basin  is  bounded  by  the  Amguid  El  Abiod  Uplift  in

Algeria  in  the  West,  by  the  Hoggar  Massif  in  Algeria  in  the
South,  and  the  Qarqaf  Arch  in  Libya,  and  by  the  Nefusah
and  Dahar  Uplifts  in  the  North.  To  the  east  the  basin  wedges
out  beneath  the  western  part  of  the  Sirt  Basin  (Fig. 1).

These  main  tectonic  elements  have  undergone  a  complex

history  beginning  during  the  Late  Precambrian  Pan-African
orogeny,  and  continuing  throughout  the  Phanerozoic  with
repeated  reactivation  of  older  structures.  The  current  archi-
tecture  of  the  Ghadames  Basin  is  the  result  of  successive  ef-
fects  by  several  unconformities  including  intra/Ordovician,
Late  Silurian  (Caledonian),  Carboniferous-Permian  (Her-
cynian),  Early  Cretaceous  (Austrian),  Late  Senonian  (Lara-
mide),  Late  Eocene  (Illyrian)  and  Early  Oligocene
(Pyrennean)  phases  (illustrated  in  the  stratigraphic  column
Fig. 2).  This  complex  evolution  can  be  summarized  in  three
main  stages:

Upper Jurassic—Lower Paleogene lithostratigraphy and facies

development in the Al Hamadah al Hamra area (Libya)

YOUSEF  M.  SHIREF

1

  and

 

JOSEPH  SALAJ

2

1

Charles University in Praque, Faculty of Science, Institute of Hydrogeology, Engineering Geology and Applied Geophysics, Albertov 6,

128 43 Praha 2, Czech Republic; y_shiref@yahoo.com

2

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, P.O. BOX 106, 840 05 Bratislava, Slovak Republic

(Manuscript received March 7, 2006; accepted in revised form June 22, 2006)

Abstract:  The  1

st

  sedimentary  complex  of  the  Triassic  to  Upper  Jurassic  (up  to  Oxfordian)  was  deposited  after  long

continental  period  of  the  uppermost  Permian  to  lowermost  Triassic ( = about  8 Myr).  This  large  sedimentary  complex  is
divided by three hiatuses; two of them short only situated in the Upper Triassic sediments and  by one long, corresponding
to the Upper Jurassic—Barremian. After sedimentation of the continental Aptian to Albian strata of  the Kiklah Formation, a
new large Cenomanian to Eocene shallow marine sedimentary cycle with many gypsum lagoonal passages was deposited.
They are represented by the Qasr Tigrinnah Member (Upper Turonian—Coniacian) and the Thala Member (Santonian to
Upper Campanian). On the top of the Thala Member a hardground formed under arid conditions of sedimentation. The
Upper Campanian/Maastrichtian Al Gharbiyah Formation was deposited in warm but humid conditions confirmed by the
Fe-oxides and glauconitic levels. The Al Gharbiyah Formation with three neritic Members: the Bi’r Bu al Ghurab, the Lawdh
Allaq (alternating with the Bi’r Az Zamilah Pelagic Member) and the Tar Member is represented and situated below the
Upper Paleocene Tabaqah Formation, a new name. The boundary between the Maastrichtian and Danian is defined by last
occurrence  of  Omphalocyclus  macroporus  Lamarck  and  by  appearance  of  the  Postrugoglobigerina  daubjergensis
(Broennimann) and Eoglobigerina danica (Bang). The Shurfah Formation is represented at its base by lagoonal sediments,
higher up by pelagic chalky limestones and by the neritic Ammur Limestones at the top. The Kheir Formation and Gir
Formation of the Ypresian and the Gedari Formation of the Lutetian are proved by planktonic foraminifers.

Key words: Libya, Ghadames Basin, Jurassic—Paleogene, paleogeography,  biostratigraphy, foraminifers.

1.  The  Hercynian  orogeny  of  the  North  African  Platform

resulted  in  one  large  subsiding  depositional  basin,  dis-
playing  little  regional  differentiation,  and  formed  through
reactivation  of  the  Pan-African  fault  system  (Van  de  We-
erd & Ware 1994).

2.  Uplift  and  erosion  of  the  basin  during  the  Hercynian

phase  resulted  in  large  parts  of  the  Paleozoic  section  being
removed  in  most  areas.

3.  Subsequently  there  was  an  episode  of  north-west  tilt-

ing,  resulting  in  the  superimposition  of  a Mesozoic  exten-
sional  basin  on  the  eroded  remains  of  the  Paleozoic  basin
(Van  de  Weerd  &  Ware  1994;  Echikh  1998).

They  represent  different  types  of  depositional  environ-

ments  ranging  from  continental  to  transitonal  and  marine
facies.  Most  of  the  Paleozoic  sequence  is  thick  in  the  cen-
ter  of  the  Ghadames  Basin  and  thins  gradually  towards  the
southern  edge  of  the  basin  which  flanks  (the  Qarqaf  Arch)
and  provided  viable  evidence  of  the  existence  of  this  arch
as  a  positive  feature  throughout  Paleozoic  time.  The  se-
quence  consists  of  thick  sandy  and  calcareous  beds  with
clay  intercalations.

After  a  long  stratigraphical  hiatus  (Salaj  &  M’Zoughi

1997)  the  Triassic  sedimentary  complex  (Fig. 2)  was  laid
down  on  continental  sediments  of  the  uppermost  Permian.
Some  continental  passages  are  documented  on  the  basis  of
palynology  with  paleogeographical  interpretation  (Adloff
et  al.  1986;  Bouaziz  et  al.  1987;  Mello  &  Bouaziz  1987;
Kamoun  et  al.  1994;  Dridi  &  Maazaoui  2004;  Hammuda

background image

4

SHIREF and SALAJ

2004).  Large  lagoonal  gypsum  passages  are  present  in  the
Carnian-Norian  sequence.  The  Norian-Rhaetian  (Salaj  &
Stráník  1970)  and  Jurassic  sediments  (Castany  1951;  Bu-
rollet  1956;  Bonnefous  1972;  Chandoulet  al.  1993)  are
proved  only  in  Northern  and  Central  Tunisia.  The  Jurassic
facies  development  in  Northwestern  Libya  (Fig. 2),  as  in
Southern  Tunisia  is  predominantly  characterized  by  a  la-
goonal  sedimentary  complex  (El  Hinnawy  et  al.  1975;  No-
vović  1977)  and  in  the  southern  part  of  the  Al  Hamadah  al
Hamra  area  by  continental  Upper  Jurassic  to  middle  Creta-
ceous  sediments.  The  Upper  Cretaceous/Paleogene  se-
quences  consist  mostly  of  marine  carbonates  and
evaporites,  representing  very  shallow  shelf  and  restricted
nearshore  marine  environments.

Material and methods

The  samples  for  microbiostratigraphical  evaluation  on

the  basis  of  foraminifers  come  from  measured  profiles  men-

Fig. 1. Tectonic sketch map of Libya and Tunisia (after Burollet 1967, modified).

*Note  to  Fig. 2: 

The  authors  do  not  use   the  new  Geological  Time

Scale  by  Gradstein  et  al.  (2004)  in  Paleogene  terminology,  because  ac-
cording  to  our  opinion,  Montian  does  not  coincide  with  Danian  and
Selandian.  We  do  not  use  Selandian,  because  there  is  a hiatus  in  the  re-
gion  of  Denmark  (Thomsen  &  Heilmann-Clausen  1983,  p. 351)  be-
tween  Danian  and  Selandian:  i)  the  base  of  Selandian  includes
important  conglomerates  with  glauconite;  ii)  the  index  species  of  the
NP4  Zone  –  Ellipsolithus  macellus,  and  NP5  Zone  –  Fasciculithus
tympaniformis
  as  well  as  foraminifers  are  missing.

background image

5

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

Fig. 2. Generalized stratigraphy chart of Mesozoic and Cenozoic rocks in Northwest Libya.  * Note see on the previous page.

background image

6

SHIREF and SALAJ

tioned  in  the  Explanatory  Booklets  edited  in  the  Industrial
Research  Centre,  Tripoli,  as  well  as  from  individual  Meso-
zoic—Paleogene  samples  taken  by  one  of  us  (Y.Sh.).

The  samples  were  washed  (with  H

2

O

2

)  on  a  0.008 mm

sieve.  Some  solid  rocks  (limestones,  dolomitic  limestones,
calcareous  sandstone)  were  evaluated  from  thin  sections
( 2 3.5 cm

2

)  for  the  purpose  of  microbiofacial  analysis,

and  to  find  their  type  of  porosity  from  some  Upper  Creta-
ceous  and  Paleogene  horizons  as  well  as  for  the  purpose  of
proving  and  documenting  some  regression  and  transgres-
sion  processes.

Stratigraphy

A  composite  stratigraphic  column  of  the  Mesozoic-Pa-

leogene  rock  (Fig. 2)  is  based  on  exposures  along  the
study  area  (Figs. 3—4),  which  encompasses  nine  sheets  of
the  Geological  Map  of  Libya  on  a 1 : 250,000  scale:  name-
ly,  the  Tarabulus  Sheet  (NI  33/13),  the  Mizdah  Sheet  (NH
33-1),  the  Nalut  Sheet  (NH  32/4),  Bani  Walid  Sheet  (NH
33-2),  Al  Qaryat  Al  Gharbiyah  Sheet  (NH  33-5),  Al  Qaryat
Ash  Sharqiyah  Sheet  (NH  33-6),  Hun  Sheet  (NH  33-11),  Al
Washkah  Sheet  (NH  33-15),  Bani  Walid  Sheet  (NH  33-2),
Ghadames  Sheet  (NH  32-7),  Al  Khums  Sheet  (Ni  33-14)
and  Ra’s  Jdeir  Sheet  (N  32-16).  In  terms  of  lithostratigra-
phy,  a stratigraphic  column  has  been  constructed  on  the
basis  of  field  measurements  carried  out  in  the  type  section

of  the  Al  Gharbiyah  Formation  (Al  Qaryat  Al  Gharbiyah
area),  the  geological  map,  with  laboratory  studies  (on  Bu
Ra’s  Member)  coupled  with  studies  of  thin  sections.  The
obtained  results  helped  to  define  the  paleoenvironments
of  the  area  between  NW  Libya  and  SE  Tunisia.

The  stratigraphical  assignment  of  these  units  to  the  Upper

Senonian  and  Paleocene  has  been  carried  out  on  the  basis  of
detailed  micro-  and  macropaleontological  investigations.

In  the  following,  we  discuss  and  provide  the  general

sedimentological  description  of  the  beds  forming  sedi-
mentary  cycles  and  their  main  fauna.  The  lithological  de-
scriptions  of  features  are  discussed  in  the  following.

Middle Jurassic to middle Cretaceous

Dogger

Khashm  az  Zarzur  Formation  (Upper  Bathonian)

It  consists  of  two  lithological  units,  lower  lacustrine

clays  with  minor  sandstone  and  conglomerate  interbeds
and  of  an  upper  continental  cross-bedded  sandstone  se-
quence  with  clay  intercalations.  The  lower  shales  contain
salt  and  gypsum  in  the  western  part.  Fresh  water  fauna,  si-
licified  wood  and  marine  fauna  occur  in  these  beds  indi-
cating  variable  depositional  environments,  shallow  water
to  lagoonal  and  marine  (Banerjee  1980).

Fig. 3. General formations age and locality names in Northwestern Libya.

background image

7

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

Fig. 4. Topographic map of study area in NW Libya.

Shakshuk  Formation  (Callovian)

It  consists  of  alternating  limestones  and  of  highly  fossil-

iferous  clays  with  occasional  sandy  and  conglomerate
beds,  which  indicate  fluctuating  environmental  condi-
tions  (Banerjee  1980).  According  to  their  mineral  compo-
sition  and  to  chemical  analyses  these  rocks  may  be
regarded  as  transitional  from  sandstone  into  sandy  lime-
stone  (Novović  1977).

Ar  Rajban  Formation  (Upper  Jurassic  to  Lower  Creta-
ceous,  probably  until  the  beginning  of  the  Cenomanian)

It  consists  of  two  lithological  units:  lower  conglomerat-

ic  cross-bedded  sandstone  with  clay  intercalations  and  up-
per  red  unit  made  up  of  alternating  clays  and  sandstone
beds,  with  minor  carbonate  bands,  containing  thin  gyp-
sum  beds  and  veinlets  (Novović  1977).  This  formation  is
highly  fossiliferous.  Numerous  fossil  brachiopods,  bi-
valves,  and  gastropods  were  found.  This  formation  is  inter-
preted  by  us  as  Oxfordian  in  age.

Lower to middle Cretaceous

Kiklah  Formation 

(Aptian—Albian)

The  term  was  first  introduced  by  Christie  et  al.  (1955)  after

the  Kiklah  village  (Fig. 4).  It  is  a complex  of  clastic  sequenc-
es  with  minor  non-clastic  intercalations  with  thickness  vary-
ing  from  0 to  65 m  between  the  Ain  Tobi  Limestone  at  the
top  and  the  Bi’r  al  Ghanam  Gypsum  Member  below  in  the

Kiklah  area.  The  Kiklah
Formation  and  its  members
are  introduced  by  El  Hin-
nawy  et  al.  (1975)  and
Smetana  (1975).  It  stretch-
es  from  the  Tunisian  bor-
der  in  the  West  to  Ras  At
Tahuna  in  the  East  (3 km
west  of  Wadi  Ghan)  where
it  pinches  out.  The  age  is
correlable  with  that  of  the
Ar  Rajban  Member  in  the
western  facies,  to  post-Ox-
fordian  to  pre-Cenomanian
according  to  El  Hinnawy
et  al.  (1975).

In  Tunisia,  the  Kiklah  For-

mation  is  equivalent  to  the
Budinar,  Bouhedma,  Gafsa
and  the  lower  part  of  the
Fahdene  Formations  (Hallett
2002).  The  dasycladal  algae
reported  by  Salaj  et  al.
(1998,  pp. 207—210)  from
dolomitic  limestones  of  Bu-
dinar  Formation  in  Tunisia
was  not  found  at  the  base  of

Kiklah  Formation  in  the  Libyan  areas.

The  Kiklah  Formation  in  some  areas  of  Northwestern

Libya  including  the  Libyan  Offshore  is  assigned  to  the
Bathonian-Albian  by  Banerjee  (1980),  and  its  Jurassic  part
is  subdivided  from  bottom  to  top  into  the  Khashm  Az  Zar-
zur  Member,  the  Shakshuk  Member,  and  the  Ar  Rajban
Member.

The  Kiklah  Formation,  predominantly  with  its  lower

part  in  some  places  is  included  to  the  Upper  Jurassic.  It  is
subdivided  into  the  members  which  are  valid  only  for  the
Upper  Jurassic.  The  subdivision  of  the  Kiklah  Formation
from  bottom  to  top  into  the  Khashm  Az  Zarzur  Member,
the  Shakshuk  Member,  and  the  Ar  Rajban  Member  is  not
correct  and  in  many  areas,  where  they  are  present  a new  re-
vision  is  inavoidable.

Middle—Upper Cretaceous

Sidi  as  Sid  Formation 

(Cenomanian)

The  term  has  been  introduced  by  El  Hinnawy  et  al.

(1975).  It  is  one  of  the  most  widely  distributed  rock  units
of  Jabal  Nefusa  occurring  from  the  Tunisian  border  east  to
the  Mediterranean  coast  near  Al  Khums  (see  Fig. 3).

It  is  mainly  a carbonate  sequence  with  marly  bands  in  the

upper  part.  Lateral  changes  to  gypsum  beds  alternating  with
marly  bands  are  noticed  at  places  as  in  the  Nalut  sheet  area.
The  formation  thickens  eastwards.  It  is  about  60 m  thick  in
the  western  part,  about  100 m  in  the  Nalut  sedimentation
area,  about  170 m  in  the  Tarabulus  sheet  area,  180 m  in  the
reference  section  at  Az  Zintan  in  the  Mizdah  area,  and  attains

background image

8

SHIREF and SALAJ

up  to  380 m  in  the  Al  Khums  area  in  the  eastern  end  (Baner-
jee  1980).

It  should  also  be  noted  that  the  gypsum  accumulations

in  the  Sidi  as  Sid  Formation  increase  eastwards.  The  deep-
er  marine  sediments  increase  westwards  with  rare  remnants
of  planktonic  foraminifers  of  genera  Hedbergella  div.  sp.
and  Praeglobotruncana  div.  sp.  (Banerjee  1980).  The  age
is  almost  certainly  Cenomanian  with  depositional  enviro-
ment  ranges  from  lagoonal  in  the  west  through  littoral  to
low  energy  neritic  with  rare  remants  of  planktonic  fora-
minifers  of  genera  Hedbergella  div.  sp.,  Heterohelix  div.
sp.  and  Praeglobotruncana  div.  sp.  in  the  east.

Nalut  Formation  (Cenomanian—Lower  Turonian)

The  term  was  firstly  introduced  by  Zaccagna  (1919)  after

the  Nalut  town  on  the  western  part  of  Jabal  Nefusa  near  the
Tunisian  border  where  these  rocks  widely  occur.  During  the
recent  regional  geological  mapping  in  Tripolitania,  El  Hin-
nawy  et  al.  (1975),  Mann  (1975),  Antonović  (1977)  and
Novović  (1977),  confirmed  the  name  of  this  rock  unit  as  the
Nalut  Formation  (Banerjee  1980).

It  consists  of  light  grey  to  yellow  and  whitish,  hard,

compact  and  massive  thick-bedded,  finely  recrystallized
dolomitic  limestone  and  dolomite,  irregular  or  cross-bed-
ded  and  marly  in  some  parts.  Cherty  nodules  and  concre-
tions  are  common  in  the  upper  part  of  the  sequence  which
is  sometimes  red  in  colour.  The  top  is  marked  by  softer
beds,  sometimes  containing  gypsum.  The  carbonates  (mi-
crites,  microsparites,  occasionally  containing  pellets)  are
throught  to  be  recrystallized.  Organodetrital  (presumed
initially  algal,  coral  and  crinoidal)  nature  indicated  depo-
sition  in  the  deeper  fore-reef  zone  to  shallow  circa-littoral
zone  influenced  by  pelagic  sedimentation  (in  the  North)
with  Cenomanian  Rotalipora  div.  sp.  and  Praeglobotrun-
cana
  stephani  (Gandolfi)  (Mann  1975,  p. 33).

The  Upper  Cenomanian  to  Lower  Turonian  Pseu-

dorhapydionina  dubia  De  Castro  (Novović  1977,  p. 28)
in  the  dolomitic  limestones  prove  (in  the  South)  the  ma-
rine  restraint  to  lagoonal,  evaporitic,  intertidal  to  supratid-
al  environment  with  low  energy,  as  in  Central  Tunisia
(Salaj  &  Maamouri  1998,  p. 375).

Qasr  Tigrinnah  Formation  (Upper  Turonian—Coniacian)

The  term  was  introduced  by  Christie  (1955).  It  extends

from  the  Tunisian  border  east  to  the  Wadi  Suf  al  Jin  (West),
and  from  behind  the  Jabal  Nefusa  escarpment  south  to  the
Al  Hamadah  al  Hamra  plateau  region  (Banerjee  1980).

The  Qasr  Tigrinnah  Formation  has  been  studied  by  numer-

ous  authors,  and  it  has  been  described  in  several  publications
(Christie  1955;  Desio  et  al.  1963;  Jordi  &  Lonfat  1963;  El
Hinnawy  et  al.  1975;  Röhlich  1979;  Banerjee  1980).

The  formation  could  be  divided  into  three  broad  litho-

logical  units.  The  lower  part  consists  of  soft,  friable  unbed-
ded  or  thinly  bedded  slope-forming  marls,  buff  to  grey,
yellow  and  greenish,  with  less  abundant  clay  and  with  thin
interbeds  of  limestone.  The  middle  part  consists  of  marls
and  clays  with  conspicuous  thin  bands  of  red  to  pink,  yel-

low  or  whitish  hard  limestone,  marly  chalky  or  calcarenitic
in  places  and  generally  fossiliferous  (Banerjee  1980).  The
upper  part  consists  of  porous,  white  chalky  limestone,  dolo-
mitic  or  sandy  with  thin  marl  or  clay  interbeds.  Chert  bands
and  nodules  are  common  in  this  horizon,  with  occasional
thin  layers  of  sandstone  at  the  base.  Gypsum  and  anhydrite
are  reported  from  the  western  side  of  the  Hamadah  Basin.
The  carbonates  are  mostly  micrites,  and  sparite  and  sparry
allochemical  limestones  are  rather  rare.  The  formation  con-
tains  a  rich  fossil  assemblage  of  gastropods,  brachiopods,
bivalves,  echinoids,  ostracods  and  a few  benthic  foramini-
fers  (Banerjee  1980).  These  sediments  and  the  contained
fauna  indicate  lagoonal  (evaporitic)  to  shallow,  warm  ma-
rine  subtidal  to  quiet  neritic  environment  with  Boueina
pygmea
  Pia  (Codiacea)  and  Dissocladela  ondulata  Reineri
(Dasycladacea)  (Energoproject  1975).

Antonović  (1977)  and  Novović  (1977)  agreed  that  most

of  the  fossils  reported  from  the  Qasr  Tigrinnah  are  of  Late
Turonian—Coniacian  age.

Mizdah  Formation  (?Upper  Coniacian—Santonian—Cam-
panian)

The  name  was  introduced  by  Burollet  (1960),  after  the

Mizdah  village.  The  Mizdah  Formation  is  assumed  to  be
the  lateral  equivalent  of  the  upper  and  middle  part  of  the
Aleg  Formation  of  Tunisia  (Burollet  1956;  Banerjee  1980).

Most  of  the  Al  Hamadah  al  Hamra  surface  is  occupied

by  this  formation.  During  the  recent  regional  geological
mapping,  El  Hinnawy  et  al.  (1975),  Antonović  (1977),  No-
vović  (1977)  and  Živanović  (1977)  divided  the  Mizdah
Formation  into  the  following  two  members  only:  the  Tha-
la  Member  and  the  Mazuzah  Member.

–  Mazuzah  Member  (Upper  Coniacian—?Santonian)

It  occurs  over  a wide  area  from  the  Tunisian  border  east

(about  5—15 m  thickness)  to  about  25 m  in  the  Bani  Walid
area,  and  from  behind  the  Jabal  Nefusa  escarpment  south
to  an  extensive  area  in  the  Al  Hamadah  al  Hamra  plateaus.

This  member  is  mainly  composed  of  hard,  dense,  massive

crystalline  limestone,  dolomite  (dolosparite)  and  dolomitic
limestone,  light  grey  to  yellow,  blue  or  pinkish  in  colour,
medium-  to  thick-bedded,  it  consists  of  very  fossiliferous
limestone  particularly  rich  in  inoceramids  (Röhlich  1979;
Röhlich  &  Youshan  1992),  some  of  which  are  of  consider-
able  size.  Oolites  were  also  observed  in  some  places.  Due  to
its  lithology,  the  Mazuzah  Member  is  resistant  to  erosion
and it covers a wide area from Al Hamadah al Hamra.

The  indicated  sedimentation  environment  was  shallow

water  in  barrier  shoal  with  high  energy,  occasionally  con-
nected  with  the  open  sea  (presence  of  ammonites).  The  pale-
ocurrent  is  determined  from  the  northern  and  northwestern
direction  (Banerjee  1980).

–  Thala  Member  (?Upper  Santonian—Campanian)

The  Thala  Member  was  defined  by  Jordi  &  Lonfat

(1963)  and  described  in  detail  by  Antonović  (1977).  It  is

background image

9

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

represented  by  regressive  sediments  and  belongs  to  the
upper  part  of  the  Mizdah  Formation  (Jordi  &  Lonfat  1963;
Chaloupsky  1979;  Čepek  1979;  Röhlich  1979;  Salaj
1979;  Megerisi  &  Mamgain  1980).

In  general,  the  lithological  development  of  the  Thala

Member  is  fairly  uniform.  It  is  characterized  as  a “sandwich-
like”  alternation  of  marls  and  clays  (frequently  gypsiferous)
and  calcilutite  to  fine-grained  calcarenite,  frequently  chalky
and  finely  laminated.

Two  types  of  sediments  are  present,  gypsiferous  and

marly  limestone  beds.  The  lower  part  consists  of  grey  to
reddish  grey  or  yellow  green  thin-bedded  limestone,  marly
and  sandy  at  places.  The  upper  calcareous  part  is  a porous,
sandy  or  chalky  limestone  (calcarenite,  calcirudite)  or  do-
lomite,  yellow  to  white,  black  stained  on  the  surface.  The
environment  was  shallow  water  environment,  with  clean
water  of  low  energy,  fairly  mobile,  of  normal  salinity  open
sea  and  then  changed  to  shallow  sea  of  subtidal  to  lagoon-
al  environment  in  the  Al  Hamadah  area.

“Zimam  Formation”  (Upper  Campanian—Maastrichtian)

In  the  original  definition,  the  Zimam  Formation  was  in-

troduced  by  Jordi  &  Lonfat  (1963)  after  Wadi  Zimam.  In
their  subdivision  of  the  formation  they  identified  three
members  of  which  the  Lower  Tar  was  at  the  base;  Salaj  &
Nairn  (1987)  showed  that  the  formation  section  was  made
up  of  beds  belonging  to  three  sedimentary  cycles.  The  cy-
cles  are  separated  by  the  presence  of  phosphate  horizons,
which  provide  indications  of  regressive  phases.

Nairn  &  Salaj  (1992)  proved  a revision  to  the  Upper

Cretaceous  stratigraphy  of  Northwestern  Libya,  between
the  Thala  and  the  “Upper  Tar”  Members.  They  studied  the
Qarayat  al  Gharbiyah  area  southeast  of  Mizdah  and  they
provided  a general  sedimentological  description  of  the
“Lower  Tar  Member”  in  measured  type  sections;  and  they
proposed  a new  formation  name  to  the  Al  Gharbiyah  For-
mation  with  a type  section.  They  introduced  the  formation
with  three  sedimentary  cycles  characterized  by  Upper
Campanian  to  Maastrichtian  microfauna.  Three  shallower
neritic  sequences  are  represented  by  the  Bi’r  Bu  al  Ghurab,
the  Lawdh  Allaq  (or  Bi’r  az  Zamilah  Member  with  pelagic
facies)  and  the Tar  Member  s.s.  Members.

In  the  following,  we  provide  a general  sedimentological

and  environmental  description:

–  Al  Gharbyiah  Formation  ( = syn.  Lower  Tar  Marl

Member  s.l.;  Nairn  &  Salaj  1992)

It  has  an  average  thickness  of  about  120 m  in  the  NW  Al

Hamadah  al  Hamra.  The  thickness  ranges  from  as  little  as
60 m  in  the  West  (Chaloupsky  1979),  to  as  much  as  190 m
in  the  east  (Čepek  1979),  the  Lower  Tar  Member  attains
a great  thickness  rapidly  increasing  from  the  West  (90  to
120 m)  to  the  East  (160  to  180 m)  Salaj  (1979).  There  is
a considerable  variety  of  predominantly  shallow-water  de-
posits,  which  show  both  lateral  and  vertical  changes.  The
member  has  a more  or  less  uniform  lithological  composi-
tion  of  thin-bedded  marl,  shale,  calcareous  mudstone  and

limestone,  sandy,  gypsiferous,  chalky  and  dolomitic  in
places.  The  lower  part  is  formed  by  glauconitic  white  or-
ganodetrital 

(allochemical) 

marly 

limestone, 

slightly

gypsiferous,  exposed  in  the  Mizdah  and  Bani  Walid  areas.
Upward  is  the  shaly  and  marly  sequence,  dark  green  to
white,  grey,  yellowish  and  reddish,  with  occasional  nests
of  celestite  crystals  as  found  in  the  Bani  Walid  area,  hav-
ing  rich  fossiliferous  levels  and  limestone  interbeds.

This  limestone,  sometimes  hard,  massive  or  saccharoi-

dal,  reddish  or  pinkish  forms  prominent  plateaus  in  the
western  part  of  the  Al  Hamadah  al  Hamra  Basin  and  be-
comes  more  gypsiferous,  dolomitic  and  chalky  in  the  up-
per  part  in  the  western  region  (Energoproject  1975).

This  horizon  is  extremely  rich  in  Campanian  macrofauna

represented  predominantly  by  Lopha  (Actinostreon)  villei
(
Coquand),  Lopha  Actinostreon  dichotoma  (Bayle),  Cera-
tostreon  spinosum
  (Matheron),  Pycnodonte  (Phygraea)
vesicularls
  (Lamarck),  Nicaisolopha  nicaisei  (Coquand]
and  Tudicla  bussoni  Collignon,  and  Bryozoa  (Cheilosto-
mata)  represented  by  the  species:  Woodipora  disparilis
(d’Orbigny)  (see  Fig.  5.1—4).  The  uppermost  rocks  are  marl
and  chalky  marl  with  dominant  macrofossils  as  Lopha  (Ac-
tinostreon)  dichotoma  
(Bayle)  and  Pycnodonte  (Phygraea)
vesicularis  
(Lamarck).

This  important  fossiliferous  horizon  attaining  a maximum

thickness  of  4 m  and  lying  about  10  to  15 m  above  the  base
of  the  Al  Gharbiyah  Formation,  marks  the  end  of  the  var-
ied  development  of  the  basal  sequence  of  this  unit.

The  lower  sequence  of  the  Al  Gharbiyah  Formation  may

be  divided  into  three  parts  of  unequal  thicknesses:

The  lower  part  terminates  by  a  prominent  bed  of  fossil-

iferous  limestone  or  dolomitic  limestone,  forming  a  mor-
phologically  conspicuous  ledge.

The  middle  part  consists  mainly  of  marls  and/or  clay-

stone.  In  the  eastern  part  of  the  area,  this  marl  horizon
contains  innumerable  shells  of  oysters  (Agerostrea  ungu-
lata,  Amphidonte  overwegi
).

The  upper  part:  A thin  (10—20 cm)  interbed  of  biocal-

carenite  in  the  marl  layer  is  crowded  with  poorly  preserved
inoceramid  shells  and  their  fragments.

The  upper  part  contains  locally  frequent  inoceramid

shells  and  represents  the  uppermost  inoceramid-bearing  lay-
er  in  this  member.  Salaj  (1979)  spread  the  member  in  the
eastern  and  north  western  parts  of  the  Al  Qaryat  al  Ghar-
biyah  area  and  distinguished  the  following  lithofacies  de-
velopments  of  the  Al  Gharbiyah  Formation  as  follows:

I – Al Gharbyiah Formation in the eastern area:
a  –  The  basal  part  of  this  formation  (0.8  to  3 m)  is

mainly  formed  by  calcirudites  with  layers  of  greenish
gypsiferous  marls.  The  calcirudites  are  rich  in  fine  detritus
of  molluscs,  bryozoans  and  sponge  spicules,  mainly
monaxone  and  triaxone.  The  lower  part  of  the  sequence  in
places  consists  mainly  of  chalky  calcilutites  with  layers  of
chalk,  which  microsopically  correspond  to  clayey  biomi-
crite  rich  in  benthic  and  planktonic  microfauna.  This  hori-
zon  of  the  Upper  Campanian  is  extremely  rich  in
macrofauna  represented  predominantly  by  Lopha  (Acti-
nostreon)  dichotoma
  (Bayle).

background image

10

SHIREF and SALAJ

Fig. 5. Photomicrograph of thin sections. 1—4 – Photomicrograph showing thin section of bioclastic packstone of the Al Gharbiyah Fm
with Woodipora disparilis (d’Orbigny). Al Qaryat Al Gharbiyah area. Lower Maastrichtian. 5—8 – Photomicrograph showing thin sec-
tion  of  microbiosparite  with  very  good  porosity  after  the  microfossils  Laffiteina  bibensis  Marie  and  Rotalia  trochidiformis  (Lambert)
with a partial to complete dolomitization in the Bu Ra’s Mb.

background image

11

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

b  –  In  the  middle  part  of  the  Al  Gharbiyah  Formation  se-

quence  (120  to  130 m)  which  is  mainly  formed  by  marls,
calcarenites,  and  calcirudites,  rich  in  Lower  Maastrichtian
macrofauna  and  chiefly  represented  by  species  such  as:
Agerostrea  ungulata  (Schlotheim),  Amphidonte  overwegi
(Buch),  Inoceramus  (Cataceramus)  regularis  (d’Orbigny),
Plicatula  hirsuta  var.  sparsicosta  Pervinquiere  and  Bacu-
lites  anceps  
Lamarck.

c  –  In  the  uppermost  part  of  the  Al  Gharbiyah  Forma-

tion  calcarenites  with  Upper  Maastrichtian  Omphalocy-
clus 

macroporus 

Lamarck 

predominate 

often 

with

cross-bedding,  thickness  of  which  is  often  10  to  20 m.

II– Al Gharbiyah Formation in the northwestern area:
a  –  The  lower  part  of  the  Upper  Campanian  sequence  is

formed  by  gypsum-bearing,  in  places  glauconitic  marls
(15  to  20 m  in  thickness),  with  an   assemblage  of  abun-
dance  of  the  large  valves  of  Lopha  (Actinostreon)  dichoto-
ma
  (Bayle),  and  some  other  bivalves  (see  Salaj  1979).

b  –  The  middle  part  of  the  Lower  Tar  Member  (45  to

50 m  in  thickness),  calcarenites  and  calcirudites  of  the
Lower  Maastrichtian  with  abundant  representatives  of  the
Lopha  and  Inoceramus  predominate.  They  are  represented
by  the  species:  Lopha  (Actinostreon)  villei  (Coquand)  and
Inoceramus  (Cataceramus)  goldfussianus  d’Orbigny  also
Orbitoides  media  (d’Archiac),  with  the  last  layers  (1  to  2 m
in  thickness);  interformational  conglomerates  and  breccias
are  present.

c  –  The  upper  part  (28  to  35 m  in  thickness)  is  represent-

ed  by  vari-coloured  marls  and  clays  with  layers  of  calcareni-
tes,  dolocalcirudites  and  calcirudites  with  Omphalocyclus
macroporus
  Lamarck  (Chaloupsky  1979).  At  the  base  an
about  50  to  70 cm  thick  calcarenite  and  phosphatic  bed  is
present.

In  general  the  macrofauna  is  represented  by  mass  occur-

rence  of  bivalves  (see  Fig. 6),  from  which  the  following
species  were  determined  by  Zaruba:  Lopha  (Actinostreon)
villei
  (Coquand),  Lopha  (Actinostreon)  dichotoma  (Bay-
le),  Pycnodonte  (Phygraea)  vesicularis  (Lamarck)  and
Ceratostreon  spinosum  (Matheron).

The  depositional  sequence  of  the  Al  Gharbiyah  Forma-

tion  may  be  divided  into  three  sedimentary  cycles.  The
cycles  are  separated  by  phosphate  horizons,  which  pro-
vide  indications  of  regressive  phases,  as  follows:

–  Deposition  of  marls  and  clays  with  intercalations  of

calcarenites  in  the  open  sea  near  the  barrier  or  on  the  barrier.

–  Deposition  of  basal  transgressive  calcarenites  to  cal-

cirudites-bedding  on  the  eroded  surface  of  the  Thala
Member  (Fig. 7).

Bed  sequence  of  shelly  calcarenites  to  calcirudites  of

Upper  Campanian  was  deposited  evidently  in  the  barrier
zone  and  in  the  subtidal  zone  with  high  energy.  The
chalky  calcilutites  developing  laterally  from  shelly  cal-
carenites  and  calcilutites  with  planktonic  microfauna  are
predominant,  deposited  in  open  sea.

–  Deposition  of  these  Upper  Campanian  sediments

was  followed  by  accumulation  of  sediments,  which  prob-
ably  originated  in  a  lagoon.  In  this  phase,  gypsiferous
and  ferruginous  phosphatic  calcarenites  are  formed.  They

were  deposited  in  a subtidal  zone  with  low  energy  to  la-
goonal  area.

The  shelly  phosphatic  calcarenite  deposition  took  place

in  a  subtidal  to  barrier  zone  with  high  energy.

Clays  and  marls  with  thick  layers  of  shelly  calcarenites

and  calcirudites  in  an  open  sea  zone  near  the  barrier.  It  is
proved  by  plentiful  macrofauna  and  with  benthic  and
planktonic  foraminifers  of  the  Globotruncana  ventricosa
Zone.  The  varied  colouring  of  beds  is  due  to  the  transport
of  terrigenous  material  from  a near  emerged  zone  under
the  influence  of  the  warm  and  humid  paleoclimate.

Calcarenites  to  dolomitic  calcarenites  with  cross-bed-

ding  were  deposited  in  the  pre-barrier  zone  of  open  sea
and  on  the  barrier.  From  the  faunal  viewpoint  it  is  impor-
tant  that  besides  a plentiful  Maastrichtian  macrofauna,
a microfauna  is  also  abundant.  It  is  represented  by  both
the  planktonic  and  benthic  species  of  the  Globotruncana
falsostuarti
,  Gansserina  gansseri  and  Omphalocyclus
macroporus
  Zones.

Denomination  of  the  Lower  Tar  Formation  on  the  Al

Gharbiyah  Formation  was  carried  out  on  all  sheets  of  the
studied  area  (we  now  propose  to  cancel  the  term  the  Zi-
mam  Formation).

The  distinct  new  transgressive  cycle  of  the  Bi’r  Bu  al

Ghurab  Member  is  characterized  by  an  about  80 cm  thick
passage  of  thin  layered  2—5 cm  thick,  slacking  calcareni-
tes  crowded  with  bryozoans  (Salaj  1979;  Salaj  &  Megerisi
1984)  rich  in  bivalves,  mainly  represented  by  Lopha  (Ac-
tinostreon
)  villei  (Coquand),  the  moulds  of  embryonal
stages  of  which  are  also  found  at  the  base  of  the  first  cal-
carenite  bryozoan  thin  bed  of  the  transgressive  cycle  men-
tioned.  Rare  specimens  of  Ceratostreon  (Actinostreon)
villei
  (Coquand)  are  also  found  in  this  part.

Concentrations  of  Fe-oxides  and  Fe-hydroxides  (goet-

hite),  are  found  in  some  lower  layers  of  bryozoan  calcaren-
ites,  but  predominantly  this  basal  part  of  the  Bi’r  Bu  al
Ghurab  Member  is  without  them.

The  regression  phase  at  the  boundary  of  the  Bu  al

Ghurab  and  the  Lawdh  Members  and/or  at  the  boundary
of  the  Bi’r  al  Ghurab  and  the  Bi’r  Az  Zamilah  Members
(with  pelagic  facies  of  chalks  and  marls)  is  characterized
by  the  phosphatic  level  and  rarely  by  the  presence  of  glau-
conitic  grains  (influence  of  redeposited  organogenic  phos-
phatized  grains,  probably  from  freshwater  lakes  and  as
a consequence  of  a new  transgression  also  connected  with
the  formation  of  glauconite,  under  the  action  of  a  warm
but  humid  paleoclimate,  together  with  high  iron  concen-
tration  (Fe

2

O

3

),  up  to  as  much  as  20.5 %  (Nairn  &  Salaj

1992,  p. 1625).

These,  but  particularly  glauconitic  horizons  also  origi-

nated  in  the  course  of  sedimentation  in  the  Lawdh  Allaq
Member  (horizon  10/8;  in  Nairn  &  Salaj  1992,  Fig. 5,
page  1631)  as  well  as  in  the  course  of  pelagic  sedimenta-
tion  in  the  Bi’r  Az  Zamilah  Member.  They  are  the  hori-
zons  (samples  nos,  7/2,  7/4,  7/7,  7/8;  in  Salaj  &  Megerisi
1984)  predominantly  with  Upper  Campanian  planktonic
foraminifers,  and  dated  as  Upper  Campanian  also  with
Baculites  anceps  (Lamarck)  and  Curvostrea  thomasi
(Peron)  (in  Salaj  &  Megerisi  1984,  Fig. 5,  p. 212).

background image

12

SHIREF and SALAJ

Fig.  6. Fossil  assemblages.  1—2  –  Lopha  (Actinostreon)  dichotoma  (Bayle),  Al  Gharbiyah  Fm,  s.s.,  Upper  Campanian.  3—4  –  Am-
phidonte overwegi (
Buch), Al Gharbiyah Fm, Lower Maastrichtian.  5, 6, 7 – Agerostrea ungulata (Schlotheim), Tar Mb, s.s., Upper
Maastrichtian. 8, 9, 10 – Ceratostreon aff. spinosum (Matheron). Tar Member s.s., Upper Maastrichtian.

background image

13

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

Fig.  7. Borings  of  infauna  (cirripods  and  bivalves)  on  the  last  bank  of  the  Thala  Mb  in  Wadi  Wasiq  area  at  Lat.  30º38

’04”N,  Long.

13º20

’48”E. – Borings of infauna (cirripods and lithofags of bivalves) on the last bank of the Thala Mb (siliceous crystalline light

grey)  in  Wadi  Wasiq  at  Lat.  30º38

’04”N, Long. 13º20’48”E.  2—3 – On the lower part of the boundary bed (at profile) with distinct

borings of in fauna, transgressively on its eroded surface, the basal thin beds set on. They are formed by fine-grained calcareous organ-
odetrital  micro-conglomerates. They  fill  up  surficial  unevennesses  and partly solidified  borings  of  infauna,  which  are not  present in the
basal thin bed of the Bi’r Bu al Ghurab Mb of the Al Gharbiyah Fm.

The  middle  and  upper  part  of  the  Bi’r  Az  Zamilah  Mem-

ber  corresponds  to  the  Globotruncana  stephensoni  Zone
(younger  than  the  zone  with  Radotruncana  calcarata).  It
underlies  the  Lower  Maastrichtian  strata  where  the  micro-
fauna  of  the  Globotruncana  falsostuarti  Zone  (level  7/7)
and  Globotruncana  gansseri  Zone  (level  7/8)  was  proved
(Salaj  &  Megerisi  1984).

The 

phosphate, 

weakly 

glauconitic 

horizon 

with

a relatively  high  iron  concentration  Fe

2

O

3

  from  the

boundary  of  the  Bi’r  Az  Zamilah  and  the  “Lower”  Tar  s.s.
Members,  in  places  at  the  base  was  replaced  by  conglom-
erates  (Nairn  &  Salaj  1992,  p. 1963).  The  upper  part  of  the

Al  Gharbiyah  Formation  ( = now  only  the    Tar  Member  in
the new  taxonomic
  conception)  corresponds  in  the  con-
ception  of  Nairn  
&  Salaj  (1992)  to  the  Middle  to  Upper
Maastrichtian
  with  Omphalocyclus  macroporus  (Lamarck)
(level  No. 7/9  Fig. 5,  p. 213)  (Salaj  &  Megerisi  1984).
From  macrofauna  Amphidonte  overwegi  von  (Buch)  and
Meretrix  tripolitensis  (Baroni)  are  found.  From  planktonic
foraminifers  additionally  it  was  possible  to  prove  the  very
rarely  found  Gansserina  gansseri  (Bolli)  (in  the  levels  7/9
and  7/10).

It  should  be  remarked  that  practically  at  all  localities

where  the  formation  of  the  Lower  Tar  Member  occurs,  sev-

background image

14

SHIREF and SALAJ

eral  Fe-oxides  horizons  are  found,  often  accompanied  by
more  or  less  scattered  glauconite  (Nairn  &  Salaj  1992).

Paleocene

Tabaqah  Formation,  new  proposed  name

Type  locality:  Wadi  Tabaqah.
Coordinates:  30º26

’13”N  lat.  and  13º13’06”E  long.

We  divided  the  Tabaqah  into  two  members:  the  Umm  al

Kifan  Member,  new  proposed  name,  and  the  Had  Member,
corresponding  to  the  former  middle  and  upper  parts  of    the
Zimam  Formation.

Danian

Umm  al  Kifan  Member,  new  proposed  name  ( = former

Upper  Tar  Marl  Member)

The  type  locality:  Wádí  Umm  Kifan  (see  Salaj  1979,

p. 31);  coordinates:  30º34

’30”N  lat.  and  13º12’31”E  long.

The  Umm  al  Kifan  Member,  new  proposed  name,  is  re-

stricted  in  occurrence  to  the  central  and  eastern  parts  of
the  Al  Hamadah  al  Hamra  Basin,  and  extends  south  to  the
northern  Dor  el  Gussa  area;  it  represents  the  first  transgres-
sive-regressive  sedimentary  cycle  of  the  Tabaqah  Forma-
tion  (a new  proposed  name)  for  the  middle  part  of  the
former  Zimam  Formation.  The  Umm  al  Kifan  Member  was
deposited  most  likely  in  the  pre-barrier  zone  to  open  sea
zone  as  suggested  by  the  nature  of  rocks  and  by  presence
of  brackish  species.

It  is  composed  of  yellowish  green  marl  and  calcareous

mudstone  with  shaly  intercalations,  particularly  thick  and
numerous  in  the  middle  part  of  the  sequence.  The  inter-
bedded  limestone  is  of  microcrystalline  calcite.  The  tick-
ness:  6—10 m.  In  the  Al  Qaryat  al  Gharbiyah  area  the
lithology  of  this  member  is  formed  by  light-coloured  to
white,  in  places  dolomitic  calcilutites  scarcely  laminated
and  slightly  silicified.  Intracalcilutites  to  chalky  calcilu-
tites  and  calcarenites  are  represented  subordinally.  Local-
ly  in  the  bottom  of  this  sequence  greenish  gypsiferous
clays  are  present  in  the  northeastern  area.

The  Umm  al  Kifan  Member  was  originally  described  as

the  Upper  Tar  Marl  by  Jordi  &  Lonfat  (1963),  Antonović
(1977),  Chaloupsky  (1979),  Čepek  (1979),  Röhlich
(1979),  Nairn  &  Salaj  (1992),  who  explained  this  differ-
ence  in  thickness  due  to  regression  of  the  sea  from  the
edges  where  the  Maastrichtian  fauna  lies  directly  below
the  Had  Limestone,  but  towards  the  centre  of  the  basin.

The  carbonates  are  sometimes  fossiliferous  and  they

may  show  features  of  current  activity  particularly  towards
the  top  where  cross-bedding  occurs  and  where  an  oolitic
horizon  has  been  described.  Towards  the  south,  the  clastic
content  of  the  upper  beds  increases  and  a red  colour  is  de-
veloped;  these  are  interpreted  as  being  due  to  the  ap-
proaching  to  shoreline.

The  Danian  age  of  the  Umm  al  Kifan  Member  is  deter-

mined  by  the  planktonic  foraminifers  (Salaj  1979,  p. 33)

represented  by  specimens  of  the  Postrugoglobigerina
daubjergensis
/Eoglobigerina  danica  Zone  with  Pos-
trugoglobigerina  hariana
  Salaj  and  Eoglobigerina  dani-
ca
  (Bang).  The  macrofauna,  occurring  very  scarcely,  is
represented  by  a group  of  bivalves  with  the  species:
Arca  tinrhentensis  Collignon,  Pseudomiltha    (Zorrita)  cha-
vani  
Colignon  and  Lima  sp.  and  small  indeterminable  and
recrystallized  gastropods.  The  Tar/Umm  al  Kifan  Member
boundary  and  thus  also  the  Maastrichtian/Danian  boundary
is  determined  by  the  disappearance  of  the  Upper  Maastrich-
tian  orbitoids,  represented  by  Omphalocyclus  macroporus
Lamarck,  which  do  not  pass  to  the  Danian  and  to  the  Umm
al  Kifan  Member  either.

Montian

Had  Limestone  Member

Antonović  (1977),  Živanović  (1977),  Čepek  (1979),

Röhlich  (1979)  and  Salaj  (1979)  have  described  the  mem-
ber  in  a  different  type  section  through  the  Al  Hamadah  al
Hamra.  This  member  is  a   highly  resistant  bed  of  carbonate
rocks-forming  the  second  sedimentary  cycle  of  the
Tabaquah  Formation  and  the  extensive  plateau  of  Al  Ha-
madah  al  Hamra  (Banerjee  1980).  The  most  widespread  se-
quence  of  all  the  sedimentary  units  in  the  studied  area
contributes  to  geological  composition  of  the  very  exten-
sive  Hamadah  al  Hamra  plateau.  It  consists  mainly  of  do-
lomitic  limestone  and  dolomite  with  many  dasycladacean
algae  represented  by  the  species:  Cymopolia  elongata
(Defrance),  Cymopolia  paronai  (Reineri),  Cymopolia  ed-
wardsi
  L.  and  G.  Morellet  and  others.  We  find  it  in  Wadi
Tabaqah,  Hamadah  al  Hamra,  with  a  restricted  subtidal  to
intertidal  marine  environment  with  low  energy.

The  lower  part  of  the  Had  Member  consists  of  siliceous

crystalline  to  microcrystalline  limestone  and  calcilutite,
both  in  places  dolomitized,  with  a characteristic  amount
of  grey  coloured  nodular  cherts  which  predominate.  The
intercalations  of  endostratic  breccia,  calcarenite  and  dolo-
mite  are  also  present.

Dasycladacea  characteristic  of  this  facies,  are  present

abundantly.  From  the  microscopic  point  of  view,  gastro-
pod  biomicrosparite,  sparite,  dolomitic  sparite  to  do-
losparite  dominates  with  frequent  siliceous  and  dolomitic
foraminiferal  biomicrites  with  Elphidiella  prima  (Ten
Dam)  (loc.:  NE  of  Al  Ulaymát)  together  with  fragments  of
dasycladal  algae.

Thanetian

Shurfah  Formation

Established  by  Jordi  &  Lonfat  (1963)  for  a Paleocene  se-

quence  of  shales,  marl  and  limestones  exposed  near  Wadi  Tar
(Hun  area).  It  is  divided  into  three  members  (Orbilolites  or
Operculina  or  Operculinoides  Limestone,  Galta  Chalk  and
Bu  Ra’s  Marl)  (Banerjee  1980),  of  which  the  last  member
outcrops  in  the  Mizdah,  Nalut  and  most  of  Al  Qaryat  al  Ghar-
biyah  area,  other  members  are  present  in  the  Eastern  area.

background image

15

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

Bu  Ra’s  Member  (Thanetian)

The  Bu  Ra’s  Member,  established  by  Jordi  &  Lonfat

(1963)  and  studied  in  detail  by  Goudarzi  (1970),  by  report
of  the  Energoproject  (1975),  and  Živanović  (1977),  repre-
sents  the  lower  member  of  the  Shurfah  Formation.  It  consists
mainly  of  marls  with  layers  of  calcilutites,  calcarenites  and
sparitic  to  dolomitic  limestone  (loc.:  Shatíb  al  Máqitah)
with  Operculina  aff.  heberti  (Munier  et  Chalmas)  to  dolo-
mite  with  very  good  porosity  (see  Fig.  6.5—8)  after  the  fos-
sils  Laffiteina  bibensis  Marie  and  Rotalia  trochidiformis
(Lambert).  The  gypsiferous  chalky  marl  with  a conspicuous
finely  silty  disintegration  is  the  chief  lithological  type  of
the  Bu  Ra’s  Member.  The  calcilutites  and  calcarenites  lo-
cally  also  containing  nodular  cherts,  clays,  sometimes  also
with  gypsum,  are  found  in  the  basal  part  of  the  member.

Čepek  (1979)  reported  that  clays  with  gypsum  become

the  basal  part  of  the  member  in  the  eastern  part  at  Al  Qary-
at  ash  Sharqiyah.

In  the  westernmost  part  of  the  same  stratigraphic  unit,

conglomerates  to  breccias  and  sandstones  with  calcilutite
matrix  are  equivalent  to  these  clays,  in  which  quartz
grains  as  intraclasts  are  quite  distinctly  represented  in  the
lower  layers  of  the  Bu  Ra’s  Member.  They  are  subangular
and  appear  as  intraclast-bearing  biomicrite  to  biosparite
under  the  microscope.

The  sedimentary  petrography  of  the  detailed  constitu-

ents  and  texture  of  the  Bu  Ra’s Member  was  studied  in
thin  sections  by  high  power  optical  microscopy.  Petro-
graphically,  original  particles  of  the  rocks  are  of  two
types:  skeletal  and  non-skeletal.  These  particles  are  usual-
ly  embedded  in  a calcite  matrix  or  calcite  cement.

1.  Skeletal  particles:  the  skeletal  elements  composition

shows  a  relative  abundance  of  foraminifers,  molluscs,  bra-
chiopods  fragments  and  Ostracoda.  Pellets,  peloids  are
also  present.  The  foraminifers  increase  with  higher  water
depth  and  more  open  circulation,  but  molluscs  and  brachi-
opods  commonly  occur  in  rock  types  deposited  in  normal
shallower  marine  environments.

2.  Dolomite,  sparry  calcite  and  anhydrite  in  crystals  and

as  micrite  supported  elements  are  most  commonly  associ-
ated  with  it  and  they  constitute  about  60  to  more  than
85 %  of  the  rocks

The  thin  section  petrographic  studies  of  the  Bu  Ra’s

Member  rocks  show  that  the  porosity  consists  mainly  of
vuggy  texture  (after  dissolution  of  the  foraminiferal  tests)
also  developed  as  a result  of  leaching  out  of  void-filling
and  replacement  by  anhydrite  and  dissolution,  but  the
rock  texture  is  affected  by  solution  processes  and  dolo-
mitization  to  different  degrees.  However,  all  the  pore  spac-
es  are  composed  predominantly  of  fine  crystalline  fabrics
with  a common  occurrence  of  bioclastic  lithofacies.

The  limestone  framework  consists  of  a relatively  wide

range  of  particles  ranging  from  muds,  pellets,  peloids,  intrac-
lasts  and  a diversity  of  bioclasts.  These  particles  are  usually
embedded  in  calcite  matrix  or  in  calcite  cement.  Diagenesis
seems  to  have  been  very  effective  as  is  shown  by  the  almost
complete  obliteration  of  the  original  textures  through  recrys-
tallization  of  both  the  particles  and  their  matrix.

Strong  diagenesis  and  recrystallization  of  the  rocks  is

largely  due  to  dolomitization  and  makes  their  microscopic
identification  difficult.  Gypsum  crystals  often  enhance  the
destructional  effect  so  that  primary  sedimentary  texture  be-
comes  completely  obliterated  or  is  preserved  in  relics  only.
The  prevailing  sparite  and  microsparite  contain  abundant
lighter  lenticular  shapes.  Diagenetic  processes  caused  almost
complete  obliteration  of  the  sedimentary  textures  in  most
cases.  These  processes  included  cementation,  compaction,  re-
crystallization  and  dolomitization.  The  latter  was  selective  in
some  cases  and  pervasive  in  others.  The  thickness  varies  from
33 m  near  Wadi  Tar  to  about  5 m  in  the  area  between  the
Wadi  Zamzam  and  As  Sadadah  in  the  Bani  Walid  sheet  area.

The  lithological,  petrographical  and  paleontological

characteristics  of  the  Bu  Ra’s  Member  are  indicative  of
shallow  to  very  shallow  water,  and  a  neritic  to  littoral  en-
vironment  of  deposition.  Salaj  (1979)  confirmed  that  the
environment  is  shallow  water  with  low  energy  supratidal
to  intertidal  parts  of  the  basin.  The  Bu  Ra’s  Member  has
been  assigned  to  Thanetian  in  age,  corresponding  thus  to
the  dating  of  Barr  &  Weegar  (1972).

Qaltah  (Galta)  Member  (Thanetian)

The  name  was  introduced  by  Burollet  (1960)  after  the  Al

Galta  spring,  on  the  eastern  margin  of  the  Hun  Graben.  Later
it  was  ranged  as  the  middle  member  of  the  Shurfah  Forma-
tion  by  Jordi  &  Lonfat  (1963).  It  is  composed  of  white  and
greenish,  soft,  friable,  chalky  limestone  and  marl.

Sandy  limestone  with  gypsum  interbeds  and  limestone

with  interbeds  and  irregular  nodules  of  chert  occur  in  the
Al  Qaddahiyah  area.

South  of  the  type  locality,  extending  over  a wide  area,

the  upper  part  of  the  sequence  10—15 min  thickness  is  de-
veloped  as  yellow  fossiliferous,  soft,  dolomitic  marls  and
marly  chalky  limestone.  The  thickness  is  about  48 m  in
the  Wadi  Tar  area,  about  40—45 m  south  of  Jabal  as  Soda
and  40—50 m  in  the  Bani  Walid-Qaddahiyah  area.

The  sediment  was  deposited  in  a relatively  quiet  shallow

to  very  shallow  marine  environment.  Čepek  (1979)  and
Salaj  (1979)  assigned  the  Qaltah  Member  to  Thanetian    age
by  using  the  faunal  evidence.  The  age  is  proved  by  miliolid
foraminifers  such  as  Idalina  sinjarica  Grimsdale.

Ammur  Member  (Upper  Paleocene)

“Orbitolites  Limestone  Member”.  The  Ammur  Member

was  introduced  by  Burollet  (1960),  or  by  Jordi  &  Lonfat
(1963)  as  the  ‘Operculinoides  or  Operculina  Limestone’.  Lat-
er,  the  Ammur  Member,  was  applied  again  according  to  the
new  type  section  established  in  the  Wadi  Ammur  (Shakoor  &
Shagroni  1984).

It  is  a grey,  yellow  to  greenish  or  dark  brown  cavern-

ous  weathering  limestone  and  dolomite  with  marls  and
chalky  marls  containing  Orbitolites  complanatus  Lamarck
and  Lockhartia  sp.  (Banerjee  1980).  The  depositional  en-
vironment  of  the  Ammur  Member  is  characterized  by
presence  of  algae,  abundance  of  the  diverse  miliolid  fora-
minifers  and  rare  Operculina  canalifera  d’Archiac  (Jordi

background image

16

SHIREF and SALAJ

&  Lonfat  1963),  as  a  typically  shallow  water  restraint
back-reef  –  subtidal  to  intertidal  environment  (protect-
ed  shelf,  with  low  energy;  Barnolas  et  al.  1990),  corre-
sponding  probably  to  the  Upper  Thanetian.

Upper  Paleocene—Lower  Eocene

Kheir  Member  the  lower  part  of  the  Bishimah  Formation

This  formation  was  defined  and  subdivided  by  Jordi  &

Lonfat  (1963)  into  the  Kheir  Marl  Member,  Rouaga  and
Gir  Gypsum  Member.  Only  the  Kheir  Member  was  studied.
The  Kheir  Member  consists  of  grey,  dense,  hard,  and
thick-bedded  to  massive  micritic  limestone  with  nodules
of  green  chert  in  the  upper  part  and  interbeds  of  calcaren-
ite  and  marly  limestone.  The  thickness  varies  between  30
to  40 m,  but  increasing  to  150—200 m  in  (Al  Qaddahiyah
area)  the  type  area  where  the  rock  types  are  mainly  chalky
limestone  and  chalky  marl  with  pelagic  foraminifers.  In
the  Sirte  Basin  Barr  &  Weegar  (1972)  described  the  Upper
Paleocene  Morozovella  velascoensis  Zone  from  the  lower
part  and  the  Lower  Eocene  Morozovella  subbotitina  Zone
from  the  upper  part  of  the  Kheir  Member.

This  age  of  the  Kheir  Member  is  confirmed  by  the  fact

that  the  lower  part  of  the  Rouaga  Member  on  Hun  Sheet
(Shakoor  &  Shagroni  1984)  and  in  the  Al  Washkah  area
(Woller  1978)  contains  representatives  of  the  alveolines
from  the  Alveolina  oblonga  Zone  (Hanzlikova  in  Woller
1978;  Salaj  2003),  which  already  corresponds  to  the  high-
er part of the Lower Ypresian.

The  Al  Hamadah  al  Hamra  facies  is  characterized  by  fri-

able  greenish  yellow  and  ochrous  marl  and  dolomitic
marlstone,  richly  inter-layered  with  green  clay  and  associ-
ated  with  gypsum  abounding  throughout  the  whole  verti-
cal  extent,  especially  in  the  middle  and  upper  part  of  the
Bishimah  Formation.

The  middle  part  of  the  Bishimah  Formation  is  present-

ed  by  thin  to  thik  intercalations.

Conclusions and discussion

Our  results  on  the  Upper  Jurassic  to  Lower  Paleogene

lithobiostratigraphy  contribute  to  the  regional  geology  of
Northwestern  Libya,  with  application  for  geological  map-
ping  and  for  the  oil  exploration  industry.  Especially  we
were  studying  the  sedimentology  and  facies  characteristics
of  the  Al  Gharbiyah,  the  Tabaqah.  We  propose  a new  name
for  the  Shurfah  Formation  with  the  redefinition  of  the  Tar
Member  ( = formerly  the  Lower  Tar  Member),  the  upper  part
of  the  Al  Gharbiyah  Formation  and  the  Umm  al  Kifan  (for-
merly  the  Upper  Tar  Member),  the  upper  part  of  the
Tabaqah  Formation.  However,  the  high  porosity  of  these
formations  in  the  deeper  zone  or  below  the  Shurfah  Forma-
tion  in  the  western  part  of  the  Al  Hamadah  al  Hamra  is  im-
portant  from  the  point  of  view  of  oil  accumulation.

Our  results  are  also  good  for  stratigraphic  interpretations

and  applications,  especially  throughout  the  Campanian  to
the  Lower  Eocene  sedimentary  formations,  for  finding  cri-

teria  of  sedimentary  conditions  in  correct  application  of
the  knowledge  on  the  archipelago  zone  facies  in  the  Cam-
panian  to  Lower  Eocene,  represented  by  the  Al  Gharbiyah
and  the  Shurfah  Formations.  In  the  Upper  Senonian  this  ar-
chipelago  zone  was  connected  with  other  Upper  Senonian
to  Lower  Eocene  formations  in  the  Libyan  offshore  zone
and  with  the  Cyrenaica  Platform  in  Eastern  Libya.

This  archipelago  zone  in  its  stratigraphic  development

and  sedimentary  interruptions  is  very  similar  to  the  Gosau
facies  in  the  Western  Carpathians  and  Eastern  Alpine  belts.
In  the  both  areas  the  Inoceramus  Marls,  Orbitoides  Lime-
stones  are  existing  and  in  places  the  pelagic  red  marls  with
planktonic  foraminifers  are  present.  These  facies  correspond
to  the  shallow  neritic  facies,  with  slight  influence  of  pelagic
sedimentation  and  many  stratigraphical  hiatuses.  The  tec-
tonic  evolution  in  both  areas  was  totally  different,  the  Al-
pine  in  the  northern  areas  in  the  Alps  and  Western
Carpathians,  and  the  epeirogenetic  in  the  South  on  the  Sa-
harian Platform, in the Al  Hamadah  al Hamra  areas.

The  application  of  our  knowledge  to  the  humid  paleocli-

matic  events  during  the  Campanian  and  Early  Paleogene
successions  on  the  basis  of  the  presence  of  red  marls  and  fer-
rugineous  concretions  in  many  stratigraphical  levels,  which
are  especially  studied  in  the  Cyrenaica  Platform  (Salaj  2004),
is  also  possible  in  lithofacies  development  of  the  Al  Ghar-
biyah  Formation  and  all  Paleogene  rock  units  of  Western
Libya.

To  improve  the  precision  of  our  knowledge  on  the  fa-

cies  development  and  stratigraphy  of  the  Mesozoic  and
Paleogene  sequences  it  is  necessary  to  carry  out  new  geo-
logical  research  to  resolve  some  important  problems:

–  Precision  on  the  age  of  the  very  shallow  marine  to

continental-fluviatile  sediments  (well  BM1-1)  below  the
uppermost  Dinerian  foraminiferal  Meandrospira  cheni
Zone  at  the  base  of  the  Bir  al  Jaja  Formation.

–  The  precision  on  the  age  of  the  Norian—Rhaetian—

Sinemurian  sediments  of  the  Abu  Shayban  Formation  and
the  Bi’r  al  Ghanam  Gypsum  Member  and  determination  of
the    duration  of  its  hiatuses.

–  Detailed  study  of  the  lagoonal  Pliensbachian—Toar-

cian  sediments  of  the  Bu  en  Niran  Member  (upper  part  of
the  Bi’r  al  Ghanam  Formation)  and  paleontological  re-
search  to  find  the  possibility  of  approving  the  age  of  some
important  fossil  levels  corresponding  to  the  marine  incur-
sion  in  these  lagoonal  sediments.

–  The  pebbles  of  detrital  conglometatic  sediments  of

Tigi  Group  and  the  Kiklah  Formation,  considered  herein,
as  Aptian—Albian  in  age.

–  The  paleomicrobiofacies  of  carbonate  sediments  with

the  detailed  paleontological  (macro-,  microfauna,  nanno-
plankton  and  palynomorphous)  studies  of  post-tectonic
Cenomanian  to  Coniacian  lagoonal  sediments  (Sidi    as  Sid
Formation,  Nalut  Formation,  Qasr  Tigrinnah  Marl  Member
and  the  Mizdah  Formation).

Acknowledgment:  This  study  of  Upper  Jurassic—Lower
Paleogene  lithostratigraphy,  facies  development  and  its
problems  was  supported  by  the  Project  MSM  0021620855
on  Geophysical  Department,  Faculty  of  Sciences,  Charles

background image

17

UPPER JURASSIC—LOWER PALEOGENE LITHOSTRATIGRAPHY (LIBYA)

University,  Prague.  We  thank  the  former  Head  of  this  De-
partment  Prof.  RNDr.  M.  Kobr,  CSc  for  his  help  in  our
work  and  for  remarks  to  Prof.  RNDr.  P.  Čepek.  CSc  (Dept.
of  Geology,  Faculty  of  Sciences,  Prague),  Assoc.  Prof.  Dr.
J.  Michalík  (Geol.  Institute  of  the  SAS,  Bratislava)  and
Ph.D.  Ahmed  Muftah  (Garyounis  University,  Faculty  of
Sciences,  Dept.  of  Earth  Sciences,  Benghazi).  We  also
thank  the  Industrial  Research  Centre,  Tripoli  for  permis-
sion  to  publish  this  note.

References

Adloff  M.C.,  Doubinger  J.  &  Masse  D.  1986:  Trias  de  Tripolitain

(Libye).  Nouvelles  données  biostratigraphiques  et  palynologiques.
Revue Institut Francais de Pétrole, Paris, 40, 6, 723—753.

Antonović  A.  1977:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000  Sheet

Mizdah. Explanatory Booklet. Ind. Res. Cent., Tripoli, 1—68.

Banerjee  S.  1980:  Stratigraphic  lexicon  of  Libya.  Ind.  Res.  Cent.,

Bull.  13,  1—300.

Barnolas  A.,  Robador  A.,  Serra-Kiel  J.  &  Caus  E.  (Eds.)  1990:  In-

troduction  to  the  Early  Paleogene  of  the  South  Pyrenean  Ba-
sin.  Early  Paleogene  Benthos.  First  Meeting,  Field-trip
Guidebook,  
Jaca,  3—157.

Barr  F.T.  &  Weegar  A.A.  1972:  Stratigraphic  nomenclature  of  the

Sirte Basin, Libya. Petr. Expl. Soc. Libya, Tripoli, 1—179.

Bonnefous  J.  1972:  Contribution  à  l’étude  Stratigraphique  et  Mi-

cropaléontologique  du  Jurassique  de  Tunisie  Septentrionale  et
Centrale, Sahel, (Zone des Chots). Thèse, Paris, 1—397.

Bouaziz S., Mello J. & Doubinger J. 1987: Les argiles et évaporites de

Mhira:  nouvelle  formation  d’age  Carnien  supérieur  –  Norien  de
la  Jeffara  (Tunisie  Méridionale).  Analyse  palynologique.  Notes
Serv. Géol. De Tunisie 
54, 25—39.

Bouaziz  S.,  Turki  M.M.  &  Zouari  H.  1996:  Précisions  strati-

graphiques sur la série Jurassique de la région Du Tebaga (Tu-
nisie  meridionale).  Implication  géodynamioque.  Notes  Serv.
Géol. De Tunisie
 62, 17—25.

Burollet P.F. 1956: Contribution  à  l’étude  stratigraphique  de  la  Tu-

nisie centrale. Ann. Mines Géol., Tunis 18, 1—345.

Burollet P.F. et al. 1960: Lexique stratigraphique international. Vol.

IV. – Afrique, Fasc. IVa. Libye. Centre Nat. Rech. Sci., Paris
1960,  1—62.

Burollet  P.F.  1967:  General  geology  of  Tunisia.  Guide  book  to  the

geology  and  history  of  Tunisia.  9

th

  Ann.  Field  Conf.,  Amster-

dam,  51—58.

Busson  G.  1967:  Le  Mésozoique  saharien,  premiere  partie:

l’Extreme-sud  tunisienn.  C.R.Z.A.,  Geólogie,  8 (CNRS),  I Vol.,
1—194.

Castany  G.  1951:  Etude  géologique  de  l’Atlas  tunisien  oriental.

Ann. Mines Géol. Tunis 8, 1—632.

Chaloupsky  J.  1979:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000:  Sheet

Sha’wa’  NH  32-8.  Explanatory  booklet.  Ind.  Res.  Centr.,  Tri-
poli,  5—66.

Chandoul H., Burollet P.F., Ben Ferjani A. & Memmi L. 1993: Re-

cueil des Coupes Types de Tunisiiie. I – Triass et Jurassique.
ETAP, Mémoire, 
Tunis 4, 5—95.

Christie A.M. 1955: Geology of the Gharian Area. U. N. Techn. Assist.

Program, fille no TAA (Lib.), 2, 1—60. Geol. map., New York.

Čepek  P.  1979:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000  Sheet  Al

Qaryat  Ash  Sharqiyah  Explanatory  Booklets.  Ind.  Res.  Cent.,
Tripoli,  1—112.

Dridi  M.  &  Maazaoui  A.  2004:  Environmentand  palaeogeography

of the Triassic of Ghadamis Basin – a case study: In: The ge-
ology of Northwest Libya. In: Salem J.M. & Oun K.M. (Eds.):

Sedimentary  basins  of  Libya  Vol.  I.  Second  Symposium,  Tri-
poli  –  2000,  
Malta  139—170.

Echikh  K.  1998:  Geology  and  hydrocarbon  occurrences  in  the  Gha-

dames  Basin,  Algeria,  Tunisia,  and  Libya.  In:  MacGregor  D.S.,
Moody R.T.J. & Clark-Lowes D.D. (Eds.): Petroleum geology of
North Africa:  Geol. Soc., London, Spec. Publ.  132, 109—129.

El Hinnawy M. & Cheshitev G. et al. 1975: Geological map of Lib-

ya,  1 : 250,000  Sheet  Tarabulus.  Explanatory  Booklet.  Ind.
Res. Cent
., Tripoli, 1—75.

Energoproject  1975:  Wádí  Sawfafin—Wádí  Zamzam—Al  Jufrah,  Re-

gional  hydrogeological  study.  Final  report,  Book  I —III,  Gen.
Water Authority. Internal report,. Tripoli.

Goudarzi  G.H.  1970:  Geology  and  mineral  resources  of  Libya.

A reconnaissance. Geol.  Surv. Prof. Pap. 660,  1—104.

Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G., Bleeker W. & Lourens L.J.

2004:  A  new  Geologic  Time  Scale  with  special  reference  to
Precambrian  and  Neogene. Episodes  27,  2,  83—100.

Hallett D. 2002: Stratigraphy. Part II. Mesozoic in Petroleum Geol-

ogy of Libya. Elsevier, AE Amsterdam, 144—200.

Hammuda  O.S.  2004:  Mesozoic  and  Cenozoic  history  of  the  Jifarah

Arch,  NW  Libya  and  SE  Tunisia.  The  Geology  of  Northwest
Libya (Ghadamis, Jifarah, Tarabulus and Sabratah Basins). Vol. I.
2

nd

  Symposium  on  the  Sedimentary  Basins,  Tripoli  –  2000

(Eds. Salem M.J. & Oun Khaled M.) 39—46.

Jordi  H.A.  &  Lonfat  F.  1963:  Stratigraphic  subdivision  and  problms

in  Upper  Cretaceous-Lower  Tertiary  deposits  in  norhwestern
Libya. Rev. Inst. France, Pétrole, Paris 18, 19, 1428—1436.

Kamoun F., Peybernes B., Montacer M., Ben Youssef M., Trigui A.

& Ghanmi M. 994: Application des concepts de la Stratigraph-
ie  Séquentielleaux  series  triassiques  du  Sud  de  la  Tunisiie.
Nouvelles  données  stratigraphiques  et  micropaléontologiques.
Proceedings of the 4

th

 Tunisian Petroleum Exploration Confer-

ence, Tunis, May 1994. Mémoires de l’TAP, Tunis, 213—233.

Mann  K.  1975:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,0000.  Sheet:  Al

Khums,  NI  33-14.  Explanatory  Booklet.  Ind.  Res.  Cent.  Tri-
poli,  1—83.

Megerisi  M.F.  &  Mamgain  V.D.  1980:  The  Upper  Cretaceous-Ter-

tiary  Formations  of  Northern  Libya:  A Synthesis.  Ind.  Res.
Centre,
 Tripoli, 1—84.

Mello J. & Bouaziz S. 1987: Mise en evidence de la discordance de

Sidi  Stout  dans  la  province  centrale  du  Sud-tunisien  et  de  son
terme  transgressif:  dolomie  de  Messaoudii  (Rhétien).  Notes
Serv. Géol. De Tunisie 
54, 41—54.

Nairn A.E. & Salaj J. 1992: Al Gharbiyah Formation, Upper Campa-

nian-Upper  Maastrichtian  (Northwest  Libya).  In:  Salem  M.J.  &
Oun K.M. (Eds.): The geology of Northwest Libya. Sed. Basins
of Libya Second Symposium IV,  
Amsterdam,  1621—1635.

Novović  T.  1977:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000.  Sheet

Nalut. Explanatory Booklet. Ind. Res. Cent., Tripoli, 1—68.

Röhlich  P.  1979:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000.  Sheet  Gha-

dames  NH  32-7.  Explanatory  Booklet.  Ind.  Res.  Cent.,  Tripoli
5—63.

Röhlich P. & Yooushah B.M. 1992: The Ghadamis Fault – A dis-

puted  structure  in  NW  Libya.  In:  Salem  M.J.  &  Oun  K.M.
(Eds.):  The  geology  of  Libya.  Sed.  Basins  of  Libya.  Second
Symposium – Tripoli 1987
, Amsterdam. Vol. VI, 2371—2380.

Salaj J. 1979: Geological map of Libya, 1 : 250,000. Sheet Al Qary-

at  Al  Gharbiyah.  Explanatory  Booklet.  Ind.  Res.  Cent.,  Tripo-
li,  1—73.

Salaj  J.  2003:  Southern  Tethyan  development  of  larger  foramini-

fers:  Palaeogene  palaeobiofacies  in  Tunisia  and  Libya.  In:  Sa-
lem  M.J.  &  Khaled  Oun  K.M.  (Eds.):  The  geology  of
Northwest  Libya  (Ghadamis,  Jifarah,  Tarabulus  and  Sabratah
Basins). Vol. I Second Symposium on the Sedimentary Basins
of  Libya,  held  in  Tripoli,  November  6—8.  2000.

Salaj  J.  2004:  Campanian  palaeoclimatic  events  in  the  Jardas  Al

background image

18

SHIREF and SALAJ

Ahrar  (Cyrenaica,  Libya).  Sedimentary  Basins  of  Libya.  Third
Symposium  on  Geology  of  East  Libya,  21—23  November  2004.
Benghazi. In Proceedings
 (in print). Malta.

Salaj  J.  &  Maamouri  A.L.  1998:  Upper  Cretaceous  microbiofacies

of Tunisia. Zemní Plyn a Nafta 43, 3, 339—433.

Salaj J. & Megerisi M.F. 1984: Upper Senonian and Paleocene bio-

stratigraphy  and  paleogeographic  development  of  Al  Qaryat
Al  Gharbyiah  area  (Hamadah  al  Hamra,  Libya).  Geol.  Zbor.
Geol.  Carpathica  
35,  2,  205—222.

Salaj J. & M’Zoughi M. 1997: Données nouvelles sur la microbios-

tratigraphie  (Foraminifera)  et  peléogeographie  du  Trias  de  Tu-
nisie. Zemní Plyn a Nafta 42, 1, 2—29.

Salaj J. & Nairn A.E.M. 1987: Age and depositional environment  of

the  Lower  Tar  “Member”  of  the  Zimam:  Formation  (Upper  Se-
nonian  in  the  northern  Hamadah  al  Hamra,  Libya.  Palaeo-
geogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.
  61,  3,  121—143.

Salaj  J.  &  Stráník  Z.  1970:  Découverte  du  Rhétien  dans  l’Atlas  tu-

nisien oriental.  C. R. Acad. Sci., Paris 271, 2087—2089.

Salaj J., Maamouri A. & Fakraoui M. 1998: Lower Cretaceous micro-

biofacies of Tunisia. II part. Zemní Plyn a Nafta 43, 2, 187—260.

Shakoor  A.  &  Shagroni  Y.  1984:  Geological  map  of  Libya,

1 : 250,000.  Sheet  Hun  (NI  33-11),  Explanatory  Booklet.  Ind.
Res. Cent.,
 Tripoli, 1—117.

Smetana  R.  1975:  Geological  map  of  Libya.  Sheet:  Ra’s  Jdeir,  N

32-16.  Expanatory  Booklet.  Ind.  Res.  Cent.,  Tripoli,  1—60.

Thomsen  E.  &  Heilmann-Clausen  C.  1983:  The  Danian-Selandian

boundary  at  Svejstrup  with  remarks  on  the  biostratigraphy  of
the  boundary  in  western  Denmark.  Bull.  Geol.  Soc.  Denmark
33,  341—362.

Van de Weerd A.A. & Ware P.L.G. 1994: A review of the East Al-

gerian Sahara oil and gas province (Triassic, Ghadames and Il-
lizi Basins). First Break 12, 7, 363—373.

Woller  F.  1978:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000.  Explanatory

Booklet.  Sheet:  Al  Washkah  (NH  33-15).  Ind.  Res.  Cent.,  Tri-
poli,  1—104.

Zaccagna  D.  1919:  Itinerari  Geologici  nella  Tripolitania  Occidentale.

Meridionale descrito Carta Geologica Italiana, Roma 18, 1—126.

Zivanović  M.  1977:  Geological  map  of  Libya,  1 : 250,000.  Sheet

Bani  Walid.  NH  33-2  Explanatory  Booklet.  Ind.  Res.  Cent.,
Tripoli,  1—71.