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Sommaire
[1. Introduction]
[2. Cadre Géologique]
[3. Méthodes]
[4. Résultats et interprétations]
[5. Discussion]
[6. Conclusions]
et ...
[Références bibliographiques]
Pétrologie sédimentaire,
B20, Université de Liège, Sart-Tilman 4000, Liège (Belgique)
Laboratoire de dynamique sédimentaire
et environnement, École Nationale d'Ingénieurs de Sfax, Route de Soukra km 4
- 3038 Sfax (Tunisie)
Pétrologie sédimentaire,
B20, Université de Liège, Sart-Tilman 4000, Liège (Belgique)
Laboratoire de dynamique sédimentaire
et environnement, École Nationale d'Ingénieurs de Sfax, Route de Soukra km 4
- 3038 Sfax (Tunisie)
Pétrologie sédimentaire, B20, Université de Liège, Sart-Tilman 4000, Liège
(Belgique)
Paleomagnetism, Fort Hoofddijk, Utrecht University, Utrecht
(Pays-Bas)
Manuscrit en ligne depuis le 12 décembre 2016
[Éditeur : Bruno Granier]
En Tunisie, au cours du Miocène, suite à la phase de plissement NE-SW (direction atlasique), les dépôts silicoclastiques sont mis en place dans un environnement deltaïque au sud-ouest et une plate-forme marine interne au nord-est du pays. Dans cet article, nous présentons la coupe de Kechem El Artsouma, du Miocène, qui est représentative des dépôts de Tunisie centrale. Cette zone est particulièrement intéressante car elle correspond à la zone de transition entre les dépôts de delta et marins peu profonds. Nous proposons une combinaison de techniques telles que l'analyse des faciès, la susceptibilité magnétique et la mesure de la teneur en carbonate pour améliorer l'interprétation et la reconstruction des paléo-environnements et de leur évolution au cours du Miocène. Huit faciès sont identifiés, situés dans un domaine fluviatile, lagunaire et un domaine de plage. Les dépôts de la Formation Ain Grab (Langhien) sont interprétés comme déposés en phase transgressive, suivis par les dépôts de la Formation de Béglia (Serravallien) en phase régressive. La Formation de Saouaf (Serravallien-Tortonien inférieur) correspond à une phase transgressive et régressive. La coupe Kechem El Artsouma permet de proposer un modèle sédimentaire pour les dépôts du Miocène de la zone de transition en Tunisie centrale.
• Miocène ;
• Tunisie ;
• environnements de dépôt ;
• faciès ;
• susceptibilité magnétique.
Belghithi H., Boulvain F., Yaich C. & Da Silva A.C. (2016).- Évolution des séries silicoclastiques miocènes en Tunisie centrale : Cas de la coupe de Khechem El Artsouma.- Carnets Geol., Madrid, vol. 16, no. 23, p. 557-568.
Evolution of Miocene siliciclastic deposits in central Tunisia: Case study of the Khechem El Artsouma section.- After a NE-SW folding phase (Atlasic direction) during the Miocene, siliciclastic sediments from a deltaic environment were deposited in the south-western part of Tunisia while an internal offshore platform formed in the north-eastern part of the country. In this paper we focus on the Khechem El Artsouma Miocene section which is representative of central Tunisia deposits. This area is particularly interesting to study, because it corresponds to a transition zone between deltaic and shallow marine deposits. Facies analysis, magnetic susceptibility measurements and carbonate content measurements are combined to propose a reconstruction of the paleoenvironments and their evolution through the Miocene. Eight facies are identified, from fluviatile, swamp and evaporitic lagoon environments to shore environments. The deposits of the Ain Grab Formation (Langhian) are interpreted as transgressive, followed by the Beglia Formation (Serravalian), which are interpreted as regressive. The whole Saouaf formation (Upper Serravalian - Lower Tortonian) corresponds to a transgressive and regressive sequence. The Djebel Khechem El Artsouma section permits the proposal of a complete sedimentary model for the Miocene deposits from this central Tunisia transition zone.
• Miocene;
• Tunisia;
• sedimentary environments;
• facies;
• magnetic susceptibility.
Le Miocène correspond à une période charnière, d'intense activité tectonique, au cours de laquelle se sont formés les Alpes, les Apennins et la Chaine Atlasique (El Euch, 2007). Le nord de la Tunisie a d'abord été soumis à une tectonique tangentielle liée à la Formation de la chaîne alpine. D'épaisses séries molassiques (centaines de mètres), dominés par des sédiments silicoclastiques se sont accumulées pendant et après la phase de plissement (Rouvier, 1977, in Bensalem, 2005; Burollet & Bismuth, 1993). Des études générales ont été effectuées et différents modèles sédimentaires ont été proposés pour ces séries mollassiques (Bensalem, 1992, 1993 ; Jeddi, 1993; Bedir et al., 1996 ; Mannai-Tayech, 1996). Mannai-Tayech (2006a) propose une reconstitution des environnements de dépôt, dominés par des faciès fluvio-deltaïques et alluviaux au sud-ouest de la Tunisie, passant à une plate-forme interne au nord-est. Boujamaoui (2000) décrit une succession d'environnements du sud au nord, allant de dépôts de delta proximal vers un dépôt de plate-forme, en passant par celui d'un delta distal au sein de la Formation Beglia. Les dépôts du Miocène de la Tunisie présentent un intérêt économique considérable, car ils forment dans de nombreux cas d'excellents réservoirs pétroliers (Burollet, 1967 ; Ben Haj Ali et al., 1998 ; Mannai-Tayech, 2006b ; El Euch, 2007). Malgré la connaissance du contexte sédimentaire global, la stratigraphie et les corrélations entre les successions sédimentaires du Miocène de la Tunisie centrale ainsi que les variations spatio-temporelles de faciès, des discontinuités (d'origine tectonique et/ou eustatique) et les variations eustatiques, sont mal comprises. Le présent travail s'intéresse aux sédiments sableux à argileux du Miocène en Tunisie centrale. La coupe Khechem El Artsouma est sélectionnée pour cette étude car elle recoupe un long intervalle stratigraphique du Miocène couvrant le Burdigalien supérieur au Tortonien supérieur : Les formations Grijima, Ain Grab, Beglia, Saouaf et Ségui. Nous proposons une étude sédimentologique associée à des mesures de susceptibilité magnétique et de calcimétrie, afin de dresser un modèle sédimentaire plus précis des environnements de dépôt, ainsi que la nature et la géométrie de ceux-ci et de leurs variations au cours du temps.
Depuis le Miocène inférieur jusqu'au Quaternaire, la géologie de la
Tunisie est contrôlée par des systèmes de subduction-collision, suite à la
convergence des plaques africaine et eurasiatique (Chihi & Philip,
1999). Le domaine atlasopélagique comprend l'Atlas Central et le Domaine
Oriental et est limité par deux domaines structuraux, l'Atlas Sud et
l'Atlas Méridional (Fig. 1 
). Le domaine situé au sud, qui fait partie de la
plate-forme saharienne est stable, alors que le domaine situé au nord est
un domaine tellien instable (Burollet, 1956). Le djebel Khechem El Artsouma situé dans le domaine atlasopélagique montre
un pli anticlinal dissymétrique de direction N45°E faillé (Yaich,
1984). La coupe étudiée (coordonnées 35°1'57,95''N ; 9°53'25,65''E)
se situe sur le flanc sud est de cet anticlinal, qui montre des pendages entre
20° et 75° et SE.
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Figure 1 : A) Les différents domaines géologiques en Tunisie et localisation de la zone d'étude ; B) Carte géologique du nord de la Tunisie et localisation détaillée de la coupe de Khechem El Artsouma. |
La série Oligocène à Miocène moyen est essentiellement détritique. Depuis l'Aquitanien, des dépôts deltaïques se sont mis en place en Tunisie centrale, passant à des dépôts pro-deltaïques et marins peu profond au nord-est du pays. Ensuite, un système fluviatile peu sinueux, voire en tresses s'installe et est accompagné de dépôts fluviatiles, de plaines marécageuses, alluviales et deltaïques (Yaich et al., 2000).
La Formation Grijima est attribuée au Burdigalien supérieur sur base de la présence de la biozone à foraminifères planctoniques N7 comprenant Globigerinatella insueta / Globigerinoides trilobus. Elle se compose de dépôts fluviatiles, de plaine marécageuse, alluviale et deltaïque (Yaich et al., 2000). Ensuite, la Formation Ain Grab se compose d'une barre de calcaire à base conglomératique, comprenant localement des inter-lits argileux. Cette formation est riche en coquilles de lamellibranches (essentiellement des pectens), en échinodermes, bryozoaires et foraminifères planctoniques (Burollet, 1956). La présence d'Orbulina suturalis indique un âge Langhien (Burollet, 1956). La série est interprétée comme transgressive par Mannai-Tayech (2006a) et s'enrichit en apports détritiques vers le centre du pays (Mannai-Tayech, 2006a). La transgression se poursuit et se traduit au début du Langhien supérieur par le dépôt de la Formation Mahmoud caractérisée par des argiles gris-verdâtres glauconifères en Tunisie centrale. Ces argiles peuvent présenter à leur sommet des intercalations de gypse et/ou de sables très fins (Blondel, 1991). En Tunisie centrale, un faciès plus sableux que dans le nord du pays se développe, ce qui souligne l'influence détritique venant du sud et du sud-ouest (Mannai-Tayech, 2006b). Cette formation est en lacune et non visible au sein de la coupe Khechem El Artsouma. La Formation Beglia, d'âge Serravallien, est à dominance de bancs gréseux avec des alternances argilo-sableuses. Ces sédiments sont interprétés comme des dépôts de domaine fluvio-deltaïque (Mannai-Tayech, 2006a). La Formation de Saouaf présente des alternances d'épais niveaux argileux et de barres gréseuses (Bensalem, 1992, 1997, 2002). Ces alternances peuvent montrer des intercalations de niveaux à lamellibranches (Ostrea), ainsi que des niveaux de lignite principalement dans sa partie médiane. Cette série est d'âge Serravallien terminal à sa base, et se termine au Tortonien inférieur (Orbulina universa, Besème, 1980, in Bensalem, 1992). La Formation Ségui montre, en Tunisie centrale, une discordance basale nette qui correspond à une chute eustatique au Tortonien (Mannai-Tayech, 2006a).
Un levé banc par banc a été réalisé, ainsi que des observations de terrain détaillées et un échantillonnage tous les 25 cm à 1 m (97 échantillons au total). Ces échantillons ont été utilisés pour les observations pétrologiques, les mesures de susceptibilité magnétique et la calcimétrie.
Sédimentologie : Les descriptions de terrain se sont concentrées essentiellement sur les figures sédimentaires, les discontinuités, l'évolution verticale des faciès et la présence/absence et description de bioclastes. De plus, les sédiments ont été observés au microscope binoculaire, pour déterminer la nature des grains, leur taille, leur arrondi et la couleur des faciès et la proportion des différentes fractions minérales. L'ensemble de ces paramètres permet de comprendre la dynamique et les processus sédimentaires qui régissent la mise en place et l'évolution des dépôts.
Calcimétrie : Les analyses de calcimétrie ont été effectuées au sein du laboratoire Dynamique Sédimentaire et Environnement à l'Université de Sfax. La mesure de calcimétrie s'obtient en mesurant la quantité de dioxyde de carbone dégagée lors de la réaction d'une quantité connue de sédiment avec de l'acide à l'aide d'un Calcimètre Bernard. Le dosage des carbonates se fait avec 0,5 g d'échantillon séché, broyé et placé avec un tube d'acide chlorhydrique dans un erlenmeyer.
Susceptibilité magnétique : La susceptibilité magnétique (SM) est classiquement utilisée comme outil de corrélation (e.g., Ellwood et al., 2000), mais également comme indicateur du niveau marin et/ou du climat, essentiellement au sein des séries carbonatées marine (Racki et al., 2002 ; Mabille et al., 2008 ; Da Silva et al., 2013, 2015 ; Whalen & Day, 2010). Les mesures de SM ont été essentiellement utilisées dans ce travail pour mieux comprendre leur lien avec les paléo-environnements, au sein de ces séries peu profondes silicoclastiques. Les mesures de susceptibilité magnétique ont été effectuées sur le susceptomètre KLY-3 Kappabridge (AGICO) du laboratoire de Pétrologie Sédimentaire à l'Université de Liège. La susceptibilité magnétique massique correspond à la moyenne de trois mesures effectuées pour chaque échantillon de 10 g de poids minimum, versé directement dans le porte échantillon, et divisée par le poids de cet échantillon, pesé avec une balance de précision de 0,01g.
Description de la coupe de Kechem El Artsouma.
La coupe de Khechem El Artsouma mesure 43,5 m et s'étend du Burdigalien
supérieur au Tortonien supérieur (Burollet, 1956
; Blondel, 1991 ; Bensalem,
1992 ; Yaich et al., 2000) (Fig. 2 ) et comprend dans l'ordre stratigraphique plusieurs formations sédimentaires
de la base vers le sommet :
Le sommet de la Formation Grijima (0 à 3 m, Burdigalien, Yaich et
al., 2000) est représenté au sein de la coupe de Khechem El Artsouma
(Fig. 2.D ) par un banc d'argile rouge dépourvu de fossiles et de figures sédimentaires.
Il est directement suivis par la Formation Ain Grab (3 à 4,5 m, Langhien, Burollet,
1956) formée par un banc de 1,5 m de sable grossier, avec à sa base un niveau
micro-conglomératique dont les éléments quartzeux (≥2 mm) sont arrondis
à subanguleux. La partie supérieure formée de sables grossiers comprend des
stratifications obliques (pente 15°). Ensuite la Formation Beglia (4,5 à 30,5
m, Serravallien, Bensalem,
1992) débute par des silts grossiers (sur
4,75 m) suivis par une succession de niveaux sableux d'épaisseur millimétrique
à centimétrique, de granulométrie variable alternant avec des niveaux
d'argiles. La formation se poursuit par une alternance de bancs sableux et de
niveaux centimétriques conglomératiques avec un niveau métrique d'argile
(de 27 m à 28 m, cf. Fig. 2.D ). La base de la formation (4,5 à 13 m) montre une
série de stratifications planes et obliques et des stratifications entrecroisées
et la seconde partie (13 à 30,5 m), des stratifications planes uniquement.
La Formation Saouaf (30,5 à 42 m, Serravallien supérieur à Tortonien inférieur (Bensalem, 1992) débute par une argile verte (4,5 m d'épaisseur) suivie d'une série de bancs de sable de granulométrie variable sans structures sédimentaires visibles. La discordance observée sur d'autres coupes en Tunisie centrale (coupe synthétique de Mannai-Tayech, 2006b) à la base de la Formation Segui (42 à 43,5 m, Tortonien supérieur à Messinien, Mannai-Tayech, 2006a), n'a pas été observée sur la coupe de Kechem El Artsouma.
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Figure 2 : Coupe de Khechem El Artsouma en Tunisie centrale comprenant : A) Stratigraphie des étages du Miocène de la coupe de Khechem El Artsouma issue de la compilation des travaux de Burollet, 1956 ; Bensalem, 1992, 1997, 2002 ; Yaich et al., 2000, et Mannai-Tayech, 2006a ; B) Formations stratigraphiques ; C) Interprétation des variations du niveau marin ; D) Colonne lithologique reportée face à l'échelle métrique avec indication des lithologies dominantes et la position des échantillons. La partie droite de la figure montre l'évolution des faciès, des environnements de dépôts, de la susceptibilité magnétique et de la calcimétrie. a-f : Pics principaux de SM au sein de la Formation de Beglia ; 1-3 : Valeurs maximales en CaCO3 au sein de la Formation de Beglia. |
Description des faciès
La coupe Khechem El Artsouma (Fig. 2 ) montre un ensemble de sédiments représentés
par huit faciès organisés par ordre granulométrique, du plus fin au plus
grossier (synthèse dans le Tableau 1) :
Faciès 1 - Argile rouge dont la coloration est due à des oxydes de fer.
Faciès 2 - Argile carbonatée verte.
Faciès 3 - Silt moyen et sableux jaunâtre à orangé, mal classé. La
fraction fine (~70% de la roche) est constituée de grains de quartz dont le
diamètre varie de 0,02 à 0,04 mm; les grains sont translucides et ont une
forme subarrondie à arrondie. La fraction grossière (~30%) montre des grains
dont la taille est principalement comprise entre 0,1 et 0,3 mm, mais dont
certains (~10%) atteignent exceptionnellement 1,1 mm. Ces grains ont souvent un
aspect émoussé et luisant et une forme subangulaire à arrondie. Les grains
sont organisés sous forme de séquences centimétriques grano-décroissantes
dans certains niveaux (Fig. 3.A ). Ce faciès présente quelques niveaux millimétriques
(~2 mm) d'argile verte (non carbonatée).
Faciès 4 - Silt grossier et sableux, mal classé, de couleur jaunâtre
constitué de deux fractions. La fraction fine (0,04 mm) représente ~60% du sédiment,
elle est de couleur jaunâtre et comporte des grains de quartz arrondis. La
fraction grossière (~40% du sédiment) présente des grains entre 0,06 et 0,4
mm, elle est de couleur beige, orangée et rose avec des grains de quartz
translucides, arrondis à subangulaires. Ce sédiment comprend soit des
stratifications horizontales parallèles surmontées par des stratifications
obliques (Fig. 3.B ), des stratifications légèrement obliques, ou des
stratifications entrecroisées sur l'ensemble des bancs. On observe quelques
niveaux millimétriques (~2 mm) d'argile verte.
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Figure 3 : Figures sédimentaires au niveau de la Formation Beglia. A. Faciès 3 : Séquence fluviatile ; B. Faciès 4 : Stratifications obliques. |
Faciès 5 - Sable très fin jaunâtre mal classé. La fraction la plus grossière (~60% du sédiment) est constituée de grains de diamètre variable entre 0,01 et ≥0,08 mm, jaunâtres et transparents, d'un aspect émoussé, luisant et de forme subarrondie à arrondie. La fraction fine (~40%) est composée de grains de quartz de taille moyenne proche de 0,02 mm, jaunâtres à orangés et subanguleux à arrondis.
Faciès 6 - Sable fin silteux jaunâtre et orangé, mal classé. La fraction la plus grossière (~60 % du sédiment) est de ~0,08 mm en moyenne et certains grains (~15%) atteignent ~1,3 mm. Cette fraction grossière est composée de grains de quartz de couleur jaunâtre et orangée, subanguleux à arrondis. La fraction fine (~40 %) est de couleur jaunâtre avec des grains ≤0,02 mm de forme subangulaire à arrondie. Ces bancs présentent à leur base des stratifications obliques, surmontées par des stratifications horizontales parallèles. On observe également la présence d'une séquence grano-décroissante d'épaisseur métrique.
Faciès 7 - Sable grossier beige à orangé, mal classé. Les grains de la fraction fine (~30 % du sédiment) sont de forme subarrondie à arrondie, constitués de quartz jaunâtres, orangés et translucides. La fraction grossière (~70% du sédiment) est formée de sable de couleur beige, aux grains bien arrondis et de taille ~ 0,8 mm et renferme des galets (≥1 mm).
Faciès 8 - Sable très grossier micro-conglomératique orangé. La taille des grains de quartz est de l'ordre de 1 mm, avec des galets subarrondis de taille supérieure à 2 mm, jusqu'à 3 mm, de couleur jaunâtre. Des stratifications légèrement obliques s'observent au sommet du banc.
Tableau 1 : Description des faciès, classement, granulométrie, arrondi et sphéricité des grains, couleurs et interprétation.
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Faciès, associations de faciès et séquences
Association de faciès fluviatile (I)
Cette association (Fig. 4 ) est composée par des bancs centimétriques à métriques, constitués par des alternances des faciès F3, F4, F5, F6 et F7. La première succession fluviatile de 26 m correspond à la Formation de Beglia
(Fig. 4.A ), elle est caractérisée par des stratifications obliques. La deuxième succession fluviatile correspond à la partie supérieure de la Formation de Saouaf
(Fig. 4.B ).
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Figure 4 : Schéma de l'association de faciès fluviatile : A. Association de faciès fluviatile au niveau de la Formation Beglia ; B. Association de faciès fluviatile au niveau de la partie supérieure de la Formation Saouaf. |
Les sédiments moyens à grossiers sont représentés par deux faciès : F3 et F4 qui traduisent un transport en environnement fluviatile (Bates & Jackson, 1980, in Perry & Jakson,
2007). Le dépôt, sous forme de séquences centimétriques grano-décroissantes, est dû au ralentissement du courant sur les levées de chenaux. Les niveaux argileux qui s'intercalent constituent la plaine alluviale. Le faciès F4, traduit l'action d'un courant modéré à faible, dans un fleuve ou une rivière. Au moment de l'accumulation des sédiments lors des crues de débordement, le dépôt de bancs sableux stratifiés se produit à l'extérieur du chenal. Le faciès F3 et le faciès F4, caractérisé par des stratifications obliques, planes ou entrecroisées, correspondent à une transition de chenaux à la plaine alluviale.
Le F5 comprend une fraction grossière (entre 0,01 et 0,08 mm) qui correspond probablement à un dépôt de charge de fond du chenal. Les grains de sable très fins du F6, de caractère translucide, témoignent du transport aquatique du sédiment (Bibeau et al.,
2015). Le sédiment est classé en une fraction grossière (grains ≥ 0,06 mm) et une autre fraction fine (≤0,06 mm) probablement transportée en suspension. Ce faciès est relativement mal trié. Le faciès F6 présente des stratifications parallèles et obliques à la base des bancs. La présence d'une séquence plurimétrique (9,25 m – 11 m) grano-décroissante pourrait représenter un comblement de chenal. Le F7 est mal classé, caractérisé par la présence de galets correspondant aux bases de chenaux.
En conclusion, le long de cette séquence fluviatile, les sédiments sont constitués par des alternances d'argile, silt et sable très fin, fin, grossier à très grossier dont l'évolution en terme lithologique constitue une succession de séquences grano-décroissantes. Cette association de faciès (Hudson-Edwards,
2007) constitue un système fluviatile représenté par des chenaux (sable moyen à grossier : F5, F6 et F7) séparés par des barres sableuses (généralement caractérisées par des stratifications parallèles, obliques ou même entrecroisées, F3, F4 ;
Fig. 4 )
qui alternent avec des dépôts argileux associés à la plaine d'inondation (Miall, 1985, in Miall,
2013,
p. 25). Le deux types de systèmes fluviatiles les plus communs sont les systèmes en tresses et les systèmes en méandres. Ces deux systèmes sont relativement difficiles à différencier, cependant, certains arguments peuvent être avancés dans notre cas d'étude pour supporter le cas d'un dépôt fluviatile dans un domaine de rivière en tresses : (1) présence de stratifications parallèles, obliques et entrecroisées ; (2) dépôts argileux d'épaisseur très faible et en interlits entre les différents niveaux sableux ; (3) les crevasses splay, typiques d'un système en méandres n'ont pas été observés.
Le faciès du milieu mixte (II)
Ce faciès est de 3 m d'épaisseur, au sein de la Formation de Grijima
(Fig. 2 ). Il s'agit d'une argile rouge. Le faciès est interprété par Yaich et al.
(2000) comme un dépôt fluviatile, de plaine marécageuse, alluviale et deltaïque.
Faciès de lagune évaporitique (III)
Cet environnement de dépôt est représenté uniquement par le F2 (4,5 m
d'épaisseur, Fig. 2 ) et correspond à la base de la Formation Saouaf. F2 est
une argile verte riche en foraminifères planctoniques (e.g., Globorotalia turborotalia,
Scitula gigantea et des globigérines (Hooyberghs & Bensalem,
1999). Ces auteurs ont également montré la présence de niveaux à Ostrea
et à lignite qui reflètent le caractère très peu profond de cette sédimentation
à influence continentale. De plus, selon Yaich (1984), ce faciès est
caractérisé par la présence de gypse feuilleté, typique d'un milieu
lagunaire. Ce faciès peut être comparé aux sédiments actuels de la Lagune
d'Ojo de Liebre (Mexique) (Pierre & Ortlieb,
1980) qui présente
des minéraux évaporitiques semblables qui se développent dans un sédiment
argilo-sableux.
Faciès de plage (IV)
Cet environnement de dépôt de plage, est représenté par F8 (1,5 m d'épaisseur,
Fig. 2 ) et forme l'entièreté de la Formation d'Ain Grab. Ce faciès est constitué par un sable très grossier avec des graviers subarrondis à la base, traduisant un transport aquatique avec un hydrodynamisme fort. Il est surmonté par des stratifications légèrement obliques de sable grossier, preuve d'un hydrodynamisme plus faible. L'énergie variable témoigne d'une zone de transition ou de balancement de marées (Yaich et al.,
2000). D'une manière générale, l'étude des unités oligocènes et miocènes de Tunisie (Yaich et al.,
2000) montre que ce faciès est transgressif et matérialisé par un sédiment riche en foraminifères planctoniques (Orbuline suturalis) dans un environnement de plage.
Liens
entre les faciès et associations de faciès et la calcimétrie (Fig.
2 )
La Formation Grijima (0-3 m) montre des valeurs de l'ordre de 3,5 % en
CaCO3 pour le faciès mixte (II). La valeur maximale en CaCO3
de 21 % est atteinte à la base de la Formation Ain Grab (4,25 m). Les valeurs
restent élevées au sein de toute cette formation qui correspond au faciès
sableux et micro-conglomératique, caractéristique des faciès de plage (IV).
Ensuite, les bancs sableux alternent avec des niveaux centimétriques
d'argiles de l'association de faciès fluviatile (I) de la Formation de
Beglia, correspondent à une baisse de la teneur en carbonates jusqu'à
disparaitre, à l'exception des quelques pics ≤5 % (pics 1 à 3 sur
la Fig. 2 ).
Le niveau argileux (30,5-35 m) du faciès lagunaire (III), de la partie basale de la Formation de Saouaf, est caractérisé par des teneurs en CaCO3 moyennes comprises entre 4,5 et 13,1 %. La partie sommitale (35-43 m) de la Formation Saouaf représentée par des bancs sableux correspondant à l'association de faciès fluviatile (I) montre une proportion de carbonate de calcium réduite voire nulle.
Liens entre les faciès et associations de faciès et la susceptibilité magnétique
Les valeurs moyennes de susceptibilité magnétique pour l'ensemble de la coupe sont de l'ordre de 1,08 10-8 m3 /kg. Ce qui est plus faible que les valeurs données par le "MS marine standard", sur base de 11.000 échantillons de roches marines défini par Ellwood et al. (2011).
La courbe de susceptibilité magnétique montre des tendances qui sont généralement
associées aux changements lithologiques de la coupe étudiée (Fig.
2 ). Les
valeurs de susceptibilité magnétique les plus élevées s'observent au sein
de la Formation Grijima (valeurs situées entre 3,6 10-8 m3/kg
et 4,7 10-8 m3/kg) et dans la partie basale de la
Formation Saouaf (valeurs situées entre 4,5 10-8 m3/kg et
4,9 10-8 m3/kg) et correspondent à des niveaux argileux.
Les valeurs les plus faibles s'observent au niveau des faciès de
l'association fluviatile, à dominance sableuse (F3, F4, F5, F6 et F7 ;
Formation de Béglia et deuxième partie de la Formation de Saouaf) dont les
valeurs de susceptibilité magnétique varient entre -1,4 10-10 m3/kg
et 3,2 10-8 m3/kg.
Des pics de susceptibilité magnétique s'observent au sein de la
Formation Beglia (5,5 m ; 12 m ; 20,65 m ; 21,4 m ; 25,75 m
et 27 m, pics a-f sur la Fig. 2 ). Comme mentionné, la Formation Beglia est
dominée par des faciès sableux fluviatiles, avec quelques intervalles
argileux. Ce sont ces intervalles argileux qui correspondent aux pics de
susceptibilité magnétique.
Évolution des faciès et variations du niveau marin
Les affleurements du Miocène au Djebel Khechem El Artsouma sont,
essentiellement, représentés par un ensemble d'associations de faciès répartis
dans l'espace entre un environnement de chenal de rivière en tresses et celui
de plage (Fig. 5 ) :
Une association de faciès fluviatile (I - F3, F4, F5,
F6 et F7), un faciès mixte (II - F1), un faciès de lagune évaporitique (III -
F2) et un faciès de plage (IV - F8).
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Figure
5 : Les environnements de dépôts des différents faciès.
Répartition des faciès de la coupe de Khechem El Artsouma: |
Un modèle d'association fluviatile similaire a été étudié dans le centre de l'Italie. Benvenuti & Del Conte (2013) décrivent des faciès dans le bassin de Valdelsa, couvrant la période du Néogène au Quaternaire (Plaisancien supérieur - Gélasien inférieur). Le même type de succession fluviatile caractérisée par une séquence rythmique bien développée et passant latéralement en continu à des niveaux de conglomérats, de grès et d'argile est observée. Les faciès fluviatiles sont divisés en deux associations représentées par des dépôts de chenaux, et des dépôts de plaine alluviale organisés en une séquence régressive.
Le passage du faciès mixte (II) de la Formation Grijima au faciès de plage
(IV) de la Formation Ain Grab correspond également à une transgression (i.e.,
transgression langhienne, Burollet, 1956) (Fig. 2.C ). La transition vers
la Formation Beglia correspondant à la mise en place de l'association de faciès
fluviatile (I), marque une phase régressive. Elle est suivie par une deuxième
transgression soulignée par un dépôt de faciès de lagune évaporitique (III)
à la base de la Formation Saouaf. Un dépôt fluviatile, représenté par
l'association de faciès fluviatile (I), marque une deuxième régression au
sommet de la Formation Saouaf.
Susceptibilité magnétique, faciès et calcimétrie
Le Burdigalien supérieur qui constitue la Formation Grijima, est matérialisé
par des dépôts fluviatiles, de plaine marécageuse, alluviale et deltaïque (Yaich
et al., 2000) de faciès mixte
(II) (Fig. 2 ) et montre un signal magnétique élevé avec des teneurs faibles
en CaCO3. Suite à la transgression Langhienne, une barre sableuse se
met en place, correspondant à la Formation d'Ain Grab (Burollet,
1956). Elle est représentée par un niveau micro-conglomératique à la base et
des stratifications obliques au sommet, caractéristiques d'un faciès de
plage (IV, Fig. 2 ), où s'enregistrent les teneurs les plus élevées de CaCO3
avec un signal magnétique faible mais positif.
La Formation Beglia est représentée par une association de faciès
fluviatile (I) (Fig. 4.A ) qui comporte la répétition de
séquences : Chenal
(sable grossier) - banc de sable (silt moyen) - plaine alluviale (niveau
argileux). Ces dépôts sont alimentés par un apport sédimentaire venant du
sud-ouest du pays (Mannai-Tayech, 2006a). La susceptibilité magnétique
et la teneur en CaCO3 sont faibles voire nulles (Fig.
2 ), à
l'exception de quelques pics sur les courbes de SM et CaCO3. À
l'exception du pic e qui correspond à un niveau conglomératique, les pics a,
b, c, d et f correspondent à des niveaux argileux. L'augmentation de la
susceptibilité magnétique pourrait s'expliquer par l'augmentation en
argile (l'argile étant plus fortement magnétique que la silice et le
carbonate). Des observations similaires ont été réalisées au sein
d'environnements de dépôts équivalents du Dévonien Inférieur (Michel,
2012).
Une transgression (Fig. 2.C ) est soulignée par l'évolution du domaine
fluviatile de la Formation Beglia jusqu'au dépôt lagunaire de la base de la
Formation Saouaf. La Formation Saouaf est représentée par un faciès lagunaire
(III) et une association fluviatile (I) (Fig. 4.B ). À la base de cette formation,
le niveau argileux correspond à une lagune évaporitique. Les valeurs de la
susceptibilité magnétique et des pourcentages en carbonate sont élevées. Hooyberghs
& Bensalem (1999) ont observé, au sein d'autres coupes de Tunisie
centrale, à la base de la Formation Saouaf, des valeurs en CaCO3 généralement
élevées, associées à la présence des foraminifères planctoniques. Ce lien
n'a pas pu être confirmé pour notre cas d'étude. La partie sommitale de
la Formation Saouaf montre des bancs sableux correspondant à l'association de
faciès fluviatile (I, Fig. 4.B ), correspondant à un signal magnétique faible
et une concentration en CaCO3 nulle.
La Formation Ségui, sus-jacente à la Formation Saoauf, montre en Tunisie centrale une discordance nette à sa base qui correspond à la chute eustatique majeure Tortonienne (Mannai-Tayech, 2006a), mais qui n'a pas été identifiée clairement au sein de notre coupe.
L'analyse sédimentologique, combinée à des mesures de la susceptibilité magnétique et la calcimétrie de la coupe de Khechem El Artsouma (Tunisie centrale, Miocène), a permis de reconstituer les faciès et les environnements sédimentaires. Le modèle sédimentologique proposé correspond à des faciès fluviatiles, de plaine alluviale et marécageuse, de lagune évaporitique et de plage. La sédimentation s'est effectuée dans un milieu de type plate-forme silicoclastique dont les dépôts se sont développés dans un domaine fluviatile alimenté par les apports sédimentaires venant du sud-ouest du pays.
L'analyse séquentielle montre une succession verticale des environnements de dépôt comprenant 2 séquences transgressives (Formation Ain Grab et base de la Formation Saouaf) accompagnées par deux séquences régressives (Formation Beglia et sommet de la Formation Saouaf). Nos résultats confirment le lien entre le signal magnétique, la teneur en carbonate et la lithologie. Les valeurs faibles de susceptibilité magnétique correspondent à des teneurs faibles en CaCO3 et à un faciès sableux. Par contre, les valeurs élevées de la susceptibilité magnétique concordent avec l'augmentation de la proportion en argile.
La combinaison des méthodes utilisées (les observations sur le terrain, les observations au microscope binoculaire, la calcimétrie et la susceptibilité magnétique) sur cette coupe du Djebel Khechem El Artsouma en Tunisie centrale a permis de compléter le modèle sédimentologique et de montrer l'évolution des dépôts miocènes sur l'axe SW-NE.
Nous remercions vivement l'éditeur des Carnets Geol., ainsi que les rapporteurs pour l'intérêt qu'ils ont porté à notre travail et leurs suggestions et commentaires qui ont permis d'améliorer la qualité de cet article. Anne-Christine Da Silva est financée par une bourse NWO (organisation de la recherche scientifique néerlandaise : Grant WE.210012.1).
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