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Sommaire
[1. Introduction] [2. Matériel et méthodes]
[3. Résultats]
[4. Discussion et interprétation]
[5. Organisation paléogéographique]
[6.
conclusions] et ... [Références
bibliographiques]
Université de Carthage, Faculté des Sciences de Bizerte,
7021 Zarzouna, Bizerte (Tunisie)
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7021 Zarzouna, Bizerte (Tunisie)
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7021 Zarzouna, Bizerte (Tunisie)
Manuscrit en ligne depuis le 1 avril 2016
[Éditeur : Bruno ;
éditeur linguistique : Michel ]
Les calcaires palustres d'âge quaternaire (Pléistocène moyen et supérieur), objet de cette étude, se trouvent au niveau du massif El Gara Tajerouine (Nord-Ouest de la Tunisie). L'étude de ces dépôts à différentes échelles, macroscopique (description lithologique) et microscopique (pétrographie et minéralogie), montre qu'ils ont une structure tabulaire tout en reposant en discordance angulaire sur la série marno-calcaire de l'Aptien-Albien. Ces dépôts montrent également des variations latérales et verticales de faciès : conglomérats, calcaires et stromatolithes. Enfin, l'épaisseur des couches tend aussi à augmenter progressivement d'est en ouest et vers le sud de la zone d'étude. En raison de fluctuations de la nappe phréatique, ces carbonates ont subi des périodes d'inondation et d'émersion périodiques provoquant de nombreuses modifications par une pédogenèse d'émersion plus ou moins profonde (nodulisation, traces de racines, pseudo-microkarst), celles-ci influant sur les cimentations au cours de la diagenèse (alternances de ciment phréatique et vadose) qui justifient l'appellation des calcaires palustres.
Palustre ; stromatolithes ; pseudo-microkarst ; pédogenèse ; émersion
N., F., C. & K. (2016).- Étude sédimentologique des dépôts carbonatés continentaux de type palustre de la région de Tajerouine, Nord-Ouest de la Tunisie.- Carnets Geol., Madrid, vol. 16, nº 4, p. 43-59.
Sedimentologic study of palustrine continental carbonate deposits of the Tajerouine area, NW Tunisia.- The palustrine limestones of Quaternary (Middle to the Late Pleistocene) age described in this study are located in the El Gara massif Tajerouine (Northwest of Tunisia). The study of these deposits at different scales, both macroscopic (lithological description) and microscopic (petrography and mineralogy), shows that they have a tabular structure and an angular unconformity contact on the marly – calcareous series from the Aptian-Albian. They show lateral and vertical changes in facies, including conglomerates, limestones and stromatolites. Layer thickness tends to increase gradually from East to West and also to the South of the study area. Because of fluctuations in the groundwater table, these carbonates have undergone periods of flooding and emersion, causing many pedogenic changes. The nature of these changes was controlled by the height of emersion (nodulisation, roots traces, pseudo-microkarst). These pedogenic changes in turn affected cementation during diagenesis (alternations of phreatic cement), justifying the rock classification as palustrine limestone.
Palustrine; stromatolites; pseudo-microkarst; pedogenesis; emersion
Les accumulations carbonatées continentales présentent un grand intérêt dans la reconstitution des conditions climatiques et environnementales au cours du Quaternaire. En effet, ces dépôts sont capables de fossiliser ces conditions au cours de leur formation, ce qui a fait l'objet d'un grand nombre d'études au cours des 30 dernières années ( & , 1982 ; , 1983 ; , 1989 ; & , 1992 ; & , 1992 ; & , 1993 ; et al., 1995 ; et al., 1997 ; et al., 1997 ; & , 2000 ; , 2003 ; & , 2006 ; , 2007 ; et al., 2011, entre autres).
Sur le territoire tunisien, pays caractérisé par son climat à dominance aride et semi-aride, les accumulations carbonatées continentales sont omniprésentes et variées. Il s'agit notamment : A) de calcaires lacustres et palustres; B) de tufs et travertins d'origine essentiellement organique et rencontrés à proximité des sources hydrothermales; et puis C) de croûtes calcaires de type calcrète, à caractères pédologiques et diagénétiques.
Les croûtes calcaires ou calcrètes, quaternaires ou anciennes (paléocroûtes éocènes), ont fait l'objet de nombreuses études tant sur le plan sédimentologique que stratigraphique, aussi bien par les géologues (, 1967 ; , 1992 ; et al., 1984 ; , 1983, 1992, 2000) que par les pédologues ( et al., 1983 ; , 1990, entre autres), ou encore du point de vue géomorphologique (, 1962 ; , 1995). En revanche, les travaux concernant les calcaires lacustres et palustres sont rares (, 1992 ; , 2000 ; , 2005). Pourtant, ces formations lacustres et palustres sont d'un apport important aussi bien sur le plan paléoclimatique que paléogéographique régional.
Dans le présent travail, ce sont les calcaires palustres d'âge quaternaire, Pléistocène moyen et supérieur ( et al., 1988) de Tajerouine, Nord-Ouest de la Tunisie, qui font l'objet de notre étude lithologique, minéralogique et pétrographique, et ce dans le but de décrire leur morphologie et d'expliquer les mécanismes de leur formation.
2.1. Présentation de la zone d'étude
La région de Tajerouine est située entre l'Atlas Central et l'Atlas Septentrional de
la Tunisie, juste à la limite de la zone des diapirs et de celle des fossés
d'effondrement. Cette région est dominée par des structures plissées comme
celles de Jebel Slata et l'anticlinal d'El Gara plus au nord. Cet anticlinal,
dont le cœur est occupé par la série marno-calcaire d'âge crétacé, Apto-Albien
( & ,
1956), est érodé au niveau de sa
charnière (Figs. 1 
- 2 ) formant une vaste plaine alluviale prise en étau entre l'Oued Serrat et l'Oued
Mellègue. Les dépôts palustres
d'âge quaternaire, Pléistocène moyen et supérieur ( et al.,
1988), de la région de Tajerouine viennent ainsi se déposer au niveau de cette
plaine, en discordance angulaire sur la série apto-albienne sous-jacente (Fig.
3 ). Ces dépôts palustres montrent une morphostructure
originale correspondant à un plateau assez régulier perché au milieu de cette
plaine alluviale. Ce plateau disséqué par l'érosion possède une forme générale
elliptique couvrant une superficie de 8 km2 environ et présentant
des faciès variés (conglomérats, stromatolithes, calcaires, silts) couronnés
par une barre carbonatée sommitale formant une corniche bien visible dans le
paysage. Les séries crétacées sont affectées
par de nombreuses et diverses failles transversales et obliques, dont les
principales ont une direction subméridienne, sans effet sur le relief du
substratum des calcaires (Fig. 1 ).
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Figure 1 : Localisation géologique
de la zone d'étude.
Figure 1: Geological
location of the study area.
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Figure 2 :
Vue panoramique de
la partie est du massif El Gara.
Figure 2: Panoramic view of the eastern part of El Gara moutain.
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Figure 3 :
Discordance
angulaire.
Figure 3: Angular
unconformity.
2.2. Techniques analytiques
Dans le cadre de cette étude, la méthodologie utilisée combine celles adoptées par les sédimentologues, les pédologues et les géographes. Plusieurs campagnes de terrain ont été réalisées pour déterminer les aspects géologiques de la région choisie. Une description détaillée des coupes représentatives de ces formations carbonatées a été faite en insistant sur les variations latérales et verticales des faciès. En fonction de ces changements, nous avons prélevé des échantillons susceptibles d'être analysés au laboratoire.
La calcimétrie a été menée grâce au calcimètre de dont la précision est de l'ordre de 10%. L'analyse minéralogique de la roche totale et de la fraction argileuse a été réalisée à l'aide de diffraction des rayons X (cf. et al., 2013). L'étude des minéraux argileux nécessite l'obtention de trois lames de matériel orienté par décantation sur une lame (cf. , 1975 ; & , 1980) : une lame qui restera à l'état brut, sans traitement, c'est la donnée dite normale (N) ; une lame chauffée (CH) pendant 2 heures à une température comprise entre 500 et 600 °C ; une lame glycolée (G). Des estimations semi-quantitatives ont été réalisées sur les diffractogrammes de rayons X de la fraction argileuse. Cette opération nous permet d'avoir une vision comparative sur le pourcentage de chaque minéral argileux présent dans les roches analysées.
Pour pouvoir observer les microfaciès et en particulier les microstructures ( & , 1989), des lames minces ont été confectionnées (cf. , 1992, pour le protocole).
Dans le cadre de cette étude, 9 coupes ont été étudiées
et échantillonnées le long de ravins entaillant les dépôts palustres
d'El Gara (Tajerouine) (Fig. 1 ) :
3.1. Coupe M
3.1.1. Étude lithologique
Cette coupe a été levée dans la partie la plus méridionale
des dépôts palustres (GPS : 35° 55' 57,56" N, 8° 23'
47,08" E). Elle montre, de bas en haut la succession suivante (Figs. 4
- 5 ) :
Ces calcaires sont imprégnés ou enduits à leurs sommets par des traces d'oxyde de fer.
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Figure 4 : La coupe M.
Figure 4: Section M.
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Figure 5 : Log représentatif
des différents faciès de la coupe M.
Figure 5: Lithofacies log of
section M.
3.1.2. Étude pétrographique
Le niveau M 2 (Fig. 6.A-B )
montre une microstructure d'ensemble de type wackestone-packstone. Le
squelette est représenté par des grains de quartz (100 à 300 µm de diamètre,
30 à 40% de la roche totale), de minéraux opaques, de glauconite remaniée et
de calcite. Les grains détritiques de calcite (10 % de la roche totale) sont très
nets, avec un diamètre qui avoisine celui des grains de quartz. Les bioclastes
sont matérialisés par de nombreux tests de foraminifères remplis de taches
d'oxydes de fer qui seraient vraisemblablement d'origine bactérienne (,
1992). Les lithoreliques sont des fragments de roches
d'âge crétacé. Quand aux pédoreliques, ce sont des nodules
micritiques renfermant quelques micrograins de quartz. Les pédoreliques et
lithoreliques sont entourées de vides concentriques assez larges, secondairement
remplis de sparite diagénétique. Le contour des vides est souligné par des
traces d'oxydes de fer. Tous ces éléments figurés sont inclus par une
matrice micritique grise.
Le niveau M 5 (Fig. 6.C-D )
expose une microstructure d'ensemble de type wackestone. Le squelette est représenté
essentiellement par des grains de quartz (20% de la roche totale) de petite
taille (50 à 80 µm de diamètre moyen) qui seraient d'origine éolienne. On
enregistre quelques lithoreliques du Crétacé. Le tout est dispersé dans une
matrice micritique grise assez compacte. Ce plasma est affecté par d'importantes
fissures courbes et de craquelures, qui le découpent en nodules
et micronodules homogènes donnant à la roche un aspect bréchique. Les nodules,
comme les parois des vides, sont soulignés par des liserés comportant des
accumulations d'oxydes de fer de couleur rousse. Certains nodules sont entourés
d'une frange de sparite granulaire diagénétique, elle-même revêtue par le
liseré d'oxyde de fer. Par endroits, des oncolithes sont caractérisés par
des lits micritiques ou d'oxydes de fer de formes sinueuses, séparés par des
franges sparitiques palissadiques. Ce sont vraisemblablement des encroûtements d'origine
biologique.
Le niveau M 6 (Fig. 6.E ) révèle
une microstructure générale de type wackestone-mudstone. Les grains de
squelette sont plus rares et la structure d'ensemble est complexe. La matrice
est formée par une micrite grise débitée en nodules par des fentes courbes
tapissées par un liseré d'oxyde de fer. À ce niveau on note aussi des trames
sinueuses composées d'une alternance de lamines micritiques claires et d'autres plus claires,
microsparitiques. Il s'agit sans doute d'une
microstructure algaire calcifiée.
Le niveau M 7 (Fig. 6.F )
manifeste également une microstructure générale de type wackestone-mudstone.
Le squelette est représenté par des grains de quartz de petite taille (50 µm
de diamètre), dont le tri semble être d'origine éolienne, et de quelques
grains de glauconite de couleur rousse remaniée. Les lithoreliques se présentent
sous forme de nodules irréguliers imprégnés d'oxydes de fer. Le fond
matriciel micritique gris est affecté par des vides de formes complexes
secondairement remplis partiellement par de la sparite.
Le niveau
M 8 (Fig. 6.G-H )
indique une microstructure complexe avec des oncolithes qui sont caractérisés
par un cortex irrégulièrement concentrique autour d'un noyau micritique et
des planchers constitués de microlits micritiques parallèles au substrat
micritique ; cela rappelle la structure de tapis algaires. Il s'agit
apparemment d'un niveau où la précipitation de la calcite est réalisée en
association avec la croissance de cyanobactéries, en milieu submergé.
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Figure 6 : Photographies des lames minces de la coupe M :
M2 : A - B : Structure de
type packstone. Présence des grains de quartz, de glauconite remaniée et de la
calcite, avec des lithoreliques (fragments de roches anciennes) et des pédoreliques
(nodules micritiques) ; M5 : C
- D : Structure de type wackestone. Présence des grains de quartz, des
oncolithes dorigine algaire, des traces d'oxyde de fer et de la
bréchification ; M6 :
E : Structure de type wackestone-mudstone. La matrice formée par une
micrite disséquée en nodules et des fentes courbes qui sont tapissés par un
liseré d'oxyde de fer ; M
7 : F : Structure de type wackestone-mudstone. Présence des
grains de quartz, de glauconite remaniée et des lithoreliques sous forme de
nodules irréguliers d'oxyde de fer ; M8 :
G - H : Structure complexe. Présence des oncolithes sphériques et une
calcitisation en éventail.
Figure 6: Photomicrographs
of section M: M2: A - B:
Wackestone-packstone structure. Presence of quartz, reworked glauconite and
calcite grains, plus lithorelics (fragments of older rocks) and pedorelics
(micritic nodules); M5: C - D: Wackestone structure. Presence of oncolith, iron oxide
trace, brechification and quartz grains;
M6: E: Wackestone-mudstone structure. The matrix is formed by micrite with
presence of curved cracks lined by iron oxide; M7: F: Wackestone-mudstone structure. Presence of quartz, reworked
glauconite grains and lithorelics (fragments of older rocks);
M8: G - H: Complex structure.
Presence of oncolith and calcite fans.
3.1.3. Calcimétrie et minéralogie
Les résultats exprimés en pourcentage sont présentés dans le Tableau 1. Ils démontrent une teneur importante de CaCO3, comprise entre 65 et 92 % avec de plus faibles pourcentages limités aux niveaux M4 et M8.
La minéralogie de la roche totale (par diffraction des rayons X) révèle la prédominance de la calcite et accessoirement la présence de quartz et de minéraux des argiles. Dans la fraction fine, on trouve une association de quatre minéraux : kaolinite, smectite, chlorite et illite dont nous n'avons pas estimé les proportions.
Tableau 1 :
Pourcentages de la calcite des échantillons de la coupe M.
Table 1: Calcite
percentages of samples of section M.
| Échantillon | CaCO3 (en %) |
| M 1 | 84,62 |
| M 2 | 88,46 |
| M 3 | 92,30 |
| M 4 | 49,61 |
| M 5 | 76,92 |
| M 6 | 73,06 |
| M 7 | 65,38 |
| M 8 | 34,61 |
3.2. Ensemble des coupes P
Cet ensemble de 6 coupes est situé au nord-ouest du dépôt
calcaire (Fig. 1 ). En fait, elles se
trouvent à l'extrémité ouest des affleurements et serviront de base à un
transect de direction NE-SO, montrant des variations latérales des faciès (Figs. 7
& 11 ). Pour mettre en évidence ces passages latéraux de faciès et
leur épaisseur, des coupes échelonnées de 200 m en 200 m ont été levées
suivant ce transect.
3.2.1. Étude lithologique
a) Coupe P 1
Cette coupe (GPS : 35° 57' 28,78" N, 8° 23'
35,20" E) (Figs. 7.A
& 11 ) débute
par un niveau conglomératique, de 50 à 60 cm d'épaisseur, à éléments détritiques
polygéniques et hétérométriques (1 à 10 cm de diamètre) ; les gros
galets sont arrondis et émoussés ; les plus petits sont pratiquement
anguleux. Les éléments détritiques sont épars (debris flows) et pris dans
une matrice silto-carbonatée blanchâtre et pulvérulente. Ce dépôt conglomératique
est surmonté par un niveau carbonaté de 50 cm d'épaisseur, très induré,
renfermant uniquement des éléments
détritiques infracentimétriques. Ce niveau massif se débite localement en
lits décimétriques affectés par des fentes verticales ayant l'apparence de
mud-cracks. Au sommet, ce niveau s'enrichit à nouveau de galets arrondis et hétérométriques.
b) Coupe P 2
Cette coupe (GPS : 35° 57' 28,23" N, 8° 23'
38,76" E) (Figs. 7.B
& 11 )
est constituée de 3 bancs carbonatés décimétriques, séparés par des
discontinuités subhorizontales planes. Ces bancs sont généralement très
indurés et affectés de fentes verticales. À la cassure, ces carbonates
apparaissent riches en lithoclastes de natures variées et des bioclastes attestés
par des débris de gastéropodes
continentaux (Limnée et Hélix).
c) Coupe P 3
Cette coupe (GPS : 35° 57' 29,15" N, 8° 23'
29,13" E) (Figs. 7.C
& 11 )
est subdivisable en deux niveaux :
Ces deux niveaux sont séparés par une nette discontinuité plane.
d) Coupe P 4
Cette coupe (GPS : 35° 57' 32,45" N, 8° 23'
22,11" E) (Figs. 7.D
& 11 ) débute
par un niveau conglomératique de 20 à 30 cm d'épaisseur, à matrice
carbonatée de couleur claire, qui est surmonté par une barre carbonatée de
50 à 70 cm d'épaisseur, indurée à crayeuse qui semble correspondre à une
craie de lac comme celles décrites ailleurs par &
(1989). Ces carbonates sont affectés par une forte densité de vides dont
l'orientation d'ensemble verticale rappelle celles des pseudo-microkarsts ( &
, 1982). À ce niveau on a récolté de nombreux moules et
tests de gastéropodes continentaux de taille variable (Hélix et Planorbe) (Fig. 8 ). De plus, ce niveau est caractérisé par la présence de nombreuses
fentes verticales qui le débitent en prismes de tailles différentes.
e) Coupe P 5
Cette coupe (GPS : 35° 57' 34,69" N, 8° 23'
14,66" E) montre un niveau basal métrique, carbonaté, massif et
conglomératique (Figs. 7.E & 11 ).
Les galets polygéniques et hétérométriques sont dispersés dans une matrice
calcaire très indurée (debris flows). Ce niveau forme une barre très nette
dans le paysage et indique de nombreuses discontinuités physiques : A) vides de
forme circulaire ou ovoïde dont les parois manifestent des revêtements
calcitiques secondaires qui se distinguent par leur coloration blanche. Cette
pellicule pouvant être comparée à une calcitane ; et B) des fissures planes,
verticales et orthogonales, qui
rappellent les "skew planes" de (1964)
(Fig. 9 ). Le niveau sommital correspond à une barre carbonatée de
50 cm d'épaisseur.
f) Coupe P 6
C'est la coupe la plus épaisse et elle représente la
totalité des faciès rencontrés (GPS : 35° 57' 39,69" N, 8° 23'
09,35" E) (Figs. 7.F
& 11 ). De
bas en haut, on distingue :
).
La base se débite en prismes ;
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Figure 7 : A :
La coupe P 1; B : La coupe P 2; C :
La coupe P 3; D : La coupe P 4; E :
La coupe P 5; D : La coupe P 6.
Figure 7: A : Section P 1; B: Section P 2; C:
Section P 3; D: Section P 4; E:
Section P 5; F: Section P 6.
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Figure 8 :
Moule de gastéropode.
Figure 8: Gastropod mold.
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Figure 9 : Fentes
planes et obliques (skew planes de , 1964).
Figure 9: Planar and oblique
cracks (skew planes of , 1964).
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Figure 10 :
Traces de racines
(flèches en rouge) et pseudo-microkarst (flèches en bleu).
Figure 10: Roots traces (red arrows) and pseudo-microkarst (blue arrows).
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Figure 11 : Corrélation des
différents logs de la coupe P.
Figure 11: Correlation of
different lithofacies logs of section P.
3.2.2. Étude pétrographique
Les observations microscopiques concernent uniquement les échantillons
indurés prélevés au niveau de la coupe P (6) (Fig. 12 ) :
)
montre une microstructure générale de type packstone. Le squelette est représenté
par des grains de quartz (40% environ de la roche totale, 80 µm de diamètre
moyen), de glauconite remaniée et des minéraux opaques. On note également la
présence de lithoreliques, de pédoreliques et des bioclastes formés de tests
de foraminifères et de tests d'ostracodes. La matrice micritique est de
couleur grise.) révèle
une microstructure générale plus complexe. Le squelette est représenté par
des grains de quartz (constituent 10% environ de la roche totale, 40 µm de diamètre
moyen) et de glauconite remaniée. Ils sont associés à des lithoreliques et
des pédoreliques dans une matrice micritique de couleur grise à jaunâtre.)
indique une microstructure générale de type packstone. Le squelette est représenté
par des grains de quartz (40% environ de la roche totale, 80 µm de diamètre
moyen), de quartz polycristallin et de glauconite remaniée. Les lithoreliques
et les pédoreliques sont très rares.)
expose une microstructure générale de type packstone. Le squelette est représenté
par des grains de quartz (40% environ de la roche totale, 80 µm de diamètre
moyen), de quartz polycristallin. Les lithoreliques sont rares et la
matrice est micritique de couleur grise.
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Figure 12 :
Photographies des lames minces de la coupe P (6) : P (6) 2 : A - B : Structure de type packstone. Présence
des grains de quartz, de la glauconite remaniée et des minéraux opaques, avec
des vides courbe concentrique; P (6) 5 :
C - D : Structure générale complexe. Présence des grains de
quartz, de la glauconite remaniée, des intraclasts, des lithoreliques et des pédoreliques;
P (6) 6 : E - F : Structure
générale de type packstone. Présence des grains de quartz, de quartz
polycristallin et de la glauconite remaniée ; P (6) 7 : G - H : Structure générale de type packstone.
Le Présence des grains de quartz, de quartz polycristallin et de la glauconite
remaniée.
Figure 12: Photomicrographs
of section P 6: P (6) 2: A
- B: Packstone structure.
Presence of quartz grains, reworked glauconite and opaque minerals with curved
and concentric voids; P (6) 5: C - D: Complex structure. Presence of quartz grains,
reworked glauconite, intraclatsts, lithorelics (fragments of older rocks) and
pedorelics (micritic nodules); ; P (6) 6: E - F: Packstone structure. Presence of quartz grains,
reworked glauconite and polycrystalline quartz; P (6) 7: G - H: Packstone structure. Presence of quartz grains,
reworked glauconite and polycrystalline quartz.
3.2.3. Calcimétrie et minéralogie
Les analyses calcimétriques et minéralogiques ont concerné uniquement les échantillons de la coupe P 6. L'étude calcimétrique est représentée dans le Tableau 2. On observe un taux important de CaCO3 (compris entre 62 et 88 %) relativement constant.
La diffraction des rayons X montre que la calcite est le minéral dominant, associé au quartz et aux minéraux des argiles qui correspondent aussi à l'ensemble : kaolinite, smectite, chlorite et illite.
Tableau 2 : Pourcentages de
calcite des échantillons de la coupe P
(6).
Table 2: Calcite
percentages of samples of section P (6).
| Échantillon | CaCO3 (en %) |
| P (6) 1 | 81,76 |
| P (6) 2 | 69,18 |
| P (6) 3 | 62,89 |
| P (6) 4 | 82,38 |
| P (6) 5 | 88,05 |
| P (6) 6 | 75,47 |
| P (6) 7 | 88,05 |
3.3. Coupe ST
3.3.1. Étude lithologique
À l'extrémité sud-est de l'affleurement des dépôts palustres de Tajerouine (El Gara), se trouve une formation stromatolithique à croûtes zonaires. Ces dépôts de 2 m d'épaisseur environ reposent directement sur la série marno-calcaire d'âge albo-aptien ( & , 1956) (GPS : 35° 55' 50,48" N, 8° 24' 10,27" E).
Ce type de stromatolithe
se présente sous forme d'une succession de bancs subhorizontaux, de 20 à 30
cm d'épaisseur, composés chacun de feuillets infracentimétriques plus ou
moins discontinus, séparés par
des vides plans discontinus (Fig. 13 ). Certains de ces vides sont tapissés par un revêtement de
calcite blanche à grise, organisée en lits d'épaisseur inframillimétrique
de couleur alternativement claire et sombre. Chaque fois que ce plancher peut être
observé sur une surface horizontale, il apparaît affecté par des fentes de
dessiccation le découpant en polygones de 5 à 10 cm de maille
(Fig. 14 ). Par ailleurs, certains vides circulaires assez larges ont leur paroi
couverte par une pellicule calcitique blanche. Les couleurs variées (ocre, rousse, voire lit de vin) des ensembles stromatolithiques
sont dues à des oxydes de
fer et vraisemblablement de manganèse
(Fig. 15 ). Ces niveaux oxydés sont associés à des carbonates ocre jaune très
altérés et présentant par endroits des veines calcitiques centimétriques de
couleur blanche disposées horizontalement.
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Figure 13 :
Bancs de la
coupe ST à structure laminée interprétée comme stromatolithe.
Figure 13: Exposure of section
ST with laminated structure interpreted as a stromatolite.
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Figure 14 : Fentes de
dessiccation.
Figure 14: Desiccation cracks.
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Figure 15 : Traces d'oxyde
de fer et de manganèse.
Figure 15: Iron and manganes
oxide traces.
Au milieu de ces dépôts, s'intercale un niveau conglomératique de 20 à 30 cm d'épaisseur, formé de galets polygéniques, ne dépassant pas 5 cm de diamètre moyen.
Au sommet de cet ensemble stromatolithique, la séquence se termine par : A) un niveau carbonaté de 20 à 30 cm d'épaisseur, de couleur gris foncé associé à des traces d'oxydes de fer et de manganèse, et B) d'un niveau travertineux décimétrique à structure en gerbes composées de tubules millimétriques jointifs, dressés à la verticale d'origine vraisemblablement végétale.
3.3.2. Étude pétrographique
D'un point de vue microscopique, les stromatolithes montrent
des microstructures complexes de type boundstone à l'intérieur d'un sédiment
boueux (Fig. 16 ).
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Figure 16 : Photographies de lame mince de la
coupe ST : Structure complexe, avec présence de grains de quartz de petite
taille et montre des laminations alternativement claire et sombre et un ciment
sparitique indice d'une diagenèse de type phréatique.
Figure 16: Photomicrographs
of thin section from section ST: Complex Structure, with presence of small quartz grains.
Alternating light and dark laminations and sparitic cement indicates phreatic
diagenesis.
Le squelette est formé de grains de quartz de petite taille de 20 à 50 µm de diamètre moyen piégés entre les trames algaires. La matrice est composée d'une micrite gris foncé contenant également des grains de quartz toujours de petite taille. Elle est riche en éléments à microstructure stromatolithique, engendrant des ooïdes et des oncolithes, de formes et de tailles variables :
La matrice est affectée par une fissuration discontinue, le plus souvent comblée, totalement ou partiellement par de la sparite drusique, indice d'une diagenèse de type phréatique.
3.4. Coupe CG
Étude lithologique
Les dépôts conglomératiques se trouvent essentiellement à l'extrémité nord-est du bassin de sédimentation carbonatée qualifiée de
palustre (GPS : 35° 57' 34,22" N, 8° 24' 21,77" E) (Fig. 1 ), ce que
confirme la coupe CG dont les dépôts à galets et graviers calcaires
reposent directement sur la série marno-calcaire d'âge apto-albien ( &
, 1956).
Ces dépôts conglomératiques, dont l'épaisseur varie ici
entre 2 et 3 m, sont composés
essentiellement de galets hétérométriques
arrondis (1 à 50 cm de diamètre) déposés en vrac à la base (debris flow)
et stratifiés vers le sommet, formant des bancs de 10 à 50 cm,
de nature essentiellement carbonatée, intercalée des sédiments
sablo-silteux
(Fig. 17 ).
Lorsqu'on se déplace vers le sud-ouest, la fréquence des éléments détritiques diminue progressivement, laissant place à des alternances de marnes et calcaires et des tufs.
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Figure 17 : Dépôts conglomératiques
de la coupe CG cimentés par diagenèse subaquatique.
Figure 17: Conglomeratic
deposits of the section CG cemented by subaquatic diagenesis.
L'étude détaillée de ces dépôts carbonatés a permis de
montrer une variation latérale de faciès qui correspond à un épaississement
progressif vers l'ouest : de 1 à 2,5 m d'épaisseur (Fig.
11 ). Cette
prédominance des carbonates sous la forme d'une
matrice boueuse (micritique) est vraisemblablement liée à l'existence de
conditions de dépôt initiales par précipitation sous une faible tranche d'eau. Cependant, la répartition des faciès conglomératiques plus
importants et plus grossiers à l'est de la zone d'étude montre que le
bassin était apparemment alimenté par les apports discontinus d'un cône
fluviatile ou d'un cône de déjection (alluvial fan).
En raison d'une énergie hydrodynamique forte à moyenne et d'un mode de transport en coulées du matériel détritique, on doit envisager un climat aux pluies rares et violentes, bien que plus humide que l'Actuel.
Vers le sud et l'ouest, la proportion des carbonates prend de l'ampleur et la fréquence des éléments détritiques persiste. Ces éléments qui deviennent de plus en plus fins indiquent un hydrodynamisme décroissant, de moyenne à faible énergie, mais leur persistance jusqu'au centre de la dépression lacustre implique un épandage sans entrave dans toute la dépression inondée.
Les microstructures stromatolithiques du sud-est suggèrent une plus grande permanence de la nappe d'eau où ces sédiments se sont déposés. Mais l'abondance des indices de dessiccation (fissuration de la matrice boueuse) démontre que tout ce domaine était soumis à de longues émersions.
Nous remarquons que les dépôts étudiés ont subi des déformations
à intensité variable, suite à l'alternance de phases d'inondation et d'assèchement pendant la sédimentation, donnant naissance à des
fissurations différenciées. En effet, on y distingue (Fig. 9 ) :
L'analyse microscopique des roches carbonatées a permis de montrer que les éléments squelettiques quartzeux de petite taille sont plus ou moins dispersés dans une boue micritique grise. Cette matrice est traversée par de nombreuses fissures assez larges qui la débitent en nodules de tailles variées donnant à la roche un aspect bréchique, indice de l'émersion de la roche. Ces nodules sont le plus souvent tapissés à leur surface par des liserés d'oxydes de fer et de manganèse. Ces oxydes de fer et de manganèse se trouvent également au niveau des discontinuités physiques sous forme de trames ou bandes de quelques micromètres d'épaisseur (, 1964). Ces observations nous permettent de dire que le sédiment est soumis aux fluctuations de la nappe phréatique et se trouve ainsi, tantôt immergé, tantôt émergé. D'ailleurs, les discontinuités physiques sont presque totalement obturées par de la sparite indiquant une cimentation diagénétique plus tardive, de type phréatique.
La répartition des faciès dans le bassin de Tajerouine montre une organisation originale des dépôts palustres et une évolution paléogéographique liée surtout aux climats instables au cours du Quaternaire (Pléistocène moyen et supérieur). La sédimentation des dépôts palustres diffère en fonction de la distance à la zone d'alimentation du bassin. Elle est influencée par la nature et la morphologie du bassin versant et l'importance du réseau hydrographique. À l'est comme au sud, la série débute par des dépôts conglomératiques interprétés comme des dépôts de cône fluviatile (alluvial fan) issus de reliefs avoisinants et peut-être d'apports alluviaux débordant de l'Oued Mellègue. Les calcaires palustres du centre du bassin viennent ensuite recouvrir les dépôts détritiques dont la fréquence et la taille diminuent sensiblement. Ceci indique une diminution des apports détritiques en faveur de la sédimentation carbonatée subaquatique dont l'épaisseur tend à augmenter jusqu'à 2,5 m vers le sud du bassin. Ici, la boue carbonatée s'est déposée dans des conditions hydrodynamiques très affaiblies. À cause des fluctuations saisonnières ou plus durables de la nappe phréatique, ces carbonates ont subi des périodes d'inondation et d'émersion, ce qui a provoqué leur pédogenèse (nodulisation, fissuration, traces de racines, pseudo-microkarsts, etc.) et la diagenèse (alternance de ciments de type phréatique et vadose). Au sud-est du bassin, on assiste au développement de dépôts stromatolithiques (cyanobactéries).
Les calcaires continentaux (palustres) de la région de Tajerouine attribués au Quaternaire, Pléistocène moyen et supérieur ( et al., 1988), correspondent à un bassin latéral à l'Oued Mellègue actuel, dans l'axe du massif d'El Gara. Ils se présentent sous la forme d'une structure tabulaire reposant en discordance angulaire sur la série marno-calcaire de l'Aptien-Albien ( & , 1956) dont les faciès sont remaniés (galets calcaire, glauconite, microfossiles). La répartition des dépôts conglomératiques, correspondant à l'extrémité d'un cône fluviatile, suggère que les principaux reliefs se situaient au nord et à l'est de la dépression envahie par les eaux d'une nappe phréatique émergeante. L'étude détaillée des dépôts carbonatés nous a permis de montrer des variations "spatio-temporelles" des faciès, dont l'épaisseur des couches tend à augmenter progressivement d'est en ouest et vers le sud. L'existence des stromatolithes au sein des carbonates étudiés permet de préciser que les dépôts palustres se sont mis en place dans un domaine continental temporairement riche en eau douce. Dans un contexte diagénétique d'émersions répétées, les calcaires étudiés ont subi des dessiccations qui justifient l'appellation de calcaires palustres liés aux phénomènes de pédogenèse dépendant de phases périodiques d'émersion.
Ce travail entre dans le cadre de la préparation d'une thèse de doctorat en géologie à la Faculté des Sciences de Bizerte, Université de Carthage, Tunisie. Nous remercions les examinateurs, Messieurs P. et J.-C. , pour leurs suggestions et commentaires très constructifs.
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