1661-8726/08/010017–11 Swiss J. Geosci. 101 (2008) 17–27 DOI 10.1007/s00015-008-1255-3 Birkhäuser Verlag, Basel, 2008

Apports de la gravimétrie dans la caractérisation des structures éffondrées dans la région de Nebeur (Nord Ouest de la Tunisie)

IMEN HAMDI NASR1, ABDELHAMID BEN SALEM 1, MOHAMED HEDI INOUBLI 1, JAMEL DHIFI 1, R. ALOUANI 1, ABDELHAK CHAQUI 1 & VINCENT PERTHUISOT 2

Key words: gravity anomalies, structures, graben, North

RÉSUMÉ ABSTRACT

L’étude des données gravimétriques relatives à la région de Nebeur conduit Gravity data were analysed in the Nebeur area to better understand the orga- à une meilleure compréhension de l’organisation de ses structures profondes. nization of its underlying structures. Analysis of the gravity data included the Pour cela l’anomalie de Bouguer a subi différents types de traitements: calcul computation of a complete Bouguer anomaly, upward continuations, as well de prolongements, de résiduelles, et de dérivées selon différentes directions. as residual and derivative maps. La combinaison des différents résultats issus de l’interprétation des cartes Comparison of gravity maps, geological and structural maps allows the gravimétriques et des données de la géologie de surface conduit à définir des identification of major structural directions and trends of the study area. It directions et des structures majeures pour la région. Plusieurs directions ont confirms some structural elements gathered from outcrops and defines new été confirmées et d’autres ont été mises en évidence, notamment, un fossé ones. In particular, the Oued Tessa – Bled el Ghorfa area that is characterized d’effondrement de direction NO–SE au niveau de la zone de l’Oued Tessa- by a negative gravity anomaly, corresponds to a collapsed structure limited by Bled el Ghorfa. Ce résultat constitue une extension vers le Nord de la zone two NW–SE fault systems. This result extends to north the graben zone that des fossés décrite au niveau des affleurements. is described from outcrops.

Introduction tunisien. Ces structures, de type «pull apart», sont de direction NO–SE (Jauzein 1967; Ben Ayed 1986; Chihi 1995). La Tunisie a constitué durant les époques géologiques une L’étude de la carte géologique 1/500 000 (fig. 1) de la Tunisie marge passive de la Téthys méridionale. Sa disposition en blocs montre que ces grabens se présentent comme un enchaînement basculés a favorisé, au cours des époques postérieures, la mon- en escalier avec une diminution de leur extension latérale du tée des matériaux évaporitiques du Trias. Ces matériaux ont Sud vers le Nord. Dans la partie Ouest de la zone des diapirs, percé leurs couvertures à partir de l’Albien (Kujawsky 1969; cet enchaînement est représenté par le fossé de , le fossé Crampon 1973; Perthuisot 1978) et ont jalonné les accidents de du Sers et le fossé du Kef (Ben Ayed 1975; Chihi 1995) suivi direction NE–SO connus en Tunisie septentrionale. par l’ensemble Laroussa – Bouarada – Fahs. Ces fossés qui sont Lors de la convergence des plaques africaine et eurasiatique esquissés dés l’Eocène (Jauzein 1967; Ben Ayed 1975) ont fonc- (Dercourt et al. 1968) aboutissant à la fermeture téthysienne, la tionné pendant tout le Néogène et une partie du Quaternaire, marge tunisienne a été soumise à des contraintes compressives. dont les dépôts présentent souvent des épaisseurs importan- Cette phase, dont les effets sont particulièrement sensibles pen- tes. dant le Miocène, a largement contribué à la déformation de la Notre secteur d’étude fait partie de ce domaine de la zone zone d’étude (Chihi 1995; Rouvier 1977). des dômes. Il correspond à la coupure à 1/50 000 de Nebeur. L’accentuation de la déformation et l’inversion des acci- Les auteurs (Perthuisot 1978; Ghanmi 1981; Chikaoui 2002; dents a provoqué la transformation d’une partie des structures Ben Haj Ali 1979; Dali 1981; Turki 1985; Chikhaoui 1988, 2002; triasiques en lames plus ou moins déversées (Perthuisot 1978) Vila 1998; Ghanmi et al. 2001) s’accordent sur le fait que cette et a contribué à l’ouverture des grabens caractérisant l’Atlas zone correspond à un domaine de sillon profond («sillon tuni-

1 Faculté des Sciences de , Département de Géologie, Unité de Recherche de Géophysique Appliquée aux Minerais et aux Matériaux, Tunis 1060 Tunisie. 2 Ecole Polytechnique d’Orléans, France.

Structures effondrées (NW-Tunisie): Apport de la gravimétrie 17 Fig. 1. Localisation de la zone d’étude sur la carte structurale simplifiée du Nord de la Tunisie.

sien», Burollet 1956) au cours du Crétacé inférieur et qui a été majeures de la zone et confirment dans une large mesure les perturbé à partir de l’Aptien par des mouvements diapiriques observations de terrain et les modèles géologiques régio- diversement interprétés, aboutissant à une structuration com- naux. plexe en dômes et en gouttières. Les affleurements triasiques, de direction NE–SO, occupent Cadre géologique généralement, le cœur de structures anticlinales. Les réseaux de failles sont essentiellement de direction NE–SO. N–S, E–O et Les principales structures de la région (fig. 2) sont représentées NO–SE (Burollet 1956; Chikhaoui 1988, 2002). par des anticlinaux à cœur triasique (J. Ghazouane, J. Ghozlane, L’intégration des données de terrains et des données gra- J. Kebbouch), des synclinaux à cœurs d’Eocène inférieur et les vimétriques a permis de dégager les différents alignements fossés à remplissage de Mio-Plio-Quaternaire (Fakraoui et al. structuraux de la zone, et étendre le style structural de l’atlas 1993). Ces structures sont hachées par des accidents de diffé- tunisien plus au Nord de sa limite actuelle. rentes directions NO–SE, NE–SO, N–S et E–O (Burollet 1956; L’étude et la superposition de cartes gravimétriques (pro- Chikhaoui 1988 et 2002). longements, dérivées, calcul de résiduelle,…) à la carte géo- logique, permettent de définir les directions et les structures

18 I. Hamdi Nasr et al. Aperçu stratigraphique Ce domaine a par ailleurs subi au cours du Trias la phase distensive responsable de l’ouverture de la Téthys (Dercourt et La série stratigraphique s’étend du Trias au Quaternaire. Les al. 1968, Chihi 1995; Ben Ayed 1986; Perthuisot 1978). Un bassin terrains affleurants sont essentiellement d’âge crétacé, encais- de type rift se met en place au cours du Trias (Adil 1993; Alouani sant des noyaux d’âge triasique. 1991). Il poursuivra sa subsidence au Jurassique grâce à la réac- La série crétacée à sédimentation monotone est représen- tivation des accidents hercyniens dans un contexte de rifting tée par des alternances marno-calcaires de la formation Fahd- (Chikhaoui 2002). Cette phase de rifting s’est poursuivie du- ène surmontées par les marnes et les calcaires marneux de la rant tout le Crétacé permettant la persistance d’un sillon sub- formation Aleg. L’ensemble est couronné par les deux barres sident profond (Burollet 1956). L’inversion tectonique tertiaire de calcaires crayeux de l’Abiod. L’épaisseur de cette série est (Jauzein 1967; Crampon 1973; Castany 1952; Kujawski 1969) a importante qui peut atteindre plus que 4000 m dans la région contribué au soulèvement de notre domaine qui se présentait du Kef (Burollet 1956), sauf à proximité des affleurements tria- pendant l’Eocène comme une plate-forme nummulitique (Bu- siques où elle montre des puissances réduites (Chikaoui 1988). rollet 1956; Chihi 1995; Ben Ayed 1986; Jauzein 1967; Rouvier Le Paléocène est représenté par des marnes grises (forma- 1977; Crampon 1973; Castany 1952; Kujawski 1969; Er Raoui tion El Haria) qui montrent des épaisseurs réduites par rapport 1994; Zair 1999). La phase compressive du Néogène a engendré au domaine septentrional subsident (Jauzein 1967; Kujawski l’exhaussement du bassin, la formation de la chaîne atlasique, 1969; Perthuisot 1977, 1978). Cette réduction d’épaisseur, té- et l’installation des bassins résiduels marins ou continentaux moigne d’un soulèvement général du domaine qui s’amplifie qui se comblent par des dépôts néogènes (Rouvier 1977). au cours de l’Oligocène dont les dépôts sont absents dans toute Dans la zone d’étude, appartenant à ce domaine, ces mou- la région. Le Mio-Plio-Quaternaire à faciès continental est dis- vements tectoniques sont attestés par des réductions de l’épais- cordant sur les terrains plus anciens. seur des séries et des lacunes sédimentaires à proximité des affleurements triasiques – J. Kebbouch, Nebeur – (Fakaraoui 1994; Ghanmi 1981) alors que des séries épaisses et complètes, Aperçu structural à composante principalement marneuse, se sont déposées dans La perturbation des séries stratigraphiques sensible dès le Pa- les gouttières synclinales. léocène, prouve que notre domaine était sous l’influence de Les structures édifiées ont été reprises au cours des diffé- diverses contraintes tectoniques. Les mouvements correspon- rentes phases tectoniques, de sorte que la disposition actuelle dants, responsables de la formation de plis à grand rayon de peut enregistrer la signature de cette évolution et surtout les courbure (Crampon 1973; Ben Ayed 1986), et l’ascension sa- évènements majeurs. Ainsi, notre domaine montre des struc- lifère, ont largement contrôlé le style tectonique de la région tures plissées, largement bouleversées par le jeu de failles de (Jauzein 1967; Ben Ayed 1975, 1986; Perthuisot 1978; Ben Haj direction variables avec une dominance des directions NE–SO, Ali 1979; Dlala 1981; Fakraoui 1993, 1994; Chikhaoui 2002;). E–O et NO–SE (Chikhaou 1988, 2002; Fakaraoui et al. 1994;

Fig. 2. Carte géologique simplifiée de la région étudiée (Fakraoui et al. 1994).

Structures effondrées (NW-Tunisie): Apport de la gravimétrie 19 Ghanmi 1981; Ghanmi et al. 2001; Hammami 1999). Ces failles densités mesurées a permis de choisir une densité régionale de différents types sont responsables de la structuration actuelle de 2.4 g/cm3. du domaine et ont défini un style tectonique transpressif. Anomalie de Bouguer Données gravimétriques La cartographie de l’anomalie de Bouguer est réalisée en Les données gravimétriques couvrent la coupure à 1/50 000 de utilisant la méthode de courbure minimale (Briggs 1974). La Nebeur. L’acquisition a été effectuée en 1997 par la compagnie carte d’Anomalie de Bouguer montre des isoanomales de dif- Val D’Or Sagax pour le compte de l’Office National des Mines férentes directions qui présentent une amplitude maximale (ONM) dans le cadre de l’établissement de l’Atlas gravimétri- d’environ 35 mGal, réparties entre –25,5 mGal et +9.7 mGal que de la Tunisie. 660 mesures ont été réalisées sur une superfi- (fig. 4). cie de 640 km², soit une station par km². On distingue deux zones anomaliques: Le positionnement des stations gravimétriques est effec- tué par un système GPS bi-fréquentiels de type Leica. La pro- – une zone positive composite localisée dans la partie septen- jection adoptée est Lambert Nord en utilisant l’ellipsoïde de trionale de la carte (J. Jouaouda, J. Ghazouane Koudiat Sidi Clark 1880 et le datum . La latitude origine est 9° 54' Aïssa, J. Touila et – J. Sidi Amor). Nord et la longitude origine est 36° Est; le «false Easting» est – une zone négative couvrant la partie sud et centrale de la de 500 000 m et le false Northing est de 300 000 m. carte. Elle présente les anomalies concaves d’Oued Tessa et Le gravimètre est du type Scintrex du modèle CG3. 4 bases de Bled el Ghorfa qui occupent plus de la moitié de la zone gravimétriques, rattachées au réseau tunisien, ont été implan- négative. Elles sont de direction générale NO–SE. Cet en- tées dans la zone d’étude. Les tolérances soulignées sont de semble forme une méga-anomalie scindée en deux parties; 0.02 mGal pour les mesures gravimétriques et 0.1 m pour le la plus importante, de 25 mGal environ, couvre Oued Tessa; positionnement des stations. Celle de Bled el Ghorfa, moins étendue mais de même Durant toute la campagne, le contrôle de qualité des don- amplitude, constitue son prolongement vers le SE (Hamdi nées mesurées est effectué au quotidien. Les mesures gravimé- 2003). triques sont vérifiées sur la base des dérives instrumentales et D’autres anomalies positives de forme convexe, plus nom- des réitérations. Environ 10% des mesures gravimétriques ont breuses et de petites tailles, se situent au Sud de la carte de Ne- été remesurés à un intervalle de temps d’au moins une journée. beur (Anomalie du J. Ben Jabline, Anomalie d’Aïn El Mourra, Les circuits comportant des dérives instrumentales élevées ou Anomalie de J. Kebbouch – Koudit et Sidi Amor). bien des réitérations non satisfaisantes ont été repris; il en est de même des mesures GPS. La correction de latitude adoptée fait intervenir la gravité Filtrage et analyse des données gravimétriques théorique obtenue à partir de l’équation définie par l’Associa- Un des avantages des levés gravimétriques réside dans leur tion Internationale de Géodésie en 1967. Les corrections to- traitement. La décomposition du signal gravimétrique en fonc- pographiques ont été faite jusqu’à 21 km. Les cartes 1/50 000 tion de la profondeur permet d’identifier les structures pro- fournies par l’Office de Topographie et de Cartographie de la fondes et de comprendre leur agencement dans l’espace. Ceci Tunisie ont été utilisées, après numérisation, dans le processus facilite le suivi de la structuration de ce domaine et la mise en de calcul des corrections Topographiques (zones D à M). Le place des traits structuraux majeurs de la région. Ainsi, différen- contrôle de qualité des données numérisées a été réalisé en tes transformations de champs ont été réalisées: des prolonge- comparant avec des levés GPS. ments vers le haut qui conduisent à la séparation en anomalie La figure. 3 représente le modèle numérique de terrain de régionale et en anomalie résiduelle et des dérivations. la coupure 1/50 000 de Nebeur. A l’intérieur de toute région de l’espace ne contenant pas Pour l’ensemble des corrections effectuées, la densité de la source, le prolongement vers le haut du champ de potentiel compensation choisie est de 2.4 g/cm3. Le choix de cette valeur observé est décrit dans le domaine spatial par l’intégrale sui- résulte de la comparaison des résultats de plusieurs méthodes vante (Jacobsen 1987): (ONM 2000).

• Des mesures directes de densités effectuées sur 150 échan- tillons provenant de 5 sondages fournis par l’O.N.M. La U est le champ de potentiel; z est le plan d’observation initial; densité moyenne des formations a été évaluée à 2.4 g/ 0 Δz est la distance de prolongement. La distance verticale z est cm3. positive vers le bas. • Méthode indirecte par profils de Nettleton: 3 profils sont Dans le domaine de Fourier la transformation devient une produits.Ils ont été réalisés sur les formations représentati- simple multiplication: ves de la zone d’étude et présentant un important dénivelé. la bonne corrélation entre la densité de Nettleton et les

20 I. Hamdi Nasr et al. Fig. 3. Carte topographique de la région montrant la position de la plaine de l’Oued de Tessa par rapport aux reliefs adjacents; les points représentent la locali- sation des stations gravimétriques. (Carte topographique de Nebeur).

F représente la transformée de Fourrier. Up est le champ pro- suivant plusieurs directions. Le changement de leur intensité et longé vers le haut. k est le nombre d’onde radial (radian/km). leur géométrie aide à la conception de la structuration géolo- Le facteur exponentiel constitue l’opérateur du prolongement. gique de la zone. Cet opérateur atténue l’amplitude des composantes du champ, en fonction de leurs nombres d’onde. Pour les nombres d’onde Prolongements vers le haut élevés, l’opérateur tend vers Zéro, et aboutit à une importante réduction de l’amplitude des composantes du champ de courtes Dans un premier temps nous avons procédé aux prolongements longueurs d’onde (Blakely 1996). La transformée de Fourier vers le haut à différentes altitudes. Pour un prolongement d’un inverse de constitue, alors, le champ prolongé. kilomètre (fig. 5A), les courbes isogales sont plus lisses et les va- Ainsi, plus la source est profonde, plus elle prend du poids à leurs de l’anomalie de Bouguer diminuent d’amplitude. Diffé- mesure que l’on augmente la distance de prolongement vers le rentes anomalies positives fusionnent en une anomalie unique, haut; on peut construire ainsi un gradient régional. Ce dernier simple et régulière. L’anomalie Oued Tessa – Bled El Ghorfa servira au calcul des cartes d’anomalies résiduelles par sous- occupant le SE de la carte prend une forme plus régulière tout traction de la valeur de l’anomalie de Bouguer. L’établissement en gardant sa direction d’allongement NO–SE. Au NO, les ano- des cartes d’anomalies résiduelles, qui peut s’effectuer à diffé- malies d’Aïn Mourra et de Koudiat Sidi Amor – J. Kebbouch rents niveaux, permet de faire apparaître l’intensité de diffé- fusionnent. rentes anomalies en fonction de la profondeur choisie. Avec un prolongement de trois kilomètres (fig. 5B), l’ano- Les dérivées souvent utilisées pour rehausser les données malie Oued Tessa – Bled El Ghorfa migre davantage vers le du champ de potentiel. Elles augmentent les amplitudes pour Sud-Est et s’approprie les valeurs minimales du coté Sud- les nombres d’ondes élevées du champ par rapport à celles aux Ouest. petits nombres d’onde (Annechhione 1996). L’anomalie est subdivisée en deux parties: une partie NO La distinction et la localisation des accidents sont établies correspondant à une source superficielle et une partie SE cor- à partir des cartes de dérivées du premier et du second ordre respondant à une source profonde.

Structures effondrées (NW-Tunisie): Apport de la gravimétrie 21 Fig. 4. Carte de l’anomalie de Bouguer de la région obtenue avec une densité 2.4; les courbes isogals sont réparties tous les mGal; les points représentent les stations de mesure (une station / km2). La plaine de Oued Tessa présente une anomalie négative significative.

Les anomalies positives occupant le Nord de la carte fusion- surface, cet accident est matérialisé par des lentilles triasiques nent et montrent un étranglement central. occupant le cœur de structures anticlinales (J. Nasrallah.) et A 10 km (fig. 5C), le lissage est bien plus exprimé. Le champ d’écailles éocènes (au niveau de la région de Bahra) de même garde cependant une légère flexuration au Centre et au Centre direction (Hamdi 2003). Nord de la carte. Cette inflexion correspondrait à la réponse d’une source régionale profonde. A 20 km (fig. 5D), la carte Champs résiduels complètement lisse montre une pente régionale de direction ENE–OSO. Le champ de pesanteur, de gradient constant, évo- La soustraction de la composante régionale du champ aboutit lue du Sud vers le Nord vers des valeurs de plus en plus fortes. à la carte de l’anomalie résiduelle. Ces cartes aident à mieux A l’échelle de la zone d’étude, cette disposition serait la tra- comprendre les réponses des structures et des ensembles litho- duction d’une structure monoclinale d’extension régionale de logiques superficiels. Plusieurs cartes résiduelles ont été calcu- direction EO. L’évolution reflète un déficit de masse relatif et lées. La plus marquante est celle générée à partir d’un prolon- progressif en direction du Sud. gement vers le haut de 50 m (fig. 6). Celle calculée pour des Les prolongements vers le haut (fig. 5) expriment des direc- prolongements vers le haut même de 20 km présentent essen- tions structurales régionales. La direction NE–SO qui s’étend tiellement des changements d’amplitude mais garde des formes de la région du Koudiat Sidi Mohamed Dellol à Koudiat Ber- très proches de la première. rich correspond en affleurement à un réseau de failles et de Les résidus (fig. 6), relativement importants avec une dis- plis de même direction. Cette direction correspond à un acci- tribution variable, sont sensés exprimer les premières dizaines dent profond puisqu’elle persiste sur les cartes prolongées. En de mètres de sédiments sous la surface du sol. Les valeurs in-

22 I. Hamdi Nasr et al. Fig. 5. Cartes de prolongements vers le haut: A 1 km de prolongement (A) l’anomalie de Bouguer est plus lisse, seules les anomalies de courtes longueurs d’ondes disparaissent. A 3 km (B), on assiste à la fusion des anomalies positives et une migration de l’anomalie négative de Oued Tessa vers le SE. A 10 km (C), on obtient un espacement régulier des isoano- males avec une légère flexuration à l’aplomb de l’emplacement de Oued Tessa. Cette flexuration disparaît pour une distance de prolongement vers le haut de 20 km (D).

diquées par la résiduelle expriment des variations latérales de La faille de direction NO–SE, délimitant la zone de Dyr el densité des sédiments superficiels qui doivent être directement Kef au NE, se manifeste par un alignement de même direction. liées aux variations latérales des faciès géologiques. Cet alignement s’estompe peu avant l’emplacement des dépôts Certaines anomalies (fig. 6) deviennent plus localisées avec quaternaires situés à l’est de Koudiat Sidi Amor. une géométrie bien définie – c’est le cas de celles de Oued Tessa – Bled El Ghorfa, et de Koudiat Sidi Aïssa – ; d’autres ont subi Dérivées une translation et de nouvelles anomalies se sont individuali- sées telle l’anomalie de Nebeur. Les anomalies de Koudiat Sidi La gravimétrie joue un rôle important dans l’identification des Amor – J. Kebbouch, de J. Ben Djabline et de Aïn El Mourra failles profondes, leurs limites et leurs ramifications (Everaerts changent de signe. & Mansy 2001). La détermination des directions est déduite Superposée à la carte géologique de surface, la résiduelle pro- des cartes de dérivées; la figure 8 en est un exemple. che montre que les anomalies d’Oued Tessa – Bled el Ghorfa, et La carte de dérivée seconde verticale (fig. 7) met en évi- l’anomalie du bassin néogène de direction NE–SO deviennent dence toutes les directions et les alignements exprimés par le nettement séparées par des directions NE–SO. L’alignement champ gravifique. La direction NS est représentée principale- Touila – J. Sidi Amor – J. Goufai est mieux exprimé. ment par un alignement qui s’étend sur plusieurs kilomètres du L’accident de Chikh Thour se manifeste par un fort gradient côté Est de J. El Ghazouane. Cette direction est exprimée aussi de direction NS. Plus au Sud, au niveau de la région de Dyr el au niveau de l’accident de Chikh Thour. Kef, la structure synclinale et les anticlinaux qui lui sont pa- La direction E-O est présente au niveau de J.Guessia. Cette rallèles correspondent à des axes anomaliques, respectivement, direction qui dessine la limite sud de l’anomalie d’Oued Tessa négatif et positif. correspondrait à une faille E-O. D’autres alignements de même

Structures effondrées (NW-Tunisie): Apport de la gravimétrie 23 Fig. 6. Carte des anomalies résiduelles à partir d’un prolongement de 50 m. Elle exprime les premières dizaines de mètres de sédiments sous la surface du sol.

direction, au niveau du J. Tell Ghozlane, au Sud de J. Melah, Discussions J. Touila, correspondent à des failles délimitant les affleure- ments triasiques. L’étude des cartes gravimétriques autorise le tracé des dif- La direction NE–SO est visible à l’Est de la région de Dyr el férentes structures géologiques de la région. Elles sont re- Kef. Deux alignements NE–SO illustrent la signature gravimé- présentées par des structures plicatives de direction NE–SO, trique des systèmes de failles de même direction séparant les largement bouleversées par le jeu de failles de différentes anomalies de Bled el Ghorfa, Oued Tessa et les dépôts néogè- directions. nes. Le gradient le plus important s’étend de Koudiat Berrich L’agencement de certaines failles de directions différentes – à proximité de Dyr – jusqu’à la région de Sidi Moha- donne naissance à des structures particulières (fig. 8). Il s’agit med Dellol. par exemple du système de failles de Oued Tessa – Bled el D’autres alignements de mêmes directions sont visibles; ils Ghorfa. Dans cette zone, l’anomalie négative, déjà bien visible correspondent aux failles de J. Hara, Koudiat Sidi Aissa, de J. sur la carte d’anomalie de Bouger, correspond à une dépression Bou Kehil, et les deux flancs du synclinal de Dyr El Kef. L’ali- de direction NW–SE. Elle est délimitée par un certain nombre gnement de J. Kebbouch se prolonge du coté sud à l’Ouest de de linéaments interprétés comme des failles observés sur les Koudiat Sidi Amor. cartes de dérivées. Il s’agit de la faille E–W de J. Guessia, la La direction NO–SE est également observée. Cette direc- faille NW–SE limitant J. Kebbouch au NE et de la faille NW– tion majeure s’étend de J. Touila jusqu’à la limite de J. Hara. SE traversant J. Bou Kehil. Les directions NE–SO et NO–SE sont bien exprimées sur Au NE de Dyr el Kef une autre dépression, révélée par les la carte. Elles permettent, en particulier, de dessiner les limites différentes cartes gravimétriques, est limitée par deux accidents des différentes anomalies telles que celle de Oued Tessa – Bled NW–SE. Ces deux structures effondrées sont reliées par l’ac- el Ghorfa. cident majeur NE–SW passant par le J. Nassrallah, cet enchaî-

24 I. Hamdi Nasr et al. Fig. 7. Carte de dérivée seconde verticale (mGal/m2) qui révèle les alignements.

nement en baïonnette nous suggère un dispositif de fossés en phase de rifting alors que les failles qui leur sont perpendicu- pull appart. laires sont apparus au cours de l’Eocène basal (Er Raoui 1994): Ce style tectonique est bien connu dans l’Atlas tunisien c’est le début de la mise en place des grabens de l’Atlas tunisien (Jauzein 1967; Ben Ayed 1975; Chihi 1995). (Jauzein 1967). Ainsi dans la région du Sers (feuille Les Salines), un fossé A l’échelle de la Tunisie septentrionale, ces décrochements d’effondrement de même direction (Ben Ayed 1975) présente dextres correspondent aux grands accidents tracés par les af- une réponse gravimétrique semblable à celle observée au ni- fleurements triasiques dont l’accident de Téboursouk (Per- veau de Oued Tessa. Il s’agit du fossé de Sers faisant partie du thouisot 1978) et l’extrémité SO de l’accident de système de graben Kef-Sers-Siliana dont l’ouverture est reliée (Turki 1985). Ces accidents sont apparus dès la phase de rifting a un jeu décrochant d’accidents profonds de direction sensible- alors que les failles qui leurs sont perpendiculaires sont appa- ment NE–SW, à mouvement dextre. Ce fait plaide en faveur rus au cours de l’Eocène basal (Er Raoui 1994): c’est le début d’une parenté structurale entre ce système de graben et celui de la mise en place des grabens de l’Atlas tunisien (Jauzein mis en évidence ici par l’étude gravimétrique. 1967). La cinématique générale montre que les failles NE–SW sont L’existence d’un système de grabens dans notre région de nature chevauchante-décrochante alors que celles NW–SE prouve que le régime transpressif, largement étudié au niveau présentent un jeu normal et sont responsable du morcellement de l’Atlas Tunisien, a atteint la zone des dômes. de la région en blocs. L’atténuation de l’effet transpressif et la diminution de A l’échelle de la Tunisie septentrionale, ces directions cor- l’ouverture des fossés dans le domaine septentrional sont dues respondent aux grands accidents tracés par les affleurements à la prédominance des accidents NE–SO. Ces directions pré- triasiques à savoir l’accident de Téboursouk, l’extrémité SW sentent une composante chevauchante bien plus importante de l’accident de Zaghouan. Ces accidents sont apparus dès la que celle décrochante (Ben Ayed 1998). Ce fait nous permet

Structures effondrées (NW-Tunisie): Apport de la gravimétrie 25 Fig. 8. Carte structurale de la région de Nebeur (1/50 000) édifiée à partir des données gravimétriques.

d’expliquer la réduction de l’ouverture latérale des fossés ré- Conclusions vélés par les données gravimétriques. Les données gravimétriques disponibles ont servi, à l’établis- L’ensemble de ces discussions est déduit de l’interprétation sement de la carte d’anomalie de Bouguer. Cette carte de base conjuguée de l’anomalie de Bouguer (fig. 4) et des cartes asso- ainsi que les traitements appliqués (prolongements, dérivées, ciées (figs. 6 et 7) tout en intégrant une contrainte principale calcul de résiduelle,…) ont conduit à la définition de directions induite par la géologie de surface. et d’alignements qui sont en étroite relation avec le régime L’anomalie résiduelle est sensée représenter la réponse des tectonique Atlasique. D’autres faits ont été également mis en niveaux superficiels dans la mesure ou l’anomalie prolongée évidence: vers le haut représente la réponse des niveaux profonds. Le spectre en nombre d’onde de l’anomalie résiduelle est d’autant – La direction NE–SO, définie par les études géologiques plus élevé que le filtrage passe-bas de l’opérateur de prolon- de surface et qui s’étend de Sidi Mohamed Dellol passant gement vers le haut est élargi vers les nombres d’onde élevés. par le J. Nasrallah et qui continue jusqu’au Koudiat Ber- Ainsi, la résiduelle faisant intervenir un prolongement vers le rich se révèle comme une direction majeure dans la zone haut de 50 m est sensée représenter les quelques premières d’étude. Cette direction persiste sur toutes les cartes de dizaines de mètres. Ses valeurs fortes (fig. 6) coïncident avec dérivées. les séries marno-calcaires du Crétacé et les séries chaotiques – La direction NO–SE est bien caractérisée par la réponse triasiques pour les valeurs positives ou bien avec les sédiments gravimétrique. Un nouvel alignement le long de J. Touila, argilo – gréseux tertiaires ou quaternaires pour les valeurs né- J. Sidi Amor a été défini. gatives. – La faille NO–SE, limitant Dyr el Kef, du côté NE. Sur la La dérivation constitue un opérateur de rehaussement des carte géologique, elle est prolongée par une branche hypo- variations du signal gravimétrique. Ces méthodes qui ampli- thétique et s’estompe du côté SE. fient les réponses des sources superficielles, sont bonnes pour – L’alignement NE–SO de J. Kebouch se prolonge du coté localiser les limites des corps géologiques. Elles sont sensées sud à l’Ouest de Koudiat Sidi Amor. faciliter l’interprétation (Butler 1984 a et b). Même si la dérivée – La faille EO au niveau de J. Guessia, avec seule la partie seconde est plus sensible aux bruits, aux erreurs de mesures et centrale observée et les deux bouts supposés (données de aux irrégularités topographiques, elle n’a été utilisée, dans la terrain), est gravimétriquement bien individualisée avec présente étude, que pour une interprétation à grande échelle une extension plus importante du côté Ouest. pour détecter les alignements les plus étendus comparés au pas Les directions NE–SO limitant l’anomalie d’Oued Tessa for- d’échantillonnage des mesures gravimétriques. ment les limites d’une structure effondrée, ouverte en pull ap- Ainsi, comme le signal représenté par la figure 6 et celui de part. Cette structure représente l’extension vers le Nord du la figure 8 caractérisent les niveaux géologiques superficiels, il domaine des fossés en Tunisie. est naturel que la résiduelle proche et la dérivée seconde soient comparables.

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