Les séries silicoclastiques miocènes du Nord-Est au Sud-Ouest de la Tunisie : une mise au point

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Les séries silicoclastiques miocènes du Nord-Est au Sud-Ouest de la Tunisie : une mise au point Miocene silicoclastic series from North-Eastern to South-Western of Tunisia: standpoint Beya Mannaï-Tayech Département de Géologie, Faculté des Sciences de Tunis, Campus universitaire, 2092 Tunis, Tunisie Reçu le 24 juin 2003 ; accepté le 18 août 2004 Disponible sur internet le 04 janvier 2006

Résumé Durant le Miocène, le domaine atlasopélagien est soumis à un régime distensif et compressif évolutif, résultant des systèmes de subduction– collision dus à la convergence des plaques africaine et eurasiatique. Ce régime se traduit par l’ouverture de microbassins comblés par des dépôts silicoclastiques. Au NE du pays, ces dépôts semblent prendre place sur une plateforme interne. Leurs équivalents latéraux, vers le SW, seraient des sédiments fluviodeltaïques et alluviaux comblant les vallées et les dépressions intramontagneuses. Dans ce contexte caractérisé par la rareté et/ou l’absence de marqueurs stratigraphiques, les variations spatiotemporelles brutales des faciès, la superposition des discontinuités (d’origine tectonique et eustatique) et les fluctuations climatiques, les corrélations et les datations des séries sont souvent l’objet de controverse voire de confusion. Pour cela nous avons suivi les variations verticales et latérales d’épaisseur et de faciès, repéré les discontinuités, observé et analysé les signaux des différents mécanismes sédimentaires et inventorié le contenu palynologique et paléontologique. L’objectif du travail est de proposer une nouvelle vision des dépôts du Miocène en Tunisie selon un axe NE–SW. Ainsi, sur la base des données obtenues, nous avons rediscuté les âges proposés pour les différentes formations lithologiques (cas de Béglia et Saouaf), établi des corrélations et élaboré des esquisses paléogéographiques précisant la répartition des différentes formations étudiées. © 2005 Elsevier SAS. Tous droits réservés. Abstract During the Miocene time, the Atlas-pelagian block, which is limited northward by the atlasic-alpin chain of North Africa-Sicily, southward by the Gafsa–Jeffara–Azizia fault and eastward by the Malta escarpment, resulted from the extension-compression regime, mainly controlled by the subduction–collision processes. This regime induced the opening of many Miocene microbasins, which have been infilled by silicoclastic materials showing lateral and vertical facies variations and several hiatus associated to tectonic and stratigraphic unconformities. Excepting the very local transgressive regimes, such as those of Langhian and Messinian periods, most of the Miocene deposits took place on internal platforms, especially at the NE part of the country. The fluviodeltaic and alluvial sediments are, in fact, lateral equivalents which infilled the valley and depression enclosed systems towards the SW. In this context (rapid facies variations in time and space, superposition of tectonic and eustatic unconformities, climatic variations, rare or absent stratigraphic markers…), some controversies remain as regards the correlation and dating of these series. This work consists of a study of the lateral and vertical facies and thickness variations, coupled to the identification of the main unconformities. It is also a study of significance of the main sedimentological mechanisms and an inventory of the different palynological and paleontological content of the sediments. The aim of this work is to propose a new vision on the Miocene deposits in Tunisia along a NE–

Adresse e-mail : [email protected] (B. Mannaï-Tayech). 0016-6995/$ - see front matter © 2005 Elsevier SAS. Tous droits réservés. doi:10.1016/j.geobios.2004.08.003

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SW axis. Then, using these data, we have correlated the different lithological formations, discuss their age and, finally, proposed paleogeographical drafts for them. © 2005 Elsevier SAS. Tous droits réservés. Mots clés : Tunisie ; Miocène ; Silicoclastique ; Formations ; Datation ; Corrélations ; Esquisse paléogéographique Keywords: Tunisia; Miocene; Silicoclastic; Formations; Dating; Correlations; Paleogeographic sketch

1. Introduction

2. Travaux antérieurs et problématiques

Trois grands domaines structuraux sont définis en Tunisie (Dercourt et al., 1985) :

Le contexte tectonique des régions étudiées a déjà fait l’objet de travaux (Burollet, 1956 ; Salaj et Stranik, 1971 ; Delvolvé, 1974 ; Bishop, 1975 ; Letouzey et Trémolières, 1980 ; Haller, 1983 ; Ben Ayed et al., 1983 ; Bobier et al., 1991 ; Ellouz, 1984 ; Zargouni et al., 1985 ; Turki, 1985 ; Burollet et Ellouz, 1986 ; Philip et al., 1986 ; Bédir, 1995…). Malgré un certain nombre d’études sédimentologiques et séquentielles (Dollé, 1982 ; Abbes, 1983 ; Mannaï-Tayech, 1989, 1996; Mannaï-Tayech et al., 1992, 1996 ; Ben Salem, 1992 ; Ben Salem et al., 1993 ; Jeddi, 1993 ; Bédir et al., 1996 ; Boujamaoui, 2000…) et les différents modèles proposés, l’évolution environnementale et les corrélations lithologiques à une échelle régionale demeurent mal connues. Les études biostratigraphiques, quant à elles, ont surtout été focalisées dans la partie Nord des affleurements (Salaj et Stranik, 1971 ; Biely et al., 1972 ; Colleuil, 1976 ; Wiman, 1976 ; Bismuth, 1984 ; Bismuth et Hooyberghs, 1994). Quelques travaux ont été effectués en Tunisie centrale (Hooyberghs et Ghali, 1990 ; Besème et Blondel, 1989 ; Blondel, 1991) ; mais ils n’ont porté que sur les séries marines. Les études palynologiques sont limitées aux bassins à dépôts phytogènes (Demarcq et al., 1974 ; Tayech, 1984 ; Méon et Tayech, 1986 ; Mannaï-Tayech, 1990, 1996 ; Gaaloul, 1995). Les différentes hypothèses émises à propos des liens génétiques entre les diverses formations restent donc ambiguës. Ceci conduit, le plus souvent, à des controverses voire à des contradictions.

● au Sud : un domaine stable, appartenant à la plateforme saharienne ; ● au Nord : un domaine tellien tectoniquement actif, caractérisé depuis le Langhien par la mise en place d’unités allochtones ; ● entre les deux, se situe un vaste domaine intermédiaire, appelé aussi atlasopélagien. À partir du Langhien, le paysage sédimentaire de ce domaine intermédiaire est largement influencé par l’héritage morphostructural, avec trois principaux ensembles : ● au Nord, s’accumule une série molassique induite par la mise en place des nappes telliennes ; ● dans le domaine intermédiaire occidental se développent des épandages détritiques de nature variée, mais essentiellement fluviodeltaïques et lacustres ; ● dans la partie orientale, des séries à caractère paralique comblent les bassins subsidents, alors que des dépôts détritiques continentaux sont piégés dans des dépressions fermées intramontagneuses. Plusieurs phénomènes sont à l’origine de la complexité de cette série : ● l’activité tectonique au cours du Miocène moyen à supérieur (phase atlasique et alpine), responsable de l’individualisation de petits bassins le plus souvent isolés les uns des autres ; ● les oscillations eustatiques, en partie responsables du déplacement des lignes de rivage, des variations bathymétriques, avec rupture d’équilibre des lits des fleuves ; ● les variations climatiques qui déterminent, dans une large mesure, le taux, la vitesse et la nature des sédiments. Excepté quelques épisodes marins (Langhien et Messinien), les faciès miocènes, à caractère détritique, sont généralement stériles ou à faune benthique peu significative sur le plan stratigraphique. Les données sur les faunes et les flores continentales restent par ailleurs sporadiques.

3. Objectifs Dans les trois types d’environnements précités, la grande variabilité des faciès a conduit à la définition de nombreuses formations, ce qui a alourdi le lexique lithostratigraphique, a rendu les corrélations latérales délicates et a entraîné, par voie de conséquence, des erreurs de datation pour certaines formations. Or, certaines de ces formations sont importantes en Tunisie car elles constituent éventuellement des réservoirs d’eau et d’hydrocarbure, ainsi que d’autres substances utiles, et nous avons déjà souligné leur possible diachronisme (Mannaï-Tayech, 1996). Dans le présent travail, plusieurs coupes et forages traversant les séries miocènes seront présentés. La lithologie et le contenu faunistique et floristique seront précisés. Nous réexaminerons, en particulier, le cas de la formation Béglia, et sa place dans le contexte tectonosédimentaire. À la lu-

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Fig. 2. Synchronisme entre le blocage de la subduction au Nord de la Tunisie et la subduction continentale en Sicile au Miocène supérieur. Répartition des différents types de déformations (d’après Chihi et Philip, 1999). Fig. 2. Synchronism between the stop of the subduction in North Tunisia and the continental subduction in Sicily. Distribution of the different types of deformations (after Chihi and Philip, 1999).

place des nappes de charriage (Philip et al., 1986). Ces microbassins, séparés par des hauts-fonds et par des couloirs de failles, sont comblés par des dépôts de nature variée, essentiellement silicoclastique. Fig. 1. Carte de répartition des dépôts néogènes en Tunisie (d’après Boujamaoui, 2000, modifiée). Fig. 1. Map of Neogene deposits in Tunisia (after Boujamaoui, 2000, modified).

mière de ces données, une corrélation sera ainsi tentée, selon un axe NE–SW, au Sud de la dorsale Tunisienne (Fig. 1). Nous discuterons du rôle de l’interaction des facteurs locaux et globaux (tectonique, climat et eustatisme) dans la genèse, la géométrie et l’évolution des séries. Un tableau de corrélation chrono- et biostratigraphique ainsi que des esquisses de cartes paléogéographiques seront finalement proposés. 4. Cadre géologique et géographique : contexte géodynamique des dépôts miocènes (Fig. 2) Depuis le Miocène inférieur jusqu’au Quaternaire, le domaine atlasopélagien s’intègre dans un contexte géodynamique commandé par des systèmes de subduction–collision, dus à la convergence des plaques africaine et eurasiatique (Chihi et Philip, 1999). Ce domaine intermédiaire ou atlasopélagien, est limité au Nord par le front de la chaîne alpine d’Afrique du Nord-Sicile, au Sud et à l’Ouest par la faille de Gafsa–Jeffara–Azizia et à l’Est par l’escarpement de Malte (Fig. 2). Il est affecté par une succession de régimes distensifs et compressifs évolutifs, qui se traduit en particulier par le façonnement de microbassins synsédimentaires avec une architecture complexe, au Sud de la dorsale tunisienne, alors que, dans les régions d’avant-pays (Tunisie septentrionale) (Fig. 1), se mettent en

5. Présentation des séries miocènes du domaine atlasopélagien 5.1. Les séries miocènes de Tunisie nord-orientale et centre–nord-orientale (Fig. 3) Après la chute eustatique chattienne (Haq et al., 1987), la tendance à la transgression se traduit en Tunisie par le dépôt en onlap de sédiments argileux à faune benthique et planctonique, d’âge burdigalolanghien, qui remplissent les dépressions existant sur une topographie modelée par l’émersion et l’érosion oligocène (formation « A » sensu Hooyberghs, 1973) (Fig. 3). Une transgression généralisée se traduit ensuite par le dépôt de la formation de l’Aïn Grab (Fig. 3). Il s’agit d’une barre de calcaires bleus, durs, glauconieux, de 10 à 30 m d’épaisseur, riches en Pectinidés (Chlamys), Échinodermes (Tayech, 1984) et en faune benthique et planctonique. La présence d’Orbulina suturalis indique un âge langhien (Hooyberghs, 1977 ; Ben Ismaïl, 1981). Cette barre calcaire constitue un niveau repère en surface et en subsurface. Elle s’enrichit en produits détritiques vers le centre du pays. L’extension de la formation Aïn Grab vers le Sud, semble atteindre la région de Mezzouna (Sidi Bouzid). Au début du Langhien supérieur il y a eu une élévation des niveaux moyens des mers matérialisée par le dépôt d’un cortège de haut niveau : ce sont les argiles vertes (glauconieuses) de la formation Mahmoud (Fig. 3), riches en faune planctonique avec l’association de la zone N9 de Blow (1969) (Hooyberghs, 1977 ; Ben Ismaïl, 1981) au Nord, passant à des faciès plus

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Fig. 3. Coupes synthétiques des séries miocènes en Tunisie nord-orientale et centre-orientrale. 1. Gastéropodes ; 2. Lamellibranches ; 3. Stratifications obliques ; 4. Sables et grès ; 5. Argiles et lignites ; 6. Calcaires ; 7. Conglomérats ; 8. Gypse ; 9. Silts. Fig. 3. Synthetic cross-sections of the Miocene series in NE and E center of Tunisia. 1. Gastropods; 2. Lamellibranchia; 3. Oblique stratifications; 4. Sands and sandstones; 5. Clays and lignits; 6. Limestones; 7. Conglomerates; 8. Gypsum; 9. Siltstones.

sableux en Tunisie centrale et témoignant ainsi d’une nette influence détritique venant du Sud et du Sud-Ouest. Toutes ces formations sont regroupées dans une mégaséquence transgressive langhienne (Ben Ayed, 1986), limitée par deux discontinuités érosives, chattienne et infraserravallienne (Mannaï-Tayech et Otero, 2005), correspondant à deux chutes eustatiques de l’océan mondial (Haq et al., 1987). Cette mégaséquence est corrélée, d’une part, à la séquence sismique S1 de Bédir et al. (1996) et, d’autre part, aux palynozones P1 et P2 définies dans les régions précitées (Tayech, 1984 ; MannaïTayech et al., 1996). D’après les études palynologiques, ces trois formations marines se sont déposées sous un climat chaud et humide type tropical à subtropical (Tayech, 1984 ; Méon et Tayech, 1986). Une puissante série à tendance régressive se dépose au-dessus de la première mégaséquence. Elle débute par des grès grossiers à stratifications obliques, stériles, probablement issus des produits de l’érosion causée par la chute eustatique qui est intervenue à la base du Serravallien (Mannaï-Tayech et al., [soumis]). Ces grès sont classiquement attribués à la formation Béglia, définie par Burollet (1956), vaste épandage détritique

en Tunisie centrale. Nous discuterons plus loin la distribution géographique et la position stratigraphique de cette formation. L’essentiel de cette mégaséquence à tendance régressive correspond à la formation Saouaf (sensu Biely et al., 1972). C’est une épaisse série (pouvant atteindre 1700 m dans les zones subsidentes) constituée par des alternances d’argiles, de grès et de lignites avec des niveaux lumachelliques à huîtres (Crassostrea gryphoides Schlot) et à gastéropodes, accumulés dans des bassins paraliques. Elle est caractéristique d’un environnement de plateforme interne. Cette série est classiquement attribuée au Serravallien (Bismuth, 1984 ; Tayech, 1984 ; MannaïTayech et al., 1992, 1995). Cet âge a été récemment rediscuté et confirmé par Mannaï-Tayech et al. (soumis). D’après leur contenu floristique, ces dépôts semblent avoir été accumulés sous un climat semi-aride chaud, à humide chaud (période de dépôt de lignite). Au Cap Bon, les niveaux supérieurs (argiles de toit de la formation Saouaf) ont livré Globorotalia acostaensis (détermination Besème), ce qui a permis à Ben Salem (1992) de leur attribuer un âge tortonien. Toutefois, la formation Saouaf est souvent entaillée à son sommet, par une surface d’érosion et l’âge des affleurements supérieurs peut varier selon les sites (Mannaï-Tayech [travail en cours]). Cette formation a été subdivisée en quatre séquences sismiques (S2 à S4, Bédir et al., 1996), bien corrélables avec les zones palynologiques établies par Tayech en 1984 (Fig. 4). Dans le bloc du Cap Bon, la surface d’érosion au sommet de la formation Saouaf est recouverte par les conglomérats, les sables et silts rouges de la formation Somaa (Colleuil, 1976), témoin d’une accumulation détritique et/ou molassique dans des dépressions fermées (Mannaï-Tayech et al., 1996). La nature lithologique et le palynofaciès traduisent un climat aride chaud. De fait, les zones palynologiques et l’évolution du palynofaciès dans les niveaux équivalents en offshore (HGA1 et HW1) (Fig. 1) confirment la forte rhexistasie et la xéricité du climat. La surface d’érosion sous les conglomérats et les silts de Somaa pourrait coïncider avec la grande chute eustatique qui marque le début du Tortonien (9,8 Ma). Les dépôts de cette formation Somaa, bien visibles dans la région de Nabeul, accumulés dans des dépressions fermées, ne peuvent ni enregistrer les pulsations eustatiques ni être corrélés dans le détail avec les séquences mises en place sur les plateformes (S5 et S6). Pour ces raisons, nous avons préféré définir la formation Hergla correspondant aux cortèges de bas niveaux accumulés sur les plateformes (Mannaï-Tayech et al., 1996), correspondant aux séquences sismiques S5 et S6 de Bédir et al. (1996) (Fig. 4). Elle serait l’équivalent latéral de la formation Somaa du Cap Bon, strictement continentale, où la séquence S5 est ou confondue avec S6 ou éliminée par érosion ou non déposée (Mannaï-Tayech [travail en cours]). La troisième mégaséquence transgressive débute par les calcaires oolithiques messiniens de la formation Beni Khiar au Cap Bon et des calcaires de Melqart en offshore. Il s’agit, d’après nos analyses palynologiques (Tayech, 1984) et les données paléontologiques (Bismuth, 1984 ; Besème et Kamoun, 1988), de formations accumulées sous climat chaud et humide de type tropical à subtropical durant une période de biostasie

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Fig. 4. Essai de corrélation des zones palynologiques, séquences sismiques et cycles eustatiques pour les séries miocènes traversées par le forage Hergla1 (HGA1) en Tunisie nord-orientale. Fig. 4. Attempt of correlations between palynological zones, seismic sequences and eustatic cycles in the Miocene series of Hergla1 (HGA1) borehole, NE Tunisia. 75

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(Mannaï-Tayech et al., 1995). Cette séquence, qui recouvre aussi bien les couches continentales de la formation Somaa que les dépôts néritiques de plateforme de la « formation Hergla », est corrélable avec la séquence sismique S7 (Bédir et al., 1996) définie par un cortège transgressif lié à la remontée eustatique messinienne (Tayech, 1984). Au Cap Bon (dans la région de Nabeul), la phase de remise en eau correspondrait à un environnement lagunaire évoluant vers un milieu littoral. En effet, au-dessus des sables de Somaa, des dépôts de gypses précèdent celui des calcaires oolithiques, indiquant ainsi, un retour progressif de la mer qui finit par envahir les zones de dépressions fermées telles que la région de Somaa. Au niveau des puits YAS et COS, cette séquence messinienne est recoupée par une surface d’érosion avant le dépôt de la séquence transgressive pliocène. Cette surface résulte d’une activité tectonique (couches calcaires messiniennes plissées sous les niveaux tabulaires zancléens) et/ou de l’effet de la baisse du niveau marin finimessinien bien connu en Méditerranée (Clauzon et al., 1996). En Tunisie, ces calcaires messiniens sont localisés dans les régions côtières selon un profil sensiblement parallèle à la côte orientale et nord-orientale actuelle, indiquant que les grandes lignes géographiques actuelles semblent tracées, dans cette région, depuis le Messinien. 5.2. Les séries miocènes de Tunisie centrale (Fig. 5) En Tunisie centrale, le Miocène est représenté, à la base, par la formation El-Haouaria constituée d’alternances d’argiles et de sables traduisant un environnement tidal qui évolue vers des conditions fluviodeltaïques (séquences sableuses à base ravinante). Les argiles vertes du sommet se sont déposées dans une plaine d’inondation. La base de cette formation a livré une faune planctonique caractéristique de l’Aquitanien inférieur (Hooyberghs et El Ghali, 1990). Viennent, ensuite, des dépôts azoïques, argilosableux, silteux et limoneux, de couleur rouge brique avec des niveaux conglomératiques et gypseux. C’est la formation Messiouta définie par Burollet en 1956 et qui affleure sporadiquement en Tunisie centrale (axe NS) et centreorientale (Hammam Jdidi, région de Zaghouan). On attribue, par encadrement, un âge aquitanien, à cette formation azoïque (Blondel, 1991), voire un âge aquitanoburdigalien inférieur (Yaïch, 1988, 1997). Au-dessus de ces dépôts, une nouvelle entité lithologique annonce la tendance à la transgression. C’est la formation Grigima de Yaïch (1988, 1997) ou Oued Hajel de Besème et Blondel (1989) ou formation Hallouf de Rabhi et Hooyberghs (1990). Ces derniers auteurs ont décrit, dans cette formation, une microfaune caractéristique de la zone N7 de Blow (1969) qui indique un âge Burdigalien supérieur. Viennent ensuite, successivement, la formation de l’Oued Hammam, équivalent latéral de la formation « A », définie au Cap Bon, les formations de l’Aïn Grab puis de Mahmoud (décrites en Tunisie nord-orientale). Toutes ces formations, datées du Langhien et à tendance transgressive, sont bien représentées

Fig. 5. Coupe synthétique des séries miocènes en Tunisie centrale. Fig. 5. Synthetic cross-sections of the Miocene series in S Tunisia.

en Tunisie centrale, mais elles s’enrichissent de plus en plus en sables. Elles manifestent ainsi des influences continentales de plus en plus marquées vers la Tunisie centre-méridionale (aux alentours de l’Île de Kasserine). Au-dessus, les grès et sables fins, blancs, de la formation Béglia, sont bien exposés dans plusieurs localités avec des épaisseurs atteignant 60 à 70 m au niveau de l’axe NS et dépassant la centaine de mètres aux environs de Chérichira (région de Kairouan). La formation Saouaf est aussi présente, avec une réduction d’épaisseur et une diminution de l’influence marine, par rapport à la Tunisie nord-orientale et centre-orientale où elle a été définie. Les niveaux à lignites sont rares.

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Dans tous les cas, la mer langhienne ne semble pas dépasser la région de Mezzouna, au Sud-Est de Sidi Bou Zid (Fig. 1). Elle aurait atteint le Nord de Gafsa (Fig. 1), au Serravallien, avant qu’elle ne se retire définitivement. On remarquera qu’au-dessus des dépôts langhiens, la série régressive (Béglia et Saouaf) montre une certaine continuité de dépôt. La seule discordance nette se place à la base de la formation Ségui, fluviatile, classiquement attribuée au Mio-PlioQuaternaire. Les conglomérats à éléments hétérométriques, à base ravinante, les sables et les silts rouges qui caractérisent cette formation, rappellent les caractères lithologiques de la formation Somaa, définie au Cap Bon. 5.3. Les séries miocènes de Tunisie méridionale (Fig. 6) Le secteur étudié, en Tunisie méridionale, correspond au Bassin phosphaté de Gafsa et ses alentours (Moularès, au Nord, et Jebel Askar et Tozeur-Hammet Jerid, au Sud du bassin phosphaté). Les formations néogènes dont l’âge demeure imprécis, correspondent à un puissant complexe détritique de sables, silts, argiles et conglomérats, avec des intercalations de gypse et de calcaire. Ce complexe détritique, discordant sur des séries de plus en plus anciennes vers l’est, est classiquement subdivisé en trois formations (sensu Burollet, 1956) : Séhib, Béglia et Ségui. Ces séries affleurent dans trois secteurs différents qui sont séparés par des lignes structurales majeures (Fig. 6) : ● le secteur ouest (de Moularès–Metlaoui et Séhib–Berda) ; ● le secteur est (de Chemsi–Ank) ; ces deux secteurs sont situés de part et d’autre du faisceau de la faille de Gafsa ;

Fig. 6. Carte de localisation des coupes du Néogène de la Tunisie méridionale. 1. Thelja1 ; 1bis. Thelja2 ; 2. Oued Oum el Khecheb ; 3. Grand Oum el Khecheb ; 4. Ghar ed Dhabaa ; 5. Oued Tfal 1 ; 6. Oued Tfal 2 ; 7. Kef etTir ; 8. Molarès ; 9. Ank ; 10. Chemsi nord ; 11. Oued Séhib ; 12 Séhib sud ; 13 Oued Tarfaia ; 14. Kriz ; 15. Bou Hlel. Fig. 6. Location map of the cross-sections of Neogene series in central Tunisia. 1. Thelja1; 1bis. Thelja2; 2. Oued Oum el Khecheb; 3. Grand Oum el Khecheb; 4. Ghar ed Dhabaa; 5. Oued Tfal 1; 6. Oued Tfal 2; 7. Kef etTir; 8. Molares; 9. Ank; 10. North Chemsi; 11. Oued Sehib; 12 South Sehib; 13 Oued Tarfaia; 14. Kriz; 15. Bou Hlel.

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● le secteur sud de Tozeur–Hammet el Jerid, séparé des deux premiers par la chaîne des chotts. 5.3.1. Description lithologique et environnementale des séries néogènes dans le secteur ouest (Fig. 7) L’analyse des quinze coupes levées dans ces trois secteurs (Fig. 6) nous a permis de distinguer cinq ensembles lithologiques successifs qui sont mieux exposés dans le premier secteur et qui sont, de bas en haut : 5.3.1.1. Ensemble 1. Il correspond au terme basal de la série (formation Séhib). Il est formé par des silts et des argiles rouges franchement continentaux, plus ou moins encroûtés par des calcaires, avec, par endroits, des niveaux conglomératiques. C’est une mésoséquence granodécroissante, fluviatile, reflétant des périodes de crue torrentielle et des périodes de décrue. Cet ensemble est délimité par deux discontinuités érosives (Fig. 8). 5.3.1.2. Ensemble 2. Il débute souvent par un conglomérat de base à éléments calcaires et siliceux, ou par un banc de grès à base ravinante et à éléments grossiers (quartz, galets mous, et fragments d’os). Cette décharge détritique devient de plus en plus discrète vers l’Est où une partie de l’ensemble 2 est absente. Cet ensemble sableux peut être subdivisé en deux termes : ● un terme basal, formé par des sables jaunâtres, à éléments grossiers, très chenalisé contenant des restes de mammifè-

Fig. 7. Coupe synthétique des séries néogènes en Tunisie méridionale. Fig. 7. Synthetic cross-sections of the Neogene of S Tunisia.

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Fig. 8. Corrélation des ensembles sédimentaires du Néogène du bassin phosphaté de Gafsa (le long du faisceau de Metlaoui). Fig. 8. Correlations of the sedimentary units in the Neogene Gafsa phosphated basin (along the Metlaoui trend).

res, mais dont les éléments fossiles sont usés. Il correspond à des conditions de dépôt fluviodeltaïque de haut régime hydrodynamique ; ● un terme sommital, formé par des sables blancs fins à stratifications obliques et à joints argileux passant parfois (au niveau de Thelja et d’Oum el Khecheb) à des alternances de sables et d’argiles, ou de sables, silts et argiles. Les niveaux consolidés contiennent parfois des galets mous et des striotubules. Le petit niveau de calcaire lacustre, de 30 à 50 cm d’épaisseur, qui affleure à l’Oued Tfal (à l’est), serait l’équivalent latéral de ces alternances sabloargileuses (Fig. 7). De manière générale, la nature de ces dépôts suggère une baisse d’énergie et un dépôt de plaine d’inondation. Ce terme sommital correspond à des séquences granocroissantes, très chenalisées. Celles-ci ont livré, à Kef Et Tir et à l’oued Hachana, des Hélicidés, des dents de requins, des myo-

gypsines, Ammonia beccari et des coprolithes. Ce mélange faunistique, caractéristique d’un faciès côtier, suggère que la mer miocène, mise en évidence à Henchir Souatir au nord du bassin de Gafsa (Robinson et Black, 1981) s’est étendue jusqu’aux environs nord de Metlaoui et de Gafsa. Il est à noter que l’épaisseur de tout l’ensemble 2 décroît le long du flanc sud de Metlaoui. Elle passe de 190 m, dans la coupe de Thelja, à 19 m dans celle de Ghar Eddabar. Elle n’excède pas 7 m à Kef Et Tir, pour disparaître totalement au niveau de l’Oued Tfal. 5.3.1.3. Ensemble 3. Le passage entre l’ensemble 2 et l’ensemble 3 est progressif. Ce dernier (ensemble 3) est constitué par des alternances de sables et d’argiles, qui passent à des argiles vertes compactes à passées sableuses. Vers le nord (à Oum el Khecheb, Ghar Eddabaa Oued Tfal, Kef et Tir et Oued Hachana), ces argiles ont livré des restes de plantes (empreintes de feuilles d’Angiospermes), des Hélicidés, des opercules de

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gastéropodes et des poissons probablement d’eau douce, mais aussi des bivalves, des dents de requins, des ostracodes et des foraminifères benthiques (Elphidium et Ammonia beccari). Ce cortège sédimentaire avec une association typique d’environnement de mangrove, suggère un dépôt dans des estuaires ou dans un milieu très littoral (Mannaï-Tayech, 1990), vraisemblablement sous un climat chaud et humide. 5.3.1.4. Ensemble 4. Il est formé essentiellement par des sables à stratifications obliques et à niveaux noirâtres (manganésifères) avec des striotubules omniprésents dans tout le bassin. À Kef Et Tir, on note des intercalations argileuses riches en matière organique. Des os de mammifères et les bois fossiles sont présents dans ces sables, mais ils sont indéterminables. Leur état de conservation suggère un certain remaniement des niveaux sous-jacents. Ces faciès correspondent à des séquences granodécroissantes de dépôts de chenaux à forte énergie hydrodynamique. 5.3.1.5. Ensemble 5. Il correspond à une importante masse de silts ocres, azoïques, à intercalation de conglomérats, de sables et de gypse. Le passage entre les deux ensembles (4 et 5) ne paraît pas brusque, mais il traduit toutefois un changement très important dans les conditions de dépôts. L’ensemble 5 est composé de séquences granodécroissantes qui reflètent des dépôts d’embouchure des fleuves, pendant des périodes de crues, et des dépôts de décantation et/ou de débordement des fleuves. Les différents niveaux de gypse traduisent probablement, localement, un environnement lagunaire. Les ensembles 4 et 5, correspondent à la formation Ségui. Ils semblent augmenter d’épaisseur de l’ouest vers l’est, mais l’ennoyage fréquent de la partie supérieure sous la couverture quaternaire ne permet pas d’estimer cette augmentation en mètre. Toutefois, elle devrait être de quelques dizaines voire centaines de mètres. 5.3.2. Description lithologique et environnementale des séries néogènes dans le secteur Est (Ank et Chamsi Nord) Au-dessus des niveaux marnocalcaires encroûtés et silteux, vient un dépôt de silts rouges à Hélicidés (formation Séhib). Un conglomérat polygénique, d’une dizaine de mètres, surmonte ces silts. Vers Chemsi Nord, la série se termine par une succession de séquences granodécroissantes de silt, gypse et conglomérat que nous attribuons à la formation Ségui. Au milieu de cet ensemble, épais de 200 à 300 m, Mannaï-Tayech (1989) signale, pour la première fois, la présence d’une lentille de gypse saccharoïde de 25 m d’épaisseur, confortant l’appartenance de ces dépôts à la formation Ségui. Enfin, on remarque, dans ce secteur, l’absence de la formation Béglia et la discordance de la formation Ségui qui repose directement sur la formation Séhib. 5.3.3. Description lithologique et environnementale des séries néogènes dans le secteur sud : Tozeur–Hammet Jerid (Fig. 6) Dans cette région, contrairement au secteur est, on note l’absence de la formation Séhib. Béglia est discordante sur la formation Metlaoui (Eocène) qui forme le flanc sud de la

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chaîne des chotts. La base de la formation Béglia est constituée de sables jaunes, grossiers, à dragées de quartz et à restes de mammifères bien conservés. Ces sables s’enrichissent, vers leur sommet, en manganèse et, par endroits, en oxyde de fer (niveaux noirs et niveaux rouilles). Les sables sommitaux s’intercalent de plusieurs lits argileux verts. On identifie, dans ce secteur, les trois termes de Béglia avec une prédominance du terme médian et une épaisseur totale excédant 600 m. Au sud de Sidi Bou Hlel, près de la terminaison périclinale des chaînes des Chotts, le Ségui est présent avec des bancs de silts ocres compacts. Au terme de cette description on peut retenir, pour l’ensemble du bassin que : ● la formation Séhib repose en discordance sur des séries de plus en plus anciennes en allant vers l’Est. Ce qui suppose l’existence d’une phase de plissement (phase atlasique) suivie d’une érosion ante-dépôt de la formation Séhib ; ● une variation latérale d’épaisseur des différents ensembles est aussi une mise en évidence, dans la direction EW. Ces changements de polarité peuvent être observés dans le bassin depuis l’Eocène (absence de phosphate vers l’est), voire depuis le Crétacé. Nous les avons interprétés comme résultant des inversions du planché sédimentaire par la tectonique atlasique (Mannaï-Tayech, 1990) ; ● une variation latérale de faciès a lieu. En effet, la formation Séhib est plus riche en conglomérats à Jebel Séhib, où elle est aussi plus riche en Hélicidés. La formation Béglia est franchement continentale et beaucoup plus sableuse au SW, où nous signalons pour la première fois des Hélicidés, qu’au NE de ce bassin. Cette polarité nous donne une idée quant au sens d’apport du matériel : la zone nourricière est à rechercher au SW, vers le Sahara algéro-tunisien, alors que l’incursion marine provient du Nord ; ● contrairement à Séhib, le Ségui est plus sableux et est plus riche en conglomérats à l’Est, ce qui implique une inversion des sources d’apport qui seraient alors contrôlées par une surrection ante-Ségui. Cette phase tectonique pourrait être la même que celle à l’origine de la surrection de Jebel Abderrahman laquelle aurait amorcé le dépôt molassique de la formation Somaa au Cap Bon. Mais, vu la pauvreté de l’apport stratigraphique, l’éloignement des secteurs impliqués et leur appartenance à des blocs tectoniques différents, il n’est pas possible de confirmer cette hypothèse. 6. Quelques précisions stratigraphiques pour le Néogène de la Tunisie méridionale La difficulté primordiale de l’étude du Néogène dans cette région est due, essentiellement, à l’absence de marqueurs biostratigraphiques fiables, excepté la faune de mammifères, contenue dans les sables de Béglia. Robinson et Black (1981) ont décrit une association importante de mammifères à Bled Douara et à Jebel Séhib, qui indique un âge serravallien-tortonien. Une partie (la plus significative) du matériel fossile, récolté

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durant le projet « Cartographie du Bassin phosphaté de Gafsa » et pendant les fouilles réalisées en 1992 avec P. Mein et en 1994 avec P. Mein et L. Ginsburg, a été déterminée par ces deux spécialistes et donne un âge vallésien (Serravallien supérieur–Tortonien inférieur) pour l’ensemble 2 de la formation Béglia. Les fossiles de mammifères et de poissons font l’objet d’autres travaux en cours. Il est à signaler que nous avons trouvé une vertèbre de Merycopotamus (détermination P. Mein) dans les conglomérats de base de Béglia, à l’Oued Hachana, dont l’âge est miocène moyen à supérieur. La datation se trouve donc confirmée mais n’exclut pas la possibilité de vieillir la base de la formation Béglia (Burdigalien ?). Cette information est, à notre avis, d’une importance capitale. En effet, il est très important de préciser l’âge de cette formation Béglia, omniprésente dans toute la zone Sud-Ouest de la faille de Gafsa ainsi qu’en Tunisie Centrale et Centre-méridionale. Robinson et Black (1981), dans une étude couvrant le secteur du Sud de la dorsale (depuis les régions de Chérichira, Henchir Béglia et Mrhila jusqu’au nord des chaînes des Chotts) (Fig. 1), y ont découvert des gisements de mammifères dont le plus important est celui de Bled Douara (Fig. 6). Cette faune leur a permis d’attribuer à la formation Béglia un âge serravallien-tortonien. Ces auteurs décrivent deux niveaux fossilifères : un niveau inférieur à faune à 95 % non aquatique, avec des éléments longs et anguleux à cassure fraîche, reflétant un transport court, non énergétique et un dépôt dans une dépression au sein d’une plaine d’inondation. Le niveau supérieur, à matériel très fragmenté avec des cassures polies, traduit en revanche, un long transport. D’après ces auteurs, la faune inférieure correspond à des animaux de savane, donc à des conditions de climat semi-aride, alors que la faune supérieure indique un mélange de restes d’animaux de savane et de forêt, ce qui reflète un climat plus humide. Ceci rappelle les conditions de dépôt des unités U2 et U3 (Fig. 3) de Saouaf (d’âge serravallien) au NE du pays. 7. Discussion et corrélation Si nous admettons, d’après ce qui vient d’être présenté, que l’âge de la formation Béglia est Serravallien supérieur–Tortonien inférieur (Vallésien), alors la formation rouge siltoconglomératique de Séhib correspondrait à une série condensée (avec probablement des hiatus) englobant une partie de l’Oligocène et le Miocène inférieur et moyen (Serravalien inférieur inclus). Sa lithologie et son contenu fossilifère (bois fossiles et Hélicidés) permettent éventuellement de considérer que cette formation est l’équivalent latéral de celle de Messiouta définie en Tunisie centrale ce qui lui confèrerait un âge aquitanien-burdigalien inférieur. La phase la plus importante d’érosion ante-dépôt Séhib, qui a affecté les reliefs jeunes résultant de l’orogenèse atlasique, serait alors contemporaine de la chute eustatique de l’océan mondial au Chattien. Une période d’émersion et de non dépôt aurait ainsi persisté durant au moins une partie de l’Oligocène. En l’absence de gisements connus du Burdigalien continental dans les régions avoisinantes du Bassin phosphaté de Gafsa, nous considérons que l’âge de la vertèbre fossile de Merycopo-

tamus, trouvé à la base de la formation Béglia, au niveau de la coupe de Hachana, est contemporain des conglomérats qui l’encaissent. Ceci implique l’existence d’un hiatus ante-dépôt des sables de Béglia, dont l’âge peut s’étendre du Burdigalien supérieur au Serravallien inférieur. La formation Ségui, sus-jacente à Béglia, montre, en Tunisie centrale, une discordance nette à sa base. Nous pensons qu’il s’agit de la même discordance qui sépare la formation Saouaf de celle de Somaa au NE et que nous avons raccordée avec la grande chute eustatique tortonienne. Ceci justifie la corrélation de la formation Ségui avec celle des Sables de Somaa du Cap Bon, attribuée au Tortonien, (mais nous suggérons plutôt un âge tortonien supérieur–messinien basal). La mer a reconquis les régions Est et Nord-Est du pays, à deux reprises, au Messinien puis au Pliocène (troisième mégaséquence transgressive), alors que la Tunisie centrale et méridionale continue à être le siège d’une accumulation de faciès fluviatiles et continentaux. Ceux-ci seront coiffés par le conglomérat villafranchien résultant du dernier paroxysme tectonique quaternaire. Ainsi, avec quelques épisodes de lacunes sédimentaires et/ou de non dépôt, la formation Ségui engloberait les dépôts du Tortonien supérieur au Quaternaire inférieur. La formation Béglia n’apparaît en fait pas synchrone à l’échelle de la Tunisie et nous considérons qu’elle est l’équivalent partiel de celle de Saouaf. Mais, avant de discuter la corrélation de ces deux formations principales miocènes silicoclastiques, comblant les différents microbassins au Nord-Est et au SudOuest de la Tunisie, un rappel s’impose concernant l’historique de leur création d’une part, et le contexte de leurs dépôts d’autre part. En 1956, P.F. Burollet a défini, dans la région du Cap Bon, « le groupe Cap Bon » correspondant à une série marine franche et le groupe « Oum Dhouil », plus néritique, à faciès détritique et lignitifère, daté du « Vindobonien ». Il a, par la suite, reconnu ce dernier groupe au Sahel (Tunisie orientale), à Saouaf (Tunisie centro-nord-orientale) et en Tunisie centrale mais avec un caractère continental plus accusé dans cette dernière région. En revanche, il a défini, à Henchir Béglia (Tunisie centrale) la formation Béglia. Elle correspond à des sables blancs à grains moyens ou très fins, à stratifications entrecroisées avec quelques lits d’argiles vertes ou pourpres, des argiles finement sableuses brun sombre et pouvant renfermer des intercalations de bancs conglomératiques et des argiles sableuses rouge foncé avec du gypse en veines ou en cristaux isolés. Cette définition, purement lithologique, a conduit à un amalgame au niveau des corrélations entre les différents bassins (du NE au SW) où les sédiments présentaient certaines convergences de faciès, malgré de notables différences. La définition de cette formation a été reprise par Biely et al. (1972). Ces auteurs subdivisent le groupe Oum Dhouil en trois formations : Mahmoud, Béglia et Saouaf. Ils considèrent donc la formation Béglia comme étant un membre médian du groupe Oum Dhouil, alors que Burollet admettait plutôt une certaine équivalence latérale entre le groupe Oum Dhouil (définie au Nord-Est du pays et daté du Vindobonien par le même auteur) et ces séries détritiques qu’il avait reconnues au centre et au SudOuest de la Tunisie. Certaines données lithologiques et paléontologiques (faune de vertébrés) ont permis à Robinson et Black

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Fig. 9. Essai de corrélation des formations Béglia et Saouaf du NE au SW de la Tunisie. Fig. 9. Correlations between Béglia and Saouaf formations from NE to SW Tunisia.

(1981) de distinguer l’entité (formation Béglia) sableuse et sabloargileuse à faune de vertébrés, d’âge serravallo-tortonien, bien répondue au Centre et au Sud. Par ailleurs, dans une étude de révision stratigraphique du Miocène tunisien, Robinson et Black (1981) attribuent un âge serravallien-tortonien à Saouaf, au lieu du Messinien (proposé par Biely et al., 1972) et précisent que la base de cette formation est plus vieille et plus marine en allant vers le NE (au niveau de l’Île de Zimbra). C’est probablement cette partie basale de la formation Saouaf que les pétroliers identifient sous le nom de « formation Nilde ». Enfin, ces auteurs considèrent que Béglia, bien représentée au Centre et au Sud du pays, est équivalente du groupe Oum Dhouil au Nord-Est. En 1986, Méon et Tayech proposent de reprendre l’étude de la formation Béglia des régions Nord-Est de la Tunisie. En 1996, nous avons démontré que les entités lithologiques, classiquement rangées dans la formation Béglia, sont diachrones. Dans une étude sédimentologique, Boujamaoui (2000) décrit une succession d’environnements du sud au nord, allant d’un dépôt de delta proximal vers un dépôt de plateforme, en passant par celui d’un delta distal dans la formation Béglia, tout en lui admettant des équivalents latéraux au NE telle que la formation Nilde.

Les quelques éléments de datation disponibles et les corrélations tentées nous conduisent à proposer que la formation Béglia en Tunisie centrale et méridionale, dont le faciès traduit un environnement fluviodeltaïque à lagunosaumâtre, est l’équivalent latéral de la formation Saouaf au Nord et à l’Est du pays, dont la lithologie sabloargileuse et lignitifère, la faune benthique et la flore pollinique indiquent une mise en place dans des bassins paraliques. Les indices climatiques montrent une certaine similitude entre ces deux entités (Béglia et Saouaf). Il y a, en effet, deux phases climatiques : une première phase semi-aride chaude, est attestée par les caractéristiques palynologiques (palynozone PIII dans la formation Saouaf) et par la faune de savane (membre inférieur de la formation Béglia). Une deuxième phase, toujours chaude, mais plus humide, de type tropical à subtropical caractérise la partie supérieure (palynozone PIV de Saouaf et membre à faune mixte de savane et de forêt à Hipparion de la formation Béglia). On note toutefois une certaine désertification au SW, due à l’influence du Sahara, et un certain rafraîchissement au NE, dû au voisinage de la mer (Mannaï-Tayech et al., 1996 ; Mannaï-Tayech [travail en cours]). La Fig. 9 est un essai de corrélation latérale entre les formations miocènes qui se répartissent du NE au SW de la Tunisie,

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Fig. 10. Esquisses paléogéographiques et répartition des différentes formations au cours du Miocène dans le domaine atlasopélagien : a. Aquitanien-Burdigalien ; b. Burdigalien Supérieur–Langhien inférieur ; c. Langhien ; d. Langhien supérieur–Serravallien-Tortonien inférieur ; e. Tortonien ; f. Messinien. Fig. 10. Palaeogeographic sketches and distribution of the different formations during the Miocene in the Atlasic–Pelagian realm: a. Aquitanian–Burdigalian; b. Upper Burdigalian–Lower Langhian; c. Langhian; d. Upper Langhian-Serravallian–Lower Tortonian; e. Tortonian; f. Messinian.

depuis la marge occidentale de la mer pélagienne, jusqu’au Chott El Jerid. La Tunisie centrale constitue une zone de transition entre les environnements marins au NE et continentaux au SW. Ainsi, nos travaux et nos propositions de corrélation permettent de présenter des esquisses de cartes paléogéographiques pour le Miocène de la Tunisie (Fig. 10a–f) au SE de la Dorsale tunisienne. 8. Conclusion En dépit du manque de marqueurs biostratigraphiques, de la complexité tectonique et de la nature variée des sédiments, nous avons pu élaborer une étude de synthèse à valeur régionale. Les résultats de nos analyses palynologiques pour les bassins paraliques, paléontologiques (essentiellement des mammifères pour les terrains stériles en pollen) et sédimentologiques, ainsi que la synthèse bibliographique des principaux travaux réalisés sur le Miocène dans ces régions, permettent de dégager les faits suivants : ● l’âge des différentes formations a pu être rediscuté et précisé pour certaines d’entre elles, cas de Béglia qui est désormais rapportée à l’intervalle serravallien-tortonien inférieur, sans exclure la possibilité de vieillir sa base ; ● les variations latérales des faciès traduisent une évolution dans l’espace des environnements qui vont du marin franc au NE vers le fluviodeltaïque voire le continental franc au SW du pays durant pratiquement tout le Miocène moyen et supérieur ; ceci corrobore l’hypothèse d’un sens d’apport du matériel détritique du SW et de l’Ouest (Mannaï-Tayech et Otero, 2005) dont la source principale est à rechercher au Sahara tuniso-algérien ; ● les entités faciologiques attribuées à la formation Béglia, du Nord au Sud, sont en fait diachrones et correspondent à des environnements de dépôts différents ; au Nord-Est, il s’agit d’un environnement marin peu profond où les sables et les grès détritiques correspondent à un cortège de bas niveau marin, en revanche, les épandages détritiques accumulés en Tunisie méridionale traduisent un environnement fluviodeltaïque à continental où de rares influences marines se font sentir vers le sommet de la série (NW du bassin phosphaté de Gafsa) ; ● la Tunisie centrale constitue une zone de transition entre un domaine à faciès de plateforme marine au NE et un domaine à faciès fluviodeltaïque à continental au SW ; ● nous considérons, pour les raisons précédentes, que la formation Béglia, bien développée en Tunisie méridionale et centre-méridionale, est un équivalent latéral partiel de la formation Saouaf, développée en Tunisie nord-orientale et centre-orientale.

En guise de conclusion, un tableau de corrélation (Fig. 9) et six cartes de répartition de faciès, simplifiées (par formation) (Fig. 10) sont élaborés. Ils seront précisés davantage dans nos travaux ultérieurs. Remerciements Nous remercions vivement J.-J. Cornée et C. Bobier qui ont bien voulu rapporter ce travail. Leurs remarques constructives ont permis d’améliorer la qualité de cet article. Nous remercions également H. Méon pour les discussions fructueuses et pour l’intérêt qu’elle porte sans cesse à notre travail. Nos remerciements vont aussi à A. Armand pour l’effort qu’elle a fourni pour améliorer la qualité des illustrations. Références Abbes, A., 1983. Étude géologique et géophysique du Miocène de la Dakhla (Cap Bon, Tunisie nord-occidentale). Application à la prospection des couches lignitifères. Thèse 3e cycle, Université de Franche-Comté (inédit). Bédir, M., 1995. Mécanismes géodynamiques des bassins associés aux couloirs de coulissement de la marge atlasique de la Tunisie. Séismostratigraphie, séismotectonique et implications pétrolières. Thèse doctorat ès Sciences, Université de Tunis 2 (inédit). Bédir, M., Tlig, S., Bobier, C., Aissaoui, N., 1996. Sequence stratigraphy, basin dynamics, and petroleum geology of the Miocene from Eastern Tunisia. American Association of Petroleum Geology Bulletin 80, 63–81. Ben Ayed, N., 1986. Évolution tectonique de l’avant-pays de la Chaîne Alpine de la Tunisie du début du Mésozoïque à l’Actuel. Thèse Doctorat ès Sciences, Université Paris-Sud (inédit). Ben Ayed, N., Viguier, C., Bobier, C., 1983. Les éléments structuraux récents essentiels de la Tunisie nord orientale. Notes du Service Géologique de Tunisie 47, 5–20. Ben Ismaïl, K., 1981. Étude micropaléontologique et biostratigraphique des séries paléogènes de l’anticlinal de Jebel Abderrahmane (Cap Bon, Tunisie). Thèse 3e cycle, Université de Tunis 2 (inédit). Ben Salem, H., 1992. Contribution à la connaissance de la géologie du Cap Bon : stratigraphie, tectonique et sédimentologie. Thèse de spécialité, Université de Tunis 2 (inédit). Ben Salem, H., Jedoui, Y., Yaïch, C., Ben Abdelkader, O., 1993. Un exemple de delta à influence de la houle : la Formation Saouaf (Miocène moyen) sur la côte nord du Cap Bon (Tunisie nord-orientale). Notes du Service Géologique de Tunisie 59, 105–119. Besème, P., Blondel, T., 1989. Les séries à tendance transgressive marine du Miocène inférieur à moyen en Tunisie centrale. Données sédimentologiques, biostratigraphiques et paléoécologiques. Revue de Paléobiologie 8, 187–207. Besème, P., Kamoun, Y., 1988. Le Messinien marin de Ksour Essaf (Sahel, Tunisie orientale) : une étude stratigraphique, sédimentologique et paléogéographique. Revue des Sciences de la Terre, Tunis 8, 129–142. Biely, A., Rakus, M., Robinson, P., Salaj, J., 1972. Essai de corrélations des formations miocènes au sud de la dorsale tunisienne. Notes du Service Géologique de Tunisie 38, 73–92. Bismuth, H., 1984. Les unités lithostratigraphiques du Miocène en Tunisie orientale. Société des Sciences de la Terre de Tunisie, Tunis. Bismuth, H., Hooyberghs, H.J.F., 1994. Foraminifères planctoniques et biostratigraphie de l’Oligocène et du Néogène dans le sondage de Korba-1 (Cap Bon, Tunisie nord-orientale). Bulletin du Centre de Recherche et d’Exploration Pétrolière Elf-Aquitaine 18, 489–528.

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