Sommaire Introduction ...... 7 CHAPITRE I : GÉNÉRALITÉS : ÉTAT DE CONNAISSANCE ACTUELLE SUR LA TUNISIE ATLASIQUE...... 9 I. Evolution géodynamique du domaine nord-africain ...... 10 II. Présentation du domaine orogénique de l’Afrique du Nord ...... 11 III. Présentation du domaine atlasique et tellien...... 12 IV. Historiques des travaux antérieurs effectués dans la zone d’étude : ...... 13 1. Synthèse des événements tectoniques affectant l’Atlas oriental : ...... 17 2. Synthèses sur la tectonique salifères en TunisieCentro-oriental ...... 17 3. Synthèse sur la structuration et la genèse des grabens ...... 18 V. Cadre géographique et contexte géologique de la zone d’étude ...... 19 CHAPITRE II : CARTOGRAPHIE DE SURFACE ET LITHO-STRATIGRAPHIE ...... 21 Introduction ...... 22 I. Trias : ...... 22 II. Crétacé ...... 23 1. Bérriasien-Barrémien ...... 23 2. Aptien-Albien basal ...... 24 2.1. Coupe de Jebel Slata ...... 24 2.2. Coupe de Jebel Boulahnechee ...... 25 2.3. Coupe de Jebel Jerissa ...... 27 2.4. Coupe de Jebel Hameima : ...... 27 2.5. Coupe de Koudiet el Afna : ...... 28 2.6. Coupe de Jebel Semmema ...... 28 2.7. Autres localités...... 29 2.8. Conclusion : ...... 29 3. Albien-Cénomanien ...... 30 3.1. Coupe de Mahjouba : ...... 31 3.2. Coupe d’EL Ghoualguia :...... 31 3.3. Coupe de Boujabeur ...... 31 3.4. Coupe d’El Gara : ...... 32 3.5. Coupe de Jebel Slata : ...... 32 3.6. Autres coupes : ...... 33 3.7. Conclusion ...... 33 5.2. Coupe du Kt El Afna (coupe de Mahjouba)...... 35 5.3. Coupe de Jebel Rouiss ...... 36 5.4. Coupe d’El Ghoualguia ...... 36 5.5. Coupe d’ ...... 37 5.6. Autres coupes ...... 37 6. Formation Abiod ...... 38 6.1. Coupe de Thala ...... 38 6.2. Coupe d’El Ghoualguia ...... 38 6.3. Coupe de Jebel Semda : ...... 39 6.4. Coupe de Jebel Rouiss...... 39 6.5. Coupe de Mesrab Lahnech...... 40 6.6. Formation Abiod à ...... 40 6.7. Formation Abiod dans d’autres localités ...... 41 6.8. Conclusion ...... 41 III. Tertiaire ...... 42 1. Formation El Haria...... 42 2. Groupe Metlaoui ...... 43 2.1. Coupe de Kaleet Sinen ...... 43 2.2. Coupe d’El Gassaat ...... 43 2.3. Coupe de Sra ouertane ...... 44 2.4. Coupe d’El Hamedna ...... 44 2.5. Coupe de la région du Kef ...... 45 2.6. Conclusion : ...... 45 3. Formation ...... 45 4. Oligocène : ...... 46 5. Néogène ...... 46 IV. Quaternaire...... 47 V. Conclusion ...... 48 CHAPITRE III : ETUDE GRAVIMETRIQUE ET SISMIQUE ...... 50 Introduction ...... 51 A. Etude gravimétrique ...... 51 I. Principe de base ...... 51 1. Interprétation des anomalies gravimétriques ...... 54 2. Séparation des anomalies Régionales-résiduelles ...... 55 3. Prolongement vers le haut et vers le bas ...... 56 4. Localisation du gradient gravimétrique (dérivées) ...... 56 5.1. Gradient horizontal : ...... 56 5.2. Magnitude des gradients horizontaux (MGH) : ...... 57 5.3. Gradient vertical : ...... 58 6. Signal analytique : ...... 58 7. Analyse spectrale ...... 59 8. La déconvolution d’Euler ...... 60 II. Etude gravimétrique de la zone d’étude ...... 61 1. Carte d’anomalie de Bouguer ...... 61 2. Carte d’anomalie résiduelle...... 63 2.1. Les anomalies résiduelles positives :...... 65 2.2. Les anomalies négatives : ...... 69 3. Carte de dérivé verticale : ...... 71 4. Carte de la Magnitude du Gradient Horizontal (MGH) ...... 72 5. Carte du signal analytique...... 73 6. Analyse spectrale ...... 74 B. Etude sismique ...... 77 I. Principe de base ...... 77 II. Présentation sismique de la zone ...... 78 III. Cartes en isochrones : ...... 80 1. Carte en isochrones au toit de la formation Bouhedma ...... 81 2. Carte en isochrones au toit du la Formation Serdj : ...... 81 3. Carte en isochrones au toit de la formation Hameima ...... 82 4. Carte en isochrones au toit de la Formation Fahdene : ...... 82 5. Etude du graben de Kalaa khasba ...... 83 5.1. Carte en isochrones au toit de la Formation Abiod : ...... 84 5.2. Carte en isochrones au toit de l’Yprésien : ...... 84 5.3. Carte en isochrones au toit du Miocène : ...... 85 C. Conclusion : ...... 86 CHAPITRE IV : ANALYSE ET MODELISATION DES STRUCTURES GEOLOGIQUES ...... 88 I. Introduction...... 89 II. Analyse structurale de la zone d’étude ...... 89 1. Etude des structures situées à l’Ouest du Graben de Rohia...... 89 1.1. Structure de Semmama ...... 90 1.2. Structures de -Tioucha ...... 91 2. Structure de Ksar Tlili ...... 92 3. Structure d’El Ghoulaguia ...... 93 III. Les structures situées à l’Est du Graben de Kalaa Khasba...... 95 1. La structure de Boulahneche : ...... 96 2. La structure de Jerissa ...... 97 3. La structure de Sra-Ouertane ...... 98 4. La bordure ouest du Graben de Seres ...... 99 5. Le synclinal de Tajerouine ...... 100 IV. Les structures situéesà l’Ouest du Graben de Kalaa Khasba ...... 101 1. L’anticlinal de Mahjouba ...... 102 2. Les structures de Thala ...... 104 V. Les structures de la région de Tajerouin et du Kef ...... 105 1. Jebel Slata ...... 105 2. La structure de Hameima et de Henchir El Gara ...... 107 3. Structure salifère Debedib-Ben Gasseur ...... 108 4. La structure de Guern El halfaya ...... 110 5. Kodiet Zag Ettir...... 111 6. La plaine du Kef-Ksour ...... 112 VI. Structures du secteur Ourgha-Nebbeur...... 113 1. Notion des plis de rampes ...... 114 1.1. Les plis de cintrages sur rampe ...... 115 1.2. Les plis de propagations de rampe ...... 115 2. Equilibrages des coupes géologiques...... 116 2.1. Equilibrage de la coupe géologique C1 ...... 116 2.2. Equilibrage de la coupe équilibrée C2 ...... 118 V. Conclusion ...... 118 CHAPITRE V : FRACTURATION DES ROCHES ...... 120 Introduction ...... 121 I. Traitement et analyses des failles majeures ...... 121 II. Etude des failles sur miroir ...... 122 III. Etude des microfractures ...... 123 1. Station S01 ...... 124 2. Station S02 ...... 124 3. Station S03 ...... 125 4. Station S04 ...... 125 5. Station S05 ...... 125 6. Station S06 ...... 127 7. Station S07 ...... 127 8. Station 08 ...... 128 9. Station 09 ...... 128 10. Station S10 ...... 128 11. Station S11 ...... 129 12. Station S12 ...... 129 13. Station S13 ...... 130 14. Station S14 ...... 130 15. Détermination de contrainte à partir des galets striés ...... 130 IV. Conclusion ...... 131 CONCLUSION GENERALE ...... 133 Références bibliographiques ...... Erreur ! Signet non défini.

Introduction

Le Nord-ouest tunisien est considéré comme une zone très affectée par la tectonique, distensive et compressive, du domaine oriental nord-africain. Cette zone a subi une extension, durant le Mésozoïque, responsables de l’individualisation du bassin nord-maghrébin. Par la suite, et durant le Cénozoïque, cette région a connu un régime compressif qui est responsable de l’édification de la chaine alpine d’Afrique du Nord. En plus des évènements tectoniques, plusieurs auteurs ont mis en évidence des mouvements halocinétiques qui ont mis, à la surface ou en profondeur, des structures salifères compliquant, ainsi, le schéma structural de la région. Cette dynamique a engendré une complication telle que les données de surface, seules, ne permettent pas de comprendre la géométrie des structures géologiques et par conséquent leur évolution géodynamique. La majorité des travaux antérieurs dans cette zone est consacrée spécialement à l’étude sédimentaire des séries à l’affleurement (…) alors que l’étude structurale est limitéeà quelques travaux (…). Comme déjà signalé plus haut, cette zone montre des étendues évaporitiques très importantes ayant permis certains auteurs de comprendre la mise en place de ce matériel (…). Aussi bien, l’atlas centro-oriental montre des structures effondré bien remarqué dans la géologie que dans la topographie qui posent de plus une complexité structurale à la zone d’étude. En effet plusieurs travaux ont pour objective l’études de ces structures qui a posé des controverses entre les auteurs dans la genèse et leurs mise en place (…) La zone d’étude présente un potentiel pétrolier plus /moins important ce qui a encouragé les compagnies pétrolières à l’explorer par des puits pétroliers et une maille sismique assez importante qui couvre la majeur partie de la zone. Ces données sont un support important dans la réalisation de ce travail. En fait, Ce sujet s’intègre dans le cadre de collaboration entre l’Ecole National d’Ingénieur de (ENIS), la boite pétrolière australienne «Oil Search Limited ; OSL» et la boite de service « Global Oil and Gas Services ; GOGS » à fin d’explorer la région du Kef-Tajerouine en utilisant les différent technique possible d’exploration et les données de surface et de subsurface. Malheureusement les conditions mondiale du secteur pétrolier à poussé la boite de quitter le territoire tunisien et par conséquent, cette thèse est achevée dans le laboratoire L3E (Eau, Energie et environnement) à l’ENIS.

A fin de la réalisation de cette thèse, on a utilisé plusieurs approches qui sont structuré comme suit : 1) Une étude de l’état de connaissances de la région d’étude basé sur une synthèse bibliographique des travaux antérieur avec présentation de la zone d’étude. 2) Une cartographie de surface bien détaillée basé sur des levers des coupes lithostratigraphique des série en affleurement avec un appel aux données de puits pétrolières pour l’exploration des série du Crétacé inférieur. 3) Une étude géophysiques basé sur le traitement et l’interprétation des données gravimétrique et sismique. Dans cette partie on va identifier et caractériser les structures enfouie dans la région d’étude. 4) Une étude de surface et de subsurface des différentes structures géologiques. Cette étude se base sur des coupes géologiques, des profils sismiques et des profils de densité, avec à la fin de cette partie on va essayer de modéliser certaine structures de l’atlas centro-septentrional 5) Une étude de la fracturation affectant les différentes séries sédimentaires. Dans cette partie on va se baser sur l’étude de failles majeures, l’étude de la mirofracturation, étude des microfractures sous lame mince et l’étude des galets striés d’âge Mio- pliocène.

CHAPITRE I : GÉNÉRALITÉS : ÉTAT DE CONNAISSANCE ACTUELLE SUR LA TUNISIE ATLASIQUE I. Evolution géodynamique du domaine nord-africain

L’histoire sédimentaire et tectonique de la marge nord-africaine a été gouvernée par l’évolution géodynamique du bassin océanique septentrional au cours du Méso-Cénozoïque. Ce bassin a évolué dans le temps depuis la Péri-Téthys jusqu’à la Méditerranée actuelle en passant par la Téthys-Ligure et la Mésogée. La mise en place de la chaine atlasique est, par conséquent, le résultat de la convergence entre l’Europe et l’Afrique qui a débuté, selon certains auteurs à la fin du Crétacé-début de tertiaire (…) et qui continue jusqu’à nos jours. L’histoire géodynamique de la région serait, ainsi, marquée par la mise en place de la chaine alpine d’Afrique du Nord et la fermeture de la Mésogée, d’un côté, et l’ouverture de la Méditerranée occidentale, en tant que bassin d’arrière arc, de l’autre (…).

Autrement dit, l’orogenèse de cette chaine qui a débuté, au passage Eocène-Oligocène, est induite parla subduction de la marge nord-africaine sous la marge sud de l’Europe. Une partie du continent européen qui correspond à l’actuel bloc d’ALboran, de Calabre, des monts PEloritains et de la Kabylie (ALCAPEKA), s’est, ainsi, détachée et partie en dérive, vers l’ESE. Ce bloc est entré en collusion avec l’Afrique du Nord tout en laissant derrière le bassin Algéro-Provençal comme un bassin d’arrière arc (Fig. 1).

La subduction sous la marge sud de l’Europe, d’abord, et sous le bloc ALCAPEKA, en dérive vers l’Est et le SE, ensuite, n’a pas cessée (Fig. 2). Elle provoque le détachement d’une partie de ce bloc (domaine Calabro-Péloritain et Kabyleou CPK), qui continue sa dérive, vers l’Est et le SE, tout en laissant, derrière, le bassin tyrrhénien comme un bassin d’arrière arc (…).

Le retrait du slab en subduction s’est fait en deux sens:

- un retrait vers l'Est, qui a accompagné la formation de l'arc calabro-péloritain et l'ouverture de la mer Tyrrhénienne (Doglioni et al., 1999) - un retrait vers l’Ouest qui a contrôlé l’ouverture de la mer d’Alboran (Lonergan and white, 1997).

A noter aussi que : - la collusion entre le bloc ALCAPEKA et l’Afrique qui a eu lieu au Miocène inférieur est maintenue jusqu’à nos jours par la dérive, dans le sens anti horaire, de la plaque africaine (…). - La vitesse de la dérive au niveau de la marge nord tunisienne est de 6 à 8 mm/an et diminue en allant vers l’Ouest, pour atteindre 4mm/an, au niveau de la marge marocaine, (Carminati et al., 1998). Ce changement de vitesse est dû au changement de trajectoire de la plaque africaine mise en évidence par la faille transformante, à l’Est de Gibraltar, au niveau du Golf de Cadiz (Garcia et al., 2003). Depuis le Langhien, le rapprochement entre les plaques, africaine et européenne, est estimé à 230km (Dercourt et al., 1977). La déformation est de type « thick skinned », au niveau du Maroc (…), et « thin Skinned », au niveau de l’Algérie orientale et de la Tunisie (…). Les premiers indices de convergence Afrique-Europe a été daté au passage Jurassique- Crétacé inférieur (Mattauer et al., 1977) dans le Haut atlas Marocain. Ces raccourcissements s’accentuent vers le Crétacé supérieur et au cours du Tertiaire en donnant naissance à une phase de compression qui s’est exprimée surtout au cours du Miocène et du Quaternaire (…). En Algérie, la mise en place de la chaine atlasique est fait en deux temps : post-Lutétien et post villafranchien (…). Des indices de compression, de faible ampleur, ont été retrouvées au Pliocène. Les travaux établis en Tunisie plaident en faveur de deux phases de compression majeures de direction NW-SE à N-S. La première est d’âge Serravalien-Tortonien et la deuxième est d’âge post villafranchien avec une autre phase, d’âge éocène, fortement défendus en bibliographie (…).

II. Présentation du domaine orogénique de l’Afrique du Nord

La chaine alpine d’Afrique du Nord est un domaine qui s’étend sur plus de 2000 Km, depuis le Maroc, à l’Ouest, jusqu’en Tunisie, à l’Est (Fig.3).Ce domaine orogénique est formée de deux grands ensembles : rifain et tellien, au Nord, et atlasique, au Sud. Le premier est caractérisé par l’allochtonie et par l’affleurement, très large, des séries néogènes, notamment, le Numidien. Le domaine atlasique qui comprend le haut et le moyen Atlas, au Maroc, l’Atlas saharien, en Algérie, et l’Atlas tunisien, en Tunisie, est né d’une zone très subsidente au cours du Mésozoïque. Ses plis sont serrés et de direction NE-SW, au front des nappes tello-rifaines, et passent à des plis kilométriques et plus ou moins espacés, dans sa partie centrale et méridionale. En Algérie orientale et en Tunisie, le domaine atlasique est en contact direct avec la chaine tellienne alors qu’en Algérie occidentale et au Maroc, ces chaines sont séparées par les hauts plateaux et la Meseta qui sont très peu déformés.

III. Présentation du domaine atlasique et tellien L’Atlas tunisien occupe l’extrémité orientale de la chaine atlasique nord africaine. Le schéma structural de cette zone est le résultat d’une série d’événements tectoniques ayant affecté la couverture sédimentaire au cours des temps méso-cénozoïques. Cette chaine a fait l’objet de nombreux travaux de recherche. On cite parmi les auteurs :… Cette entité structurale occupe la majeure partie de la Tunisie et elle est limitée, à l’Est et au Sud, par les deux plates-formes pélagienne et saharienne, respectivement (Figure.4). Elle est classiquement subdivisée en quatre ensembles. Du Sud vers le Nord on distingue :  L’Atlas méridional : C’est la partie méridionale de l’avant pays plissé. Elle est caractérisée par des plis de propagation de rampe de direction E-W et par le grand accident de de direction NW-SE.  L’Atlas centrale : il est formé par des anticlinaux de direction N40 à N60 séparés par de larges synclinaux de même direction. Les failles sont orientées sensiblement NW-SE, E- W et N-S.

Cette zone est marquée, aussi, par des structures de direction E-W et quelques plis de direction NW-SE installés sur de grands accidents. Les plis de l’Atlas central sont découpés orthogonalement par des grabens de direction NW-SE qui sont remplis par des dépôts Mio- Plio-Quaternaire ; les principaux sont ceux de Tébessa, Oualed Ghanem, , Rohia, , Kalaa Khasba et .  L’Atlas septentrional : cette zone est limitée vers le Nord par la chaine tellienne. Elle est caractérisée par des plis NE-SW à cœur triasique (zone des diapirs) et des chevauchements orientés sensiblement NE-SW. Durant le Mésozoïque, cette zone a connue une forte subsidence accompagnée par une activité halocinétique très importante.  Le domaine tellien : Il occupe l’extrémité Nord-Ouest de la Tunisie et son prolongement en mer. Il est limité, au Sud, par le chevauchement de Téboursouk-. Cette zone, fortement déformée, est affectée par des chevauchements NE-SW et est constituée par une pile d’unités litho stratigraphiques et structurales qui sont décollées à différents niveaux et déplacées, vers le SE, à plus ou moins grande distance.

IV. Historiques des travaux antérieurs effectués dans la zone d’étude : Les premiers travaux réalisés dans la région d’étude datent du début du 20éme siècle. C’est Pervinquière qui, en 1903, a effectué la première étude géologique de la Tunisie. Ce travail constitue un apport principal dans la connaissance de la région étudiée, dont le quel l’auteur a présenté les faciès des séries méso-cénozoïques et les mégastructures de la région. Solignac (1927) a élaboré les premières cartes géologiques à l’échelle 1/200000. Castany (1951) a effectué des levés des coupes géologiques d’ordre 20000 avec quelques précisions stratigraphiques et structurales. Burollet (1956) dans sa contribution à l’étude stratigraphique de la Tunisie centrale, a évoqué, pour la première fois, la notion des formations et des unités litho-stratigraphiques qui ont été repris par Fourniée (1978). Dans cet œuvre l’auteur a apporté des précisions chrono-stratigraphiques et une subdivision des séries en formations lithologiques sur la base de caractères bien précis (distribution spatiale, faciès, type). Il a défini, aussi, les domaines paléogéographiques suivants : domaine de sillon à fortes sédimentation et subsidence, au Nord, un domaine de plate-forme, au centre, et une série continentale à épicontinentale assez réduites, au sud.

Dans une étude géologique des confins de la dorsale tunisienne, Jauzein (1967) a considéré que les deux chevauchements de et de Téboursouk affectent le socle et se prolongent vers le Sud-ouest sur une centaine de kilomètres. L’auteur pense que l’accident Teboursouk-El alia sépare les deux grabens d’Oulad boughanem et de Kalaa Khasba alors que celui de Zaghouan sépare les fossés de Rohia etKalaa Khasba. Cette hypothèse a été reprise, récemment, par Ghanmi (2003), Ben Chelbi (2007) et Ezzine (2011).

Pour Jauzein (1967), les fossés sont des cuvettes caractérisées par une subsidence importante depuis l’Aptien, au moins, et qui se sont développées au cours du Quaternaire. Perthuisot (1978 et 1981), a montré que l’halocinése est débuté à la fin du Crétacé inférieur dans un contexte tectonique de faible activité et dont l’origine est due aux jeux des grandes failles qui affectent le socle et de direction NE-SW. L’auteur a expliqué, aussi, comment le sel peut percer une lame sédimentaire épaisse permettant, ensuite, l’installation de « diapirs ». Mahjoubi (1978), dans une étude du gisement ferrifère de Jerissa, a montré le rôle du diapirisme dans l’installation des facies récifaux et la distribution des faciès de l’Aptien. Dans le cadre d’une étude des gisements miniers de Plomb, Baryum et Fer, SMATI (1986) a montré le rôle des accidents NW-SE et N-S et des mouvements diapiriques, d’âge Albo- Aptien, dans : - le renversement des séries de la fin de l’Albien supérieur - la distribution des faciès - la structuration du massif de Jebel Slata. Ben Ayed (1986) a montré que l’évolution structurale et sédimentaire de la Tunisie atlasique a débuté au Jurassique par le jeu normal des accidents majeurs de direction E-W, l’affaissement progressif et le basculement des blocs lorsqu’on se dirige vers le Nord conduisant, ainsi, à la mise en place d’un « Sillon tunisien » profond. Il a montré aussi que l’activité tectonique extensive peut être accompagnée par une activité halocinéique pendant les périodes d’équilibre eustatique (Turonien et Maestrichtien). Pendant les périodes de chute eustatique (Hauterivien, fin Maestrichtien, Chattien et Miocène inférieur), on peut avoir, par l’érosion, des charges sédimentaires capables de provoquer des ascensions, atectoniques, du matériel triasique. Enfin, Cet auteur a confirmé les phases de structuration majeure de la chaine, au Miocène supérieur et au Villafranchien selon les directions NW-SE à N-S. Chikhaoui et Turki (1995) ont mis en évidence le rôle des failles NE-SW, NW-SE, E-W et N-S dans la structuration de la zone des diapirs. Villa (1993,1995) a mis en évidence, pour la première fois, l’installation d’un « Glacier de sel » sous-marin inter-stratifié dans la série albienne des confins algéro-tunisiens. La mise en place de ce glacier de sel est expliquée par la présence d’un système de rift à l’Aptien et à l’Albien. Pour Villa et al (1998), le secteur minier de Guern El Hafaya est caractérisé par un glacier de sel inter-stratifié dans la série albienne. La mise en place de ce glacier de sel est engendrée par la compression d’âge albien. Rouvier et al., (1999) ont exclu la présence de ce glacier de sel et rapportent les brèches de la série albienne à une dissolution. Ils ajoutent que le contact entre le matériel triasique et la série albienne est un contact purement tectonique et non sédimentaire comme Villa et al l’ont signalé. Pour Chihi (1995), les grabens de l’Atlas tunisien sont créés par le jeu décrochant dextre des grands accidents E-W selon un système d’effondrement en « pull-apart ». Les bordures des grabens, initiées durant le Rifting mésozoïque auraient joué en failles normales tout comme au cours de l’extension oligo-miocène. Au Miocène supérieur, ces failles sont réanimées en décrochements assurant, ainsi, la continuité de l’ouverture du Graben. Zaier (1999) : en se basant sur une étude stratigraphique et structurale de la Tunisie Centro-ouest, l’auteur a signalé le rôle important des fractures de direction NW-SE et N-S, et de l’activité halocinétique dans la répartition des faciès sédimentaires et la structuration de la zone à l’Aptien. Au Miocène inférieur, les accidents de directions NW-SE et E-W sont activées en décrochements dextres ce qui a créé l’ouverture des fossés à l’image des bassins en « pull-apart ». Ghanmi et al., 2001, en travaillant sur la structure de Slata, ont qualifié l’Aptien-Albien de période distensive, avec un axe d’allongement N-S, ayant permis l’installation d’un dispositif de blocs basculés qui s’est inversé lors de la phase de compression tertiaire. Les auteurs définirent la structure de Bou Jabeur comme un anticlinal de direction E-W, légèrement déversé du côté algérien. Du côté de la Tunisie, ce pli, en genoux, a un flanc sud sub-vertical et un matériel triasique qui selon le modèle de glacis de sels serait inter stratifiée dans la série albienne. Les études sédimentologiques et stratigraphiques des séries du Crétacé inferieur de Tandia (2001) ont montré que la Tunisie Centro-Septentrionale est caractérisée par un domaine paléogéographique de type rampe silico-clastique à faible tranche d’eau (domaine néritique) au cours de l’hauterivien et barrémien. A partir de l’Aptien, l’auteur défini deux domaines paléogéographiques totalement différents : un domaine à sédimentation argileuse, dans la région du Krib et un domaine à sédimentation de type plate forme avec des constructions récifales, au Sud, dans la région de Tajerouine. A partir de l’albien moyen, c’est toute la zone qui serait envahi par les dépôts marno-calcaires noirs en plaquette, localement riche en matière organique, de la Formation Fahdene. Pour cet auteur, le contrôle de la sédimentation est commandé par les mouvements verticaux du matériel triasique. En 2002, Chikhaoui (2002) : a mis en évidence un nouveau cadre paléogéographique pour la zone des diapirs avec un régime en extension qui va du Trias à l’Aptien inférieur commandé par des failles normale de direction NE-SW, NW-SE, N-S et E-W. Cette phase est suivie par une tectonique compressive signalée à l’apto-albien qui est responsable de l’individualisation des structures actuelles de Slata, Jerissa et Boulahneche. Cette phase compressive a pris naissance au cours du Cénomanien et à la fin du Crétacé signalant un virement vers un contexte général compressif. La phase atlasique, d’âge Miocène supérieur et de direction NW-SE, a engendré des structures de direction NE-SW installées sur les bordures des accidents de la même direction. Au cours de la deuxième phase compressive d’âge plio- Villafranchien et de direction proche du N-S, la région a enregistré les structures plissées de direction proche d’E-W. Pour l’auteur, les affleurements triasiques correspondent à des structures diapiriques qui ont subi une activité polyphasée. En étudiant le passage Aptien-Albien de la région de Tajerouin, Chihaoui (2010) a présenté une nouvelle chronostratigraphie des Formations Hameima et Fahdène : la Formation Hameima est attribuée àl’Albien basalet peut être divisée en trois niveaux alors que le calcaire du membre Allam serait d’âge Albien inférieur et non Albien moyen. Pour cet auteur, le passage Aptien-Albien serait purement extensif avec un allongement NNE-SSW qui précède toute activité halocinétique. En se basant sur une analyse microtectonique et une modélisation analogique, Belguith (2010) a montré que les fossés d’effondrement de l’Atlas tunisien sont à l’origine des dépressions peu profondes enracinées dans les évaporites du Trias. Au cours du Miocène terminal-Pliocène, ces fossés ont pris naissance suite à une extension majeure de direction NE-SW. Dans une étude, télé-analytique, gravimétrique et structurale de la Tunisie centro- septentrional, Ezzine (2011) a avancé les caractéristiques suivantes: - la cicatrice de Zaghouan se prolonge jusqu’au bord sud de jebel Boulahneche. - la structure de Boulahneche correspond à un pli de propagation de direction ENE- WSW. - les fossés d’effondrement ont pris naissance lors de la phase de serrage atlasique et correspondent à des fentes géantes dont la partie centrale s’ouvre lorsque les bords se raccourcissent. Cette hypothèse est déjà évoquée par Dlala (1995). Ben Chelbi (2007) : dans une étude structurale de la faille d’Elles et ses environs, a insisté sur le rôle des failles anciennes, de direction NE-SW (Téboursouk et Zaghouan) sur la structuration de la chaine atlasique. Ces travaux ont amené l’auteur admettre une ouverture des grabens, à partir de la fin du Maestrichtien, comme étant des bassins en « pull-appart » étroitement liés à la compression. Masrouhi et al., 2014.a : En se basant sur une étude structurale, micropaléontologique et gravimétrique, ont montré que la structure de Lorbeus est caractérisée essentiellement par des failles de direction NW-SE à E-W qui sont héritées de la phase extensive d’âge crétacé et elle est limitée par deux failles de direction NE-SW avec des pendages opposés. Ces auteurs pensent que la structure de Lorbeus serait un diapir déraciné à une profondeur proche de 1.5km au cours de l phase de serrage majeure de la région. Frifita et al., (2016 et 2017), suite à une étude gravimétrique de la zone du Kef et de Tajerouine a montré le rôle des failles NW-SE dans la structuration de la zone d’étude. La modélisation 3D, lui a permis d’admettre que les fossés d’effondrement ont fonctionné différemment et que leur mise en place s’est fait selon des modèles différents. Cette étude bibliographique sur les travaux antérieurs nous permet de faire sur les évènements tectoniques, la tectonique salifères et la genèse et la structuration des grabens :

1. Synthèse des événements tectoniques affectant l’Atlas oriental :

D’un point de vue structural, les auteurs des travaux effectués sur la chaine atlasique orientale s’accordent sur une histoire tectonique biphasée : (1) une phase extensive dont l’axe passe d’une direction NW-SE à N-S, du Trias au Crétacé inférieur, à une direction NE-SW, durant le Crétacé supérieur (Figure.5). Les bassins sédimentaires à subsidence différentielle et des blocs basculés se sont, ainsi, formés en bordure des failles NE-SW, NW-SE et E-W. A l’échelle de la Tunisie, deux grands bassins se sont individualisés : - le sillon tunisien à forte subsidence et à sédimentation pélagique, au Nord ; - une plate-forme à faible subsidence et à dépôt essentiellement détritique, au Sud. (2) une phase orogénique qui a commencé à la fin du Crétacé et qui continue jusqu'à nos jours (Figure.6). Elle est caractérisée par une succession de mouvements compressifs d’ampleur variable et de direction comprise entre le NW-SE et le N-S. Ces mouvements ont provoqué le détachement de la couverture sédimentaire de son substratum et sa déformation en plis de direction NE-SW à E-W. Le décollement est fait à différents niveaux de la série méso cénozoïque, notamment, le Trias. Selon la bibliographie, plusieurs auteurs ont défini plusieurs phases compressives, de différentes ampleurs, ayant marqué l’Atlas oriental dont les deux principales sont: la phase tortonienne et la phase post villafranchienne. Toujours selon la bibliographie, ces phases compressives sont alternées par des phases de répit tectonique au cours de l’Oligocène, du Miocène inférieur et du Pliocène avec un axe d’étirement orienté sensiblement NE-SW.

2. Synthèses sur la tectonique salifères en TunisieCentro-oriental Dans l’Atlas tunisien, plusieurs auteurs ont mis en évidence une activité salifère qui s’est manifestée par des structures à l’affleurement ou enfouies détectées par les données de subsurface (lignes sismiques et puits pétrolier et minier). Les travaux ont porté sur l’analyse du mécanisme de mise en place et l’âge de ces structures. Parmi ces travaux on peut citer : … Le début de l’activité salifère est rapportée à la fin de l’Aptien-début de l’Albien à l’exception de certains auteurs qui ont mis en évidence une activité salifère à la fin du Jurassique dans le bassin de Gafsa (Bedir, 1995 ; Hlaeim, 1999 ; Tanfous et al., 2005). Par endroits (jebels slata, Harraba, Hmeima, Jerissa, Boulahneche), les structures salifères ont permis le développement des constructions récifales de la Formation Serdj, à l’Aptien supérieur ( …). La mise en place et la structuration des appareils salifères dans l’Atlas tunisien ont été discutées et représentées par plusieurs modèles (Tableau.1): model de dôme, model de diapir, model de glacier de sel et, très récemment, le model de dais de sel (salt canopy) (Masrouhi, 2006): a. Model de diapirs : c’est la remonté, en forme de champignon, du matériel triasique en étroite relation avec les propriétés rhéologiques des roches (densité, plasticité).La différence de densité et le flux thermique en profondeurs associes des failles radiales provoque la montée de ce matériel, vers la surface, pour former une structure diapirique (…). Vendeville et Jackson (1992) ; Davison et al., (1993) ont montré que les diapirs sont formés par : « une couche de faible densité qui s’élève à travers une couverture sédimentaire, plus dense, uniquement aux endroits où cette dernière a été étirée par fracturation ». En Tunisie, ce model a été adopté par (…) qui ont donné le nom « zones des diapirs » à la zone des affleurements triasiques de l’Atlas septentrional. b. Modèle de dômes: Le matériel triasique injecté dans les failles normales remonte vers la surface en formant des structures en dôme (…). c. Modèle de glacier de sel : Dans ce cas, le matériel triasique est re-sédimenté et forme des niveaux intercalés dans les séries sus jacentes. Ce modèleest décrit au début des années quatre-vingts dix par Villa (1993) et a poussé certains auteurs à changer d’idées (…). Ces auteurs ont défini deux domaines d’affleurements triasiques : - Un domaine à glacier de sel, Au Nord ; - Une zone des « diapirs » ou des « dômes », au Sud

Ces deux domaines sont séparés par l’accident de Teboursouk et son prolongement vers le SW.

d. Modèle de « dais de sel » (salt canopy) : cette terminologie est, récemment, signalée en Tunisie, dans le massif de Lansarine, par Masrouhi(2006). Dans la littérature, « salt canopy » désigne les draps de sel qui s’étendent et qui finissent par s’unir avec leurs voisins en se détachant complètement de la source d’alimentation ».

3. Synthèse sur la structuration et la genèse des grabens L’Atlas central est caractérisé par des plis de direction NE-SW tronqués par des grabens de direction NW-SE à E-W. Cette zone a fait l’objet de nombreux travaux (….) qui ont avancé des interprétations différentes sur la formation et l’évolution de ses structures (Tableau.2). Pour certains, les grabens sont des cuvettes à forte subsidence depuis l’Aptien et qui ont connu un fort développement au cours du Quaternaire. Pour les auteurs des années quatre-vingts et quatre-vingts dix, les grabens sont des bassins en relai associés à des décrochements E-W « système en pull-appart » formés au cours de la phase de compression tortonienne (…). Alors que Dlala (1995) a interprété les grabens comme étant des « Mega- fentes » associées à la phase compressive. Très récemment, Belguith (2010) a montré que les grabens sont des dépressions enracinées dans les évaporites du Trias et qui se sont développées au cours de la phase extensive d’âge Pliocène inférieur.

V. Cadre géographique et contexte géologique de la zone d’étude

Notre zone d’étude fait partie de la Tunisie centro-septentrionale. Elle englobe, du Nord au Sud, les régions de : Nebber, Mellegue, Sekiet sidi youssef, Le Kef, Tajerouin, KalaatSinen, Thala, l’Oyun, Douleb et Semmema (Figure.7). Elle est limitée, au Nord, par le gouvernerat de , à l’Ouest par la frontière algérienne, au Sud par le gouvernerat de Kasserine, et à l’Est par les gouvernorats de et de Siliana. Les altitudes varient entre 400m, au niveau des plaines, et 1271m, au niveau de la Table du Jugharta. Ce secteur est drainé par un réseau hydrologique très important qui est représenté par les oueds Mellegue, Sarrath et Esawrif.Les principaux reliefs de la zone sont formés : - les calcaires et les dolomies de la Formation Serdj, d’âge Aptien, à Boulahneche, Jerissa, Slata, Harraba et Hamaima ; - les calcaires de la Formation Abiod, aux Jebels El Afna et Es Semda, essentiellement ; - les calcaires de la Formation El Gueria, d’âge Yprésien, au niveau de la table de jugharta, El Gassaat et la région de SraOuartan. Géologiquement, la région du Kef Tajerouin est située dans l’Atlas Centro- septentrional(Figure.8). Ce domaine est caractérisé par des plis orientés sensiblement NE-SW à E-W, des failles multidirectionnelles (NE-SW, NW-SE, E-W et, accessoirement, N-S). Ces structures sont souvent associées à de vastes cuvettes synclinales ou grabens, de Rohia, de Kalaa Khasba et d’Ouled Boughanem qui sont remplis par les dépôts du Moi-Pliocène et actuels. La zone montre, aussi, des évaporites aux cœurs des anticlinaux ou injectés dans les failles de direction NE-SW et E-W. à l’exception du Trias qui est en discordance avec les sus- jacentes, La colonne lithostratigrpahique s’étale depuis le Crétacé inférieur jusqu’au Quaternaire. Le Jurassique n’affleure pas dans notre zone d’étude, mais un peu vers le Nord dans la région de Jendouba, affleure avec une série carbonatée.

CHAPITRE II : CARTOGRAPHIE DE SURFACE ET LITHO-STRATIGRAPHIE

Introduction La série lithostratigrpahique de la région du Kef-Tajerouine couvre toute la période méso-cénozoïque et quaternaire. A l’exception du Trias qui est en discordance stratigraphique et/ou tectonique sur des niveaux récente, le reste de la série, allant du Barrémien à l’actuel, est concordante (Figure.9). Le Jurassique, absent dans notre secteur d’étude, affleure plus au Nord, dans la région de Jendouba, avec une série carbonatée. A noter, enfin, que la colonne sédimentaire de la région du Kef-Tajerouine montre une importante variation d’épaisseur et de facies, bien marquée dans les niveaux Crétacé et paléogène. Outre les coupes que nous avons levées, la colonne lithostratigraphique que nous présentons dans cette étude est la synthèse de nombreux travaux et documents faits sur la région. Nous avons utilisé, comme cartes géologiques, les feuilles au 1/50 000 de Ouegha, Nebber, LE Kef, Ebba Ksour, Les Salines, Tajerouine, Kaleet Es Snen, Tala, Ksar Tlili, Ain kessiba et Jebel Semmema. Nous nous sommes basés aussi sur les travaux antérieurs de (…) et les puits pétroliers de Semda, Thala (Th), Oued Serrath (OSR), Ksar Tlili (KSt), Rohia (RH), Douleb (DL101) et Semmema. Le découpage et les Formations lithostratigraphiques adoptés sont ceux de Burollet (1956) réactualisés par Fournier (1978) et Ben Ferjani et al., (1990). L’âge des séries est attribué par les auteurs des cartes géologiques de la région à l’échelle de 1/50 000 (…). La cartographie fine de ces séries va nous permettre d’esquisser la paléogéographie et ensuite une matière de base pour comprendre la géométrie des structures géologiques et l’évolution géodynamique de la région.

I. Trias : Le Trias de la région du Kef-Tajerouin couvre une grande surface notamment au Nord du secteur. Il se présente sous un aspect injecté le long des failles E-W et NE-SW au Sud de secteur d’étude (Jebel Boujaber et Jebel Slata) (Figure.10) alors que dans la partie nord il occupe les cœurs des anticlinaux de Lorbeus, Debedib et Ben Gasseur) (Figure.11). Dans certaines localités, au Sud du Jebel Slata, le Trias affleure sous forme des pointements masqués par les séries mio-plio-quaternaires Dans cette région, le Trias se présente, en général, sous forme d’un mélange de brèches grèso-dolomitiques, de gypses, d’argiles et de cargneules (Figure.12). Les argiles sont bariolées avec des couleurs violettes, rouges, vertes et parfois blanches à jaunes. Les dolomies montrent une couleur noire à grise foncée et une texture très fine. On y trouve aussi des minéraux de néoformation automorphes tels que le quartz, la dolomite et la pyrite. Des structures salifères de mêmes caractéristiques lithologiques ont été traversées, en subsurface, par des puits d’exploration pétrolière (OST dans le graben de Kalaa Khasba et RH dans le bassin de Rohia) et minière (KAf, au niveau de kodiet el Afna). Ces puits témoignent d’une importante activité salifère au niveau des Grabens.

Vu que le Trias n’a jamais été traversé dans sa totalité, son épaisseur est estimée, à 1500 m (Perthuisot, 1978).

II. Crétacé En Tunisie centrale et centre Nord, le Crétacé montre un changement remarquable de facies et d’épaisseur des séries, surtout dans sa partie basale, et qui devient de plus en plus homogène lorsqu’on monte dans la série. Le changement de facies et d’épaisseur est remarqué aussi entre le Sud et le Nord.

1. Bérriasien-Barrémien Au niveau du barrage Mellegue, la série allant du Berriasien au Barrémien est dominée par les argiles à bancs centimétriques à décimétriques de calcaire fin et de niveaux turbiditiques de la Formation M’chergua.

Au niveau de Jebel Semmema, l’Hauterivien (Formation Bouhedma) et le Barrémien (Formation Sidi Aich) sont seuls présents. La série est marquée par des alternances de sables et d’argiles (Figure.13). Au niveau du puits pétrolier Douleb 101, la série traversée est complète. Elle montre de bas en haut: - des argiles et des marnes sombres avec quelques niveaux de calcaires et/ou de grés (Formation Sidi Khalif) ; - une alternance de sable blanc fin mal cimenté et de barres dolomitiques dures de couleur rousses avec quelques niveaux de quartzites et des argiles vertes de la Formation Mellousssi ; - une série monotone de grés et de sables avec de rares niveaux argileux (Formation Boudinar) ; - une série mixte à dolomies, calcaires, gypses, sables et argiles bariolées (Formations Bouhedma et Sidi Aich), au sommet. . Au cours du Crétacé inférieur (Néocomien), notre zone d’étude est caractérisé par un milieu de type plateforme continentale à sédimentation silicoclastique avec quelques niveaux carbonaté de type lagunaire vers le Sud ; Alors que vers le Nord, la sédimentation est essentiellement marno-argileuse de type bassin avec quelques apport silico-clastique issue de l’érosion de surface continentale de Sud. Donc on note un approfondissement progressif de milieu de sédimentation d’un milieu épicontinental à continental au Sud à un milieu de type bassin et de mer ouverte vers le Nord.

2. Aptien-Albien basal Comme le Bérriasien-Barrémien, l’Aptien-Albien inférieur est aussi différent du Nord au Sud. D’une coupe à une autre, on remarque une variation notable. Cette série affleure largement dans notre secteur d’étude sous forme des carbonates et des niveaux argileux et sableux. Cet intervalle comporte, de bas en haut, la Formation Hamada, la Formation Serdj et la Formation Hameima. Vers le Nord, cette série est monotone et se présente par des dépôts essentiellement argileux de la Formation M’chergua. L’âge de la partie sommitale des Formations Serdj et Hameima est variable d’une zone à une autre. Cette différence est due à l’instabilité du plancher sédimentaire à cette époque (…;). Par leur caractère, essentiellement carbonatés et dolomitiques, les dépôts d’âge Aptien forment d’importants reliefs dans les confins algéro-tunisiens (Jebel Salata, Jebel Harraba, Jebel Hemaima, Jebel Jerissa et Jebel Boulahneche). Ces reliefs sont implantés sur des failles orientées sensiblement E-W et NW-SE donnant ainsi des idées sur la paléogéographie de la région au cours de l’Aptien.

2.1.Coupe de Jebel Slata La série d’âge Aptien-Albien basal de Jebel Slata a fait l’objet de plusieurs travaux (…). Cette série montre une variation lithologique et stratigraphique très importantes au sein même de ce massif. C’est à Sidi Amor qu’on enregistre la coupe la plus complète (Figure.14). Celle ci est subdivisée en trois unités lithostratigraphique (Smati, 1984):

a. Formation Hamada Cette série qui peut atteindre 300 m d’épaisseur, repose en position renversé sur les dépôts triasiques qui occupe le cœur de l’anticlinal de Slata. La Formation Hamada est constituée, essentiellement, par des grés à intercalation marneuses et calcaires organo- détritiques riches en débris d’échinodermes et des orbitolines. Ce membre inférieur est surmonté par des marnes à intercalations de calcaires et de calcaires gréseux avec une dominance de marnes vers le sommet. Cet ensemble se termine par un niveau durci sur lequel reposent les dépôts de la Formation Serdj.

b. Formation Serdj : La Formation Serdj de Jebel Slata correspond à une série purement carbonatée. Elle montre deux ensembles de calcaire construit (calcaire récifal) séparés par un niveau de calcaire organo-détritique (…). Le niveau inférieur de calcaire construit est de couleur gris bleuté à grisâtre. Il est disposé en bancs métriques qui alternent avec des marnes grisâtres et jaunâtres faisant environ 75 m d’épaisseur. Cette série est riche en huitres, orbitolines, Echinides, Bryozoaires, Ostracodes et Algues. Autour de Sidi Amor, la série montre un changement de facies. On y observe aussi des niveaux lenticulaires de calcaires renfermant des fragments de polypiers coloniaux et tubulaires. L’ensemble supérieur est caractérisé par des calcaires gris et massifs, très durs et riches en faunes (algues, ostracodes, polypiers, huitres textularidés, orbitolines, milioles, rudistes…). L’ensemble est composé de deux barres de calcaire massif et dur séparées par un niveau de calcaire lumachellique relativement tendre. Ce niveau montre une importante variation de facies et une épaisseur qui varie de 140 m, à Sidi Amor, à 200 m, à Charren.

c. Formation Hameima : Le relief du Jebel Slata commence à diminuer avec l’apparition de la Formation Hameima constituée essentiellement par des alternances de grés, calcaires et sables riches en ammonites et orbitolines. Les séries de la Formation Serdj sont surmontées par des calcaires massifs de couleur bleu à grisâtre et quelques niveaux marneux riches en orbitolines. Viennent ensuite, les alternances de bancs marneux à oursins et des bancs gréseux qui s’amincissent en allant vers le sommet. La Formation Hameima se termine par une série d’alternances de calcaire, parfois massif, de marne, de grés et de calcaire gréseux riche en orbitolines. Dans cette localité l’ensemble fait environ 210 m d’épaisseur.

2.2.Coupe de Jebel Boulahnechee L’Aptien-Albien inférieur constitué par du calcaire organogène à calcaire dolomitique forme le relief du massif de Boulahnechee (Figure.15). La structure est tronquée dans sa partie ouest et sud respectivement, par les failles bordières du Graben de Kalaa Khasba de directions NW-SE et ENE-WSW. Comme à Jebel Slata, la série d’âge Aptien de Jebel Boulaheneche est pratiquement complète et est subdivisée en trois Formations(Figure.16).

a. Formation Hamada La Formation Hamada affleure aux pieds du massif de Boulahnechee avant de disparaisse dans la plaine d’oued Serrath du côté sud. La Formation Hamada est constituée par des alternances d’argiles de couleur noire à grisâtre, de marnes, de calcaires et de calcaires dolomitiques centimétriques à décimétriques, des sables et des grès. Cette série, qui fait à ce niveau 230 m d’épaisseur, est riche en orbitolines, traces d’ammonite, huitres…

b. La Formation Serj Le calcaire de la Formation Serdj est représenté par une énorme corniche de calcaire organogène et calcaire dolomitique. Cette série débute par une falaise de calcaires légèrement gréseux alternant avec des passées argileuses minces et de couleur verte. Vient esuite une série marneuse de couleur brune avec de rares intercalations carbonatées. Cette série renferme de nombreux mollusques et oursins. La série se termine par une deuxième assise carbonatée. Elle est constituée par des calcaires et des dolomies massives de couleur brune et noirâtre, parfois bioclastiques avec de rares intercalations de marnes et d’argiles sableuses. Cet ensemble renferme quelques bancs massifs de grès. Vers le sommet, les calcaires bleus à orbitolines s’enrichissent en polypiers (en position de vie), lamellibranches bryozoaires et des gastéropodes. Avec une épaisseur qui peut atteindre les 200 m, les dépôts de la Formation Serdj montrent une tectonique synsédimentaire matérialisé par des grabens à demi Graben dessinés au front de la falaise.

c. Formation Hameima : Au-dessus de la Formation Serdj se dépose une série à dominance gréseuse constitué par des alternances de grés carbonatés de couleur rougeâtre à brunâtre très riches en Orbitoline, de calcaires gréseux de couleur roux, de marnes sableux verdâtres à grisâtres et des sables jaunâtres. Les niveaux de calcaires gréseux montrent un enrichissement des fossiles vers le sommet notamment des orbitolines. Le sommet de cette série est coiffé par un niveau riche en ammonites à surface ravinante. Cette série mesure 200 m d’épaisseur.

2.3.Coupe de Jebel Jerissa Dés le début du 20ème siècle, le massif de Jerissa a attiré les géologues et les géologues miniers graçe à la présence de la minéralisation en fer (…). Ces auteurs ont subdivisé la série d’âge Aptien-albien basal, en trois unités formant les Formation Hamada, Serdj et Hameima (Figure.17).

a. Formation Hamada : Cette série affleure dans la partie NE du jebel Jerrissa sur environ 50 m. elle est constituée par des marnes, à la base, qui deviennentt de plus en plus carbonatées vers le sommet. La série se termine par une surface durcie (Zaeir, 1999).

b. Formation Serdj : A Jebel Jerissa, la Formation Serdj s’individualise sous forme de deux séries lithologiques totalement différentes qui sont séparées par une faille de direction NNE-SSW. - Une série lenticulaire de calcaire récifal massif compact et de couleur grisâtre. elle est construite par des Coraux, Rudistes, Bryozoaires, des Echinodermes, des lamellibranches et des Polypiers coloniaux (Figure.18-A). - Une série d’alternances de calcaires gréseux et de calcaires riches en orbitolines avec de rares intercalations de niveaux marneux. Les deux séries de la Formation Serdj fond environ 100 m d’épaisseur chacune.

c. Formation Hameima : Cette série forme la majorité des affleurements d’âge Aptien- albien basal. Au sommet de la Formation Serdj et sur le hard-ground se dépose une série d’alternances de marnes, grés, calcaires gréseux et parfois des sables (Figure.18-B). On peut subdiviser cette série en trois membres : un membre inférieur à dominance marneuse, un membre moyen à dominance gréseuse et un membre supérieur à dominance calcaire. La série peut atteindre, par endroit, 250 m d’épaisseur avec des orbitolines, ostracé, lamellibranche, échinodermes et une surface durcie au sommet (Souayed, 1995). . 2.4.Coupe de Jebel Hameima : Jebel Hameima est une structure monoclinale située sur la bordure Nord-Est du Graben d’Ouled Boughanem. Son relief est dessiné par les séries carbonatées de l’Aptien-albien basal. Dans cette localité la partie basale de la série n’affleure pas et seulement la partie supérieure de la série affleure (partie supérieur de la Formation Serdj et la Formation Hameima) (Figure.19).

a. Formation Serj. La série est constituée par des calcaires à des calcaires dolomitiques de couleur grise disposés en bancs massifs bioclastiques riches en polypiers et rudistes. Ces niveaux qui forment les principaux reliefs de la structure, passent vers le sommet à des calcaires disposés en bancs strato-décroissants riches en orbitolines et rudistes. Dans cette coupe, la Formation Serdj mesure les 200 m d’épaisseur.

b. Formation Hameima La Formation Hameima est caractérisée par une série à dominance marneuse à sa base avec quelques intercalations calcaires à calcaires gréseux riches en orbitolines. Cet ensemble est suivi par une série essentiellement gréseuse avec des intercalations de niveaux marneux et de calcaires gréseux à débris d’échinodermes et des traces d’ammonites. La Formation Hameima, dans sa localité type mesure 250 m, et se coiffe par un niveau gréseux disposé en bancs de couleur rouille. Ce niveau correspond au « Grès de Clansayes » de Villa (1995).

. 2.5.Coupe de Koudiet el Afna : Sur la bordure Ouest du Graben de Kalaa Khasba, au niveau du village de Bir sollaa, affleure un petit lambeau d’âge aptien terminal-albien basal. Ce leambeau forme la partie supérieure de la Formation Hameima (Figure.20). La série démarre par un niveau gréseux métrique dur à ciment carbonaté et très riche en orbitolines vers son sommet. Ce niveau est suivi par une série essentiellement gréseuse, de couleur beige parfois rousse qui indique une forte oxydation, disposée en bancs décimétriques à métriques avec quelques intercalations de niveaux argileux et silteux. La faune est représentée essentiellement par des orbitolines, des ammonites et quelques traces de lamellibranches. Vers le sommet, la série passe à des alternances de calcaires gréseux de couleur grisâtre à brunâtre et de marnes sombres. La formation Hameima se coiffe par les marnes sombres de la Formation Fahdene.

2.6.Coupe de Jebel Semmema La série aptienne de Jebel Semmema nous offre un bon affleurement qui forme une remarquable falaise à la bordure NE du graben de Kasserine (Figure.21). L’affleurement est constitué par deux niveaux dolomitiques (dolomies de Boulaaba) de couleur rouille disposés en bancs décimétriques à métriques et qui sont séparés par des niveaux tendres composés par des alternances de sables gréseux et d’argiles (Figure.22). Vers le sommet, la série passe à des alternances de calcaires gréseux, d’argiles silteuses et grés +/- consolidés. A Jebel semmema, on note l’absence de la Formation Hameima et L’Albien inférieur et moyen. La Formation Serdj traversée par quelque puits situés au Sud du secteur d’étude (Puits de Ksar Tlili (Figure.23), Douleb, Semmema), montre pratiquement la meme lithologie décrite dans la coupe de Jebel semmema. Dans ces puits la Formation Hameima est absente, alors qu’au niveau des puits de Thala et Assilat, situés à l’Ouest, la série Apto-albienne est complète avec une continuité sédimentaire relative entre la Formation Serdj et la Formation Hameima. . 2.7.Autres localités. Au niveau de Jebel Bou Jabeur, la série aptienne est en contact direct avec le Trias. Elle est formée par des calcaires et des dolomies formant parfois des récifs avec quelques niveaux marneux et sableux (Bouhlel, 1993). Dans cette coupe, les alternances argilo-gréseuses de la Formation Hameima sont remplacées par des calcaires riches en orbitolines, rudistes, polypiers, etc. (Figure.24). Le puits pétrolier Semda1 traverse une série d’âge Aptien caractérisée par des alternances de marnes et de calcaires marneux renfermant des foraminifères planctoniques (l’équivalent de la Formation Serdj). Vers le sommet, la colonne lithostratigraphique enregistre quelques niveaux sableux indiquant l’équivalent latéral de la Formation Hameima. Ceci est interprété par un changement de milieu de dépôts aux alentours de la région de Semda au cours de l’Aptien matérialisé par un approfondissement considérable du milieu de dépôts. Vers le Nord, au niveau du barrage Mellegue, la série d’âge Aptien-albien basal montre un aspect purement argileux avec une faune pélagique qui indique une mer ouverte (Chikhaoui, 2002 ; Burollet, 1956).

2.8.Conclusion : L’étude lithostratigraphique des dépôts d’âge Apto-albien montre une importante variation d’épaisseur et de facies, d’une zone à une autre du secteur d’étude. Cette variation est liée à une instabilité du plancher sédimentaire et des mouvements tectoniques et halocinétiques à cette époque. La présence d’une sédimentation récifale à pararécifale indique l’installation des organismes récifaux sur les hauts fonds de Jerissa, Slata, Hameima et Harraba... Dans les travaux antérieurs faits dans notre zone d’étude et la région d’Ouenza (en Algérie), les auteurs, (…), s’accordent sur une étroite relation entre les mouvements verticaux halocinétiques et la mise en place des corps récifaux d’âge Aptien de la Formation Serdj. Ces corps sont implantés au-dessus des dômes triasiques ayant percé ou non sa couverture.

Dans la plus part des coupes étudiées le sommet de la Formation Serdj montre une surface durcie témoigne d’une immersion et un contact direct avec l’atmosphère. Les premières indices de transgression sont marqués par l’envahissement des dépôts de la Formation Serdj par la plate-forme silicoclastique constituée par une alternance de grés, marnes et calcaires de la Formation Hameima qui passe, vers le sommet, à une sédimentation à dominance marno-argileuse. Cette Formation est développée au Nord de la zone (Jerissa, Hameima, Slata). Au Sud, cette Formation est absente à réduite (coupe de Semmema et puits pétrolier de Douleb et Ksar Tlili). Cette architecture est en étroite relation avec les reliefs construits au cours du dépôt de la Foramtion Serdj. Généralement, au cours de l’Apto-albien, la sédimentation est essentiellement carbonaté à dolomitiques avec des apports détritiques bien développé dans les dépôts de la Formation Hameima. Au cours des dépôts de la Formation Serdj l’ensemble du secteur d’étude est caractérisé par une plate-forme carbonaté de type barrière, où en évolue d’un milieu de plate- forme interne (Semmema, Ksar Tlili), barrière récifale (Jerissa) , plate-forme externe (Semda et la région de SraOuertane) à une mer ouverte vers le Nord (Ouergha et Nebber) (Figure.25). L’âge des dépôts des série apto-albiennes varie d’une région à une autre (Burollet, 1956, Chihaoui, 2009), elle est plus jeune vers le Sud que vers le Nord. Ceci est expliqué par l’envahissement des terrains du Nord, plus que le Sud, par l’ouverture de la Téthys et le recul de la ligne littoral vers le Sud.

3. Albien-Cénomanien Les dépôts de la Formation Fahdene représentent la série la plus épaisse de la zone d’étude. On enregistre des épaisseurs qui varient entre 900 m près du village de Thala, à 2000 mètres, au niveau d’El Gara au Nord de Jebel Slata. Cette série affleure un peu partout dans la région (au cœur de la structure d’El Ghoualguia, aux alentours de Jebel Jerissa et Boulahneche, au Nord de Jebel Slata, au cœur de la structure du Mahjouba et au niveau de Jebel Bérino) où elle est constituée essentiellement par des marnes et des calcaires noirs riches en faune pélagique (des ammonites, des annélides, des bélemnites) avec une variation d’épaisseur d’une région à une autre. La description détaillée de cette série s’appuie sur des coupes levées sur le terrain et des coupes citées dans la bibliographie.

3.1.Coupe de Mahjouba : Les dépôts de la Formation Fahdene affleurent au cœur de la structure de Mahjouba. De bas on haut on distingue (Figure.26): - Une série argileuse de couleur noire avec quelques passés marneux et des calcaires gréseux. Cette série forme les argiles inférieures de la formation Fahdene - Des calcaires compactes disposés en gros bancs de couleur noire à gris foncé : membre Allam. - Des argiles et argiles marneuses de couleur grise à noire avec quelques intercalations de minces niveaux calcaires à calcaires gréseux (argiles moyen de la Formation Fahdene). - Un banc repère constitué par des calcaires finement lités avec quelques passés argileux de faible épaisseur : membre Moualha d’âge Vraconien (Figure.27). Ces trois niveaux sus jacente sont d’âge Albien (Lehotsky et Bujnowesky, 1995). - une masse argilo-marneuses de couleur grise à noir avec quelques niveau carbonatés : les argiles supérieur de la Formation Fahdene d’âge Cénomanien. La Formation Fahdene dans son ensemble fait environ 1000m d’épaisseur. 3.2.Coupe d’EL Ghoualguia : Dans cette localité, la formation Fahdene n’affleure que par son terme supérieur au niveau d’oued Chauggaf. Elle est constituée par des marnes noires à grisâtres avec des bancs de calcaires noirs de taille décimétrique et renfermant des traces d’ammonites. Au cœur de la structure d’El Ghoualguia, la Formation Fahdene montre une alternance des marnes noires et des calcaires sombres (Figure.28). L’ensemble de la série mesure en totale 300m. Le puits pétrolier « Ouest OR» a traversé 750 m de la Formation Fahdene. La Formation Fahdene au niveau, de la structure d’El Ghoualguia, fait ainsi 1050 m d’épaisseur.

3.3.Coupe de Boujabeur Au niveau de Jebel Bou Jabeur, l’Albien est présent par une série condensée d’argiles et de calcaires fortement bioturbés surmontés par des marnes et des marno-calcaires (Bouhlel, 1993 ; Zaeir, 1999 ; Ghanmi et al., 2001) qui ne dépasse pas les 50 m d’épaisseur (Figure.24). Cette variation de facies est attribuée à l’activité halocinétique à la limite Aptien-Albien bien argumentée dans toute la Tunisie atlasique. Les dépôts d’âge Albien sont faits dans un environnement haut matérialisé par l’ascension triasique.

3.4.Coupe d’El Gara : Au Nord du Jebel Slata, la Formation Fahdene présente un bon affleurement déjà étudier par plusieurs auteurs (…). Cette coupe se présente comme suit : de bas en haut, on distingue (Figure.29) : - Marnes et argiles grises à noires avec des petites faunes pyriteuses (solarium moniliferum, Desmocerasrevoili…) avec de rares niveaux calcaires. - Alternances de calcaires noires à patine claire et des marnes grises : calcaire de l’Allem. - Argiles et marnes noires à grises feuilletées avec des débris de bélemnites et de petits lits de calcaires à ammonites. - Calcaires et marno-calcaires en plaquettes du Mouelha. - Marnes et argiles noires renfermant des bélemnites. - Argiles bruns à verdâtres avec de rares niveaux calcaires. Les argiles renferment des veines de calcites fibreuses de type « beef ». - Argiles et marnes grises foncées avec quelques rares lits de calcaire mudstone de couleur jaunâtre. - Argiles grises foncées avec quelques lits de calcaires marneux à fossiles (ammonites, oursins…). L’ensemble fait 2000 m d’épaisseur.

3.5.Coupe de Jebel Slata : Aux alentours de massif du Slata, la Formation Fahdene gagne une surface importante des terrains géologiques. A ce niveau comme dans tous les secteurs étudiés, la Formation Fahdene montre une série argilo-marneuse de couleur sombre avec quelques niveaux de calcaires noires. Dans ses travaux, Smati (1986) a montré la présence d’une variation de facies et d’épaisseur très importante dans la partie basale de la Formation (Albien) en étudiant 4 coupes du massif de Salata : Coupe de charren, coupe de slata fer, coupe de sidi Amor et coupe de koudiet ben Jaou. La coupe de Charren a montré la série la plus complète qui est comparable aux coupes avoisinantes (coupe de Mahjouba) ; alors que les autres coupes ont dégagé des niveaux condensés avec des remaniements de matériel triasique et des rudistes et polypiers par endroits. L’auteur a signalé aussi que l’Albien supérieur, à Sidi Amor, à Slata fer et à koudiet ben Jaou, est représenté par un niveau conglomératique qui remanie des dépôts de l’Aptien et de l’Albien inférieur et moyen et du Tris. Cette variation de facies et d’épaisseur est due, d’après l’auteur, à une instabilité du plancher sédimentaire au niveau du Jebel Slata dû à une activité triasique intense. 3.6.Autres coupes : Au niveau des puits pétroliers Dl 101 et Semmema (puits et coupe de surface) la partie basale de la Formation Fahdène est absente ; seule la partie sommitale du Vracoien qui repose directement sur les séries de la Formation Serdj est présente. La formation Fahdene s’épaissi en se déplaçant vers le Nord (puits de Rd1 et Ksar Tlili). Elle fait 150 m au niveau de Rd et 270 m u niveau de Ksar Tlili avec une variation de facies par rapport à la série décrite dans les coupes ci-dessus. Vers le puits de Thala, à l’ouest de ces localités, la Formation Fahdene gagne plus d’épaisseur (500 m) et on constate un enrichissement de la fraction argileuse.

3.7.Conclusion En Tunisie centre Nord, la Formation Fahdene se présente par une série d’argiles et de marnes noires renfermant des niveaux carbonatés plus ou moins développés selon les endroits. Cette série montre une variation de facies importante au cours de l’Albien inférieur et moyen. En Gros, on distingue deux types de sédimentation : - Une sédimentation de type bassin caractérisée par une série argilo-carbonatée renfermant des ammonites et des belemnites. - Une sédimentation de haut fond aux alentours des affleurements triasiques (Boujabeur). La sédimentation perd son épaisseur et montre un enrichissement en calcaires et/ou élément détritiques provenant du remaniement du matériel triasique. Ainsi la zone d’étude montre, au cours de l’Albien inférieur et moyen, deux domaines différents : - un domaine sud qui fait le relief au cours de cette période avec une absence de la sédimentation. - un domaine nord profond caractérisé par une sédimentation de bassin avec la présence de paléo-hauts caractérisés par des mouvements halocinétique. L’absence de l’Albien inférieur et moyen, au Sud du secteur d’étude, est due à des mouvements tectoniques extensifs conduisant à l’installation d’une zone émergée. Cette phase tectonique marque tout l’Atlas tunisien à cette époque (…). La partie supérieure de la Formation Fahdene (Vraconien et cénomanien) garde les mêmes caractéristiques lithologiques dans toute la zone d’étude, on y trouve une épaisse série d’argiles et de marnes noirs avec de rares niveaux calcaires sombres qui indiquent une mer ouverte. Ceci montre la présence d’une stabilité du plancher sédimentaire dans toute la zone d’étude sauf au niveau des Jebels Slata et Boujaber où on note une activité halocinétique conduisant à l’installation des niveaux à sédimentation carbonatée condensée.

4. Cénomanien Turonien Dans la zone d’étude, le Cénomanien-Turonien est caractérisée par deux types de faciès : - Un facies caractéristique de la Formation Bahloul qui est constitué par des calcaires feuilletés finement lités de couleur grise à noire très riche en matière organique. Entre les bancs calcaires s’intercalent, parfois, quelques lits argileux (Figure.30). De point de vue fossile, cette série renferme des ammonites, des bélemnites et des foraminifères planctoniques. Cette Formation a été étudiée, en détaille, par plusieurs auteurs dans la région du Kef-Tajerouine (…). L’épaisseur de cette série est de 25 m et est généralement constante sur l’ensemble des structures à l’exception des paléo-hauts où la série perd légèrement son épaisseur. La présence des oolistholithes et des Figures de slumps témoigne d’une instabilité tectonique au cours de la sédimentation de la Formation Bahloul (Layeb, 1990). - un facies constitué par une série de calcaire organodétritique de couleur grise foncée avec des argiles gypseuses et quelques niveaux de calcaires dolomitiques. Cette série est l’équivalent latéral du membre Guettar de la Formation Zebbag. Ce facies est limité, seulement, à la structure de Semmema.

5. Formation Aleg/Kef Il s’agit d’une série essentiellement argilo-marneuse avec quelques intercalations calcaires. Les dépôts de la Formation Aleg/Kef occupent une surface importante dans le secteur d’étude : Sud de Thala, Mahjouba, , Ksar Tlili, Semmama et douleb, Tajerouin, le Kef et Nebbeur. Dans son ensemble, cette série se caractérise généralement par la succession lithologique suivante : - Les argiles du membre Annaba avec quelques intercalations de niveaux calcaires. - Le membre Bérino ou membre carbonaté constitué essentiellement par des calcaires décimétriques, souvent bioclastique, avec quelques lits d’argiles. Vers le Nord, ce niveau montre des alternances marno-calcairse, alors que vers le Sud, ce niveau est essentiellement carbonaté avec des récifs, par endroits. - une puissante série argilo-marneuse avec des rares lits de calcaire renfermant des fossiles d’ammonites, d’oursins et des lamellibranches. Au niveau de Jebel Semmema et Douleb, la partie inférieure de ce membre est caractérisé par une série de calcaire lumachellique du membre Douleb. Dans tous les secteurs, la Formation Aleg/Kef garde les mêmes successions lithologiques. La description détaillée des quelques coupes permet d’identifier différents bassins à faciès différents : un bassin profond, vers le Nord, et un bassin de type plateforme, vers le Sud, surtout à la base de la Formation.

5.1.Coupe d’oued El khol : Au sud-ouest de la région de Thala, les séries de la Formation Aleg/Kef occupent une grande surface donnant un large affleurement au niveau d’oued El khol. Cette série est identifiée par Burollet en 1956 et a été légèrement modifiée par les travaux récents de Negra, (1994). Selon Burollet (1956) la montre de bas en haut : - Une série d’argile de couleur grise à verdâtre avec quelques intercalations de minces lits de calcaire vers le sommet : membre Annaba. - Une série massive de calcaire bioclastique qui enregistre quelques niveaux conglomératique. Ces calcaires sont riches en Rudistes et algues : membre Bérino - Un niveau marneux de couleur grisâtre à verdâtre avec de rares lits calcaires. - Une série d’alternance de calcaires bioclastiques et de marnes vertes avec dominance des calcaires (équivalent du membre Douleb). - Epaisse série de marnes et d’argiles de couleur grisâtre à verdâtre avec intercalation de quelques niveaux décimétriques à métriques de calcaire à calcaire marneux renfermant des traces d’Inocérames et d’ammonites. L’ensemble de cette série fait les 900 m d’épaisseur.

5.2.Coupe du Kt El Afna (coupe de Mahjouba) Dans ce secteur, la formation Aleg affleure entre Kt el Afna et Mesreb Lahnech où elle est bien exposée. Cette coupe a fait l’objet de nombreuses études en totalités ou en partie (…). Les dépôts de la formation Kef sont subdivisés en trois ensembles principaux et fonds 1000 m d’épaisseur (Figure.26) : - Les calcaires feuilletés de la formation Bahloul surmontés par une masse argileuse de couleurs verte à grise avec quelques intercalations de niveaux carbonatés. Cette série renferme des ammonites conservés ou mal conservés. C’est le membre Annaba (150m). - Une série à dominance marno-calcaire de couleur verdâtre à beige avec des intercalations de marnes vertes à grises. Cette série renferme des ammonites, des lamellibranches, des gastéropodes et des échinodermes. C’est l’équivalent latéral du membre Bireno. - Une série essentiellement argilo-marneuse de couleur grise à verdâtre qui L’ensemble supérieur de la Formation Aleg. Elle renferme quelques niveaux marno-calcaires décimétriques à métriques. Vers le sommet la fréquence des niveaux calcaire augmente annonçant la variation de milieu de dépôt. Cette série, comme les ensembles précédents, renferme des ammonites, gastéropodes, lamellibranches et oursins. Les dépôts de cette formation enregistrent une tectonique syn-sédimentaire bien définie par un réseau de failles de direction NW-SE.

5.3.Coupe de Jebel Rouiss A Jebel Rouiss, la Formation Aleg n’affleure que par son membre supérieur (Santonien- Campanien inférieur) (Figure.31). Elle montre une série d’alternances de marnes verdâtre à grisâtres avec des calcaires marneux de couleur grisâtre. Cette série est surmontée par un ensemble à dominance marno-argileuse de couleur noirâtre à grisâtre avec quelques niveaux de calcaires grisâtres renfermant, par endroit, des traces d’ammonites de grandes tailles et des Inocèrames.

5.4.Coupe d’El Ghoualguia Les dépôts de la Formation Aleg affleurent au cœur de la structure. Au niveau de sidi El Bedioui, la partie basale de la série montre (Figure.32) : - Des calcaires feuilletés de la Formation Bahloul surmontés par des argiles marneuses de couleur verdâtre à jaunâtre avec quelques niveaux de calcaires beige (l’équivalent du membre Annaba). L’ensemble fait 100 m d’épaisseur. - Des alternances de calcaires beiges de taille décimétrique à métrique avec des niveaux d’argiles de faibles épaisseurs et de couleur grisâtre. Les calcaires renferment des traces de lamellibranches et d’ammonites ; équivalent latéral du membre Bérino épais de 50 m. - Une série argileuse avec de rares bancs calcaires. Les niveaux supérieurs de la Formation Aleg, d’après la morphologie, sont formés par des marnes. Dans cette structure, les niveaux calcaires bioclastique d’âge Coniacien (équivalent du membre Douleb) sont remplacés par des argiles avec quelques niveaux de calcaire à lamellibranche.

5.5.Coupe d’El kef C’est la coupe type de la Formation el Kef déjà étudiée par Fournié (1978). Dans son ensemble la série est essentiellement matérialisée par des marnes argileuses de couleur verdâtre à grisâtre avec quelques niveaux repère de calcaire riches en inocérames et ammonites. Dans cette région la série qui fait 2500 m d’épaisseur présente un caractère marin profond.

5.6.Autres coupes La Formation Kef couvre de grandes surfaces dans la région de Tajerouin. D’après les travaux de Burollet et Sainfield (1952) et Burollet (1956), cette série montre les mêmes caractéristiques que la coupe de Kt El Afna avec une importance des calcaires d’âge Turonien terminale (équivalent du Bérino) qui portent la minéralisation en PB-ZN et qui fait l’objet d’exploitation de la mine de Guern El Halfaya. Cette richesse de niveaux calcaires indique une variation du milieu de dépôt matérialisé par un haut fond installé à cette période. La série du Kef mesure 1300m à cette localité. Au Sud du secteur, la Formation Aleg/ Kef montre une série de marnes et d’argiles avec des niveaux de calcaires bioclastique qui constituent le membre Bérino (Turonien supérieur) et le membre Douleb d’âge Coniacien qui n’est pas décrit dans d’autres coupes du secteur d’étude.

5.7.Conclusion La Formation Aleg/Kef montre des caractéristiques lithologiques plus ou moins homogènes. La partie inférieure (Membre annaba) et le membre supérieur sont presque homogènes avec une série purement argileuse avec quelques intercalations de bancs carbonatés. Les membres carbonatés intermédiaires montrent une variation de faciès notable. Dans le Sud du secteur d’étude (Jebel Berino, Ksar Tlili, Semmema et Douleb) le Turonien supérieur (membre Bérino) montre une série bioclastique formant des récifs de type barrière. Vers le Nord, les carbonates de ce membre perdent de plus en plus leur importance et ils passent à des argiles épaisses avec intercalations calcaires. Au cours du Coniacien on enregistre aussi une variation de facies remarquable ; on note la présence des calcaires lumachelliques du membre Douleb, au Sud de secteur (Semmema et Douleb), et un facies argileux au Nord. Donc au cours du Turonien supérieur-Coniacien, la zone d’étude est caractérisée par un milieu dé dépôt de type plate-forme carbonatée, vers le Sud, et un milieu de type bassin à une sédimentation argileuse vers le Nord. Dans l’ensemble la Formation Aleg/Kef montre un épaississement important de la série du Sud (900 m) vers le Nord (2500 m) avec un enrichissement notable de la fraction argileuse. La région du Kef-Tajerouine est caractérisé par un milieu fortement subsident au cours du Turonien-Maestrichtien basal contrôlé par une activité tectonique en extension et un mouvement du matériel triasique en ascension.

6. Formation Abiod Dans cette zone, la Formation Abiod dessine des reliefs importants de la région (Geurn El Halfaya, masrab Lahnech, Tiouachou, Ghoualguia, etc.). Dans son ensemble cette série est représentée par deux barres de calcaires crayeux séparés par une série marno-calcaire. La Formation Abiod montre une variation d’épaisseur et de faciès très importante. Pour mieux caractériser ces variations, nous avons levé plusieurs coupes.

6.1.Coupe de Thala La Formation Abiod, dans la région de Thala, occupe les flancs des synclinaux de Thala et d’Ain El karma. Au niveau d’Ain bou Zargoun on observe la succession suivante (Figure.33) :

- Une succession de bancs centimétriques à décimétriques de calcaires fins crayeux qui renferment quelques traces d’inocérames et qui fait 5 m d’épaisseur. - Une combe marno-argileuse de couleur grisâtre à verdâtre avec quelques niveaux de calcaires de 5 m d’épaisseur. - Une masse de calcaire fin et crayeux de 30 m d’épaisseur disposée en bancs décimétriques de couleur beige à brun avec de traces d’Inocérames (30 m).

6.2.Coupe d’El Ghoualguia La Formation Abiod dans cette structure dessine plusieurs collines. Malgré l’intensité des fractures essentiellement sur le flanc nord, l’étude ponctuelle de cette formation permet de le présenter sous cette succession : - 3 m de calcaires blanchâtres disposés en bancs centimétriques séparés par des lits argileux très fins qui reposent sur les argiles supérieures de la Formation Aleg. - 10 m de marnes argileuses de couleur verdâtre renfermant des bancs décimétriques de calcaires crayeux. - 40 m de bancs décimétriques à métriques de calcaires très riches en silex et renfermant des traces d’Inocérames de grande tailles. Par endroits, le sommet de cette Formation présente des figures d’échappement « bird eyes » qui indique une immersion à cette époque (Figure.34). Vers l’Est, au niveau d’Ain Om Jedour, la Formation Abiod affleure le long des failles NW-SE où elle montre un seul membre calcaire dolomitique très fin de couleur blanchâtre renfermant des Inocérames de petite taille. L’ensemble de cette série ne dépasse pas 40 m. Cette même lithologie se trouve au niveau des Jebel Zalguem et Oum Laroug situés au Sud du village de l’Ayoun (Sud de la structure d’El Ghoualguia). 6.3.Coupe de Jebel Semda : Au Sud-Est de Sra Ouertane, à Jebel Semda, la Formation Abiod est présente par ses trois termes sous l’aspect lithologique suivant (Figure.35): - Des calcaires marneux de couleurs blancs jaunâtres riches en fossiles (inocérames, ammonites..) alternent avec des argiles marneux de couleur grisâtre à verdâtres. Cet ensemble est surmonté par une masse de calcaire crayeux fin de couleur blanc à beige disposé en bancs décimétriques à métriques et renfermant plusieurs traces d’inocérames (50 m). - Argiles marneux de couleur grise à verdâtre intercalées avec des bancs de calcaire jaune à jaunâtre centimétrique refermant des traces d’inocérames et d’ammonites (50m). - Calcaire crayeux fin de couleur beige à blanc disposé en bancs décimétriques à métriques renfermant des traces d’inocérmaes (50m).

6.4.Coupe de Jebel Rouiss. A l’Est et au Nord-Est de Jebel Boulahneche, la Formation Abiod fait l’ossature de Jebels Ejjdida, Sliaa et Jebel Rouiss sur plusieurs kilomètres selon la direction NW-SE. La formation Abiod au niveau de Jebel Rouiss se présente sous la succession lithostratigraphique suivante (Figure.36) : - Calcaires micritiques fins de couleur blanchâtre disposé en bancs centimétriques et renferment quelques traces d’Inocérames. L’épaisseur de ce niveau ne dépasse pas les 5m. - Une combe argilo-marneuse de couleur verdâtre à grise avec quelques intercalations de calcaires décimétriques, de couleur jaunâtres, et des traces d’ammonites et d’Inocérames (40m). - Une épaisse masse de calcaires fins crayeux de couleur beige à blanchâtre disposé en bancs métriques à hémi-métriques et plusieurs traces d’Inocérames (150m).

6.5.Coupe de Mesrab Lahnech. La formation Abiod dans cette région dessine l’ossature de la structure de Kaleet Sinen. La coupe de Masrab Lahnech située au SE du village de Mahjouba a fait l’objet du travail de Burollet (1956) et Negra (1994). La coupe montre la succession suivante (Figure.37) : - Notons tous d’abord que le passage des argiles supérieures de la formation Aleg vers la Formation Abiod se fait par une augmentation progressive de la fréquence des bancs calcaires. - Une série de calcaire fin et crayeux de couleur blanchâtre à beige avec de rares interlits argileux. Ce niveau est un peu particulier pour la Formation Abiod où on trouve une disposition en bancs centimétriques des calcaires. Cet ensemble fait 140 m d’épaisseur. - Des argiles et marnes grises avec quelques bancs décimétriques de calcaire beige avec des traces d’inocérames (270 m). - Calcaire massif de couleur beige avec intercalations de niveaux marneux à calcaire marneux vers le sommet (206 m). La coupe de Masreb lahnech représente la coupe la plus épaisse dans la zone d’étude. Elle fait 616 m d’épaisseur.

6.6.Formation Abiod à Tajerouine Dans la région de Tajerouin, la Formation Abiod garde les mêmes caractéristiques lithologiques que celle observé dans la coupe de Masreb Lahnech, mais d’une épaisseur un peu réduite. Cette série fait 46 m d’épaisseur à Kt Ezzouar et Jebel Moudredek (Figure.38) et seulement 350 m à l’Est de Jerissa. 6.7.Formation Abiod dans d’autres localités Au niveau de Geurn El Hafaya et aux alentours de l’affleurement triasique, la Formation Abiod montre une variation d’épaisseur et de faciès très importante. Au contact du Trias, l’épaisseur ne dépasse pas les 100 m alors qu’en s’éloignant du Trias l’épaisseur de la série peut atteindre 500 m (Chikhaoui, 2002). Ces variations d’épaisseur sont dues à une instabilité du plancher sédimentaire causé par une ascension triasique. Les auteurs des cartes géologiques (1/50000) de Nebbeur et Ouergha ont présenté les trois termes de la Formation Abiod avec une épaisseur qui varie entre 300 m et le 400 m. Au niveau du Jebel Douleb, Dlala (1995) a mis en évidence une série de la Formation Abiod qui ne dépasse pas 40 m, alors qu’à l’Est, vers la structure de Tiouacha, l’auteur a indiqué la présence d’une série plus épaisse qui peut dépasser facilement les 100 m. 6.8.Conclusion Dans tout le secteur d’étude la Formation Abiod est caractérisée par une série carbonatée plus au moins homogène qui montre une variation importante des épaisseurs. Dans la majorité des coupes, la Formation s’organise en deux barres calcaires séparées par une alternance de marnes et de calcaires. La zone de Kaleet Sinen-Tajerouine est la zone la plus subsidentes : La formation Abiod accumule sa plus grande épaisseur plus de 600 m. Vers la région de Thala et d’El Ghoualguia la série perd son importance avec 50 m d’épaisseur et seulement une série réduite à un seul membre de calcaire dolomitisé au sud de la structure d’El Ghoualguia (Jebel Zelguem). La barre inférieure est réduite au niveau de Sra Ourtane et au niveau de Jebel Rouiss. Dans la région d’El Ghoualguia, le sommet de la Formation Abiod montre un « hard ground » et une surface durcie indiquant une émersion de la zone au cours du Maastrichtien. L’amincissement du membre inférieur, la présence d’une seule barre calcaire, l’enrichissement en dolomie au Sud d’El Ghoulaguia, et la variation notable des épaisseurs indiquent une instabilité du plancher sédimentaire au cours du dépôt de la Formation Abiod. Ces changements sont, à notre avis, en étroite relation avec les mouvements tectonique et halocinétique de l’époque. Les dépôts de la Formation Abiod, s’accompagnent aussi d’un changement remarquable dans la distribution des bassins : la zone la plus subsidente se trouve au centre du secteur d’étude et non pas au Nord comme pour les séries précédentes. Ces changements, lié à des mouvements tectonique, sont largement étudiés dans toute la Tunisie (….).

III. Tertiaire 1. Formation El Haria. Cette Formation, d’âge Maestrichtien supérieur-Paléocène, est caractérisé par une série essentiellement argileuse parfois marneuse de couleur sombre, noire ou verdâtre avec souvent des niveaux minces de calcaire beige à blanchâtre renfermant quelques traces de lamellibranches. Ces intercalations calcaires occupent la partie médiane de la Formation. Dans notre secteur, la Formation El Haria occupe une grande surface (Jebel El Houdh, aux alentours de la Table du Jughartah, ain El karma, El Ghoualguia, kalaa Khasba, El Ksour, etc.). Dans cette étude, nous nous sommes limités à quelques tronçons de coupes (Figure. 39) en raison des nombreux contacts anrmaux ets des ébolies qui nous ont empéché de léver des coupes entières. Nous nous sommes basés aussi aux travaux antérieurs de (…) et au cartes géologiques. Au niveau d’El Ghoulguia, la Formation El Haria repose sur une surface d’émersion « hard-ground » par l’intermédiare des argiles verdâtres avec des minces lits de calcaires beiges de 30 cm. L’épaisseur de la série est estimée à 100 m au niveau d’El Hamedna. A l’Est, au niveau d’El Gassat et Ain om Jedour, la Formation El Haria montre des argiles verdâtres avec une densité de niveaux calcaire assez importante que dans la série à côté. Dans cette zone, la série est relativement réduite. Ailleurs, dans tout le domaine d’étude, la Formation El Haria garde une stabilité lithostratigraphique avec un épaississement net de la série du Sud vers le Nord : Dans la région de thala, la Formation al Haria fait 100 m d’épaisseur (Burollet, 1956) alors qu’à Ebba Ksour, Kaleet Sinen et le kef, elle fait, respectivement, 200 m (Zaier, 1999), 300 m (pervinquiére, 1903) et 700 m (Ben Salem, 2002).

Dans la région étudiée, la Formation El Haria est marquée par une série à dominance argilo-marneuse renfermant quelques bancs décimétriques de calcaires. Au niveau de la partie Ouest du secteur, la Formation est subdivisée en deux membres : - un membre inférieur avec des argiles, des marnes verdâtres à bleus et des bancs calcaires renfermant de rares Inocérames (le Maestrichtien terminal). - Un membre supérieur est caractérisé par une épaisse série argileuse de couleur brune et grise avec de rares niveaux calcaires (le Paléocène). Dans la région d’El Ghoualguia, la Formation El Haria se présente par son terme supérieur réposant sur une surface durcie « hard-ground » au sommet de la Formation Abiod. à noter enfin, que cette série est absente par endroits. Généralement la Formation El Haria repose sur des paléo-structures engendrées par des mouvements tectoniques et salifères. Ceci se traduit par une variation d’épaisseur et de faciès avec un approfondissement de milieu de dépôts du Sud vers le Nord. Ailleurs dans l’atlas oriental, des mouvements tectoniques en extension sont signalé (Turki, 1985 ; Briki, 2013)

2. Groupe Metlaoui Le Groupe Metlaoui est caractérisé par une série de calcaires nummulitiques de la Formation El Gueria qui surmontent, par endroits un niveau phosphaté de la Formation chouabine). Ce Groupe dessine plusieurs collines (Sra Ouertane, bordure Ouest du Graben de Rohia, Table de Jughartha, Synclinal de Tajerouine…) et nous offre des caractéristiques différentes d’une région à une autre. En effet, l’épaisseur de cette série varie de 1 m, dans la région de Thala, à 140 m, au niveau du Sra Ouertane. Le membre phosphaté est par endroits, totalement absent (région de Hamadna).

2.1.Coupe de Kaleet Sinen Le Groupe Metlaoui affleure au niveau de la table du Jugartha avec une succession lithologique ascendante définit comme suit (Zaeir, 1999) (Figure.40): - Alternance de niveaux phosphatés devenant de plus en plus épaisses, vers le sommet avec des marnes et des calcaires tendres (15 m). - Une succession de niveaux calcaires blancs à nummulites et rognons de silex de faible épaisseur (40 m). - Une masse de calcaire blanchâtre à rose durs, compacts et riches en nummulites (60m).

2.2.Coupe d’El Gassaat Sur la bordure ouest du graben de Rohia, le groupe Metlaoui dessine pratiquement tous les reliefs avec le point la plus élevés au niveau d’EL Gassaa el kbira (1307 m d’altitude). Au pied de cette structure on a pu identifier la série suivante (Figure.41): - Une série phosphatée qui se caractérise par un aspect massif sombre avec quelques intercalations de calcaire marneux. Zaier(1999) a décrit un degré de minéralisation de phosphate différent. - Dolomie phosphaté sombre à la base qui passe progressivement à une dolomie cristallisée. Ces niveaux, unique dans toute la région d’étude, conservent mal les traces des nummulites qui sont des petites tailles. Dans cette coupe il faut signaler que le passage de la Formation El Haria vers la Formation phosphatée se fait progressivement par l’intermédiaire des niveaux calcaire phosphaté. L’épaisseur du Groupe Metlaoui varie d’une coupe à l’autre au niveau d’El Gassaat. D’après les travaux miniers dans la région, cette série peut atteindre les 140 m d’épaisseur au niveau d’El Gassaa EL kebira.

2.3.Coupe de Sra ouertane Le groupe Metlaoui occupe les reliefs de la région de Sra Ouertane au Sud-Ouest du village d’el ksour. Ces affleurements ont livré une litho stratigraphie identique à celle mentionnée dans la région de Kaleet Sinen avec un léger épaississement. La coupe montre la succession suivante (Zaier, 1999 ; CPG, 2008) (Figure.42) :

- Une série d’alternances de phosphorites marneuses, de marnes et de calcaires marneux (20m). - Des alternances de niveaux minces de calcaire contenant des lits de silex stratiformes ou en rognons bruns et noirs, des calcaires phosphatés et de rares niveaux de marnes (35m). - Une barre de calcaire à nummulites de couleur blanchâtre à patine rose disposé en bancs métriques. Ces niveaux calcaires renferment, par endroits, des débris de lamellibranches (95m). 2.4.Coupe d’El Hamedna A mi-chemin, entre Thala et Rohia, affleure des segments métriques de calcaire à nummulites décalés et dispersé par des failles multidirectionnelles. Le lever de coupe à cette localité offre la succession suivante (Figure.43) : - Un niveau conglomératique à galets d’âge crétacé à paléocène de 50 cm d’épaisseur. - Une barre métrique de calcaire à nummulites de couleur marron et qui renferme des niches de lamellibranches et des dents de requins. Ce niveau ne dépasse pas 2 m. La présence des galets à la base du groupe Metlaoui donne un caractère transgressif dans cette région au cours à la base de l’Eocène.

2.5.Coupe de la région du Kef Dans le Nord de notre domaine et dans pas mal de structures synclinales, le Groupe Metlaoui occupe les flancs des plis (synclinal de Guern El Halfaya, synclinal de Tajerouine, le Kef, et au Nord du Jebel Lorbeus). Les études effectuées dans ces régions montrent une série pratiquement comparable à celle décrite à Sra Ouertane avec quelques variations d’épaisseur. La Formation El Gueria, au niveau de la fermeture Sud-Ouest du synclinal de Tajerouine, montre une série d’alternances des niveaux centimétriques à décimétriques des calcaires nummulitiques, de couleur beige à roux alternées avec des lits argileux (Figure. 44). Cette série montre des ondulations qu’on peut les attribuer à des micro-plis.

2.6.Conclusion : Dans la région du Kef-Tajerouine, Le groupe Metlaoui est subdivisé en deux termes : un terme inférieur caractérisé par une série phosphatée et un terme supérieur caractérisé par un niveau de calcaire à nummultes. Toutefois, le membre supérieur montre une variation de facies et d’épaisseur notable surtout au niveau d’El Ghoualguia où on note une série de 2 m dans la partie Ouest alors que dans la partie Est, la série dépasse les 100 m avec la présence d’un membre supérieur dolomitique unique dans toute la région. La présence des micros plis intra-formationelles, dans quelques coupes (synclinal de Tajerouine), et la variation d’épaisseur d’une région à une autre plaident en faveur d’une instabilité du plancher sédimentaire due à des mouvements tectoniques et une activité halocinétique (Rigane, 1991 ; Zaier et al., 1998 ; El Ghali et al., 2003, Masrouhi et al., 2008).

3. Formation Cherahil Cette série est caractérisée par des argiles verdâtres à noirâtres riches en gypse avec des niveaux de calcaire lumachellique riche en lamellibranches (Figure.45). Par endroits, cette série repose directement sur les calcaires de la Formation Abiod (flanc sud d’EL Ghoualguia) ou directement sur les argiles supérieures de la Formation El Haria (Figure.46). Malheureusement l’épaisseur de cette série est indéfinie dans cette région puisque aucune coupe ne montre une concordance avec les séries adjacentes, et quand elle existe elle est occupée par l’activité agricole. Au niveau de Kalaa Khasba, un puits minier a traversé une épaisseur de 100 m de cette série (Zaier, 1999). 4. Oligocène : Dans notre secteur d’étude, les dépôts d’âge Oligocène affleurent timidement dans quelques structures : au cœur du Synclinal de Zelguem (sud d’El Ghoualguia), aux alentours du Kef, sur la bordure sud du Graben de Rohia etc. Ils reposent sur les argiles et marnes de l’Eocène supérieur. L’attribution chronologique de cette série se fait par correspondance lithologique et par encadrement chrono-stratigraphique avec les séries adjacentes puisqu’il s’agit d’une série continentale pauvre en faunes (Burollet, 1956 ; Zaier, 1999). Cette série silicoclastique est formée par des sables relativement homogènes à dragées de quartz formant de chenaux. Au niveau de Zag Ettir, l’Oligocène affleure avec des grés moyennement consolidés, de rares lits d’argiles vertes qui sont imprégnées par des huiles naturelles (Figure.47-A) et un niveau de calcaire gréseux riche en nummulite (membre « Vascus ») (Figure.47-B). Cet affleurement est l’un des plus beaux indices de pétrole en Tunisie.

5. Néogène Dans la région du Kef-Tajerouine, les séries d’âge Miocène et Pliocène se présentent sous forme d’alternances de sables, argiles et silts rouges et conglomérats. Ces séries occupent généralement les zones effondrées tel que ; le Graben de Rohia, le Graben d’Aouled Bou Ghanem, le sud du Kef, Jebel Ben Gasseur etc… La succession lithostratigraphique se présente comme suit: 1. Formation Messiouta : Les dépôts de la Formation Messiouta correspondent à des limons rouges avec des niveaux conglomératiques, à la base. Cette Formation affleure seulement au Sud de secteur, entre Jebel Douleb et Jebel Semmema, 2. Formation Ain Ghrab : Cette Formation qui débute par des conglomérats de petite taille remaniant les dépôts antérieurs (Oligocène), montre des calcaires gréseux fossilifères de couleur beige à blanchâtre. La barre calcaire est surmontée par une série d’argiles vertes très riches en gypse : c’est la Formation Mahmoud. 3. Formation Beglia : La Formation Beglia est représentée par des sables moyens à grossiers, friables, parfois à stratifications obliques et moyennement consolidé de couleur jaunâtre à rougeâtre (Figure. 48-A). Par endroits, ces dépôts enregistrent des dépôts de chenaux matérialisés par un classement grano-décroissants et des dragées de Quartz (Figure. 48-B). 4. Formation Kechabta : Cette série est représentée par une série d’argiles avec des alternances de niveaux sableux +/- épais à stratification oblique (Figure. 48-C-D). 5. Formation Segui : Cette série Mio-Pliocène correspond à des dépôts conglomératiques continentaux provenant des unités sous-jacentes intercalées avec des série des sables et de silts (Figure. 49-A-B). Les conglomérats sont arrondis et de taille variable. Vers le Sud de la zone d’étude, les dépôts conglomératiques de la Formation Segui n’affleurent pas. Cette série repose en discordance angulaire sur plusieurs unités lithostratigraphiques allant du Trias au Miocène (Figure. 49-C-D).

Figure 1.Photos illustrant les facies du Miocène dans la région d’étude ; sables de la Formation Beglia au niveau de Zag Ettir, A, et au Nord de Douleb, B ; alternances de la Formation Kechabta au niveau de Guern El Halfaya, C, et au niveau de Ben Gasseur,D.

Au niveau de la région de Zag Ettir, on a pu lever une coupe complète de la série néogène. (Figure.50). De bas en haut se présente comme suit: - niveau de calcaire bioclastique de couleur grisâtre riche en lamellibranches de taille moyenne à petite : Formation Ain Ghrab (4 m). - Série d’argiles vertes riches en gypse : équivalent de la Formation Mahmoud (10 m). - Formation Beglia représentée par des sables moyens à grossiers, friables, parfois à stratifications obliques (50 m). - Série d’alternances d’argiles et de grés grossiers à moyens disposé en bancs décimétriques : équivalent de la Formation Kechabta (~= 60 m). - Alternance de dépôts conglomératiques continentaux provenant des unités sous- jacentes et de niveaux décimétriques de silts et d’argiles (Formation Segui d’âge Mio- Pliocène). Les conglomérats sont arrondies et de taille variable.

IV. Quaternaire Dans notre secteur d’étude, les séries attribuées au Quaternaire occupent de vastes surfaces. On rencontre tous les types de formations continentales récentes (chenaux, encroutement, éboulis, terrasses fluviatiles, glacis, travertins etc.) (Figure. 51). Ces dépôts ne sont pas contemporains, et l’attribution chronologique est difficile à faire. Dans la région du Kef-Tajerouine, la série quaternaire est représentée par des sables jaunes, des argiles brunes et des conglomérats passant, vers le sommet à des croutes conglomératiques et des couches rouges. Au niveau d’Oued Serrath, la série quaternaire montre des glacis formés par des cailloutis moyens associés à des alluvions anciens et des croutes calcaires. Vers le Nord, les glacis sont représentés par des conglomérats grossiers cimentés par du travertin et qui s’abaissent progressivement où se raccorder à une dépression subhorizontale. Ces dépressions sont occupées par les calcaires lacustres de la Formation El Gara d’âge Pliocène (Burollet, 1956). Cette dernière montre un facies et une couleur qui changent d’une zone à une autre et ce en étroite relation avec la série encaissante. En effet, la Formation El Gara montre une couleur blanchâtre avec un aspect +/- dure quand elle est déposée sur les séries sableuses et argileuses (Figure. 51-E), et couleur jaune à rouille et un aspect dur sur les niveaux carbonatés et gréseux de la Formation Hameima (Figure. 51-F).

V. Conclusion

Dans notre secteur d’étude, la colonne lithoststratigraphique s’étale depuis le Trias, qui est en discordance avec toute la série, jusqu’au le Quaternaire avec une absence du Jurassique et des particularités sédimentaires et lithostratigraphique. La cartographie numérique et de terrain du secteur d’étude nous a permet de proposer une nouvelle cartographie et quelque précision lithostratigraphique dans certaines localités :

- La présence de la série de l’Eocène supérieur (Formation Chérahil) sur la bordure ouest du graben de Rohia. - Les marnes de la formation Chérahil reposent en discordance angulaire sur les calcaires de la Formation Abiod aux alentours d’Ain Oum Jedour. - La partie supérieure de la Formation Chérahil repose en discordance sur les argiles de la Formation El Haria au niveau de Thala et on note l’absence de l’Yprésien et du Bartonien. - Au niveau de la plaine de Kef, les argiles cartographié comme étant des argiles de l’Eocène supérieur, sur la carte de « les salines », sont en réalité des argiles turoniennes.

L’analyse de la série lithostratigraphique révèle qu’au cours du Crétacé inférieur, la zone d’étude est caractérisée par une zone sud, à sédimentation de type plate forme silicoclastique, et une zone nord, à sédimentation argileuse d’une mer profonde. C’est à partir de l’Aptien que la zone d’étude montre des particularités paléogéographiques et sédimentaire avec la présence des paléo hauts, due à des bombements triasiques, où se déposent les récifs de la Formation Serdj (Jebels Slat, Jerrisa, Boujabeur et Hameima). A partir de l’Albien on note une évolution vers une sédimentation marine +/- homogène sur tout le secteur d’étude avec un net approfondissement de milieu vers le Nord et des variations d’épaisseurs et de facies aux alentours des affleurements triasique. Au cours du Campanien-Maestrichtien (Foramtion Abiod), le bassin sédimentaire montre un changement géométrique par rapport à celle observé à l’époque précédente. On note un amincissement remarquable de toute la série au Sud du secteur et un amenuisement progressive du terme inférieur au niveau de Sra-Ouertane. La zone la plus subsidente à cet époque est la région de Kaleet Sinen. Au début de Tertiaire, toute la zone, est le siège d’une sédimentation argilo-marneuse, phosphatée puis carbonatée de type plate forme à nummulites au cours de l’Yprésien avec un approfondissement progressive de milieu de dépôt vers le Nord. Vers le Sud, la région est caractérisée par une sédimentation faible à absente dans les régions de Thala et douleb- Semmema. Par endroits les argiles du Paléocène reposent sur des hard-ground marqués au top de la Formation Abiod. Au niveau de la structure d’El Ghoualguia, on note une variation notable d’épaisseur de la Formation El Gueria, 100 m au niveau d’El Gassaat à 2 m au niveau d’El Hamadna. A partir de l’Oligocène, la zone est marquée par un amenuisement des intrusions marines et on note le passage vers une sédimentation continentale pure qui est débuté à partir du Pliocène, par les dépôts conglomératique de la Formation Segui.

CHAPITRE III : ETUDE GRAVIMETRIQUE ET SISMIQUE

Introduction La gravimétrie et la sismique réflexion sont, parmi les méthodes géophysiques les plus utilisées dans la prospection et l’exploration du sous sol. Ces outils sont utilisés par de nombreux spécialistes dans le domaine de la géologie structurale, l’hydrogéologie, la géologie minière et pétrolière, la géotechnique et l’archéologie. La gravimétrie, par exemple, peut être utile pour suivre et caractériser les différents niveaux de la terre en se basant sur la différence de densités des roches. Le traitement et l’analyse des données géophysiques nous permettent, en général, d’identifier les failles, les cavités, les diapirs et les structures magmatiques. Ils nous permettent aussi de connaitre la géométrie des couches et d’interpréter les données de subsurface. Ainsi, on peut déterminer la profondeur des structures, leur extension latérale et verticale ou leur ramification. Autrement dit, les résultats de l’analyse gravimétrique et sismique nous aident à concevoir un schéma structural de la zone d’étude et de détecter, quand elles existent, les structures pièges capables de contenir des réserves d’hydrocarbures.

A. Etude gravimétrique I. Principe de base

La gravimétrie est basée sur la loi de gravitation universelle de newton : Tout corps de masse (m) se trouvant autour de la terre est soumis à une accélération « g », définiecomme suit : 푀푡 g = -(G )r 푅푡²

Avec : g : Pesanteur, exprimée en m/s² ou en gal avec 1gal =1 cm/s. G : Constante gravitationnelle. Mt : masse de la terre = 5.9736 x 10 24 Kg. R t : rayon de la terre = 6370 Km. r : vecteur unitaire de la distance entre la masse m du corps et la terre.

La variation du champ de pesanteur est due à une hétérogénéité des corps ou des roches en termes de densités (Tableau.3). Autrement dit, la pesanteur à l’aplomb d’un corps lourd est plus forte qu’à l’aplomb d’un corps léger (Figure.52). Cette variation peut être due, aussi, à d’autres facteurs (luni-solaire, instrumentale, air libre, plateau, relief, terrain et latitude,) Il est donc nécessaire de corriger les valeurs de l’anomalie gravimétrique avant utilisation (Tableau.4).

Tableau 1.quelques valeurs de densité des roches de la lithosphères (Dubois et al., 2011)

Matériaux densité Densité moyenne de la terre 5.5

Densité moyenne de la croute continentale 2.67

Sédiment non consolidés 1.8 à 2

Sables « secs » 1.4 à 1.65

Sables « humides » 1.9 à 2.05

Grès 2 à 2.5

Sel 2.1 à 2.4

Marnes 2.1 à 2.6

Calcites 2.4 à 2.8

Granites 2.5 à 2.7

Basaltes 2.7 à 3.1

Gabbros 2.7 à 3.3 Péridotite 3.1 à 3.4

Charbon 1.2 à 1.8

Pétrole 0.6 à 0.9

Eau de mer 1.01 à 1.05

Glace 0.88 à 0.92

Chromite 4.5 à 4.8

Pyrite 4.9 à 5.2 Hématite 5 à 5.2

Fer 7.3 à 7.8

Magnétite 5.1 à 5.3

L’anomalie de Bouguer est l’écart entre le champ de pesanteur terrestre, mesurée et corrigée, et le champ de pesanteur théorique. Elle est représentée par la différence entre la valeur de « g », mesurée à une altitude « h », et la valeur théorique corrigée (effets d’altitude, de plateau ou de la topographie) autour de la station de mesure.

∆g B = g obs – g th - ∂g F - ∂g B + ∂T ∆g B = g obs – g th +0.3086h -0.0419ρh + ∂T (mGal) ∆g B = g obs – (g th - 0.3086h +0.3086 ρh - ∂T) (mGal) Avec : ∆g B : anomalie de Bouguer gobs : g mesurée g th: g théorique ∂g F : anomalie à l’air libre ∂g B : correction de Bouguer ou de plateau ∂T: correction topographique H: altitude h p: densité

Tableau 2.Correction gravimétrique (…).

Correction Formule Anomalie Description

luni-solaire Temps, Position, R t a max Eliminer la variation due à l’effet de l’attraction lune-terre-soleil. 퐺푀1 R 푅2 (de marée) = [2 − + 3 ] 푟12 푟1 푟12

De relief R h = 0,30859 h i R ht =Rt + R h Effet d’élévation du gravimètre par rapport au niveau de la mer.

Instrumental v2 − v1 g a = g b + (R ht -R b)-(t- Liée au mécanisme interne du gravimètre ∆푑 = ou à la dérive linéaire de la station de t2 − t1 t1)* ∆d e base entre t1 et t2. Vct= v t -∆d*(t-t1).

De latitude g l =g th g l due à la rotation de la terre et son aplatissement ou à la valeur de la pesanteur sur l’ellipsoïde de révolution

A l’aire libre g al =0,308596hs. Anomalie d’aire Permet de compenser l’effet de relief c’est-à- dire l’effet d’élévation de la oude Faye station de mesure par rapport au géoïde Libre : sans tenir compte de la densité.

g fa =g a -g l +g al De plateau g pl =0,0419088ρ Anomalie deBouguer : effet de la masse comprise entre le référentiel et la station de mesure. hs g b =g fa -g pl

2πGρ Anomalie de Effet du relief régional sur les De terrain ∆ti [푟2 − 푟1 N valeurs de gravité mesurées aux + 푟12 − ℎ푡2 0.5 Bouguer complète − (푟22ℎ푡2) 0.5] différentes stations (correction g bc = g b + g t deHammer) : intégrer numériquement les parties qui dépassent par rapport à celles qui manquentà la tranche de Bouguer. la correction de

terrain (g t ) est la

somme de ∆t i .

-amax : variation maximum due à l’effet de la lune ; -h i : élévation de l’instrument - G : constante universelle d’attraction ; -N : le nombre de secteurs dont - g a : gravité absolue (mgal) ; le cylindre a été divisé ; - g a : gravité absolue (mgal) ; -R : rayon de la terre ; r l : rayon de la -g fa : anomalie d’aire libre ; Lune ; M l : masse de la lune ; -g pl : correction de plateau ; - V ct : valeur corrigé à l’instant t, - R t : correction de la marée ; -∆d : taux de dérive ; -g l = g th : gravité théorique (mgal), formule de 1967 ; -M l : masse de la lune ; -g al : correction d’aire libre (mgal) ; -ρ : densité la cylindre en g/cc ; - R b : correction due à l’élévation de l’instrument à la base ; -h s : élévation de la station ; -R h : correction due à l’élévation de l’instrument ;

Cette anomalie représente l’effet des hétérogénéités de densité sous la surface topographique. Les cartes d’anomalies de Bouguer complètes représentent les documents de base en gravimétrie. Dans une campagne de mesures gravimétriques, on compare la valeur mesurée au champ calculé. Si les valeurs sont égales, le champ est normal. Si non, et dans la majorité des cas, on parle d’anomalie positive ou négative selon qu’on est en présence de roches légères (anomalie négative) ou de roches denses (anomalie positive).

1. Interprétation des anomalies gravimétriques Les valeurs des anomalies de Bouguer observées représentent l’effet des structures géologiques à des profondeurs grandes, moyennes ou faibles. Elles sont la somme de plusieurs composantes relatives aux différents corps du sous-sol. Généralement, on observe deux types de réponse : (1) Variations régionales qui représentent les variations du champ gravitationnel régulières et continues sur de grandes distances. Elles sont produites par les hétérogénéités à grandes profondeurs qui varient lentement en (x, y). (2) Variations superposées aux variations régionales qui est, souvent, masquées par celles-ci. On observe de petites perturbations locales du champ gravitationnel qui sont secondaires en dimensions mais primordiales. Ce sont ces perturbations qui nous intéressent car l’anomalie régionale est plus large que l’anomalie résiduelle. Il est nécessaire de développer un moyen pour soustraire ou éliminer de l’anomalie observée cet effet régional avant d’essayer d’interpréter la réponse gravimétrique due à la structure géologique locale. Le traitement apporté aux données gravimétriques se fait, en général, dans le domaine fréquentiel qui permet l’application d’une multitude d’opérations et ce dans le but d’extraire le maximum d’informations.

2. Séparation des anomalies Régionales-résiduelles L’anomalie de Bouguer est due à la superposition des sources profondes (anomalies régionales) et des sources superficielles (anomalies résiduelles). Les sources profondes montrent en général, des variations régulières et continues des champs gravitationnels sur de grandes distances alors que les sources superficielles montrent des réponses à petites longueurs d’ondes qui sont dues à l’hétérogénéité de la couverture sédimentaire. Il est donc nécessaire de distinguer et séparer les anomalies régionales et résiduelles avant de commencer l’interprétation des anomalies gravimétriques (Figure.53). Pour ce, différentes techniques sont utilisées: - lissage graphique sur un profil ; - lissage graphique sur les lignes de contours ; - calcul de la régionale analytiquement ou application de filtre qui doit s’effectuer dans le domaine spectral ; - calcul de l'effet de source à éliminer si sa géométrie et sa densité sont connues afin de le soustraire de l'anomalie de Bouguer (modélisation).

Dans notre cas, la méthode analytique utilisée est celle d’une régression polynomiale : plus le degré du polynôme est élevé plus l’anomalie de Bouguer s’approche de la régionale. C’est une méthode analytique qui permet d’obtenir la résiduelle par la simple soustraction de l’anomalie régionale à partir de l’anomalie de Bouguer selon l’équation suivante.

r = AB-R.

Avec : AB : Anomalie de Bouguer ; R : Anomalie régionale ; r : Anomalie résiduelle.

3. Prolongement vers le haut et vers le bas Le prolongement est une transformation d’un champ gravimétrique potentiel observé sur une surface donnée, pour obtenir le champ d’une surface située au-dessus de la surface initiale. En d’autres termes, le prolongement consiste à calculer la forme et l’amplitude d’une anomalie sur une surface à une altitude plus élevée, ou moins élevée, que la surface d’observation. Si on effectue le calcul sur une surface plus élevée que la surface initiale, le prolongement est dit « vers le haut » (filtre passe-bas). Dans le cas contraire le prolongement est dit « vers le bas » (filtre passe-haut). Le prolongement vers le haut a pour objectif d’atténuer les sources d’anomalie superficielle et d’améliorer les sources profondes tout en s’approchant des sources qui ont causé l’anomalie régionale. Le prolongement vers le bas a pour effet de focaliser considérablement les amplitudes du champ de courtes longueurs d’ondes et d’atténuer les sources profondes d’anomalies (Bakely et Simpson, 1986). La Figure (3) montre un exemple d’anomalie de Bouguer qui reflète la signature gravimétrique combinée d’un mur de sel, assez léger, et d’un cap rock, lourd (Figure.54). Le prolongement vers le haut permet d’éliminer l’effet du cap rock et de mieux caractériser la réponse du corps léger.

4. Localisation du gradient gravimétrique (dérivées) La cartographie des structures géologiques à partir des anomalies d’un champ gravimétrique potentiel nécessite une isolation ou une mise en évidence du gradient gravimétrique. Depuis le début des années 70, Plusieurs techniques ont été développées pour déterminer les paramètres géométriques, la localisation des contacts et la profondeur des sources responsables des anomalies d’un champ potentiel (…). Ces techniques, quelles que soient leurs performances, permettent de mieux comprendre l’architecture et la direction des sources d’anomalies. On distingue deux types de gradient : gradient horizontal, suivant « x » ou « y », et gradient vertical, suivant « z ».

5.1.Gradient horizontal : Les dérivées horizontales permettent de mieux localiser les sources. En effet, leurs maxima sont situés à l’aplomb d’un contact ou d’une faille séparant deux compartiments de densités différentes (…).

Soit ∆g(x,y) : l’anomalie gravimétrique observée en un point de coordonnée (x,y). La dérivée horizontale, de direction E-W (suivant x), de ∆g au point de coordonnées (x i, y j) est: d∆g(x i, y j) / dx = *∆g(x i+1, y j) - ∆g(x i-1, y j)+ / 2∆x

La dérivée horizontale, de direction N-S (suivant y), de ∆g au point de coordonnées (xi,yj) est: d∆g(x i, y j) / dy = *∆g(x i, y j+1) - ∆g(x i-1, y j-1)+ / 2∆y

Avec : ∆x et ∆y, les pas entre les points suivant x et y. ∆x = x i – x i-1 ∆y = y i – y i-1

Les « maxima » et les « minima » du gradient horizontal indiquent l’emplacement des contrastes de densité ou les limites de la source d’anomalie. Il faut noter que les dérivations horizontales peuvent être effectuées suivant n’importe quelle direction. Le choix de la direction de la dérivation dépend de la direction des structures recherchées. En général, les structures les mieux définies et les plus favorisées par ce type de transformation (calcul de dérivées horizontales directionnelles) sont celles qui sont perpendiculaires à la direction du gradient horizontal.

5.2.Magnitude des gradients horizontaux (MGH) : La MGH permet de localiser et de détecter les limites entres les corps de densités différentes. Ces limites correspondent, en général, à des discontinuités structurales (failles) où sédimentaire (changement de facies) (Figure.55).

La MGH est donnée par la formule suivante :

MGH = SQRT (DX² + DY²)

MGH= SQRT *(d (∆g) / dx )² + (d (∆g) / dy)²+

Suite à une dérivation, ou un ensemble de dérivations, Le maximum d’amplitude obtenu permet de localiser les contrastes de densité en subsurface et de mettre en évidence leur importance (selon l’amplitude du maximum de la dérivée). Pour mieux visualiser et interpréter les grandes lignes des contrastes, on peut appliquer une technique d’illumination orientée ou «shaded relief map ».

5.3.Gradient vertical : Cet opérateur permet d’amplifier et de mettre en valeur les anomalies de hautes fréquences (petites longueur d’ondes). Autrement dit, le gradient vertical permet d’accentuer les effets des sources superficielles par rapport aux sources profondes, et d’éviter le phénomène de coalescence des anomalies (séparer les anomalies) (Figure.56).

La relation entre le potentiel du champ gravimétrique et la composante verticalede l’accélération de la pesanteur (∆g) est donnée comme suit:

∆g = -dU/dz

La dérivée suivant « z » serait, dans ce cas :

d(∆g)/dz = - (dU/dz)²

6. Signal analytique : En se basant sur l’utilisation du gradient horizontal et vertical du champ gravimétrique, Nabighian (1984) propose, pour la première fois, la notion du signal analytique. Ce signal a été développé pour déterminer et localiser, avec précision,les discontinuités gravimétriques et les limites des sources d’anomalies peu profondes.

Le signal analytique est donné par la formule suivante :

SA= SQRT (DX 2 + DY 2 + DZ 2) SA= SQRT *(d (∆g) / dx) ² + (d (∆g) / dy)² + (d (∆g)/dz)² +

Le signal analytique de haute résolution (d’ordre 1,2 …) est basé sur les dérivées verticales (dz) qui permettent de mieux détecter les corps géologiques responsables de ces anomalies, généralement des corps peu profonds. Cependant cette méthode rend les champs gravimétriques potentiels plus susceptibles au bruit.

7. Analyse spectrale L’analyse spectrale est une méthode statistique qui permet d’estimer les profondeurs de sources causatives des anomalies. Cette méthode se fait par le calcul de l’énergie spectrale en fonction du nombre d’onde ou de la fréquence du signal gravimétrique.

La fonction suivante montre la relation entre l’énergie spectrale et la profondeur de la source. E(r) = 풆−ퟐ풉풓 Avec : E(r) : énergie spectrale r = fréquence angulaire (radians/km) r = 2 πk k = nombre d’onde (cycle/km) h = profondeur de la source

La profondeur de la source est obtenue à partir de la présentation de la fonction de … qui est : log (E(r)) = f (r) log (E(r))= 4 π h k

L’amplitude du spectre d'un prisme est une fonction directe de la profondeur du toit et de la base (…). La profondeur de la source sera obtenue par le calcul de la pente de la droite tangente à la courbe.

La méthode est basée sur : - Chaque unité géologique peut être associée à une distribution de blocs non-corrélés, de profondeur, d’épaisseur et de largeur, variables. Sur la courbe chaque groupement de blocs présentant des profondeurs similaires sera représenté par une droite de pente constante. - Chaque valeur de pente nous donnera la profondeur moyenne de chaque groupement de sources d’anomalies (Figure.57).

Remarque : L'estimation des profondeurs de source (h) est contrôlée par le choix des segments de droites définissant les pentes :

h =- p / 4 π

Avec : h : profondeur du toit de la source p : pente de segment de la droite.

8. La déconvolution d’Euler La méthode de dé-convolution d’Euler, appliquée généralement aux données d’un champ potentiel T, est une technique qui permet de localiser, d’une façon précise, les sources d’anomalies et leur profondeur. Cette méthode, développée par …, se base sur les propriétés des fonctions régissant les champs potentiels. Pour un point de coordonnée (x0, y0,z0), l’équation d’homogénéité d’Euler s’écrit :

(x-x0) 휕𝑔/ 휕x+ (y-y0) 휕𝑔 /휕푦 + (z-z0) 휕𝑔 /휕푧 = N (B-T) Avec : (x0, y 0, z 0) : coordonnées de la source d’anomalie. g : intensité du champ mesuré à (x, y, z) T : champ total au point (x,y) N : index structural (SI) B : valeur d'un champ régional à déterminer

La profondeur apparente de la source de gravité est dérivée de l'équation d'homogénéisation d'Euler (déconvolution d'Euler). Ce processus relie le champ de gravité et ses composantes de gradient, à l'emplacement de la source, avec le degré d'homogénéité. Ce processus, décrit par Thompson (1982) et Reid et all (1990, 2014), est exprimé par «l’indice structural (SI)». Le SI est une mesure du taux de chute du champ potentiel à une distance de la source. L’indice structural (SI) prend des valeurs qui varient de 0 à 3 et qui correspondent à des nombres entiers, pour certaines structures simples (Figure.58).

Le processus de déconvolution d'Euler est appliqué à chaque solution. La méthode consiste à définir une valeur « SI » appropriée et à utiliser l'inversion des moindres carrés pour résoudre l'équation pour un optimum x0, y0, z0 et B. En plus, on spécifie une taille de fenêtre carré qui se compose du nombre de cellules dans l'ensemble de données à grille pour l’utiliser dans l'inversion à chaque emplacement de la solution sélectionnée. La fenêtre est centrée sur chacune des solutions. Tous les points de la fenêtre sont utilisés pour résoudre l'équation d'Euler à une profondeur z. La fenêtre devrait être suffisamment grande pour inclure chaque solution d’anomalie dans la grille du champ de gravité totale, mais idéalement pas assez grande pour inclure des anomalies adjacentes. Les structures simples, peuvent être modélisées avec: - une fenêtre de type 3*3, - une fenêtre de dimensions plus grande allant de 6*6, pour les sources peu profondes - une fenêtre de dimension 20*20, pour les sources très profondes (…).

II. Etude gravimétrique de la zone d’étude

1. Carte d’anomalie de Bouguer La carte d’anomalie de Bouguer étudiée dans ce travail est obtenue à partir des données de 10 cartes gravimétriques. Ces cartes sont initialement disponibles sous formes de cartes d’anomalies de Bouguer indépendantes à l’échelle 1/50 000 (Ouergha, Nebber, Le Kef, Les Salines, Ebba Ksour, Tajerouin, Ain Kessiba, Kaleet Es Sinen, Thala, Ksar Tlili). L’anomalie de Bouguer de ces cartes a été calculée avec une densité de réduction moyenne de 2,35 g/cm3. L’analyse de ces cartes est effectuée, après numérisation à l’aide du logiciel ARCGIS, à fin d’avoir une grille des cordonnées (X, Y) et la valeur de l’anomalie gravimétrique. Une attention particulière est donnée aux limites des cartes pour minimiser, au mieux, le bruit, lors de l’assemblage. La carte d’anomalie de Bouguer obtenue (Figure.59), a été établie à partir d’une grille régulière (pas de grille de 1000m) élaborée par la méthode d'interpolation du « Krigeage » (…). L’anomalie gravimétrique varie de – 54 mgal, implanté au niveau des fossés d’effondrement, à 1 mgal, au niveau des monts de Nebber et d’Ourgha, au Nord de la zone d’étude. La carte montre aussi une augmentation progressive des valeurs de l’anomalie en allant du Sud vers le Nord.

Dans cette tendance qui est altérée, on note la présence de plusieurs anomalies, négatives et positives, de dimension et d’amplitude variables (Figure.60). Les tableaux (5) et (6) décrivent et illustrent les anomalies positives et négatives du NW tunisien en termes de direction, de localisation et de géologie de surface.

Tableau 3.Anomalies de Bouguer positives dans la zone d’étude.

Anomalie Direction localisation Affleurement Ap1 NW-SE Monts de Ourgha Carbonates du Sénonien Ap2 NE-SW Nebber Carbonates du Crétacé inférieur Ap3 NNW-SSE JebelGhazouan Carbonates du Crétacé inférieur Ap4 NW-SE JebelsMaiza et Carbonates du Sénonien- JebelKebbouch Paléocène Ap5 NE-SW HammemMellègue Carbonates du Crétacé supérieur Ap6 NW-SE KtSoltana – Aouled Ayar Sénonien supérieur et quaternaire Ap7 NE-SW Henchir El Gara Aptien et Albien Ap8 NE-SW JebelAhouadh Calcaire du Sénonien supérieur

Ap9 NE-SW JebelSlata Calcaires et Dolomies de l’Aptien

Ap10 NW-SE AwledZahwan Carbonates du Sénonien Ap11 N-S JebelBerouag Campanien, Maestrichtien, Paléocène et Eocène

Ap12 NW-SE SraaOuertane Paléocène et Eocène

Ap13 ENE-WSW Jerissa Carbonates et dolomies de l’Aptien et de l’Albien

Ap14 ENE-WSW à Boulahneche Carbonates et dolomies de NW-SE l’Aptien et de l’Albien

Ap15 E-W à NW- Ghoualguia Carbonates du Crétacé supérieur SE et Paléogène

Ap16 N-S Mahjouba Aptien supérieur - Albien Ap17 NNW-SSE Jebels Tiouchaa, Les carbonates du Sénonien et du Zelguem Paléogène et Kef Esoltan Ap18 NE-SW Thala Crétacé supérieur et Quaternaire

Ap19 NNE-SSW Jebel Bireno Crétacé supérieur Ap20 NE-SW Kodiet Ech Chair Aptien

Tableau 4.Anomalies de Bouguer négatives dans la zone d’étude.

Anomalie Direction localisation Affleurement

AN1 NW-SE HenchirAouled Ben jeddou, Séries Mio-Pliocène AN2 N-S à JebelNasralla et Dépôts Mio-Pliocène, Trias et NW-SE GhorfetJawfiya Quaternaire

AN3 NE-SW Sequiet sidi Youssef Carbonates du Crétacé supérieur et Trias

AN4 NE-SW JebelDebedib Evaporites du Trias AN5 NE-SW Jebel Ben Gasseur Mio-Pliocène et Trias AN6 NW-SE KtZag Et Tir Mio-Pliocène et Trias AN7 NW-SE Sud Du Kef Plaine Quaternaire AN8 NW-SE Sidi Ben Arar-Zouarin Quaternaire AN9 NW-SE Sers Quaternaire AN10 WNW-ESE Sud de Slata Mio-Pliocène et Trias AN11 NW-SE AouledBelghith Mio-Pliocène AN12 NW-SE Rouhia Quaternaire et Mio-Pliocène AN13 NW-SE KalaaKhasba Quaternaire AN14 ENE-WSW Sud de Boulahneche Eocène AN15 NE-SW Ain EL Karma Paléocène AN16 NNW-SSE KsarTlili, Henchir Haj Ben Crétacé supérieur et Tertiaire Hadia

2. Carte d’anomalie résiduelle La carte d’anomalie résiduelle de la zone d’étude est obtenue analytiquement suite à une soustraction d'une régionale représentée par un polynôme d’ordre 3. La carte d’anomalie de Bouguer montre des longueurs d'ondes différentes, superposées et correspondantes à différentes profondeurs. Cette carte est considérée comme une anomalie observée équivalente. La première étape de la séparation des cartes d’anomalies résiduelle et régionale est faite par le prolongement, vers le haut, de la carte d’anomalie de Bouguer jusqu'à l'atténuation de l'effet des sources peu profondes (Figure.61-D). Dans notre cas d’étude on a prolongé la carte d’anomalie de Bouguer à 20 Km. D'autre part, des régressions polynomiales de moindres carrés des anomalies observées ont été effectuées pour obtenir un polynôme de premier, de deuxième et de troisième ordre qui représentent les différentes anomalies régionales possibles: régionale-1 (Figure.61-A), régionale-2 (Figure.61-B) et régionale -3 (Figure.61-C). Le calcul des différents polynômes est effectué en se basant sur les trois traitements suivants : - Calcul d’un polynôme de 1er degré en utilisant une régression polynomiale (Figure.61- A) avec: Z(x,y)= A+Bx + Cy

- Calcul d’un polynôme de 2ème degré en utilisant une régression polynomiale (Figure.61-B) avec:

z(x,y)= A + Bx + Cy+Dx² +Exy² + Fy²

- Calcul d’un polynôme de 3ème degré en utilisant une régression polynomiale (Figure.61-C) avec:

3 3 z(x,y)= A + Bx + Cy + Dx² + Exy + Fy² + G푥 + Gx²y + Ixy² + J푦

Ces polynômes régionaux, comparés à la carte de prolongement vers le haut (Figure.61- D), révèlent que l'ordre régional-3 est quasi-similaire à la carte obtenu après un prolongement vers le haut de 20 Km. La troisième surface polynomiale est, par conséquent, la régionale la plus appropriée à notre secteur d’étude (Figure.62). Le choix du prolongement vers le haut de 20 Km est basé sur une suite de prolongements qui va jusqu’à un stade où il n’y a plus de variations d’allures des courbes et des tendances gravimétriques.

Ce processus montre, clairement, que le prolongement vers le haut n'exprime pas la régionale appropriée mais ce dernier serait mieux représenté par une surface polynomiale.

En outre, le prolongement aide à choisir le meilleur ordre de l'approximation polynomiale (Jallouli et al., 2015 ; Gabtni et Jallouli, 2017 ). La régression polynomiale d’ordre3 a donné une carte d’anomalie gravimétrique régionale qu’on peut soustraire de la carte d’anomalie de Bouguer afin d’obtenir la carte d’anomalie résiduelle (Figure.63). Cette dernière montre des réponses gravimétriques qui représentent l’effet des corps perturbateurs associés au bassin sédimentaire et non aux sources régionales. L’extension et les amplitudes des anomalies sont en forte correspondance avec la signature de l’encaissant sédimentaire. En effet, la carte montre des valeurs qui varient entre - 13 mgal, bien enregistrés dans les fossés d’effondrements, et 10 mgal qui sont empruntées au sommet des corps calcaires et dolomitiques (Jebels Boulahneche et Jerissa et monts de Nebbeur et Ourgha). La carte d’anomalie régionale est obtenue à partir de la régression polynomiale de 3éme ordre soustraite à partir de la carte d’anomalie de Bouguer. Elle montre une direction presque Nord-Sud avec une allure +/- NW-SE et des valeurs allant de -41.051 mgal, vers le Sud,à - 4.033 mgal, vers le Nord de la zone d’étude.

. La carte de l’anomalie résiduelle montre les réponses des anomalies gravimétriques des différents bassins proches de la surface. Cette carte montre une répartition spatiale des anomalies positives et négatives qui sont caractérisées par des amplitudes et des dimensions variables. L’anomalie gravimétrique de la composante résiduelle varie de -13 mgal, au niveau des fossés d’effondrement, à 10 mgal, au-dessus des affleurements carbonatés et dolomitiques. La superposition des axes des anomalies gravimétriques sur la carte géologique, montre une forte relation entre l’encaissant sédimentaire et le type d’anomalie observée. L’interprétation des cartes d’anomalie de Bouguer et de l’anomalie résiduelle, dans la zone d’étude, montre la superposition de quelques anomalies, sur les deux cartes (Figure.64). Ces cartes montrent l’apparition de nouvelles anomalies ou le changement de directions de certaines anomalies. Les sources perturbatrices du champ gravimétrique sont, dans ce cas, la combinaison des deux types de sources : profondes et superficielles.

2.1. Les anomalies résiduelles positives :

Anomalie positive (Ap1) : De direction NW-SE, cette anomalie montre une amplitude gravimétrique importante localisée au niveau des monts d’Ourgha. Elle coïncide avec l’affleurement des carbonates de l’Albien-Crétacé supérieur avec quelques pointements triasiques. Son extension géographique, très importante, est due à la forte densité des roches et à la source qui est proche de la surface.

Anomalie positive (Ap2) : Cette anomalie est de direction NE-SW (presque perpendiculaire à Ap1) et d’une amplitude assez importante (12,64 mgal). Elle se situe au-dessus des séries du Crétacé inférieur et du Trias qui sont couverts par des dépôts quaternaires. Comme la précédente, l’extension spatiale de cette anomalie est aussi importante, traduisant ainsi l’proximité de la source de la surface. Anomalie positive (Ap3) : De direction NNW-SSE, l’anomalie positive (Ap3) se situe à l’extrémité NE du secteur d’étude, au niveau du Jebel Ghazouan. Cette anomalie se situe au sommet des dépôts argilo-carbonatés du Crétacé inférieur et supérieur et le Trias. Vers l’extrême Nord, cette importante anomalie, dont l’amplitude dépasse les 9 mgal, change de direction et vire vers le NE-SW.

.

Anomalie positive(Ap4) : Cette anomalie de direction NW-SE semble prolonger l’anomalie Ap1 avec une diminution remarquable d’amplitude. L’amplitude maximale (7mgal) au sommet des calcaires de la Formation Abiod, à Jebel Maiza, perd son importance, vers le NW, à Jebel Zitoun où on trouve quelques pointements triasiques. Vers le NW, cette anomalie montre de petites anomalies secondaires de direction NE- SW perpendiculaire à l’anomalie principale. Bien qu’elles soient entourées par des bassins néogènes et quelques affleurements de Trias, les anomalies positives, Ap1à Ap5, montrent des amplitudes très remarquables dans la carte d’anomalie de Bouguer de la zone d’étude. Ceci peut être expliqué par la présence d’une source de forte densité et proche de la surface. On peut penser aussi à une épaisse série de calcaires jurassique ou à un socle cristallin proche de la surface surtout lorsqu’on sait qu’un peu plus au Nord, à jebel El Herich, on a des dépôts permo-triasiques de forte densité.

Anomalie positive (Ap5) : De direction NE-SW, cette anomalie est située au sommet des séries argilo carbonatées de l’Albien et du Cénomanien-Turonien de Hammem Mellègue. Son amplitude est de 2 mgal et sa dimension spatiale est limitée. Sa source est, par conséquent, proche de la surface.

Anomalie positive (Ap6) : L’anomalie Ap6 montre une extension limitée et une amplitude gravimétrique de l’ordre de 6 mgal. Située au sommet des séries du Crétacé supérieur et du Paléocène de Kodiet Aouled Selim, cette anomalie s’allonge selon une direction NW-SE. Sa morphologie peut être expliquée par la profondeur de sa source peu profonde.

Anomalie positive (Ap7) : De direction NE-SW, l’anomalie Ap7, coïncide avec l’axe de la structure de Henchir El Gara et Jebel Hameima qui sont occupés par les Formations Serdj, Hameima et Fahdene, d’âge Aptien et Albien. Son amplitude est, relativement, importante (10 mgal) et son extension spatiale met en évidence la présence d’une source perturbatrice profonde.

Anomalie positive (Ap8) : Cette anomalie est située au niveau des carbonates du Crétacé supérieur de Jebel Haouad et kodiet Sidi. Allongée selon une direction NE-SW, cette anomalie montre une amplitude de 4 mgal qui se traduit par la présence d’une source gravimétrique proche de la surface.

Anomalie positive (Ap9) : Elle est localisée au sommet de Jebel Slata qui est constitué par une série dolomitique et calcaire d’âge Aptien (Formation Serdj et Hameima). Cette anomalie, de direction NE-SW, montre une extension limitée (sommet de la structure)qui est en faveur d’une source perturbatrice proche de la surface.

Anomalie positive (Ap10) : De direction NW-SE, cette anomalie se localise au niveau d’Aouled Ayar dominée par les plis NE-SW et occupée par les séries du Senonien. L’amplitude gravimétrique de cette zone est assez importante et peut atteindre, par endroits, 8,7 mgal.

Anomalie positive (Ap11) : De forme circulaire, cette anomalie montre une amplitude gravimétrique faible et une extension spatiale très limitée. Elle est implantée au sommet des séries de la Formation Abiod et de la Formation El Haria. Le puits pétrolier Maiza, implanté au top de cette anomalie, a traversé une série normale jusqu'à 2326,843 m de profondeur. Ceci signifie que la source causative de l’anomalie est située au-delà de cette profondeur.

Anomalie positive (Ap12) : Cette anomalie, de direction NW-SE et de faible amplitude (5 mgal), est située au niveau du plateau de Sra Ouertane qui est formé par les calcaires à nummulites de la Formation El Gueria. Le puits pétrolier Semda1, implanté au niveau de ce plateau, a traversé une série sédimentaire normale composée essentiellement de calcaires et d’argiles.

Anomalies positives (Ap13) et (Ap14) : Ces anomalies ont une direction proche de l’E-W et sont localisées, respectivement, au niveau de Jerissa et Jebel Boulahneche. Elles sont implantées au-dessus des séries dolomitiques et calcaires de l’aptien et montrent les valeurs d’amplitude les plus fortes de la zone d’étude (12 mgal). L’extension de Ap13 est faible alors que celle de Ap14 est importante avec un changement de direction, vers le WNW-ESE.

Anomalie positive (Ap15) : Cette anomalie coïncide avec la structure anticlinale d’El Ghoualguia de direction E-W. elle est implantée au-dessus séries calcaires et argiles du Crétacé supérieur et du Paléogène. Cette anomalie montre une amplitude assez forte (7 mgal).

Anomalie positive (Ap16) : Elle est située à l’aplomb de la structure anticlinale de Mahjouba de direction proche de N-S. comme les anomalies Ap13 et Ap14, son amplitude est forte (10 mgal) et son extension est relativement étendue. Cette anomalie est implantée sur les séries carbonatées de l’Aptien supérieur et de l’Albien.

Anomalie positive (Ap17) : Cette anomalie est localisée à l’extrémité SE de la zone d’étude, au niveau du Jebel Toucha et ses alentours. Cette anomalie, de direction proche de N-S, est implantée au dessus des séries carbonatées du Crétacé supérieur, du Paléocène et de l’Yprésien.

Anomalie positive (Ap18) : A l’extrémité SW du secteur d’étude, dans la région de Thala et au niveau de Jebel Bérino, l’anomalie Ap18 est orientée selon la direction NE-SW. Elle est implantée sur les séries carbonatées du Crétacé supérieur avec une amplitude forte (7 mgal), au niveau de Jebel Bérino, et une amplitude faible (1.3 mgal), au niveau de Thala. Ce changement de densité et cette variation du champ gravimétrique entre les deux localités, Thala et Jebel Bérino, permettent de subdiviser la zone en deux et de placer une discontinuité de direction NW-SE entre les deux anomalies. A l’Est de Jebel Bérino apparait une anomalie positive d’amplitude 4 mgal et de direction NE-SW. Cette anomalie semble être une ramification de l’anomalie principale Ap19 due à une instabilité structurale de cette zone.

Anomalie positive (Ap19) : Cette anomalie de direction NE-SW est localisée au niveau de kodiet chair qui est caractérisée par la série dolomitique et détritique de la Formation Hameima. Cette anomalie montre une extension spatiale très limitée et une amplitude faible (3.9 mgal). De part et d’autre du Graben de Rohia, deux anomalies positives ayant une même direction et une même amplitude que l’anomalie Ap19. Cet alignement semble prolonges, vers le Sud-ouest, la faille de Zaghouan.

2.2. Les anomalies négatives : Anomalie négative (An1) : Cette anomalie, de direction proche d’E-W, est localisée au Nord de la zone d’étude, dans la partie sud de la plaine de Jendouba. Elle montre une extension étendue et une amplitude de – 11 mgal. La zone couverte par cette anomalie est caractérisée par les terrains détritiques néogène et quaternaire avec quelques pointements triasiques à faible densité.

Anomalie négative (An2) : De direction N-S, au Nord, et NW-SE, au Sud, cette anomalie est localisée à Oued Tessa. Elle montre une amplitude de - 13 mgal, au centre, et 8.5 mgal, aux extrémités de cette zone. Ceci signifie que dans la partie centrale s’accumulent les dépôts de faible densité telle que les séries détritiques du Néogène.

Anomalie négative (An3) : Elle est de direction NE-SW et est localisée à l’Ouest du secteur d’étude, dans la région de Saquiet Sidi Youssef. Cette anomalie montre une amplitude négative de -11 mgal. D’après la géologie de la zone, la source causative de cette anomalie est le Trias qui affleure suivant une direction NE-SW.

Anomalies négatives (An4 et An5) : Ces anomalies, de direction NE-SW, sont situées sur l’alignement géomorphologique des Jebels Debedib et Ben Gasseur. Ces derniers sont construits par les évaporites du Trias qui semblent être la source de cette anomalie. Ces anomalie sont, pratiquement la même forme et des amplitudes voisines : soit - 6.5 mgal, à Jebel Debedib, et -7.2,à Jebel Ben Gasseur. Cette dernière valeur est certainement due à la présence des dépôts néogènes qui sont entourés par les évaporites du Trias. D’après l’allure générale de ces anomalies, on peut dire que le Trias est bien enraciné dans les deux Jebels de Debedib et de Ben Gasseur.

Anomalie négative (An6) : De direction NW-SE, cette anomalie est située juste au Sud des anomalies précédentes. Elle est localisée au niveau de kodiet Zag Ettir, au-dessus des séries détritiques néogènes et les évaporites du Trias. Cette anomalie montre une amplitude de -6.48 mgal.

Anomalies négatives (An7 et An8) : Au Sud du Kef apparaissent deux dépressions gravimétriques, de direction NW-SE, le long d’une ligne qui joint le fossé du Kef et la plaine de Zouarine. Leurs amplitudes sont, respectivement, -15.5 mgal et -13.7 mgal. La géologie de surface est représentée par les dépôts détritiques du Néogène, les évaporites du Trias et les alluvions du Quaternaire. Ces anomalies sont clairement séparées par une ligne structurale de direction NE-SW.

Au SW de ces anomalies, apparait une anomalie négative d’une amplitude faible et qui coïncide avec les séries éocènes du synclinal de Tajerouine.

Anomalie négative (An9) : Cette anomalie est localisée à l’Est du secteur d’étude. Elle coïncide avec le Graben du Sers allongé selon une direction NW-SE. Son amplitude est de -13.3 mgal dans sa partie centrale où s’accumulent les séries à faible densité. Les alluvions du Quaternaire qui affleurent à la surface semblent reposer, d’après Chihi, 1995, sur les séries du Néogène.

Anomalie négative (A n10) : Au Sud deJebel Slata apparait un axe d’anomalie négative de direction moyenne E-W et d’amplitude -4.5 mgal. Cette anomalie est implantée sur des séries détritiques et quelques pointements triasiques qui sont à l’origine de cette anomalie.

Anomalie négative (An11) : C’est l’anomalie négative la plus importante de tout le secteur d’étude. Elle montre une extension spatiale très importante : soit toute la plaine de Kalaa Khasba qui est allongée selon une direction NW-SE. Son amplitude est de - 20.4 mgal, au centre, et -10 mgal aux extrémités de cette plaine. La forte valeur d’amplitude, dans la partie centrale du Graben, s’explique par la présence d’une importante série à faible densité marquée par les dépôts détritiques du Néogène et du Quaternaire. Les évaporites du Trias, traversées par le puits OST (Briki et al., 2018), ont certainement une influence sur la réponse gravimétrique de cette zone.

Anomalie négative (An12) : Cette anomalie de direction proche d’E-W est située au Sud de Jebel Boulahneche et à l’Est de l’anomalie négative An11. Elle coïncide avec les alluvions quaternaires de faible densité et dont l’amplitude est de -12.2 mgal. Dans son centre, cette anomalie montre une forme circulaire.

Anomalies négatives (An13 et An14) : Ces anomalies de direction NW-SE sont situées, respectivement, au niveau d’Ouled Belghith et de la plaine de Rohia. L’amplitude négative, dans ces sites, est très importante : soit -15 mgal, au niveau d’An13. Ces fortes valeurs négatives sont dues à une épaisse série détritique du Néogène et du Quaternaire avec une influence certaine du matériel salifère qui se trouve en subsurface (Belghuith et al., 2011 ; Briki et al., 2018).

Anomalie négative (An15) : Elle est de direction NE-SW et est allongée suivant la direction du Synclinal de Ain El Karma. Cette anomalie est enregistrée sur les terrains du Paléocène.

3. Carte de dérivé verticale : La carte de dérivé verticale est obtenue à partir de l’application à la carte d’anomalie résiduelle d’un filtre passe haut qui sert à amplifier les sources perturbatrices du champ gravimétrique de petites longueurs d’ondes (…). Cette technique détermine les extensions horizontales et la géométrie des corps perturbateurs et évite le phénomène de la coalescence des anomalies. Cette technique amplifie aussi les amplitudes qui ne proviennent pas des corps géologiques (bruit) ; ce dont il faut se méfier au cours de l’interprétation des cartes. La comparaison des cartes d’anomalie résiduelle et des dérivées verticales permet de constater que les anomalies gravimétriques, décrites ci-dessus, sont liées à plusieurs sources perturbatrices situées à des profondeurs différentes. L’extension spatiale des anomalies restent proportionnelle à la géométrie et à la profondeur des sources perturbatrices. Sur la carte de dérivé verticale (Figure.65), on voit apparaitre plusieurs anomalies de faible longueur d’onde associées aux anomalies de forte longueur d’onde. Vers le Nord, on remarque que Ap1 est une association de plusieurs anomalies de faibles longueurs d’ondes et de même direction NW-SE. L’anomalie Ap3, de direction NW-SE, vire, elle aussi vers le NE-SW. Sur la carte de dérivé verticale, on remarque que cette anomalie est composée de deux sous anomalies : l’une de direction NW-SE et l’autre de direction NE-SW. Même chose pour Ap4 qui montre plusieurs petites anomalies ayant, parfois, des directions perpendiculaires (NE-SW). Ceci signifie que la source principale responsable de Ap4 est une source profonde associée à des sources de faibles longueurs d’ondes et proches de la surface. Les anomalies Ap6, Ap8, Ap11 et Ap20 sont amplifiées d’une manière remarquable sur la carte des dérivées verticales. Leurs sources perturbatrices sont, par conséquent, proches de la surface. L’anomalie Ap10 est divisée, elle aussi, en deux sous anomalies à forte amplitude, au Nord, et à faible amplitude, au Sud. L’anomalie Ap14, de direction E-W à NW-SE, est l’association de deux anomalies liées à la structure de Boulahneche. L’une située, au-dessus de Boulahneche, est de direction E-W et l’autre, située vers l’Est au niveau d’El Mnasria, est de direction NW-SE. Ces deux structures sont séparées par un accident orientée sensiblement NW-SE.

Au Sud de l’anomalie Ap16 de direction N-S, apparait une nouvelle anomalie de direction E-W limitant toute la partie méridionale de la structure de Mahjouba. Les anomalies négatives sont, elles aussi, individualisées sous forme d’anomalies de petite taille reflétant la structuration des sédiments de faible densité en sous-sol. Généralement, ces anomalies forment des mini-dépressions séparées par de petites ondulations dues à des perturbations des champs gravimétriques locaux. Quant à l’anomalie An2 qui montre deux directions, N-S et NW-SE, se présente, sur la carte de dérivé verticale, par trois sous anomalies : N-S ; NW-SE et NW-SE séparées par des anomalies de direction NE-SW. Les anomalies An11, An13, An14, An7 et An9, associées aux grabens, gardent leurs fortes amplitudes négatives, en guise de réponse à leur enracinement dans le sous-sol. Certaines anomalies se subdivisent en deux ou en plusieurs sous anomalies avec une localisation de l’anomalie au centre de la structure. L’anomalie An8 est subdivisée en deux anomalies correspondant à deux dépressions séparées par de faibles anomalies de direction NE-SW. Les anomalies An15 et An16 se sont presque effacées. Elles ne se manifestent que par de petites ondulations négatives.

4. Carte de la Magnitude du Gradient Horizontal (MGH) La Carte de la Magnitude du Gradient Horizontal (MGH) montre des zones allongées à fort gradient gravimétrique (Figure.66). Physiquement, ces gradients correspondent à un passage de zones à matériel dense vers des zones à matériel moins dense montrant un déficit de masse. D’un point de vue géologique, ces discontinuités gravimétriques correspondent, en général, à des failles majeures mettant, côte à côte, deux séries de roches de densité différente. Ces failles peuvent ne pas apparaitre à la surface.

L’interprétation de la carte MGH de la zone d’étude met en évidence deux directions majeures, NE-SW et NW-SE, et, accessoirement, les directions N-S et E-W (Figure.67).Les zones effondrées sont, généralement, de direction NW-SE avec, autour, un système de failles de direction NW-SE et NE-SW. La superposition des failles de surface, en utilisant le logiciel ARCGIS, et des failles interprétées, à partir des données MGH (Figure.68), montre une grande correspondance. Cette carte montre aussi l’apparition de nouvelles discontinuités là où les zones sont couvertes. Dans la plaine du kef, par exemple, l’étude gravimétrique met en évidence une dépression avec ses bords NW-SE, nettement individualisés. La plaine de Zouarine est reconnue, elle aussi, comme étant un graben avec un système de failles de direction NW-SE qui n’affleure pas à la surface. La partie méridionale de la structure de Mahjouba est limitée par un accident majeur, orientée E-W, qui n’est pas cartographié. La présence de deux failles au Nord-Ouest du complexe triasique Debedib-Ben Gasseur permet de mettre en évidence deux structures au lieu d’une.

L’application de la technique du prolongement vers le haut, à plusieurs altitudes : 1000 m, 2000 m, 3000 m et 5000 m de la carte de MGH (Figure.69), permet de voir le prolongement, vers le bas, des failles. En effet, vers 1000 m et 2000 m, on voit disparaitre quelques failles de surface de direction N-S et E-W alors que celles qui ont une direction NW- SE ou NE-SW persistent jusqu'au prolongement 3000m et 4000m. À 5000m d’altitude, la direction atlasique, NE-SW, s’atténue alors que la direction NW-SE qui limitent, principalement, les fossés d’effondrement de Rohia, Kalaa Khasba, Kef et Sers persistent. Ainsi, on peut dire, qu’en Tunisie centrale, les failles de direction NW-SE sont profondes et, probablement, enracinées sous la couverture sédimentaire.

5. Carte du signal analytique Cette technique représente la somme totale des gradients horizontaux et verticaux du champ gravimétrique résiduel. Elle met en évidence la profondeur des corps géologiques qui ont des densités faibles. La carte du signal analytique met en évidence les structures ayant la densité la plus faible (Figure.70) tel que les bassins et les fossés et elle les présente sous forme de gradients de forte amplitude (Figure.71). Les fossés d’effondrement du Kef, de Rohia, de Kalaa Khasba et de Sers montrent des amplitudes gravimétriques très élevées avec une extension spatiale très développée, au niveau du Graben de Kalaa Khasba. Ceci nous permet de supposer que ces structures sont enracinées en profondeur. L’importante amplitude gravimétrique des structures salifères de Ben Gasseur, Debedib, Zag Ettir, Guern Elhalfaya et de Bled Doghra, observée sur la carte du signal analytique, est aussi en faveur de l’enracinement de ces structures. Cette même carte met en évidence aussi l’importance des séries néogènes du secteur d’étude. Les amplitudes gravimétriques, au sommet de ces séries, sont importantes au niveau d’Aouled Boughanem, de Bled Doghra et de la plaine de Jendouba.

6. Analyse spectrale Cette technique permet d’estimer les profondeurs moyennes des sources gravimétriques perturbatrices et par conséquent elle estime les contrastes des densités majeures. Elle est basée sur les propriétés du spectre d’énergie des anomalies gravimétriques.

Cette méthode se fait par le calcul de l’énergie spectrale en fonction du nombre d’onde ou en fonction de la fréquence du signal gravimétrique. Une anomalie large sera caractérisée par des spectres qui se concentrent de plus en plus vers les basses fréquences alors qu’une anomalie peut étendue sera caractérisée par de grandes fréquences. La courbe de l’analyse spectrale montre quatre droites à pentes différentes caractérisant l’anomalie de Bouguer (Figure. 72). Ainsi, les niveaux profonds de la zone d’étude peuvent être divisés en trois domaines différents : des niveaux où les sources sont à 5.20Km de profondeurs, des sources intermédiaires qui peuvent atteindre 3.22Km de profondeur et des sources peu profondes à superficielles qui oscillent entre 1.2 et 0.78Km de profondeur.

La représentation spectrale permet de mesurer l’extension des anomalies gravimétriques, Ceci peut être calculé à partir des valeurs des fréquences (Tableau.7). Etant donnée la relation : σ = 1 / λ Avec :

σ = fréquence et λ = longueur d’onde. Tableau 5.Caractéristique des anomalies détectées. Nombre d’onde /km Longueur d’onde (Km) Profondeurs (Km) 0.03-0.06 33.33-16.66 5.11 0.06-0.18 16.66-5.55 3.22 0.18-0.4 5.55-2.5 1.21 0.4-0.5 2.5-2 0.78

7. Carte de solution de la déconvolution d’Euler : La méthode de déconvolution d’Euler est la méthode la plus adoptée pour caractériser les géométries et les profondeurs des sources géologiques responsables des anomalies gravimétriques. Elle aboutit à une étude quantitative des sources gravimétriques (Hsu, 2002). La technique de la déconvolution d’Euler est influencée par plusieurs paramètres (l’index structural SI, la taille de la fenêtre et le degré de tolérance). La carte de la solution de la dé-convolution d’Euler est calculée à partir d’une fenêtre de 3 * 3. Elle permet de caractériser la totalité des sources perturbatrices, surtout les sources proches de la surface, avec un degré de tolérance (erreur relative maximale) de 15%. Pour suivre les failles cartographiées à la surface et en profondeur, on a choisi un index structural « SI » égale à zéro (0). L’analyse de la carte de dé-convolution d’Euler montre que les profondeurs de failles varient de 0 à 3000 m (Figure.73). Les directions observées sont, principalement, les NW-SE et les NE-SW. Etant donné que les failles de direction NW-SE qui limitent principalement les grabens de Rohia, Kalaa Khasba, Sers et Kef sont les plus profondes et peuvent atteindre les 3000 m Comme le montrait la carte de MGH, on peut dire que les fossés d’effondrement sont enracinés profondément dans la couverture sédimentaire. La direction NE-SW montre, en général, des profondeurs moyennes qui varient de 700 à 1500 m et qui dépasse les 2000 m vers le Nord de la zone étudiée. Cette direction se voit au niveau des Jebels Debedib et Ben Gasseur et tout au long de la structure synclinale de Tajerouine. Certains auteurs suggèrent que ce linéament NE-SW correspond au prolongement de la faille de -Elles (Frifita, 2016 et 2017 ; Ezzine, 2010). Cette carte montre aussi certaines failles de direction E-W comme celle observée au Sud de Mahjouba et dont la profondeur varie de 500 à 700 m. la faille qui limite la structure de Boulahneche est aussi orientée E-W à ENE-WSW avec une profondeur importante qui peut atteindre les 2500 m.

B. Etude sismique

I. Principe de base La sismique réflexion est basée sur la loi de transmission de la lumière décrite par « Descartes » : à l’interface de deux milieux d’indices différents (vitesse (V) et densité (ρ)), une partie de l’onde incidente est réfléchie alors que l’autre partie est transmise ou réfractée vers le sous-sol. L’angle de réfraction est tel que : n1 sinθ1 = n2 sin θ2 (Figure.74).

Comme déjà mentionné, la prospection sismique a pour but de déterminer la géométrie profonde des structures en se basant sur la propagation des ondes élastiques et on n’utilisant que les ondes longitudinales ou de compression (onde P). Cette méthode est la plus utilisée dans l’exploration des hydrocarbures grâce à son pouvoir de résolution. Le développement des sources sismiques capables de générer des signaux de hautes fréquences a augmenté la résolution de la sismique réflexion depuis sa découverte. Le principe de cette méthode consiste à créer un ébranlement en un point donné du sol ou source donnée par une explosion ou par des camions vibreurs (vibroseis). Les ondes sismiques vont se propager dans le sous-sol sous forme d’ondes primaires ou secondaires :

(i) onde primaire (P) : le mouvement des particules se fait selon un mouvement de compression et de dilatation. Le sens de vibration des particules est parallèle à l'axe de propagation. (ii) onde secondaire (S) : le mouvement des particules se fait perpendiculairement à la direction de Propagation.

Dans cette étude nous allons nous limiter à la seule analyse des ondes P.

En effet, à chaque changement lithologique, l’onde incidente est décomposée en une onde réfractée et une onde réfléchie. Cette dernière est renvoyée vers la surface où elle est interceptée par des capteurs ou géophones qui vont convertir les signaux reçus en traces. L'ensemble des traces qui constituent le vecteur des données est appelé enregistrement sismique qui se fait sous plusieurs formes (Figure.75): - CSG : collection en point de tir commun. - CMP : collection en point milieu commun. - CDP : collection en point miroir commun. - CRG : collection en récepteur commun.

La méthode de la couverture multiple est la méthode la plus utilisée en sismique réflexion. Elle fournit une image en temps doubles à 2 ou 3 dimensions. Cette méthode permet de suivre un horizon sismique sur plusieurs centaines de kilomètres. Le temps nécessaire pour qu’une onde réfléchie atteigne la surface du sol est en étroite relation avec la nature lithologique des couches traversées. Les contacts ou les interfaces entre deux couches données sur lesquels les rayons sismiques se réfléchissent constituent des marqueurs de discontinuités. Le passage d’un niveau lithologique à un autre se fait par un changement de la vitesse et de la densité des ondes. La réflexion de ces dernières est traduite, à l’enregistrement, par des réflecteurs qui dessinent l’allure générale du sous-sol (Figure.76). Toutefois, un traitement des données est indispensable car sur un fichier brut on constate la présence de plusieurs types d’ondes superposées (ondes réfléchit, onde réfracté, onde directe, ondes de surface et le bruit)

Il est donc nécessaire d’éliminer ces ondes pour que la ligne sismique reflète mieux la réalité de sous-sol. Pour ce, on applique une série de filtres. L’organigramme ci-dessous est une synthèse de la chaine complète pour avoir une ligne sismique finale (Figure.77).

II. Présentation sismique de la zone

La région du Kef-Kasserine est parmi les premières régions explorées en Tunisie. Plusieurs puits d’exploration pétrolière (Oued Bahloul, Douleb, Thala…) ont été réalisés par la SEREPT au cours des années cinquante et soixante. Plusieurs autres sociétés pétrolières (SEREPT, TOTAL, SPRINGFIELDS ressources, MOSBACHERTunisia LLC, OIL SEARCH limited Tunisia) ont exploré aussi cette zone. La dernière phase d’exploration remonte aux années 2010 et est faite par la compagnie australienne « Oil Search Limited Tunisia ». Les objectifs recherchés sont les séries d’âge Aptien. Ces activités ont fourni une base de données (profils sismiques et puits d’exploration) assez importante. Toutefois, la diversité des compagnies a posé un problème au niveau de l’interprétation des données en raison des plans de référence (datum plane) qui sont parfois différents d’une compagnie à l’autre. Il était, donc, nécessaire de ramener l'échelle verticale «temps » à une même origine, et ce pour éviter le décalage des marqueurs suivis aux intersections des profils sismiques. Les compagnes sismiques réalisées sont : cn-68 (1968) ; kef (1977) ; ka-82 (1982) ; mz- 82 (1982) ; mt-th (1993, 1995) ; ta09 (2009) ; po-kef10 (2010) ; os-taj10 (2010) et les puits d’exploration sont ceux de Thala, Semda, OR, RH et OSR. La couverture sismique de la zone d’étude est irrégulière (Figure.78). Elle ne permet pas de résoudre tous les problèmes de la région connue par sa complexité structurale et la variation spatiale brutale des facies. La qualité des lignes sismiques est, généralement, moyenne à mauvaises à causes des perturbations tectonique et halocinétique qui ont eu lieu au cours des temps. Au-delà de (2s), la qualité sismique devient médiocre et les réflecteurs deviennent difficiles à détecter à cause de la diminution de l’énergie sismique. Les réflecteurs carbonatés des Formations Serdj, Abiod et El Gueria sont continus et, relativement, faciles à reconnaitre puisqu’ils se présentent sous formes de niveaux énergétiques à haute amplitude. Les autres niveaux (Formation Fahdène et les séries du Néogène) sont cartographiés par correspondance.

Les plans de failles sont, généralement, plus faciles à identifier au Sud qu’au Nord en raison des mouvements halocinétiques, très importantes au Nord, qui ont perturbé les structures. L’analyse structurale de la région de Tajerouine-, reste, elle aussi, sans solution en raison de La couverture sismique, très faible. Pour le calage des lignes sismiques, seuls les puits de Thala, Semda et Oued Serrath. Ces puits sont renforcés par la sismique des puits verticale (VSP) alors que les autres puits, généralement anciens, n’ont pas la technique de VSP ou situés loin des profils sismiques. Pour interpréter les lignes sismiques, on commence, d’abord, par les lignes passant par les puits puis l’interprétation est généralisée sur toutes les lignes par intersection et corrélation avec les autres profils tout en respectant la fermeture de la maille. A l’intersection des lignes sismiques, le décalage, souvent minime (quelques millisecondes), peut atteindre des dizaines de millisecondes. Ce décalage est dû aux erreurs de traitement ou à l’intersection des lignes de campagnes sismiques différentes. Les failles sont placées là où les horizons connaissent une rupture. Enfin, l’interprétation des données sismiques est faite par le logiciel « Kingdom suite SMT 8.5 » Dans ce travail, les horizons cartographiés sont ceux traversés par les forages pétroliers, à savoir le toit des Formations Bouhedma, Serdj, Fahdene.. Le toit des séries des Formation Abiod, El Gueria et néogènes sont cartographiés seulement au niveau du Graben de Kalaa Khasba, car en dehors de cette localité ces séries sont soit à la surface soit non traversés par les puits pétroliers. Cette cartographie présente de nombreuses incertitudes vue le manque de données de puits, d’un côté, et la complexité structurale de la zone, notamment la tectonique salifère, de l’autre. Dans la partie nord du secteur d’étude, seule le toit de la Formation Fahdène est cartographié en se référant aux caractéristiques lithologiques des séries en surface. Nous admettons, avec beaucoup de réserves, quelques derniers réflecteurs à forte amplitude sismique sont ceux des carbonates de la série jurassique. Enfin, pour connaitre l’évolution paléogéographique des bassins, les structures héritées et les failles majeures de la zones d’étude, on doit créer des cartes en temps doubles (cartes en isochrones), des cartes en isobathes, des cartes en isopaques et des cartes en isovitesse des niveaux cartographiés. Dans notre cas, le passage de la carte en isochrones aux cartes en isopaques et isobathes ne peut être fait en raison des données très limités des vitesses sismiques.

III. Cartes en isochrones : Ces cartes sont celles du toit des Formations Bouhedma, Serdj, Hameima et Fahdène. Le calage est fait à partir du puits pétrolier de Thala (Figure.79) qui a traversé une série allant du Crétacé supérieur (Formation Aleg) au Crétacé inférieur (Formation Bouhedma), et à partir des données de sismique des puits pétroliers (tableau.8).

Tableau 6.Profondeurs en mètre et en temps doubles des formations traversées par le puits Thala. Toit Profondeur (m) Temps double (s)

Formation Aleg 20 -0.02278

Formation Bahloul 215 0.06021

Formation Fahdene 231 0.11078

Formation Hameima 1263 0.73127

Formation Serdj 1504.08 0.83292

Formation Bouhedma 2252 1.14813

Les subdivisions fines n’ont pu être faites en raison du manque de précision dans le calage et des épaisseurs, localement, faibles (Formations Bahloul et Hameima) par rapport à la résolution de la sismique qui va de 25 à 50m selon la profondeur. On ajoute à cela les nuances qui existent, entre les régions, tant d’un point de vue facies que datation et définition des formations. 1. Carte en isochrones au toit de la formation Bouhedma Cette carte intéresse la partie sud du secteur d’étude avec une lacune au niveau du Graben et ce en raison du manque de données (Figure.80). Le calage est fait à partir du puits Thala ; malgré ça, le suivie des réflecteurs était difficile en raison de la complexité structurale de la zone et du changement de facies. Ce changement de facies est visible dans le puits de Semda où la Formation Bouhedma est représentée par son équivalent argileux (Formation M’chergua). Sur cette carte, on remarque la présence des structures plissées de direction NE-SW et des structures cassantes de direction NW-SE, E-W et NE-SW. Les failles de direction NW-SE délimitent les horsts et grabens édifiés par une tectonique en extension au moment de la mise en place de la Formation Bouhedma. Les failles de direction NE-SW se localisent à la limite sud des structures anticlinales formant des plis failles (fault-related fold). Quant aux failles de direction E-W on les voit au Sud et au Nord de l’anticlinal d’El Ghoulaguia. Ces failles à regard opposé montrent un mouvement légèrement chevauchant. A noter enfin que le maximum de profondeur est situé à Dahmani alors que les structures plissées sont observées au niveau de Mahjouba, Thala, Henchir El Gara et El Ghoualguia.

2. Carte en isochrones au toit du la Formation Serdj : La carte au toit de la Formation Serdj est pratiquement la même que celle établie au toit de la formation Bouhedma (Figure.81). Elle est faite avec les mêmes données et dans des conditions analogues. Cette carte montre aussi des structures plissées de direction NE-SW à E-W et des failles multidirectionnelles. Les courbes d’iso valeurs de temps double montrent des déformations importantes dues à l’importante érosion qui a lieu à la fin de l’Aptien et aux mouvements halocinétiques qui ont marqué une grande partie de l’Atlas tunisien (Bedir, 1995 ; Zouaghi, 2008 ; Harzalli, 2017). Comme au toit de la formation Bouhedma, les zones hautes se localisent au niveau des structures anticlinales de thala, Mahjouba, Henchir el Gara, Ghoualguia et kodiet Echair, alors que la zone de dépression, très importante, se trouve du côté de Dahmani. Limitée par une importante faille de direction NE-SW, cette zone correspond aux niveaux aptiens (Formation Serdj) les plus profonds de la région. L’architecture au toit de la Formation Serdj est marquée, elle aussi, par des niveaux soulevés et d’autres effondrés (structure en horst et graben) limités par des failles orientées NW-SE. De part et d’autre de ces failles, la série montre une importante variation d’épaisseur traduisant, ainsi, une tectonique extensive, de direction NNE-SSW, au cours de l’Aptien. Les failles qui délimitent le Graben de Kalaa Khasba sont à fort pendage, qui dépasse les 45°, et à regard opposé. A noter aussi, que le système de failles de direction NW-SE et bien développé à l’Ouest de ce graben, correspond aux failles synthétiques de la limite principale du Graben. Les failles de direction NE-SW à ENE-WSW sont, plutôt, associées aux structures anticlinales. On les trouve au Sud de des anticlinaux de Mahjouba et de Thala avec un jeu inverse et une variation d’épaisseur de part et d’autres. Ces failles ont connu un jeu polyphasé: - un jeu normal qui est à l’origine d’une variation d’épaisseur des séries de part et d’autre de ces failles - et un jeu inverse qui a eu lieu au cours de la formation des plis.

3. Carte en isochrones au toit de la formation Hameima Comme pour les cartes précédentes et pour les mêmes raisons, seule la partie sud du Secteur est cartographiée. L’allure de cette carte est identique à celle au toit de la Formation Serdj avec une légère variation au niveau des structures. Les failles qui ont guidé la sédimentation au cours de la Formation Serdj ont persisté jusqu’au toit de la formation Hameima et les anticlinaux qu’on a détecté au toit de la Formation Serdj se retrouvent aussi au toit de la formation Hameima.

4. Carte en isochrones au toit de la Formation Fahdene : La cartographie au toit de la Formation Fahdene, comme pour les cartes précédentes, a révélé le même type et les mêmes directions des structures (Figure.82). Les zones les plus subsidentes correspondent aux dépressions remplies par les séries néogènes et quaternaires. Les zones hautes coïncident avec les structures anticlinales. Cette carte montre aussi le même type de failles avec les mêmes directions et les mêmes effets. L’extension à donc persisté à l’Albo-Cénomanien avec une direction proche du NE- SW. Les failles NW-SE qui délimitent le Graben de Kalaa El Khasba continuent en subsurface avec des pendages assez forts et des failles synthétiques qui lui sont associées. Deux autres failles parallèles et de même direction NW-SE ont été détectées au Nord de la carte. Elles délimitent un Graben noyé sous les sédiments récents. Ce graben est limité au Sud par une faille majeur de direction NE-SW. Les failles de direction NE-SW, plus fréquentes au Nord qu’au Sud, coïncident avec les structures plissées. Le jeu inverse et la variation d’épaisseur des séries de part et d’autre de ces failles explique le caractère polyphasé de ces failles. La faille sur laquelle le pli de Thala est construit n’atteint pas la surface. Elle est noyée dans les marnes du Crétacé supérieur. La faille au Sud de Mahjouba, elle aussi, n’atteint la surface que par quelques plans dans les séries carbonatées du Crétacé supérieur et du Paléogène. Cette faille semble prolonger la faille de direction E-W à ENE-WSW qui limite le massif de Boulehnech à l’Est du Graben de Kalaa El Khasba. Ceci constitue un nouveau résultat sur la disposition structurale de l’Atlas tunisien NW.

Figure 2.Carte en isochrones en temps double au toit de la Formation Fahdene. Les failles de direction E-W se limitent à la seule structure d’El Ghoualguia où elles montrent des mouvements inverses. Ces failles ont contrôlé la sédimentation de l’Albo- Cénomanien avec un jeu normal et ont été reprises en inverse lors de l’édification de l’anticlinal d’El Ghoualguia.

A noter, enfin, que la qualité de la sismique dans la partie sud et nettement meilleure que celle du Nord du secteur d’étude ce qui nous a permis de faire une cartographie plus détaillé au Sud qu’au Nord. L’importance et l’abondance des structures halocinétiques au Nord qu’au Sud sont parmi les facteurs qui ont influencé la qualité des profils sismiques.

5. Etude du graben de Kalaa khasba La cartographie du graben de Kalaa khasba est faite grâce aux lignes sismiques et aux données de puits pétroliers disponibles. Les niveaux cartographiés sont : le toit des Formations Abiod, EL Gueria et les séries du Moi-Pliocène. Le calage des horizons sismiques est fait à partir des données du puits OSR1 (Figure.83 et Tableau.7) qui traverse une série allant du Plio-Quaternaire au Crétacé supérieur avant de se noyer dans les niveaux triasiques. Comme déjà signalé dans la présentation de la colonne litho-stratigraphique, le puits OSR1 a traversé une séries d’âge Yprésien dédoublée. Le Graben de Kalaa El Khasba est limité par deux failles normales opposées de direction NW-SE et un pendage qui dépasse facilement les 45° (Gabtni et al., 2014).

Tableau 7.Profondeurs des formations et temps doubles du puits OSR1. Toit Profondeur Temps double

Pliocène 9.29 0.07821

Miocène 307.35 0.43938

Eocène supérieur 1208.66 1.05986

Miocène 1243 1.09414

Yprésien 1352 1.15453

El Haria 1411 1.18949

Yprésien 1506 1.242412

yprésien 1580 1.28309

Yprésien 1654 1.32406

El Haria 1700 1.34952

Abiod 1804 1.41942

Aleg 1904 1.46957

Trias 1994 1.51370

5.1.Carte en isochrones au toit de la Formation Abiod : La carte en isochrones au toit de la Formation Abiod montre des zones basses et des zones hautes (Figure.84). La zone la plus profonde, allongée selon une direction NE-SW, se situe au NE de la structure alors que la zone la plus haute se trouve sur la bordure nord du Graben. L’approfondissement du Graben au toit de la Formation Abiod se fait d’une façon progressive à partir des deux bords ou par le jeu des failles normales synthétiques de direction NW-SE à NNE-SSW.

5.2.Carte en isochrones au toit de l’Yprésien : La carte en isochrone au toit de l’Yprésien montre une allure presque identique à celle du toit de la formation Abiod (Figure.85). La présence d’une vaste dépression s’explique par la migration de la subsidence vers le SW au cours du paléocène et de l’Yprésien. Ceci est dû à des activités tectoniques en extension qui marquent la fin du Crétacé et le début du Paléogène. Les failles détectées au toit de la formation Abiod continuent leur mouvement en contrôlant la sédimentation jusqu’à la fin de l’yprésien.

Le puits OSR1 a traversé une série éocène dédoublée qu’on n’a pas pu cartographier en raison du mauvais traitement des lignes sismique ou parce que le dédoublement de série est local et est situé qu’aux alentours du forage.

Les réflecteurs montrent aussi des discordances angulaires liées, dans la majorité des cas, à l’ascension du matériel triasique. Ainsi, le graben d’El Kalaa El Khasba à connu une ascension du matériel salifère au cours de l’Eocène supérieur. A noter, enfin, que plusieurs auteurs ont signalé la présence, dans les niveaux d’âge yprésien, des failles inverses de direction NW-SE.

5.3.Carte en isochrones au toit du Miocène : La carte en isochrone au toit du Miocène (Figure.86) montre une série de synclinaux qui alternent avec des anticlinaux, avec une anomalie qui varie de 1097 ms à 100 ms et une allure générale de direction NW-SE. En se déplaçant vers le sud de la structure, les séries d’âge Miocène s’approchent de la surface traduisant, ainsi, une subsidence de plus en plus forte en allant vers le centre du graben.

La carte est dominée par des failles normales de direction NE-SW, N-S et NW-SE. Certaines de ces failles, héritées, ont contrôlé les dépôts de la Formation Abiod et de l’Yprésien. De part et d’autres de ces failles la série montre une variation d’épaisseurs indiquant une activité tectonique en extension au cours du Miocène. Le toit des séries miocènes montre des discordances angulaires bien marquées sur les lignes sismiques indiquant une activité tectonique compressive importante à la fin de cette période. Cette phase est largement documentée dans l’Atlas tunisien et est supposée comme étant la phase principale de la création de la chaine atlasique.

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5.4.Carte en isochrones au toit du Pliocène La carte en isochrones au toit des séries d’âge Pliocène (Figure.87) montre des structures plissées traduisant, ainsi, la présence d’une phase tectonique de plissement à la fin de cette période. Cette phase est définit aussi à partir des lignes sismiques qui montrent des discordances angulaires des séries pliocènes sur les niveaux sous-jacents. Cette phase caractérise toute la chaine de l’Atlas tunisien avec une compression de direction NNE-SSW à Nord Sud. Sur cette carte, seules quelques failles normales, héritées de phases antérieures au Miocène, ont été présentées. La carte montre aussi que la zone la plus subsidente se localise sur la bordure Ouest du Graben. Ceci est dû à un mouvement tectonique important en extension de cette faille au cours du Pliocène qui pourrait être la phase principale de l’ouverture du Graben. Les séries qui surmontent les dépôts de la Formation Segui s’accumulent à ce niveau et montrent une série épaisse (voir ligne sismique : Figure.83). Donc, la bordure ouest du Graben de kalaa Khasba a joué en extension au cours du Pliocène et a continué jusqu’au Quaternaire.

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C. Conclusion :

L’étude de données géophysiques (gravimétriques et sismiques) nous permet d’améliorer la connaissance géologique de subsurface et le contexte structural des structures profondes dans l’Atlas centro-septentrional de la Tunisie. Cette étude confirme certaines structures déjà reconnues ou bien supposées dans la bibliographie. L’étude géophysique de la zone, a révélé que la zone d’étude est caractérisée par des structures plissées, orientées sensiblement NE-SW à Est-ouest, des failles et des structures effondrées orientées NW-SE, comblés par les dépôts néogène et quaternaire. Au niveau des plaines du Kef et de Zouarine deux grabens de direction NW-SE ont été mis en évidence (Grabens du Kef et Zouarine) qui sont ennoyés sous les sédiments récents et ils sont séparés par un accident de direction NE-SW qui est le pronlongement de la faille de Teboursouk de direction NE-SW. Les failles dominantes dans cette zone sont les directions NW-SE et NE- SW alors que les directions Est-ouest sont de moindre importance et ils se présentent localement dans la partie sud de secteur. Les failles, les plus profondes, sont celle de direction NW-SE et qui ont une profondeur qui dépasse le 3000 m, par endroits, bien identifiées sur la carte de la solution d’Euler et de MGH. Ces failles délimitent principalement les fossés d’effondrement. Les failles NE-SW affleurent principalement dans le secteur Nord où elles dessinent plusieurs alignements. Du Nord au sud on distingue : - La faille du Kef-Ben Gasseur, ce segment est le prolongement, au SW, de la faille de Mesloula ; - La faille de Bled Doghra, qui est le prolongement, vers le SW, de la faille de Teboursouk (Zargouni, 1975 ; Jauzein, 1967). - La faille au sud du synclinal de Tajerouin qui se prolonge au sud de la structure de Lorbeus du coté Nord-est, et elle fait la limite du graben de Kalaa Khasba du coté nord.

La famille des failles de direction Est-Ouest apparaitre au Sud de secteur d’étude. Elle délimite la structure de Boulahnech au Sud et se prolonge vers l’Ouest pour délimiter la structure de Mahjouba au niveau du village de Kalaa Khasba. Cette faille est supposé depuis longtemps le prolongement vers le SW de la faille de Zaghouan (Jauzein, 1967 ; Ezzine, 2010). Mais structuralement cette faille semble le prolongement de la faille de Tunis-Ellès. Le prolongement de cette faille vers l’Ouest (Kalaa Khasba) est confirmé pour la première fois par cette étude.

Les structures salifères sont localisé principalement dans la partie Nord du secteur où elles occupent les cœurs des structures anticlinales ou bien sont allongé sur des failles de direction NE-SW ou NW-SE. Certaines structures montrent des réponses gravimétriques faibles (Ben Gasseur, Debedib, Slata…) alors que d’autres structures ne montre pas des changements de la réponse gravimétrique par rapport à l’encaissant. Cet observation nous permet de proposer deux modèles différents de la mise en place des appareilles salifères qui vont être discutés et étudiés dans le chapitre suivant.

CHAPITRE IV : ANALYSE ET MODELISATION DES STRUCTURES GEOLOGIQUES

I. Introduction L’analyselithostratigraphique, gravimétrique et sismique des structures et des séries, aussi bien de surface que de sub-surface, nous ont permis, jusqu’ici, d’identifier les principaux alignements structuraux et de dégager les grands évènements tectonique et sédimentaire, parfois halocinétiques, qu’a connu la région d’étude au Méso-Cénozoïque. Dans ce chapitre,nous allons nous intéresser à l’analyse des coupes géologiques de terrain, à l’interprétation des profils sismiques et gravimétriques (profils de densités), d’une part, et à la modélisation de quelques structures plissées en se référant à la technique des coupes équilibrées, d’autre part. Ceci nous permettra de caractériser, au mieux, les structures géologiques et de suivre, ensuite, l’évolution structurale et géodynamique de la Tunisie centrale, d’abord, et de l’Atlas oriental, ensuite. Connue par ses fossés d’effondrement de direction NW-SE, cette région montre, aussi, un ensemble de structures plissées de direction NE-SW, essentiellement, et des structures salifères, souvent enfouis, qui occupent les cœurs des plis. En général, le Nord du secteur d’étude est dominé par les structures salifères alors qu’au Sud ce sontles grabens de direction NW-SE qui dominent.

II. Analyse structurale de la zone d’étude Dans cette partie, nous allons nous intéresser à l’étude des structures des différents secteurs en se basant sur les données de surface et de sub-surface. Du Sud auNord, on distingue les secteurs: - àl’ouest du graben de Rohia. - à l’ouest du graben d’El Kalaa El Khasba ; - à l’Est du graben d’El Kalaa El Khasba ; - Kef-Tajerouine ; - -Ourgha ;

1. Etude des structures situées à l’Ouest du Graben de Rohia A l’ouest de Rohiale style structural est assez complexe et est dominé par des plis de direction NE-SW (Ksar Tlili, Semmema, Douleb et Tiouacha) et E-W tel que l’anticlinal d’El Ghoualguia (Figure.88). Le plus haut sommet est à 1307 m d’altitude et se situe au niveau d’El GassaaEl Kebira. Ces plis anticlinaux sont séparés par les larges synclinaux d’AwledGhawi et de Dhraa el Ghorfaettronqués, par endroitset orthogonalement, par les fossés d’effondrement de Rohia et de Kasserine. Cette zone est caractérisée, aussi, par un réseau de failles orientées NW-SE, E-W et quelques failles subméridiennes qui affectent pratiquement toutes les séries surtout aux bords des Grabens. A l’exception du bord nord occidental du Graben de Rohia, les séries d’âge Paléogène sonttoujours absentes et le Néogène repose, dans ce cas, directement sur les séries du Crétacé supérieur. Un autre fait marquant, dans ce secteur, est le dépôt de la Formation Abiod qui change d’épaisseur en allant de 50 m àJebelDouleb à 150 m au JebelTioucha (Dlala, 1995). D’ailleurs, c’est dans cette zone que la formation Abiodenregistre l’épaisseur la plus réduite en raison. L’ile de Kasserine qui a commencé à émerger à partir du Sénonien inférieur est à l’origine de la réduction ou de l’absence des séries d’âge Crétacé supérieur et Paléocène aux alentours de cette ile (Kadri et al., 2015 ; Zaeir, 1999).

1.1.Structure de Semmama C’est un anticlinal, de direction générale NE-SW, dont le reliefestdessiné par les calcaires lumachelliquesconianciens du membreDouleb et dont la fermeture sud-ouest est tronquée par la faille bordière du Graben de Kasserine. L’axe de ce pli est orienté N 35°, à son extrémité nord-est, alors qu’à son extrémité sud-ouest, au contact du fossé de Kasserine, sa direction est aux alentours de 60°. La cartographiefine a fait ressortir des plis mineurs ou replis, surtout dans la partie Ouest, dont les axes sont parallèles à la direction principale. Géométriquement, ce Jebelest considéré comme un pli déjeté avec un flanc sud-est long et à faible pendage (10°à 5°) et flanc nord-ouest court et à pendage fort, dépassantles 55°, par endroit (Figure.89). C’est à Sidi Boulaaba, à la limite est du Graben de Kasserine, qu’affleure la série lithostratigraphique la plus complète. Elle est formée, de bas en haut, par : les argiles vertes à niveaux carbonatésde la Formation Bouhedma, les sables blancs dela Formation sidi Aich, les dolomies et calcaires gréseux à niveaux d’argiles et de sables de la Formation Serdj. La série continue parles marnes et calcaires noirs de la Formation Fahdened’ageVraconienet qui repose en discordance stratigraphique sur la série antérieur. Au-dessus, on trouve la Formation Zebbag, d’âge Cénomaien-Turonien, lesargiles vertes du membre Annaba, les calcaires à quelques constructions récifaledu Berinoet les calcaireslumachelliques du membre Douleb. L’activité tectonique, très intense, est liée au jeu des failles, de direction N 130 à N 160, principalement, et des failles de direction N45 à N 70, dans un second lieu. Les failles syn- sédimentaires donnent, par endroits, de petits grabens et des demi-grabens enregistrés dans les séries du Turonien et du Coniacien témoignant, ainsi, d’un étirement selon une direction NE- SW à NNE-SSW durant cette période. Dans son travail, Adab (2007) a supposé queJebelSemmema est implantée sur une faille de socle de direction N060 et à regard Nord- Ouest. Cette faille aurait contrôlé la sédimentation au cours du Crétacé inférieur à supérieur basal.

Cette structure a connu 4 forages pétroliers effectués au cœur du pli avec comme objectif les séries carbonatées et dolomitiques de l’Aptien. Le niveau, le plus ancien, atteint par ces puits est le sable du Barrémien de la Formation Boudinar. La série lithostratigraphique traversée par ces puits montre une lacune sédimentaire de la partie sommitale de la Formation Serdj (Aptien supérieur) et de la partie basale de la Formation Fahdene (Albien Inférieur et moyen). Ceci est conforme à ce qui a été cartographié à la surface et qui se traduit par une tectonique syn-sédimentaire en extension au cours de l’Aptien supérieur et l’Albien inférieur à moyen qui a développé une zone subsidente, au Nord, par rapport à celle, au Sud, qui est restée relativement haute.

1.2.Structures de Douleb-Tioucha Ce sont les deux anticlinaux de direction NE-SW qui se situent au Nord de Semmama. La structure de Douleb est dessinée par les calcaires du Sénonien inférieur (membreDouleb), au cœur et les calcaires de la Formation Abiod sur les flancs ; alors que la structure de Tioucha est dessinée par les calcaires de la Formation Abiod. Ces structures sont séparées par un accident de direction moyenne NW-SE et à vergence NE. Cet accident a conduit à la sédimentation d’une série plus épaisse de la Formation Abiod au niveau de JebelTioucha (Dlala, 1995 ; 2002) (Figure.90). L’anticlinal de Douleb se manifeste par un flanc NW long et à faible pendage (15° au maimum) et un flanc sud court de pendage fort, dépassant les 40°, par endroit. Cette structure est affectée par des failles orientées sensiblement NW-SE. L’analyse tectonique de certaines failles montre que la zone de Douleb est contrôlée par une tectonique synsédimentaireavec un étirement NE-SW qui a commencé, au moins, dès le Coniacien (Adeb, 2007). Les flancs de cette structure montrent, aussi, des failles à jeu dextre relativement important et qui affecte les séries de la Formation Abiod et du Néogène. Ce Jeu coulissant est tardif et est exercé, par la compression, sur les failles préexistantesde direction NW-SE. Vue l’intérêt pétrolier de la structure de Douleb qui produit déjà des hydrocarbures à partir des carbonates d’âge Aptien de la Formation Serdj, la structure est explorée par une dizaine de puits et une multitude de lignes sismiques. Ces données de sub-surface montrent que l’anticlinal de Douleb est implanté sur une ancienne faille, de direction NE-SW, qui a contrôlé la sédimentation du Crétacée (Figure.91). Comme à Jebel Semmema, la série traversée par les puits (DL-101) montre une lacune sédimentaire au cours de l’Aptien supérieur et de l’Albien inférieur à moyen (Figure.91). Ainsi ; on peut dire qu’à l’Aptien- l’Albien les deux structures, de Douleb et de Semmama, faisaient partie d’un même plancher sédimentaire.

L’anticlinal de Tioucha est, comme les autres structures de la région, orienté selon une direction NE-SW avec un flanc NW long et de faible pendage et un flanc SE court et à pendage fort. Le cœur du pli est occupé par les calcaires de la Formation Abiod et les failles sont de deux directions : NW-SE, de faible importance et NE-SW d’ampleur hectométrique à kilométrique. Les données du puits forésdans cette structure font état d’un important épaississement et d’un léger changement de facies des séries aptienne et albienne par rapport aux puits de Douleb (Zouaghi, 2008). La faille qui sépare les structures de Douleb et Tioucha est, par conséquent, ancienne et profonde et ayant contrôlé la sédimentation, au moins, depuis l’Aptien.

2. Structure de Ksar Tlili Dans la plaine d’, se dresse l’anticlinale de Ksar Tliliavec une direction NE- SW et une altitude assez timide par rapport aux reliefs avoisinants(Figure.92). L’ossature de cet anticlinal est dessinée par les carbonates du Membre Berino alors que le cœur est occupé par les argiles noires du Cénomanien (partie supérieur de la Formation Fahdene). Le flanc NW de ce pli est à pendage faible et est affecté par une multitude des failles de directions NW-SE, NNE-SSW et NE-SW, alors que le flanc SE est à pendages forts pouvant atteindre, par endroits, les 80°. L’antériorité de ces failles par rapport au plissement est claire puisque ces failles montrent un transfert de mouvement de différentes ampleurs. La présence d’un micro pli à la fermeture sud occidentale de Jebel Ez Zetari confirme d’avantage le rôle de ces failles préexistantes dans la structuration de ce pli.

Cette structure, traversé par deux forages pétroliers, montrent une série du Crétacé inférieur purement silico-clastique et une continuité sédimentaire entre les séries de l’Aptien et de l’Albien. La plaine, très large entre les deux plis de Ksar Tlili et Douleb est dominée par les grès et sables du Néogène. De nombreuses failles normales, de direction NW-SE, affectent ces sables et grès traduisant, ainsi, une tectonique syn-sédimentaire au cours du Néogène. La limite nord de cette plaine et l’extrémité sud de la structure de Ksar Tliliest marquée par une faille, orientée E-W à NE-SW, qui met en contact les séries de la Formation Abiod avec les séries gréso-sableuses duNéogène. L’importante épaisseur de la série du Crétacé supérieure, traversée par le puits pétrolier Rd au niveau de la plaine, par rapport à celle traverséepar les puits de Ksar Tlili et Douleb signifie que cette zone était un bassin, de direction NE-SW, effondré, au moins, depuis l’Aptien. A l’Est Ksar Tlili et dans le prolongement NE de la plaine d’El Ayoun, les séries de l’Eocène supérieurdessinent le synclinal de Dhraa El Ghorfa selon une direction proche du NE-SW. A ce niveau et plus exactement à Jebel Ez Zelguem, la Formation Abiod est représentée par des calcaires fins, très durs et dolomitisés. Comme déjà mentionné dans le chapitre lito-stratigraphie, ce facies n’existe nulle part ailleurs et la Formation El Haria est complètement absente.

3. Structure d’El Ghoulaguia Notons, d’abord, que les résultats que nous avons obtenu par l’étude de cette structure sont publiés dans le journal « Tectonophysics » (Briki et al., 2018)sous le titre « Structural evolution and tectonic style of the Tunisian central Atlas; role of inheritedfaults in compressive tectonics (Ghoualguia anticline) ». De direction Est-Ouest à ENE-WSW, cette structure anticlinale est un peu oblique aux autres structures pré citées.Son cœur est occupé par les argiles noires de la Formation Fahdene, d’âge Cénomanien, alors que ces flancs sont dessinés par les calcaires de la Formation Abiod (Figure.93).

L’extrémité Est de ce pli est affectée par un accident qui met en contact la série du Sénonien inférieur avec une épaisse série de calcaire à nummulites de la Formation El Gueria. Cette dernière dessine le dernier relief qui délimite le Graben de Rohia, alors qu’à l’extrémité ouest de cette structure elle dessine la fermeture périclinale du pli (Figure.94, C1).

Le flanc sud de l’anticlinal d’El Ghoualguiaest relativement calme. Il montre une succession normale de la sérielithostratigraphiques allant du Cénomanien au Maastrichtien. Le flanc nord est, au contraire, très affecté par des failles de direction NW-SE, Est- Ouestet, par endroits, Nord-Sud. La fracturation est telle, que la structure anticlinaled’El Ghoualguia n’est plus qu’une série de collines et de blocs de calcaire de la Formation Abiodplus ou moins isolés. Cette fracturation intense est aussi un élément très important pour la recharge des nappes qui sont à l’origine des nombreuses sources d’eau qui se trouvent autour de ces blocs (Briki et al., 2017). L’extrémité nord de cette structure est limitée par un accident de direction E-W et à pendage sud. Cet accident apparait d’une façon discontinue dans les calcaires de la Formation Abiod et montre un jeu apparent normal. Il met en contact la partie supérieure de la formation Fahdène avec la série du campanien-Maestrichtien (Figure.93 et Figure.94, C2). Aux alentours d’AinoumJedour, la morphologie montre plusieurs blocs séparés par des accidents orientés, sensiblement, NW-SE à Nord-Sud. La comparaison des séries d’âge Yprésien de part et d’autre de ces failles montre un épaississement vers l’Est qui dépasse les 100 m au niveau d’El Gassaat. Au flanc ouest, cette série ne fait que 2 m d’épaisseur et disparait complètement au centre de la structure. Ainsi on peut dire qu’àl’Yprésien,les flancs Est et Ouest de l’anticlinal sont séparés par un paléo-high dessiné par les dépôts de la Formation Abiod (Figure.95).

Au niveau d’Awled Mdoua, un miroir de faille bien exprimé dans les calcaires de la Formation Abiod montre un déplacement subverticalqui metces calcaires en contact avec les argiles à lumachelle de la formation Souar. Cette dernière repose en discordance angulaire sur la Formation Abiod. L’extension NE-SWdu Paléocène-Eocène inferieur et le jeu des blocs basculés sont à l’origine de cette structuration (Figure.96).

En s’approchant de la fermeture péri anticlinale, à l’Ouest, et plus exactement àJebel Halloufa, la série de la Formation Abiod chevauche légèrement les argiles de la formation El Haria. Ce sont les contraintes compressives qui sont à l’origine du décollement de la série qui se fait dans les argiles de la Formation Aleg et de son plissement (Figure.97).

La bordure Est de la structure est constituée par les trois collines de GassaSeghira, au Nord, de kefoumezzine, au Sud et de Gassa El kebira, au centre. Les limites sont marquées par des accidents de direction N80 à N100 qui ont contrôlé la sédimentation à l’Eocène inférieur avec un développement de la série, au centre, et une réduction de la série de part et d’autre (au nord et au sud). Actuellement, c’est la partie centrale, très subsidente à l’Eocène inférieur, qui forme le relief le plus haut. La faille qui limite El GassaaEl Kebira, au Nord, a, par conséquent joué en extension, d’abord, et en retro-chevauchement (buck-Thrustfault), ensuite (Figure.94, C3). La ligne sismique qui recoupe la structure d’El Ghoualguiaselon une direction NE-SW montre que cette structure est influencée par une tectonique extensive depuis l’Albien, au moins, avec une variation d’épaisseur de part et d’autres des failles NW-SE qui étaient très actives à l’époque (Figure.98). La corrélation entre les deux séries de la FormationFahdene, à Ghoualguiaet à Ksar Tlili, montre un épaississement de la série du Sud vers le Nord (Figure.98). La période allant de l’Albien au Cénomanien était, par conséquent, sous un régime extensif orientée sensiblement NE-SW au cours Vers l’ouest, la ligne sismique montre une faille majeure orientée NW-SE et des failles antithétiques qui délimitent des demi-grabens, au Sud du graben d’ElKalaakhasba. Vers l’Est, la tectonique extensive est très bien exprimée par le Graben de Rohia qui montre, en plus, une activité halocinétique en subsurface. L’interprétation d’une ligne sismique de direction NNE-SSW à travers la structure d’El Ghoulaguia montre une faille, initialement normale, qui joue en léger retro chevauchement vers le Nord (Figure.98) qui est déjà observé à la surface (Figure.97).Cette ligne montre, Aussi, un maintien du même régime tectonique, en extension, au cours du crétacé ayant conduit à une variation, remarquable, de l’épaisseur de la série, de part et d’autre de ces failles.

III. Les structures situées à l’Est du Graben de Kalaa Khasba Etalé sur une quarantaine de km de long et une vingtaine de km de large, le complexe de SraOuertane, Jerissa et Boulahneche occupe la partie orientale de notre secteur d’étude. Cette zone est limitée, à l’Est et àl’Ouest respectivement, par les Grabens de Seres et de Kalaa El Khasba, allongés, tous deux, selon une direction NW-SE (Figure.99). La limite nord de ce domaine est marquée par la structure de Lorbeuss et le synclinal de Tajerouine. Les plis sont, pour la plus part, orientés selon une direction moyenne NE-SW avec, par endroits, des plis orthogonaux, à l’image de jbel Semda. Pour les structures cassantes, on retrouve les directions NW-SE et E-W qui affectent les séries carbonatées, surtout, aux bords des fossés d’effondrement. Les massifs de Boulahneche et de Jerissa sont formés, essentiellement, par les calcaires et les dolomies d’âge Aptien et ceinturés par les dépôts du Sénonien qui les entourent depuis le village de Jerissa, au Nord, jusqu'à Henchir Sidi Dhif-Allah, au Sud. Quant à la formation Fahdene, elle occupe toute la plaine qui sépare les deux massifs. Ces structures sont très peu étudiées et pour cause leur complexité structurale qui est très grande. Les quelques travaux de Mahjoubi, (1978) ; Tandia, (2002) et Tlatli, (1980) ont porté sur l’étude sédimentlogique des affleurements aptiens. Ezzine (2011) a montré que le massif de BouLahneche est un pli de type « fold proapagation fault » installé sur un chevauchement de direction E-W. Plusieurs auteurs ont suggéré que les dépôts de la Formation Serdj des deux Jebels, BouLahnech et Jerissa, sont installés sur un haut fond induit par la montée du matériel triasique, à l’Aptien. Les calcaires à nummulites de la formation El Gueria occupent tout le synclinal de Sra- Ouartane orienté selon une direction NE-SW. A l’emplacement du puits semda-1, un anticlinal (Jebel Hafira), de direction NW-SE, est installé sur une faille de même direction. Ces failles sont omniprésents comme partout ailleurs. Le pli orthogonal, selon Jauzein, (1967), est occupé, au cœur, par les argiles de la Formation El Haria. La bordure ouest du Graben de Seres est occupée par une série de plis de direction NE- SW à N-S intensément fracturés par des failles de direction NW-SE et N-S. Les fermetures Nord-Est de ces plis sont affectées par la faille bordière du graben, alors que leurs limites Est sont attaqués par les failles de directions NW-SE qui ont joué un rôle primordial dans la structuration de la zone. A noter, enfin, que les reliefs, dans cette zone, sont formés par les séries marno-calcaires du Sénonien.

1. La structure de Boulahneche : La structure de Boulahnech constitue un anticlinal de direction NE-SW à ENE-WSW isolé dans la vaste plaine d’Oued Serrath. Cette structure butte contre les deux accidents majeurs, de direction NW-SE et ENE-WSW, qui bordent le fossé de KalaaEl Khasba. Ce sont les calcaires et les dolomies de l’Aptien qui dessinent le relief au milieu d’une vaste plaine. La présence de quelques niches de construction récifale, le long de cette série aptienne (Formation Serdj), est la preuve d’une sédimentation sur un haut fond induit par l’ascension du matériel triasique comme l’ont suggéré Mahjoubi, (1978) ; Tandia, (2002) et Ezzine, (2010). L’anticlinal de Boulahnech est caractérisé par un flanc Nord de faible pendage (5° à 10°) et qui devient de plus en plus fort (25° à 35°), en allant vers le Nord. Les pendages dans le flanc Sud sont, au contraire, très forts (Figure.100). Ces deux flancs sont séparés par une faille à vergence nord et à jeu apparent normal. Un peu plus loin, vers le Sud de la falaise, un petit lambeau de calcaire blancde la Formation Abiod, a montré un pendage fort qui dépasse les 70° et qui plonge vers le Sud ; alors que dans la plaine qui suit, les quelques affleurements de la Formation Souar (Eocène supérieur) rencontrés, montrent despendages faibles.

Le pli de Boulahnechest affecté, aussi, par de nombreuses failles de directions NW-SE, NNW-SSE à N-S et ENE-WSW à E-W. Au niveau de la falaise, ces failles se manifestent avec un jeu normal et des mouvements relativement décrochants. La variation d’épaisseur de la série aptienne de part et d’autres des failles NW-SE, met en évidence une tectonique synsédimentaire extensive au cours de l’Aptien et un allongement de direction axiale NE-SW (Figure.101). En se déplaçant vers l’Est, le réseau de failles devient de plus en plus fréquent et très complexeavec l’apparition, en plus, de la direction NE-SW. Ces failles montrent un changement brutal des pendages et un jeu coulissant clair sur les directions NW-SE et coulissant à inverse sur celles E-W. Ces structuressuggèrent la présence d’une activité tectonique très intense dans cette zone.Certaines failles, de direction NE-SW et E-W, qui affectent la série du Crétacé supérieur montre un jeu inverse et une variation d’épaisseurs de part et d’autres de ces failles (Figure.102). Ces failles, normales durant le Crétacé supérieur, ont rejoué en inverse (E-W et NE-SW) ou en coulissement (NW-SE et N-S) lors du plissement.

2. La structure de Jerissa De forme circulaire, le massif de Jerissaest constitué par des calcaires récifaux, des dolomies et des alternances argilo-gréseuses d’âge Aptien. Cette structure anticlinale affleure au milieu des argiles noires de la formation Fahdene (Figure.99). Riche en fer, ce massif a fait l’objet d’une exploitation minière depuis plusieurs décennies. Ce massif est affecté par un réseau de failles radiales à l’extrados d’un diapir (Mahjoubi, 1978). La plus importante est celle qui a une direction N-S et qui sépare les calcaires récifaux, à l’Est, des alternances argilo-organo-détritiques de l’Aptien, à l’Ouest. Cette faille,à fort pendage,montre un rejet cartographique important. L’autre faille, aussi importante, est celle qui a une direction NE-SWet qui s’étend, sur plusieurs kilomètres, depuis le fossé deKalaaEl Khasba, à l’Ouest, jusqu’au niveau des marnes et calcaires de la Formation Bahloul, à l’Est. Cette faille a permis l’individualisation d’un petit lambeau barrémo-aptien à l’Ouest de la structure (Burollet, 1956 ; Mahjoubi, 1978). Vers le Sud, àJerissa Es Seghira,les deux failles de direction NW-SEet E-W ont permis aussi l’individualisation d’une colline d’âge Aptien en contact structurale avec les marnes et calcaires de la Formation Fahdene. Pour Mahjoubi (1978), l’activité halocinétiqueest à l’origine de la minérlisation et de la complexité structurale de ce massif. Elle a favorisé, aussi, la différenciation du plancher sédimentaire entre les parties Est et Ouest de la structure et la création de milieux abrités favorables à la précipitation du fer. L’activité halocinétique a conduit, à plusieurs reprises, à l’émersion du calcaire récifal et sa karstification ensuite. Le produit d’érosion des zones émergées et les minerais de fers ont rempli les cavités karstifiées du calcaire récifal. Pour Chikhaoui (2002), la structure de Jerissaest une structure plissée de direction NNE-SSW construit par un régime compressif d’âge Crétacé inférieur. Comme Mahjoubi (1978), nous pensons que tous les éléments géologiques, ci-dessus cités, sont en faveur d’une structurediapiriqueenfouie sous les sédiments du Crétacé inférieur et qui a été reprise en compression, ultérieurement.

3. La structure de Sra-Ouertane

La région de SraOuertane est marquée l’affleurement, très important, des séries yprésiennes qui forment un pli orienté sensiblement NE-SW (Figure.99). Ces séries, disposées presque à l’horizontal, forment un large plateau avec des altitudes modérées et un réseau de failles très important représenté, principalement, par les directions NW-SE et E-W. les séries d’âge Sénonien affleurent timidement avec les argiles de la Formation El Haria et les calcaires de la Formation Abiodqui sont soit en contact sédimentaire soit en contact mécanique avec les séries sous-jacentes. La cartographiedu plateau de SraOuertanenous a permis dégager des plis déca- kilométriques de direction NW-SE à E-W. Du Nord au Sud, on distingue le synclinal d’Al Attaya, l’anticlinal de Kattif, le synclinal de bouGuerfa et l’anticlinal de Semda.  L’anticlinal de Kattifest allongé, selon une direction axiale E-W, sur plus de 10 Km, de long et 5 Km de large. Son cœur est occupé par les alternances marno-calcaires de la Formation El Hariaet quelques lambeaux isolésdes unités phosphatées de la Formation Chouabine. Cette structure est relayée, au Nord, par le synclinal de Bou Guerfa et, vers le Sud, par le synclinal d’Al Attaya, tous deux formés par les calcaires à Nummulites de la Formation El Gueria (Figure.103). Ces calcaires sont affectés par un réseau de failles de directions N120 à N140, essentiellement.  Jbel Semda est un pli anticlinal de direction N120 à N100 dont le flanc occidental est constitué par la succession suivante : la barre supérieure de la Formation Abiod, les marnes de la Formation El Haria et les calcaires du groupe Metlaoui.Ce pli es situé sur la bordure de la faille majeure, orientée sensiblement N80 à N110 qui met en contact les dépôts de la Formation Abiod avec les marnes de la Formation El Haria.Cette structure a fait l’objet d’une recherche pétrolière avec comme objectif les carbonates aptiens. Le puits foré dans cette structure a révélé une épaisse série marneuse avec de rares intercalations de niveaux de sables et de carbonates. Par rapport à ses environs, la série aptienne de Semda formait un bassin relativement profond, à sédimentation pélagique. L’interprétation d’une ligne sismique, qui traverse ce pli, selon une direction NNE-SSW (Figure.98-D), a révélé la présence d’une faille à l’aplomb de cette structure. Cette faille de direction proche de l’Est-Ouest et à regard Nord, a contrôlé la sédimentation au cours du Crétacé donnant, ainsi, un bassin profond, auNord de cette faille. Vers la région de Dahmani, les calcaires yprésiens d’Ebba Ksour affleurent, au milieu d’une plaine quaternaire, sous forme d’un petit lambeau. Les pendages très variés et la présence de failles de direction aussi variées nous laisse penser à un « cap rock » d’un diapir avorté. L’anticlinalde Bouroueg, de direction NE-SW, est située un peu plus au NE et est formée par les calcaires de la Formation Abiod. Le puits d’Ebba Ksour (EK) a traversé la colonne sédimentaire jusqu’à une profondeur de 5950 m avant d’atteindre les anhydrites et la minéralisation sous les marnes noirs de la Formation Fahdene. Ce puits a révélé une importante épaisseur de la Formation Aleg qui dépasse les 3000 m. Jebel Bourouegse trouve, ainsi, sur un diapir avorté avec une forte subsidence au Sénonien comme l’a déjà montré la carte en isochrones au toit de la Formation Fahdene. Cette carte montre aussi que ce bassin est limité au Nord par un accident NE-SW.

4. La bordure ouest du Graben de Seres

La limite Ouest du Graben de Sers montre une large série sénonienne avec quelquesniveaux éocènesqui forment des plis orientés sensiblement NE-SW. Ces plis sont découpés brutalement par la faille bordière du graben de Sers et par de nombreuses autres failles de direction, principalement, NW-SE et, accessoirement, NE-SW, N-S et E-W. Vers le Sud, les terrains sénoniens s’élargissent vers le plateau de SraOurtane où ils se mettent en contactavec les séries yprésiennes, selon une direction NW-SE. Au niveau des quelques pointements sénoniensqui affleurent, timidement, à Bled Zahouane, cette série s’ennoie sous les terrains quaternaires et montre, par endroits, un accident, de direction moyenne E-W à NE-SW et a pendage nord. Au niveau du Synclinal d’Elles, formée principalement, par les séries d’âge Eocène, Jauzein (1967) et Ezzine (2011) ont supposé que la faille bordière, au Sud du graben, est le prolongement sud-ouest de la cicatrice de Zaghouan. Vers le Nord, ce couloir est limité par les affleurements triasiques du diapir déraciné de Lorbeus (Masrouhi et al., 2014b). Orientée, selon une direction NE-SW, cette structure hlocinétiqueest entourée par la série d’âge Crétacé supérieur et par quelques affleurements néogènes, du côtéOuest (Figure.104). L’ensemble de la structure et La modélisation d’un profil gravimétrique de direction NW-SE par la technique d’inversion est un argument de plus pour le modèle proposé par Masrouhi et al., 2014a concernant le déracinement du matériel triasique.

5. Le synclinal de Tajerouine Ce pli dessine l’une des plus belles cuvettes synclinales de l’Atlas tunisien. Dissymétrique et de direction NE-SW, ce pli montre un flanc nord long, avec des pendages +/- faibles, et un flanc sud court, avec des pendages fort pouvant atteindre 45°, par endroits. La fermeture périclinale SW est affectée par la faille bordière du graben de Kalaa Khasba alors que le coté NE de ce pli et le flanc nord, en particulier, se noie progressivement sous les dépôts du Quaternaire. Ce pli est affecté par un réseau de faille de direction principale NW- SE qui a contrôlé la sédimentation à l’Eocène. Au niveau de kodiet Zeddina, le synclinal de Tajerouine montre une perturbation géométrique avec l’apparition d’un lambeau éocène, juste au Sud du flanc SE. A noter que, non loin de cette localité, nous avons une structure halocinétique bien vérifiée par le puits pétrolier d’Ebba Ksour. L’étude gravimétrique a révélé, aussi, la présence d’un accident orienté NE-SW qui longe toute la structure du Synclinal de Tajerouine. Cette faille est interprétée, par Frifita, (2017) ; Ezzine, (2010) ; Ben chelbi, (2008) ; Jauzein, (1967), comme étant la continuité de l’accident de de Teboursouk-El Alia. Au niveau du Kef Meterchem, les petites ondulations observées dans lasérie de l’Eocène inférieur sont attribuées à des microplis associés à des failles inverses synsédimentaires (Figure.105). L’analyse numérique de ces failles, par la méthode de dièdre droit appliquéeau logiciel « wintensor », suggère la présence d’un événement tectonique compressif de direction N125. Cet événement tectonique largement étudiée dans la chaine atlasique par Masrouhi et al., 2008 et bien d’autres auteursn’aété observé, dans notre secteur d’étude, que dans cette localité. Le synclinal de Tajerouine parait, ainsi, limité, au Sud, par un accident de direction NE- SWet une structurehalocinétique avortée.

IV. Les structures situéesà l’Ouest du Graben de Kalaa Khasba A l’ouest du Graben de Kalaa Khasba (Figure.106), on trouve : - les structures anticlinalesde Mahjouba, de direction NE-SW à NNE-SSW, de Boujabeur, de direction ENE-WSW à E-W et de Thala - les structures synclinales de KaleetSnen, de direction NE-SW, d’Ain El karma, de Jebel Bérino et de KodietEchar. Ces plis sont formés par les calcaires de la formation Abiod qui font 1044 m, au niveau de Mesreb Lahnech, et les calcaires à nummulites de la Formation El Gueria qui font 1271m, au niveau de la Table de Jugharta. La limite, au Nord, est marquée par la plaine d’Oued Serrath qui compte de nombreux affleurements de Trias et du Néogène. Vers le Sud, au niveau de Sif El Annaba, le relief qui culmine à 1200 m d’altitude est constitué par les calcaires bioclastiques du membre Bérino. Les séries argileuses de la Formation Aleg occupent, au contraire, les terrains + /- plats du pourtour du village de Thala.

Cette zone est caractérisée par l’absence ou l’amincissement des séries du Crétacé supérieur, du Paléocène et de l’Eocène inférieur dans la région de Thala-Bérino alors que, vers le Nord, cet intervalle de temps est caractérisé par la série la plus épaisse de tout le bassin sédimentaire de la région. Pour Burollet, (1956) ; Zaeir, (1999) ; Zaeir et al, (1999) ; Kadri et al.,(2015), cette configuration est dû à l’immersion de « l’ile de Kasserine » qui a débuté à la fin du Crétacé. Les failles, de directions NW-SE et Est-Ouest, sont normales avec une composante décrochant dextres. Elles mettent les séries récentes du remplissage du Graben en contact avec les terrains du Crétacé, à la limite occidentale du Graben de KalaaKhasba, et avec les séries du Paléogène et du Néogène sur la limite Nord au niveau de la plaine d’Oued Serrath. Le Trias de cette zone affleure, au niveau de Jebel Boujaber, en contact avec les séries de la Formation Serdj, et, au niveau de la plaine d’oued Serrath, où il se place sous les dépôts du Mio-Pliocène. Plusieurs travaux antérieurs ont mis en évidence la présence des structures salifères enfouies sous les séries de l’Aptien Supérieur de la Formation Hameima au niveau de Kodiet El Afna situé sur la limite ouest du fossé de KalaaKhasba. Le puits OSt, situé au centre du graben de Kalaaa Khasba, a rencontré les niveaux triasiques sous les dépôts d’âge Sénonien (Belguith et al., 2011 ; Briki et al., 2018). 1. L’anticlinal de Mahjouba La structure de Mahjouba correspond à un anticlinal de direction NE-SW à NNE-SSW situé sur la bordure Ouest du Graben de Kalaa Khasba. Le cœur de l’anticlinal est occupé par la Formation Hameima qui est représentée par un petit lambeau d’une série d’alternances de calcaires, dolomies et grés au niveau de Kodiet el Afna, alors que ses flancs sont dessinés par les séries du Crétacé supérieur (Formation Aleg et Abiod) et du Paléogène (Figure.107). Cette structure montre un flanc ouest long avec un pendage relativement faible (25°à 30°) et qui diminue, progressivement pour devenir tabulaire au niveau de la table de Jugharta. La fermeture sud de l’anticlinal de Mahjouba est dessiné par la série du Sénonien qui affleure au Nord du village de Kalaa Khasba, alors que sa fermeture nord est indéterminée à cause de la forte fracturation engendrée par les accidents de direction NW-SE et E-W. Cette structure est affectée par un accident majeur de direction NW-SE au niveau de Jebel Mzita et ENE-WSW à kodiet Dellal. Cette faille sépare les reliefs de Masreb Lahneche de ceux de Bou Afna avec un mouvement coulissant dextre bien marqué (Figure.107).

La fracturation dans cet anticlinal est très dense surtout à la limite du graben où se manifeste plusieurs failles de direction NW-SE et d’amplitude variable. Sur ces failles on a noté la présence de stries verticales coupées par des stries subhorizontales à jeu dextres (Figure.108). Les fractures de direction E-W sont moins fréquentes et de faible ampleur. Dans la partie nord, au niveau de Kef Mahjouba, la série de l’Eocène inférieur est affectée par une série des failles parallèles de direction Nord-Sud. Au Sud du Kef Mahjouba, les calcaires de la Formation El Gueria sont en contact avec les séries du Crétacé supérieur suivant une direction NW-SE. Cet accident rejoint la limite principale du Graben suivant une direction Est-Ouest, au niveau d’Oum Zaatar.

La série, à l’affleurement, de l’anticlinal de Mahjouba montre plusieurs failles syn- sédimentaires enregistrées dans les dépôts dela Formation Fahdene (Figure.109) et les dépôts de la Formation Aleg (Figure.110). Ces failles montrent des mouvements normaux sur les directions NW-SE à N-S. l’analyse numérique de ces failles par la méthode de dièdre droit sur le softwar « wintensor » indique une tectonique extensive avec un axe d’étirement σ3 orienté N274 (N067). Vers le Nord, la structure de Mahjouba est limitée la plaine d’Oued Serrath qui montre des séries néogènes avec quelques pointement des affleurements triasique. Au niveau de Kodiet El Beidha un accident majeur de direction N110 met en contact les séries de la Formation Abiod avec un niveau fortement bréchique constitué par les éléments de la Formation El Gueria au point de ne pas bien attribuer la nature de la série (Figure.111). Cette zone est limitée dans l’espace mais elle montre plusieurs failles à jeu apparent normal. D’après cette observation on peut attribuer cette zone à une zone de « cap rock » d’un diapir triasique avorté qui est déjà en affleurement dans des zones proches à cette localité (voir carte géologique de la zone).

L’étude gravimétrique et sismique (cartes en isochrones et carte MGH) du précédent chapitre nous a permis, déjà, de mettre en évidence, au Sud de l’anticlinal de Mahjouba, un accident de direction E-W à ENE-WSW et à pendage nord. Cette faille montre un épaississement, vers le Nord, qui affecte presque la totalité de la série mésozoïque (Figure.112).

En s’approchant du Graben, cet accident, sur lequelest construite la fermeture péri- anticlinale sud, montre un léger mouvement inverse (Figure.113). La structure de Mahjoubaserait, ainsi, édifiée par la réactivation, en inverse, d’une faille, initialement normale, qui a donné naissance à un pli de type « fault related fold ».

Une ligne sismique qui va de la structure de Mahjouba au graben de Kalaa Khasba, montre une tectonique extensive matérialisée par des failles normales, de direction NW-SE, et des blocs basculés qui affectent toute la série du Crétacé inférieur (Figure.114). Les dépôts de la Foramtion Fahdene comblent les structures basculées dessinées au sommet de la Formation Hameima. Cette tectonique, en extension, est matérialisée par le jeu des failles de direction NW-SE, à l’Aptien supérieur- Albien inférieur. Cette ligne montre, aussi, un accident sub- vertical, de direction NW-SE et à regard nord, entre la stucture de Mahjouba et le fossé de Kalaa Khasba. Pour Gabtni et al., (2016), cette faille qui met la série apto-albienne en contact avec les dépôts néogènes du Graben a un pendage de 45°. Au niveau de Koudiet el Afna, un puits minier implanté dans la Formation Hameima, traverse, à une profondeur de 137m, une série évaporitiquerapportée au Trias d’un diapir avorté. Les lignes sismiques des figures suivantes montrent un niveau évaporitique à la limite et au centre du Graben de Kalaa Khasba. Elles montrent auqssi, sur la bordure du Graben, un épaississement des dépôts de la Formation Segui et du Quaternaires (Figure.114, Figure.115). Le Graben de Kalaa Khasba aurait, ainsi, subit un étirement important au cours du Pliocène et du Quaternaire (Briki et al., 2018). Au Nord de la structure et au niveau de la plaine d’Oued serrath, les évaporites du Trias affleurent, largement, au milieu du Cénomanien (Koudiet Ben Jaoua), et apparait, en petits lambeaux, sous le Néogène. Cette observation atteste d’une importanteascension du matériel triasiquele long des accidents majeurs qui délimitent les dépressions.

2. Les structures de Thala A l’Ouest du Graben de KalaaKhasba et aux alentours du village de Thala, les plis synclinaux et anticlinaux sont disposés, selon une direction atlasique, comme suit : Du Nord au Sud on distingue : le synclinal de Kalaa Khasba, l’anticlinal de Thala, le synclinal de kt Echar, le synclinal d’Ain El Karma et l’anticlinal de Berino. Les reliefs sont occupés par les calcaires de l’Abiod et les série du Turonien (membreBireno et Annaba) alors que les plaines sont occupées par la partie supérieure de la Formation Aleg (Figure.106). La série stratigraphique, à l’affleurement, s’étale de l’Albien à l’Eocène supérieur avec un amincissement notable ou une absence totale des séries de la Formation Abiod, du Paléocène et de l’Eocène inférieur. Ceci est en relation directe avec l’émersion de l’ile de Kasserine entre le Crétacé supérieur et l’Eocène inférieur (Burollet, 1956 ; Zaeir, 1999 ; Kadri et al., 2015…). Le puits (Th), implanté au niveau de l’anticlinal de Thala, a traversé une série allant du Cénomanien (Formation Bahloul) à l’Hauterivien (Formation Bouhedma). La carte géologique de la zone montre un réseau de failles de directions NW-SE, essentiellement, et un mouvement apparent coulissant dextre. La plus importante est celle qui sépare JebelTouila et Koudiet Es Smah (Figure.106). Du côté Est de cette faille, le pendage oscille entre 20° et 30° alors que, du côté Ouest, il ne dépasse pas les 15°. Cette faille aurait joué un rôle important dans la structuration de la zone, en général, et de l’anticlinal de Bérino, en particulier. L’anticlinal de Thala pratiquement n’affleure pas en surface, seulement quelques variations des pendages sont apparues dans les séries de la Formation Aleg. Par rapport au champ de Douleb, qui produit des hydrocarbures, depuis des décennies, l’anticlinal de Thala a fait l’objet de nombreux travaux de recherche par la SEREPT, TOTAL et OilSearch. La couverture sismique est, par conséquent, très importante et le puits (Th) qui a atteint les séries silico-clastiques du Crétacé inférieur (Formation Bouhedma) a atteint les 2252 m de profondeur. Le profil sismique L5, calé par le forage pétrolier « Th », montre que l’anticlinal de Thala, de direction NE-SW, est construit sur une faille inverse de direction NE-SW (Figure.116). Cette faille qui n’a pas atteint la surface a contrôlé les dépôts d’âge Aptien et Albien avec un jeu normal attestant d’une tectonique extensive à cet intervalle de temps. Les biseaux des réflecteurs de la Formation Fahdene qu’on voit, par endroits, sont le produit d’une perturbation tectonique locale d’âge Albien bien documenté dans d’autres régions de l’Atlas tunisien (Chihaoui, 2010, Bedir, 1995…). Comme la plus part des structures de l’Atlas central, l’anticlinal de Thala est édifié par la réactivation d’une faille normale en inverse.

V. Les structures de la région de Tajerouin et du Kef Situées au Nord du fossé de Kalaa Khasba, les structures de la région de Tajerouine et du Kef s’organisent, d’Ouest en Est, comme suit : Slata, Harraba, Hameima, Guern El Halfaya, El Houdh, Boulifa, Kebbouch… Les reliefs, à l’Ouest, sont formés par les calcaire récifaux de la Formation Serdj qui culmine 1103 m, à Jebel Slata alors qu’à l’Est, les reliefs sont représentés par le calcaire des Formations Abiod et El Gueria avec une altitude modérée. La série stratigraphique en affleurement de ce secteur s’étale de l’Aptien jusqu’au Mio-Plio- Quaternaire avec la présence du Trias en contact anormal avec les série sus-jacentes. Les structures cassantes, dans cette zone, sont de directions NW-SE, E-W, NE-SW et accessoirement les directions subméridiennes. C’est dans les failles orientées NE-SW qu’on trouve les injections du Trias alors qu’au Nord, ces dépôts occupent le cœur des structures anticlinales.

1. Jebel Slata Jbel Slata est un anticlinal de direction NE-SW et de forme conique se dressant au milieu d’une plaine, au Sud-Ouest de Tajerouine. Ce massif qui culmine à 1103 m d’altitude est formé par les carbonates aptiens et est affecté par un réseau de fracture assez important (Figure.117). De direction NE-SW, NW-SE et E-W, ce massif est découpé en blocs à différents échelles. Dans sa partie Sud, il est tronqué par une faille de direction NW-SE à E-W qui le sépare d’une masse triasique injectée tout au long d’un accident NE-SW. Cet accident met en contact les séries triasiques avec les séries miocènes, crétacées supérieur et Albien c’est qui met en évidence d’un polyphasage tectonique tout au long de cette faille. La mise en place de ce matériel triasique a fait l’objet d’un débat entre les auteurs. Certains pensent qu’il s’agit d’un diapir édifié au cours du passage Aptien-Albien (Smati, 1986 ; Zaeir, 1999 ; Chikhaoui, 2002, Jaillard et al., 2017), d’autres, au contraire, pensent qu’il s’agit d’une lame sédimentaire injectée dans les séries de l’Albien inférieur (glacier de sels) (Ghanmi et al., 2001 ; Ghanmi, 2003). De direction NE-SW à ENE-WSW, le niveau triasique occupe, dans ce cas, la partie SW de la structure, au niveau de kodiet ben Jaou et Sidi Nasser avec quelque lambeaux situés au centre de la structure. Les travaux de Smati (1986) et Chikhaoui (2002) sur Jbel Slata ont montre une variation de facies et d’épaisseurs des séries d’âge Aptien-Albien inférieur traduisant, ainsi, une instabilité du plancher sédimentaire de l’époque. On note, aussi, que les pendages des séries aptiennes sont très forts à renversés aux alentours des dépôts triasiques et faibles lorsqu’on s’éloigne du Trias. Au niveau du Sersouf El Aya, on a relevé des valeurs de l’ordre de 50°, au centre de Jbel Slata, alors qu’au niveau de Jebel Lahmar, partie nord de cette structure, le pendage n’est que de 30°. A Slata fer, la série apto-albienne montre un pendage redressé et finit par se renverser au contact du Trias. La présence des conglomérats à éléments triasiques dans le contact Aptien-Albien inférieur, au niveau de la mine de Sidi Amor ben salem, Smati, (1986) n’exclut pas l’écoulement d’une lame de Trias au cours de cette période alimenté par le diapir de Kt Ben Jaou et Sidi Nasseur. Ces conglomérats peuvent être, aussi, le remaniement d’un matériel triasique déjà à l’affleurement à l’Albien inférieur. Au Nord de Sidi Amor, les dépôts de la Formation Hameima sont en contact mécanique avec les dépôts de la Formation Fahdene suivant une direction subméridienne. Près de cet accident, les séries montrent une perturbation géométrique qui se traduit par le redressement des couches et un léger renversement des séries de la Formation Hameima. La série de la Formation Fahdene montre, au contraire, des pendages, vers l’Est à ENE, normaux. Cette faille décale les failles minéralisées, de direction N110 à N140 et Est-Ouest, avec un jeu métrique cisaillant senestre. Ce qui signifie que cette direction est postérieure à la période aptien –Albien de minéralisation des séries des Formations Serdj et Hameima (Smati, 1986). Au Sud de kodiet Ben Jaou, la série turonienne s’installe en discordance angulaire sur les séries albiennes qui sont en contact tectonique avec les évaporites du Trias(Figure.118). A la base de la série turonienne on note la présence d’un conglomérat produit de remaniement du matériel triasique et albien, déjà à l’affleurementà cette époque. La poussée, vers le haut, du matériel triasique au cours de l’Albien inférieur et du Cénomanien le met en contact direct avec les différents termes du Crétacé, de l’Eocène et du Néogène. Ainsi, on admet que Jbel Slata est un anticlinal faillé, largement, influencé par la montée du Trias à l’Aptien supérieur- Albien inférieur.

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Nous pensons, aussi, que Kodiet ben Jaou et Sidi Nasseu rsont des diapirs parfait avec des épanchements latéraux faibles, au niveau de la mine de Sidi Amor Ben Salem. Ceci est argumenté par la présence de :

- Calcaires récifaux sur les bombements du Trias. - Pendages forts à renversés, aux alentours du matériel triasique, et faibles lorsqu’on s’éloigne du Trias. - Plusieurs séries sédimentaires, d’âges différents (Crétacé supérieur, Eocène, Néogène), discordantes sur le Trias d’un même diapir et qui s’explique par la poussée du matériel triasique à plusieurs reprises. - Conglomérats de base entre la série cénomano-turonienne et le Trias qui va avec une ascension du matériel triasique durant ce laps de temps.

2. La structure de Hameima et de Henchir El Gara Le massif de Hameima apparait comme un anticlinal de direction NE-SW dont le cœur est occupé par les calcaires récifaux de la Formation Serdj. Ce relief, bien distingué dans la topographie, est situé à la limite NE du Graben d’Oueld Bou Ghanem (Figure.119). Il est affecté par une série de failles orientées selon une direction N120° à N140°, parallèle à la direction du Graben, et à pendage vers le SW. Ces failles fragmentent le massif en plusieurs paquets avec un mouvement apparents dextre bien marqué dans la topographie.

Le sommet de la Formation Serdj enregistre plusieurs failles normales de direction NW- SE à Est-Ouest à rejet centimétrique marqué sur des miroirs oxydés (Figure.120). La présence de cette oxydation nous permet d’attribuer le jeu des ces failles à la période aptienne qui est caractérisé dans cette localité par une tectonique extensive. Ces failles sont présentées sur presque la majorité des affleurements aptienne dans la structure. L’analyse des ces failles par le logiciel « wintensor » donne une tectonique extensive de direction NE-SW (N022). Au cours de l’Aptien supérieur, la région de JebelHameima est caractérisée par une tectonique extensive de direction N022.

Vers le Nord-Est de la structure de Hameima s’installe une structure anticlinale à cœur occupée par les alternances de la Formation Hameima et des flancs dessiné par les marno- calcaire de la Formation Fahdene. Cette structure affleure timidement dans la topographie. Ce pli est de forme conique du côté NE où il montre quelques failles de même direction que la structure, soit la direction NE-SW. Alors que vers le Sud, la structure s’élargit considérablement et elle est tronqué par une faille orienté NW-SE qui montre plusieurs racine de direction NNW-SSW. Certaines failles montrent un mouvement senestre bien marqué sur la carte géologique que sur le fond satelitaire (Figure.121).

En subsurface, la structure de Hencir El Gara montre un anticlinal de direction NE-SW qui est construit sur une faille relativement de surface (Figure.122). De part et d’autre de cette faille la série stratigraphique montre un épaississement vers le NW. Cette ligne met en évidence un plissement de la partie supérieur du Crétacé inférieur. Alors que la série en dessous reste pratiquement à l’horizontal. Cette observation est aussi valable de la structure situé au Nord du Jebel Slata. On constate alors, que la zone de Henchir El Gara a subi un plissement tardif conduisant à la structuration des plis de type « fault propagation fold ». Ces structures sont construites par la réactivation d’une faille initialement normale en inverse en utilisant les séries argileuses du Crétacé inférieur comme un niveau de décollement.

3. Structure salifère Debedib-Ben Gasseur

Il s’agit d’une structure salifère allongé suivant une direction NE-SW, et qui est entouré par les argiles et les calcaires du Crétacé et les dépôts détritiques du Néogène. Le matériel salifère ne montre pas une continuité lithologique entre les deux structures où ils disparaissent sous les dépôts alluviales d’Oued Mellègue. Les séries néogènes n’affleurent qu’au niveau de la structure de Ben Gasseur où elles coiffent le matériel triasique. Afin de déterminer la mise en place du matériel salifère à la surface, ce complexe est largement étudié et il a fait un sujet de débat entre plusieurs auteurs. Certaine pensent qu’il s’agit d’un matériel triasique injecté au sein de la série albienne au cours de la phase extensive à cette époque (…). Alors que d’autres pensent qu’il s’agit d’une structure diapirique (…). Au Jebel Debdib le Trias est couvert par les marnes noires et des calcaires laminés d’âge Albien à cénomanien avec quelques lentilles plurimétriques de calcaire construit à polypiers attribué à l’Albien (…). Du coté Nord-Ouest de la structure, les série albo- cénomanienne montre des pendages redressés de 70° à 80° vers le NW à légèrement renversés de 70° SE. En s’éloignant du matériel salifère le pendage devient de plus en plus faible jusqu’à atteindre le 15° à 20° (Figure.123). Cette observation met en considération d’un mouvement vertical en ascension du matériel triasique. Au Sud-Est de la structure de Debedib, les pendages des série auprès du matériel salifères ne dépassent pas les 70° SE, qui sont relativement faible par rapport ce qui est observé sur la bordure NW de la structure. Un peu vers le sud sur le flanc SE s’installe une multitude des blocs sous formes des « kodiets » (kodiet Bou ghalem, Kodiet Sidi Bou masseoud, KodietAliga…) qui sont séparés entre eux par des failles orientées NW-SE et avec un mouvement apparent dextre (Figure.123). La direction NE-SW se manifeste principalement en bordure du matériel triasique qui les sépare à la série sédimentaire. Certaine failles NE-SW change de direction vers le WNW-ESE en affectant les terrains du Crétacé inférieur. Le changement rapide des pendages des couches sédimentaires, l’importance des mouvements dextre sur les failles NW-SE et parfois WNW-ESE met en considération une activité tectonique très importante au cours de l’Albien et qui est accompagné par une activité tectonique en ascension du matériel triasique.

L’extrémité Sud-Ouest du Trias de Ben Gasseur est limité par les série organo- détritique de l’Aptien et de l’Albien basale où elles montrent des pendages réguliers de 40° à 50° vers Sud-Est. Ces série, en s’approchant de Trias de Sidi Sahbi, sont rebroussées (en prenant la direction NW-SE) et se renversent sous le matériel triasique (Figure.124). Un sondage minier implanté au niveau du Trais de Sidi Sahbi traverse une série renversé de l’aptien et de l’Albien avec un plongement vers le NW (…). Ceci est expliqué par un mouvement vertical du matériel salifère qui a engendré le renversement de l’encaissant.

L’étude gravimétrique de ce complexe met en évidence la présence d’une anomalie négative importante au-dessus de l’affleurement triasique de Debedib-Ben Gasseur (Figure.125). Ceci met en évidence la présence d’une importante masse des évaporites profondément enraciné en sous-sol. La modélisation de la structure de Debedib en utilisant un modèle de densité (2d) sur le logiciel « Zond2d » avec la modélisation par inversion, montre que l’appareil salifère de Debedib est bien enraciné dans le sédiment et il montre une différence de densité claire avec les sédiments encaissant. De plus la modélisation 2.5D d’un profil gravimétrique tout au long de cette structure (…) donne un argument de plus pour l’enracinement en subsurface de l’appareil salifère de Debedib (Figure.126).

D’après l’étude géologique et gravimétrique ; on constate que l’appareil salifère de Debedib-Ben Gasseur est un diapir installé suite à des mouvements salifère verticaux qui ont débuté au moins depuis Aptien Supérieur-Albien inférieur avec des légers épanchements latéraux. Donc, le modèle de « glacier de sel » de Vila et al., 1996 n’est pas retenue dans cette étude.

4. La structure de Guern El halfaya La structure de GuernHalfaya correspond à un synclinal à cœur formé par les calcaires à Nummulites de l’Yprésien. Vers le Sud-Ouest la fermeture de ce pli est claire et elle est formée par les calcaires de la Formtion Abiod, alors que la fermeture Nord-Est n’affleure pas et elle disparaitre dans la plaine du Kef (Figure.127). Le synclinal de Guern el Halfaya montre une fracturation importante de direction NW-SE avec quelques directions NE-SW qui attaque principalement les calcaires de la Formation Abiod De part et d’autres de ces failles la série sédimentaire montre une variation d’épaisseur et parfois de facies (Chikhaoui, 2002). Vers l’ouest de cette structure affleure l’appareil salifère connu dans la littérature par l’appareil salifère de Guern el Halfaya. Cette structure de direction NE-SW est en contact tectonique avec les marno-calcaires d’âge Albien à Cénomanien (Formation Fahdene et Bahloul) et par endroit avec les séries sableuse d’Age Aptien Supérieur. Au niveau de Jebel Es Sif affleure le Néogène par ses séries détritiques entourant le matériel triasique. La mise en place de cet appareil salifère comme pour les autres appareilles fait l’objet de controverse : certain pensent qu’il s’agit d’un « diapir » (Chikhaoui, 2002 ; Briki et al., 2016) et d’autres pensent qu’il s’agit d’un « glacier de sel » (Villa et al., 1998). Sur le terrain, les séries sédimentaires de la Formation Fahdene et Aptien montrent des pendages redressés voire renversés (au niveau Jebel Oum Dhebouaa) aux alentours du Trias (Figure.128-A) qui devient de plus en plus faible en s’éloignant de l’affleurement triasique. De plus les niveaux sableux d’âge Aptien montrent des figures d’enroulement très remarquables près de l’affleurement triasique (Figure.128-B). Au niveau de Jebel Mohguer, la série sédimentaire du Crétacé supérieur montre un amincissement par rapport à la série dans les zones avoisinantes. Ceci met en évidence un mouvement vertical de l’appareil salifère qui a conduit à un amincissement des séries du Crétacé supérieur aux alentours du matériel triasique. Au Jebel Mohguer, les marno-calcaires de la Formation Bahloul sont redressés ou plongeant fort vers le SE, et ils deviennent chevauchantes sur les série apto-albiennes déjà renversé plus au sud de cette localité. On peut interpréter donc l’affleurement triasique au niveau de Jebel Mohguer comme étant un diapir qui a percé la couverture cénomanienne et par la suite il est déraciné en profondeur par la réactivation postérieur des failles NE-SW qui délimitent le matériel triasique (Figure.127, coupe géologique).

5. Kodiet Zag Ettir Au Sud de la Structure de Debedib, affleure, un lambeau triasique de direction NE-SW : c’est le trias de Zag Ettir (Figure.129). Cette structure est entourée principalement par les dépôts Oligo-Néogène, qui sont constitués essentiellement par des séries détritiques, et par quelques affleurements du Crétacé supérieur-Paléogène inférieur du coté Nord. Aux alentours du matériel triasique la série sédimentaire de la Formation Fortuna et la Formation Ain Ghrab montrent des pendages redressés au vertical qui sont parfois renversés. En s’éloignant du Trias, les pendages diminuent et devient de plus en plus faible. Cette observation met en évidence d’un mouvement triasique vertical au cours de l’Oligocène et au début de Néogène.

. En se déplaçant à l’Est de kodiet Zag Ettir, et au niveau de de Sidi Bouslema, apparaitre la plus belle discordance angulaire qui se manifeste entre les série Mio-Pliocène avec un pendage de 70° et les dépôts quaternaire qui montre des pendages à l’horizontal (Figure.130). Ces séries quaternaires sont disposées en éventail avec une sédimentation purement continentale avec des traces des racines et des hélicidés. Aussi cette observation est observée au SE (Sidi Ounis) de la structure de Zag Ettir où on a observé la même discordance angulaire mais qui n’est pas de la même apparence. On constate d’après ces observation, que la région est affecté par une tectonique compressive majeure à la fin du Pliocène et au début de quaternaire qui est la phase principale au plissement de cette zone. Ailleurs de notre secteur d’étude, cette phase est bien argumentée dans toute la Tunisie avec une direction de raccourcissement orientée NW-SE à NNW-SSE (…).

Au niveau de Sidi Ounis, les dépôtsquaternaires montrent un basculement vers le Sud- Est et une discordance progressive emboitéereflétant un plissement synsédimentaire et une sédimentation syntectonique qui se coïncide avec les dépôts quaternaire (Figure.131). Dans la Tunisie atlasique plusieurs auteurs signale la présence d’une compression active qui se manifeste par des plis quaternaire et un plissement synsédimentaire (…). 6. La plaine du Kef-Ksour Sur la carte de l’anomalie résiduelle de la région d’étude, on a pu détecter un système d’effondrement de faible densité de direction NW-SE qui n’affleure pas en surface (Figure.132). Ce système montre la présence de deux grabens de faible densité qui sont séparé par un accident NE-SW au niveau de Bled Doghra. Cette dernière est constituée par un alignement NE-SW à remplissage mio-pliocène avec quelques pointement triasiques intercalé dans la série sédimentaire (Masrouhi et al., 2014b). Frifita (2017) a étudié par détail ce système d’effondrement en se basant sur une modélisation gravimétrique 2.5 et 3D. Elle a montré que les grabens du Kef-et de Ksour sont liés à des sources perturbatrices profondes conduisant à une réponse gravimétrique faible au sommet de ces structures. Par la création de ce modèle, l’auteur a critiqué le modèle, de l’ouverture en bassin « pull apart », déjà proposé (Chihi, 1995) sur l’agencement et la mise en place des grabens.

L’interprétation d’une ligne sismique de direction NE-SW traversant la plaine du Kef met en évidence un système de failles normale de direction NW-SE antithétique limitant le graben du Kef avec la présence des failles synthétique de faible ampleur conduisant l’effondrement de ce fossé (Figure.133). La sismique montre aussi que le graben du kef est remplie par des dépôts mio-plio-quaternaire qui montrent un remplissage important discordant sur les série du crétacé supérieur. D’après cette ligne sismique, on peut constater que l’effondrement du Graben du Kef s’est fait au cours du pliocène suite à une réactivation de failles normales préexistantes. Des lignes sismiques de direction NW-SE coupent orthogonalement la zone de Bled Doghra et son prolongement vers le Nord met en évidence un alignement structural très important de direction NE-SW (Figure.134). Malheureusement la qualité de la sismique ne nous permet pas de caractériser la géométrie de cet alignement ajouté à ça une activité salifère très importante qui a atteint déjà la surface. D’après les travaux antérieur (Jauzein, 1967 ; Chelbi, 2007 ; Frifita, 2017) cet alignement correspond au prolongement de la faille de Teboursouk.

VI. Structures du secteur Ourgha-Nebbeur L’étude de ces structures va être basée sur l’interprétation des cartes géologique, images satellitaires, les données gravimétriques et les travaux antérieurs vue les problèmes de sécurité dans ces montagnes. Les structures d’Ouargha-Nebbeur sont caractérisées par une série des plis (anticlinaux et synclinaux) de direction NE-SW qui montre certaine complexité géométrique (Figure.135- A). Le système des failles est présenté par les directions NW-SE et NE-SW, et accessoirement la direction Est-Ouest. Le Trias dans cette zone affleure timidement soit dans la série du Crétacé inférieur soit en bordure des dépôts néogène qui sont bien développé au Nord du secteur, vers la plaine de Jendouba. La mise en place du matériel salifère de cette zone fait l’objet de plusieurs controverses de puis le siècle précédent, comme proposé dans les structures salifères précédentes, certaines ont proposé un modèle de « glacier de sel » (…) et d’autres ont proposé un modèle de « Diapir » (…). Dans ce travail on va étudier les affleurements triasiques de la région de Nebbeur et Ourgha par l’analyse et l’interprétation de la carte gravimétrique de l’anomalie résiduelle (Figure.135-B). Cette carte, au sommet des différents affleurements triasiques (Jebel Kebbouch, Nebbeur, barrage Mellégue, Jebel Ghazouan, Jebel Aite…), montre une importante anomalie positive qui est proche de la direction Est-Ouest. Cette anomalie, qui dépasse les 5 mgal par affleurement, est implantée sur des séries marno-calcaires et évaporitiques du Trias. Les valeurs fortement négatives vers le nord indiquent la forte accumulation des sédiments néogènes dans le bassin de Jendouba. Donc aucune anomalie négative enregistrée au sommet des évaporites salifères.

Deux hypothèses peuvent être retenues : - Les matériels triasiques ne peuvent pas être enracinés en profondeur. Et donc on conclut que les matériels triasiques sont détachés de leurs substratums. Comme indiqué sur la carte géologique de Nebbeur et d’Ourgha, les matériel salifères sont localisé en bordures des failles orientées principalement NE-SW avec quelques direction Nord-Sud. Donc on constate que ces failles ont joué en mouvement normaux au cours de création des bassins avec injection du matériel salifères tout au long de ces failles et certainement un épanchement latérale du matériel triasique. Et au cours de la déformation de la chaine atlasique, ces failles sont fermé en profondeur et ont donnée naissance à des appareils salifères déracinés en profondeur. - la région est située sur des matériels denses à une profondeur relativement faible. On pense, alors dans ce cas, soit à la sédimentation calcaire du Jurassique soit au socle cristallin. Vers le Nord du secteur, affleure la ride permo-trias d’Elherich qui montre des valeurs d’anomalie gravimétrique proche de celle marqué au niveau des amonts d’Ourgha et Nebbeur. Donc l’hypothèse d’avoir un socle cristallin proche de la surface n’est pas exclu dans cette zone.

IV. Modélisation et équilibrages des coupes géologiques de l’Atlas centro- septentrional.

Après avoir définir la colonne sédimentaire, les structures profondes, et la géométrie des structures géologiques en surface, on va tenir compte de proposer un modèle de plissement et de déformation, qui n’est pas le seul, pour les structures géologique observé dans la nature. Pour cela on va construire des coupes géologiques équilibrées (Goguel, 1948) en utilisant la méthode indirecte « Backward ». Cette méthode est imposée par la complexité structurale de la zone et la variation d’épaisseur et de facies dans le bassin sédimentaire qui n’est pas être prise en compte par la méthode direct « Forward ». L’application de cette technique a été vérifiée un peu partout dans les chaines des montagnes et notamment dans la chaine atlasique pour un certain type des plis (plis de rampe). Les premiers essaie de modélisation de la chaine atlasique est limité dans le bassin de Gafsa (…) avec quelque modèles très limités dans la chaine atlasique centrale et septentrional (…). L’analyse des données de surface et de subsurface a permis de proposer une géométrie des structures géologiques, d’estimer le taux de raccourcissement, et avoir un chemin cinématique bien définie de toute les structures déformées.

1. Notion des plis de rampes Les structures géologiques sont généralement représentées par des coupes géologiques dont le principe de construction est basé sur les données géométriques de surface. Ces structures sont extrapolées en profondeur sur des distances limitées sans tenir compte de la géométrie profonde. En intégrant les données de sub-surface, on peut construire une structure à trois dimensions et tracer et avancer une cinématique ou un modèle d’évolution dela structure en question. La modélisation de la déformation finie est une technique qui permet de prévoir l’évolution de la structure géologique dans le temps, à partir d’un état initial non déformé à un état de déformation fini observé actuellement. Cette démarche permet de proposer une géométrie profonde des structures géologiques plissées qui suppose un chemin cinématique crédible. Cette technique donne plus de certitude sur la géométrie finale profonde des structures puisqu’elle est construite en se basant sur des données de surface et de subsurface. En d’autres termes, la modélisation de la déformation est un outil de base de démonstration, confirmation et de vérification de la géométrie profonde d’une structure donnée. Les plis de rampe sont des plis qui se mettent en place sur un accident chevauchant oblique appelé rampe. Vers sa base, cette rampe e raccorde à une faille tangentielle et un niveau de décollement qui facilite le déplacement vers les zones externes. Ce niveau de décollement constitue une discontinuité mécanique entre la série déformée et le substratum stable. Selon l’héritage tectonique et sédimentaire, on peut distinguer, d’après la bibliographie, une multitude de modèles possibles qui s’articulent autour de deux principaux modèles : les plis de cintrage sur rampe (fault-bendfold) et les plis de propagation de rampe (fault- propagation fold) : 1.1.Les plis de cintrages sur rampe Ce type de plis se forment suite à un passage de niveau de décollement du plat inférieur vers le plat supérieur par l’intermédiaire d’une rampe au cours de déformation (Figure.136). A la surface, il apparait comme un pli symétrique à faible pendage et à grande longueur d’onde.

1.2.Les plis de propagations de rampe Ce type de plis résultat de la création d’une rampe à partir d’un niveau de décollement et qui se propage, vers la surface, au cours du plissement (Figure.137). Géométriquement, on obtient un pli dissymétrique avec un flanc aval à faible pendage et un flanc amont à fort pendage qui sont séparés par un chevauchement oblique qui constitue « la rampe ».

D’autres modèles de plis de rampe ont été proposés par d’autres auteurs et qui s’articulent tous sur l’un ou les deux modèles de base : - Les structures de duplex : ces structures sont formées suite à la mise en place successives de plusieurs plis de cintrage sur rampe assez rapprochés pour induire des interférences dans leur géométrie (Figure.138) (…). Généralement, les duplex sont des structures qui sont limitées par un chevauchement sommital « Roof thrust » et un chevauchement basal « Floor thrust » qui sont reliés par une multitude de rampes parallèles (Merle, 1994).

- Le modèle d’Al Saffar : ce modèle propose la croissance d’un deuxième pli (puis un troisième…) dont la rampe apparait à partir du premier pli de propagation qui est déjà bloqué (Figure. 139). Ce modèle a été fortement critiqué par Mercier (1995) par manque d’arguments sur le terrain.

Les premiers essaies de la modélisation géométrique des structures atlasiques en Tunisie et en Algérie orientale remontent aux travaux de (…). Ces études montrent la compatibilité de certaines structures atlasiques avec les plis de rampe. Par la suite les travaux (…) , en se basant sur les coupes équilibrées et la modélisation numérique (programme de Mercier, 1995) des structuresatlasiques, ont déterminé le niveau de décollement qui est situé dans les niveaux du Trias supérieur-Lias. D’autres travaux ont montré le rôle des séries argileuses du crétacé supérieur (Ezzine, 2011) et du Paléocène (Aridhi K. et al., 2001) dans la propagation de la déformation.

2. Equilibrages des coupes géologiques Dans cette partie, des coupes géologiques équilibrées ont été réalisées on se basant sur l’intégration des données de surface et de subsurface après une étude détaillée de l’architecture de bassin sédimentaire et la géométrie des structures en surface et subsurface, dans les chapitres précédents (cartographie géologiques, forages pétrolier et profils sismiques). Dans ce cadre, on va construire deux coupes géologiques équilibré qui s’étalent sur presque la totalité du secteur d’étude de direction NW-SE à NNW-SSE et qui sont en continuité spatiale (Figure.140). Dans, comme toute autres modélisation, le modèle proposé par la technique d’équilibrage dépend toujours de la disponibilité et la quantité des donnée. Donc, les modèles géologiques finals obtenus, n’ont pas qu’une solution possible parmi d’autres.

2.1.Equilibrage de la coupe géologique C1 Cette coupe, de direction NW-SE et de 40 km de longueur, s’étale depuis le graben de Kalaa Khasba au Nord jusqu’au la plaine de Kasserine au Sud. Elle traverse perpendiculairement, du Nord au Sud, les structures de Ksar Tlili, Douleb et Semmema. Cette coupe est construite à partir de l’interprétation des données de surface, puits pétrolier (Kst, Rd, Dl101 et Sem101) avec interprétation d’une ligne sismique qui traverse la structure de Douleb. Une corrélation de direction générale NW-SE (Figure.141), passant par les puits, du Sud au Nord, Sem101, Dl101, Rd et Kst montre un épaississement de la série sédimentaire en allant vers le Nord. Ceci me en évidence d’un approfondissement progressive de milieu de dépôt en allant vers le Nord. Le puits Rd est foré dans une zone, effondrée, comblée par les séries récentes. Cette zone montre un épaississement relatif de la série au moins depuis l’Aptien supérieur. L’étude géométrique de surface à montré que ces structures sont des anticlinaux dissymétrique avec un flanc sud court de fort pendage (Ksar Tlili et Douleb) alors que la structure de Semmema montre un flanc sud court et de fort pendage. Ces structures sont construites sur des failles anciennes, qui ont contrôlé la sédimentation mésozoïque, et qui sont réactivées en faille inverse au cours de la phase de construction de la chaine atlasique. Dans l’étude de cette coupe, on a considéré le niveau carbonaté de la Formation Serdj comme niveau repère sur lequel se base l’équilibrage. Ce niveau est traversé par tout les donnés, utilisés dans la modélisation. La modélisation de la coupe C1 (Figure.142) montre que le niveau de décollement principal est implanté dans les niveaux triasiques à une profondeur de 6 km au Nord de la coupe avec un saut de la rampe, dans les niveaux argileux du Crétacé inférieur, au niveau des structures de Douleb et Semmema à une profondeur de +/- 3.5 Km. Cette coupe a montré un raccourcissement total de 2375 m soit 6% de la longueur totale de la coupe. La structure de Ksar Tlili est un pli de propagation de rampe, dans le sens de la déformation principale. Le raccourcissement de cette structure est estimé à 1075 m soit 2.68% de la longueur totale de la coupe. La structure de Douleb, comme la structure de Ksar Tlili, est un pli de propagation de rampe qui a accommodé 700 m de raccourcissement. Au niveau de Jebel Semmema, la coupe géologique montre une géométrie particulière avec les pendages forts se situent sur le flanc nord alors que le flanc sud montre des pendages faible. Cette géométrie s’adapte avec le modèle de propagation de rampe avec la rampe est à regard vers le Sud et se propage vers le Nord. Donc la structure de Semmema est une structure en retro qui est formé dans le sens inverse de la déformation. Le raccourcissement estimé sur cette structure est de 600 m.

2.2.Equilibrage de la coupe équilibrée C2 Cette coupe, de direction NNW-SSE et de longueur 45 Km, s’étale de la plaine de Zouarine au Nord jusqu’au village d’El Ayoun au Sud. Cette structure, correspond au prolongement vers le Nord de la coupe C1, traverse la structure de Semda au Nord et la structure d’El Ghoulaguia au Sud. L’équilibrage de cette coupe s’est fait principalement sur l’interprétation d’une ligne sismique superposé à la coupe, puits pétroliers (Semda et OR) (Figure.143) et interprétation de données de terrain au niveau d’El Ghoualguia. La modélisation de la coupe montre un raccourcissement de 2500 m réparties comme suit : 200 m au niveau de la structure de Semda, 800 m au centre de la coupe et 1500 m au niveau de la structure d’El Ghoualguia. L’équilibrage (Figure.144) montre que la structure de Semda est un pli de propagation de rampe où la rampe est connectée à une faille normale ancienne qui est réactivée en inverse au cours de la déformation principale de la chaine atlasique. Le niveau de décollement est situé dans les niveaux triasiques à une profondeur de 6 km. En se déplaçant vers le Sud, la rampe fait un saut et rejoint les niveaux argileux du Crétacé inférieur en construisant l’anticlinal d’El Ghoulaguia en un pli de rampe avec un léger retro chevauchement vers le Nord. Cette structure cummule 3.3% du raccourcissement tout au long de la coupe. D’après la restitution de la coupe C2, l’anticlinal d’El Ghoulaguia est situé à l’aplomb d’un graben effondré au moins depuis l’Aptien et qui est re-inversé en un pli de propagation de rampe au cours de la phase atlasique.

V. Conclusion

La région du Kef-Tajerouine est caractérisée par des structures géologiques de direction NE-SW à Est-Ouest qui sont développées, principalement, sur des accidents hérités orienté sensiblement NE-SW à Est-Ouest. Ces accidents ont contrôlé la sédimentation mésozoïque donnant naissance à un bassin profond vers le Nord de la zone et qui ont contrôlé la localisation des structures et les failles chevauchantes lors de la période de déformation de l’Atlas Centro-septentrional. La structuration de la zone d’étude est contrôlé, aussi, par des mouvement halocinétique qui sont présenté par des mouvement verticaux donnant naissance à des diapirs (Lorbeus, Guern El Halfaya, Debedib, Slata…) et des mouvement horizontale donnant naissance à des lames des sels localisé essentiellement dans le Nord du secteur (Kebbouch, Bled Doghra…). La région d‘étude est gouverné par une tectonique extensive d’axe d’étirement orienté NE-SE durant toute la période mésozoïque, paléogène et miocène inférieur qui est marqué par des failles normales syn-sédimentaires et un changement d’épaisseur et des faciès notable de la série lithostratigraphique. Les premiers indices de déformation sont observés à la base de la Formation Segui d’âge moi-pliocène et qui est caractérisé par une discordance générale sur toutes les séries sédimentaires anciennes. Cette compression est amplifiée par un autre épisode compressif d’âge post villafranchien marqué par une importante discordance des séries quaternaires sur les séries moi-pliocène de la Formation Segui. Cette discordance est bien présentée au niveau de kodiet Zag Ettir et au niveau d’Oued Serrath. L’analyse des données de subsurface montre que la zone d’étude est influencée par une extension d’âge pliocène responsable à l’ouverture des grabens de direction NW-SE et ceci est marqué par le développement d’une épaisse série de la Formation Segui en bordure des grabens. Cet événement est contemporain à un épisode compressif régional. La modélisation des quelques structures géologiques dans l’Atlas Centro-septentrional montre que la déformation est de type « thin skin » et la géométrie des plis est conforme aux plis de propagation de rampe. Le niveau de décollement principal est localisé dans les séries évaporitiques du Trias avec présence des niveaux de décollement secondaire situé dans les séries du Crétacé inférieur qui sont dominé par des argiles. La coupes C2 montre un approfondissement de niveau de décollement en allant vers le Nord de notre secteur et ceci en relation avec l’architecture générale de bassin sédimentaire de la zone d’étude. Les structures de Douleb, et Ksar Tlili montrent une géométrie déjetée vers le Sud avec un flanc nord long et un flanc sud court. Cette géométrie est compatible avec une géométrie de plis de propagation de rampe dans le sens de la déformation. Alors que la structure de Semmema montre un flanc nord court et un flanc sud long. Cette géométrie est compatible avec un pli de propagation de rampe en retro dans le sens opposé de la déformation principale.

CHAPITRE V : FRACTURATION DES ROCHES

Introduction Comme toutes les chaines plissée, les séries sédimentaires de la région du Kef- Tajerouine sont affectées par une fracturation intense à différentes échelles allant des failles majeures de plusieurs kilomètres de long à des microfractures métriques à centimétriques. Ces fractures sont observées sur la totalité des roches sédimentaires dans le bassin. L’étude de ces fractures est un moyen fiable pour caractériser les événements tectonique affectant la région étudiée. Pour atteindre l’objectif de cette partie, on va suivre la démarche suivante :

1. Étude des failles majeures à l’échelle de la zone. 2. Analyse structurale des quelques plan striés des failles. 3. Analyse des microfractures observées sur la roche dans plusieurs stations dans la région d’étude. 4. Études des galets striés rencontrés dans les dépôts Moi-Pliocène

I. Traitement et analyses des failles majeures Le schéma géologique de la région du Kef-Tajerouine ainsi que l’analyse spatiale montrent que les affleurements de cette zone sont affectés par une multitude de failles plus ou moins importantes et surtout multidirectionnelles (Figure.145):

 Les failles NW-SE : sont les failles dominantes dans le secteur étudié. Les plus importantes sont celles qui délimitent les grabens de Kalaa Khasba, de Rohia, dOuled Ghanem, de Sers et de Kasserine qui sont occupés essentiellement par des dépôts mio-plio- quaternaires. A la limites des ces failles se développe plusieurs structures, de direction proche de NE-SW, tel que : Boulahneche, Jerissa, Slata, Hameima, Mahjouba, Harraba... Ces directions occupent le cadrant N165-N140 et montrent des mouvements sub-verticaux (pendage varie entre 65° et 90°) avec un léger mouvement horizontal. Parmi les failles appartenant à cette famille on peut citer la faille qui sépare Jebel Douleb et Tiouachaa (Dlala, 1995) et la faille qui se prolonge longitudinalement sur toute la structure du Mahjouba.

 Les failles E-W : ces directions constituent un élément structural moins important que la direction précédente. Cette famille se développe principalement au Sud de secteur d’étude où elle se manifeste soit par des plans bien striés ou bien par des failles cartographique implanté dans des séries argilo-marneuses des différentes âges. Sur cette direction se développe quelques structures anticlinales dont on peut citer l’anticlinal d’El Ghoualguia de direction Est-Ouest située entre les grandes dépressions de Rohia et de Kalaa Khasba. Dans cette localité, la direction Est-Ouest affecte pratiquement toute la série allant de l’Albien jusqu’au Eocène. Certaines des ces failles Est-Ouest montre un jeu inverse : la faille qui limite El Gassa El kebira, la faille au Nord d’El Maderga… (Briki et al., 2018). Cette direction est considérer comme étant la direction majeures de la chaine d’avant pays atlasique (…).  Les failles NE-SW : ces failles sont bien présentées dans le Nord du secteur d’étude. En effet, la disposition des structures salifères (Debedib, Ben Gasseur, Guern el Halfaya, Lorbeus…) sont toujours interprétés comme des structures imposées par cette direction qui a contrôlé la sédimentation au cours du Mésozoïque (Chikhaoui, 2002). Ces directions affectent toutes la série lithostratigraphique en affleurement. L’architecture de la structure du synclinal de Tajerouine, qui est un synclinal à flanc NW long et un flanc SE redressé, met en évidence d’une faille NE-SW majeure qui longe toute la structure et qu’elle est détectée en subsurface par les techniques géophysiques.

II. Etude des failles sur miroir A plus petite échelle, on note la présence des failles striée à rejet apparent allant de mètre à plusieurs dizaines des mètres. Ces failles prennent pratiquement toutes les directions : NW-SE ; E-W ; NE-SW et accessoirement les N-S. Le plus souvent, les failles de direction NW-SE et les Est-Ouest enregistrent deux familles des mouvements (pitch) indiquant le jeu à plusieurs reprises de ces failles : un mouvement normal de pitch fort et un mouvement horizontal a semi-horizontal avec un pitch faible. L’observation sur le terrain a montré que la majorité des failles mesurées sont des failles normales (Figure.146) indiquant une extension de direction moyenne NE-SW. Ces failles sont enregistrées sur les niveaux carbonatés. Au niveau de la structure d’El Ghoulaguia plusieurs failles ont été traitées dans plusieurs localités de la structure qui sont enregistré sur les calcaires de la Formation Abiod et la Formation El Gueria (Figure.147). Ces failles ont généralement de direction NW-SE, Est- Ouest et accessoirement la direction Nord-Sud. Ces failles ont dégagé une extension NE-SW avec un σ3 subhorizontal. Ceci indique, que la structure a enregistré une extension de direction NE-SW après la phase principale de plissement qui est d’âge Miocène supérieur. Cet état extensif est déjà montré au niveau du Graben de Kalaa Khasba où on a remarqué un épaississement notable de la série pliocène sur la bordure principale du Graben.

Les failles inverses sont rares a détecté dans notre secteur d’étude et elles se présentent que par des mouvements inverses apparents observés sur les niveaux carbonatées (Figure.148). Le seul endroit où on a pu mesurer des failles inverses est au niveau du synclinal de Tajerouine (déjà étudié). A cet endroit, les calcaires de la Formation El Gueria montrent des failles inverses synsédimentaire indiquant un événement compressif de direction N147 qui s’est déroulé au cours de l’Eocène inférieur. Les autres failles inverses sont représentées que par des mouvements inverses apparents sans avoir une idée sur la nature de la contrainte tectonique exercés. En générale ces mouvements indiquent une contrainte tectonique compressive de direction subméridienne.

III. Etude des microfractures Les séries sédimentaires de la région du Kef et Tajerouine sont affecté par une multitude des fractures plus ou moins intense. Le plus souvent cette fracturation se présente par des joints des microfractures (des stylolithes, des fentes de tension) à différentes échelles (centimétrique à décimétrique) qui s’organisent, généralement, en deux familles de paraclases conjugués. On peut avoir des fractures ouvertes occupées par la minéralisation ou des fractures jointives qui montrent des simples déplacements faibles. Les niveaux compétents, tel que les dolomies, les calcaires, les marnes bien induré, et parfois les grès bien cimenté, sont les couches les plus affecté par ces microfractures. Alors que dans les séries tendres (sables, argiles et silts) la fracturation est moins visible. Dans le but de caractériser l’état de contrainte finale affectant la région d’étude, on a étudié la fracturation affectant les différentes séries en affleurement avec étude de deux stations des galets striés dans les dépôts de la formation Segui. Plusieurs stations microtectoniques sont étudiées dans ce travail, qui sont distribuées sur la totalité du secteur d’étude. Le tableau ci-dessus montre la localité, la Formation et les orientations des surfaces de stratification S0 des différentes stations étudiées.

Tableau 8.localisation, géométrie et formations géologiques des stations microtectoniques X (UTM) Y (UTM) S0 Formation Station S01 497330.50 m 3918094.37 m N020 15SE Abiod S02 494998.70 m 3918141.26 m N040 10 SE Membre Douleb S03 492768.43 m 3940732.05 m N155 15 SW Abiod S04 490972.47 m 3971983.65 m N145 20SW El Haria S05 459121.31 m 3949514.33 m N048 24SW Aleg basale S06 456745.71 m 3956012.19 m N026 14W Fahdene S07 440133.60 m 3971886.66 m N095 12 N Serdj S08 440891.53 m 3971230.35 m N090 20 N Serdj S09 440707.53 m 3972229.10 m N090 20 N Serdj S10 443969.96 m 3955534.26 m N075 28 N El Gueria S11 495827.08 m 3968271.96 m N035 07 NW Abiod S12 460501.72 m 3993099.30 m N050 30 SE El Gara (Q) S13 440030.41 m 3973435.01 m horizontal El Gara (Q) S14 461140.18 m 3994181.59 m N20 44SE Oligocène S15 449424.18 m 3965803.80 m N040 44NW Segui S16 462176.61 m 3994197.51 m N005 37E Segui

Le traitement des mesures des fractures est effectué par le softwar « Wintensor » (Delvaux et Sperner, 2003). Les fractures sont représentées par leurs traces cyclographiques sur l’hémisphère inférieur du canevas du Shmidth. Dans certaines stations, la mesure des pendages des fractures pause des problèmes à les déterminer. De plus les faibles pendages dans certaines localités des couches, ne montre aucune variation entre le stéréogramme de l’état actuel et le stéréogramme débasculé par rapport à la surface de stratification et donc aucune interprétation est raisonnable. 1. Station S01 Les bancs calcaires de la Formation Abiod du flanc Sud-Est da la structure de Douleb montrent une série des pics stylolithiques, dont la direction moyenne des plans est N070 à N065, et des fractures ouvertes qui sont presque perpendiculaire entre eux (Figure.149). L’analyse microtectonique de cette station met en évidence un raccourcissement de direction moyenne N160. D’après la projection stéréographique de cette station on constate, que les fractures de direction moyenne NW-SE sont des fentes des tensions ouvertes suite au raccourcissement.

2. Station S02 Ces mesures sont effectuées sur les calcaires lumachelliques du membre Douleb au niveau du jebel Douleb (Figure.150). Cette station montre la présence de deux génération des fractures qui sont relativement ouvertes : Une direction NW-SE (150-120) et une direction est-Ouest (075-90). Les fractures de direction Est-Ouest montrent un mouvement dextre. L’analyse microtectonique des ces fractures montre la présence d’une contrainte extensive avec un axe d’étirement σ3 de direction NE-SW (N024°). Cette station montre donc la présence d’un événement extensif de direction subméridienne à NE-SW qui aurait lieu certainement au cours de la phase extensive mésozoïque.

3. Station S03 Cette station est mesurée au niveau du flanc sud de la structure d’El Ghoulaguia sur les niveaux calcaires de la Formation Abiod. Sur ce niveau on observe deux directions des fractures qui sont légèrement ouvertes : NW-SE (N165°-N145°) et NE-SW (N070°-N055°). Aussi, au niveau de cette station des zones de cisaillement sont observée sur les directions NW-SE avec des plan stylilotiques de direction moyenne NE-SW (N035°- N045°) (Figure.151). La représentation stéréographique de ces fractures met en évidence d’un état compressif de direction N146 qui a conduit à l’ouverture des fractures de direction N165 sous formes des fentes de tension.

4. Station S04 Cette station est mesurée sur les niveaux carbonatée de la Formation El Haria au SE du village du Sra-Ouertane. Deux familles des fractures sont détectées : une famille de direction subméridienne (N165-N175) avec un mouvement senestre et une famille de direction Est- Ouest (N095-N110) avec un mouvement dextres (Figure.152). D’après la disposition des ces deux familles, on peut les admettre comme étant un système conjugué. L’analyse des ces mesures met en évidence d’un état de contrainte compressif σ1 de direction N141 et σ3 de direction N050.

5. Station S05 Cette station est localisée à l’Ouest du village de Kalaa Khasba. Elle représente la meilleure station des mesures. Dans cette station on a observé plusieurs types des fractures tels que : système de fractures conjugué, des fentes de tension en échelon, des diaclases remplies avec des jeux apparents.  Le traitement des systèmes des fractures conjugués montre deux axes de compression

σ1, un est de direction N132.5 (Figure.153-A) et l’autre est de direction N160 (Figure.153-B). Ces réseau de paraclase conjugué nous permettre de penser à un cisaillement pur. Le mesure de « raccourcissement par cisaillement pure de la couverture « LPS » » sur ce type de cisaillement met en évidence d’une valeur de raccourcissement de 2.7%. Cette valeur est obtenue par le calcul de pourcentage de surface des fractures remplis par rapport à la surface de mesures.  Sur des fractures remplies de direction NW-SE (N144-N158), on observe le mouvement dextre (Figure.154-A) et le mouvement senestre (Figure.154-B) ce qui nous permet d’admettre ces fractures comme étant des fentes de tension crées lors d’une compression de direction moyenne N145 dans un régime de cisaillement pure.

Au niveau de cette localité on a calculé la densité de fracturation (Df) relative aux fractures de direction NW-SE en mètre de fracturation par mètre carré de surface de la roche (Figure.155-A). Ce calcul s’est fait par la mesure de la distance moyenne entre

les fractures (di). La densité de fractures est mesurée selon la formule suivant (Ruhland, 1973) :

Df = 1/di. Avec :

D f : Densité de fracturation (m/m²),

d i : Distance moyenne entre les fractures d'une même famille, Application :

di : 23, 25, 103, 41, 128, 68, 36, 36, 94, 50, 117, 120, 62, 131, 57, 100, 84, 92, 65, 82,

100, 65, 40 cm di = 0.7474 m.

Ainsi, Df = 1/di.

Df = 1/0.7474

Df = 1.33 m/m².

Ce type de fractures correspond à un cisaillement pur, dans ce cas on va mesurer le « LPS » (Figure.155-B). Pour se faire :

On mesure l’épaisseur de chaque fracture (E) (23 fractures) puis leur somme (Ef): E = 1, 1.2, 1.7, 2.3, 2.8, 1.5, 0.5, 5, 1, 3, 4, 4, 3.2, 5, 6.5, 2.2, 7, 8, 5, 0.5, 2.5, 5, 5.5 cm

Ef = 78.4 cm Donc, la surface de fractures sur 1 m² est égale : S’= 0.784 m². Cette surface correspond à la surface de raccourcissement. Ensuite, Pour calculer le raccourcissement par cisaillement pure de la couverture « LPS » au niveau de cette localité, il faut qu’on passe, avant, par le calcul de la surface totale de mesure sur 1 m² ; dans ce cas la surface totale de mesure sera : S = (la distance entre les fracture + l’épaisseur des fractures)* 1 (m²). S= (17.19+ 0.784) * 1 S= 17.97 m². Ainsi, R% (LPS) = 0784*100/17.97 R% (LPS) = 4.36 %.  Cette station montre aussi une série de fentes en échelon de direction moyenne N150

qui représente la direction moyenne de σ1 à cet emplacement (Figure.156). Le calcul de surface des fentes par rapport à la surface de mesure indique un raccourcissement par cisaillement pure de la couverture « LPS » de 2.32%

6. Station S06 Les mesurés de cette station sont effectuée sur les niveaux carbonatée de la Formation Fahdene situé au centre de la structure de Mahjouba. Cette station montre des fractures minéralisées de direction subméridienne (N160-N175) avec un mouvement senestre et une autre famille de direction Est-Ouest (N085-N100). L’observation des ces fractures ne met pas en évidence un système de fractures conjugué puisque l’angle entre les deux directions dépasse 60°. La présence dans chacune familles des fractures de fibres perpendiculaire au factures met en évidence la présence de deux événement tectonique différent. D’après l’observation de terrain, on constate que la phase tectonique responsable à la création des fractures subméridiennes est la phase la plus récente.

7. Station S07 Cette station est effectuée au sommet de la Formation Serdj sur le flanc NE de la structure de Hameima qui est constitué par des dolomies beige. Plusieurs types de fractures sont observés à ce niveau (Figure.157). Ce qui est remarquable dans cette station la présence des fractures, de direction proche de l’Est-Ouest, à jeu normale qui sont oxydées et qu’on peut les attribuer à une extension à la fin de l’Aptien déjà présenté dans le chapitre précédent. Cette extension (σ3) est de direction N022. Dans cette station on va se baser notre étude sur les mesures des fentes de tension qui sont présentées soit dans une seule direction (Figure157) soit dans un système multiple de deux directions et plus (Figure158). En premier lieu on va traiter les stations là où il ya une seule direction. Les premières mesures se fait sur une série de fente de tension de direction moyenne

N150 (Figure.157-A). Cette station met en valeur un état de contrainte σ1 de direction N150.

Sur une autre série des fentes on a mesuré un tenseur de contrainte σ1 de direction moyenne N095 (Figure.157). Sur une station qui montre deux directions de fentes, on observe une série des fentes de direction NW-SE et une autre série de direction Est-Ouest (Figure.158). L’analyse de cette station montre que la direction NW-SE coupe la série de direction Est-Ouest. Ceci met en valeur que le tenseur de direction NW-SE et plus récent que le tenseur Est-Ouest.

8. Station 08 Cette station, aussi, est effectuée sur le flanc nord de la structure de Hameima. Elle est située au centre. Au sommet de la Formation Serdj, on observe presque les mêmes types des fractures observé au niveau de la station précédente. A ce niveau on observe deux direction de fentes : la direction NW-SE (155-170) et la direction Est-Ouest (085-100) (Figure.159). L’analyse de ces fractures montre que les fentes de direction NW-SE coupent les fentes de direction Est-Ouest. Ceci confirme l’observation de la station précédente, que le top de la Formation Serdj enregistre deux contraintes compressives successives la première de direction Est-Ouest et la deuxième de direction NW-SE.

Figure 3.Série des fentes de direction N155 et N094 observé au top de la Formation Serdj du Jebel Hameima.

9. Station 09 Sur l’extrémité Est de la structure de Hameima qu’on a effectué les mesures de la station 09. Cette station montre la présence des fractures à jeu normales oxydé, qui indique une extension à la fin de l’Aptien, et une série des fentes en échelon de direction NW-SE

(130-150) (Figure.160). Ces mesures indiquent un état de contrainte compressive σ1 de direction N142. 10. Station S10 Cette station est mesurée au niveau du Table de Jugharta sur les calcaires nummulitiques de la Formation El Gueria. Cette station enregistre des fractures de direction oscillante entre les directions N125 et N175. Aussi bien, ces calcaires enregistrent des plans stylolitiques de direction moyenne N060 (Figure.161). L’analyse microtectoniques de ces fractures met en évidence un état de compression avec un σ1 de direction N149. La position stéréographique des fractures par rapport à la direction de la contrainte, indique que ces fractures sont des joints de tension.

11. Station S11 Cette station est mesurée sur les calcaires de la Formation Abiod d’une carrière abandonnée situé sur la route Rohia-Sra Ouertane. Sur cette station la surface lithostratigraphique est presque tabulaire et montre une légère inclinaison de 7° (S0 : N035 007NW). Les fractures de cette station se partagent sur deux familles de direction Est- Ouest (N070-N085), qui montre plusieurs indices des mouvements différents, et une famille de direction NW-SE (N125-N1135) (Figure.162). Aussi bien on peut observer des fractures subméridiennes de moindre importance (N000-N020). Sur les plans verticaux des fractures Est-Ouest, on peut détecter deux types de mouvement : un mouvement horizontal dextre et un mouvement vertical normal plus récent qui coupe le premier.

.

Les stylolites sont bien marqué sur les calcaires avec des azimuth de pics oscillant dans le cadrant N145-N120 montrant un état de contrainte compressif σ1 orienté N130 (Figure.163). Aussi, on a observé des fractures qui dessinent un système conjugué des fractures parfait (N100 et N146) indiquant une direction de compression σ1 orienté N123 (Figure.164). D’après l’observation de cette station, on peut constater qu’on est devant un site qui a enregistré plusieurs états de contrainte.

12. Station S12 Cette station est effectuée sur les calcaires quaternaires de la Formation El Gara situé au kodiet Zag Ettir qui montre un S0 N050 30SE. Cette station montre deux familles de fractures de direction NE-SW et NW-SE avec une dominance nette de la direction NW-SE. Les fractures observées montrent un jeu légèrement normal. L’analyse des ces fractures met en évidence un état de contrainte extensif avec un axe d’étirement σ3 orienté N043. Cette observation montre la présence d’un état de contrainte extensif qui s’est déroulé après la phase compressive quaternaire.

13. Station S13 Comme la station précédente, cette station est mesurée sur le dépôt sub-tabulaire de la Formation El Gara situé au Nord du Jebl Hameima. Les calcaires de la Formation El Gara enregistrent trois familles de fractures de direction NW-SE, subméridienne et une famille de direction NE-SW avec une nette dominance des fractures de direction NW-SE. la projection stéreographique de ces fractures met en évidence un état de contrainte extensif avec un axe d’étirement σ3 orienté N062.

14. Station S14 Cette station est mesuré sur les sables Oligocène de Zag Ettir, cette station montre deux familles de fractures : une famille de direction NW-SE (N125-N150) avec un mouvement senestre et une famille subméridienne (N006-N015). La difficulté des mesures des pendages des fractures nous pousse vers l’attribution d’un pendage de 90° pour toutes les fractures. La projection stéréographique de ces fractures indique un état extensif orienté N075.

15. Détermination de contrainte à partir des galets striés Dans cette station on va traiter les mesures microtectonique observées sur les galets striés. l’étude microtectonique sur les galets striés permet de caractériser un état de contrainte de déformation locale dans un bassin sédimentaire comme déjà montré dans plusieurs travaux antérieurs : (…). L’intensité de déformation enregistrée sur les galets striés est en étroite relation avec sa position par rapport aux plans failles existante. La déformation des galets les uns contre les autres engendrent des points de dissolution sur leurs surfaces, d’une part. D’autre part, le déplacement des galets contre sa matrice va engendrer des stries qui sont, donc, parallèle à la contrainte cisaillant exercée à la surface du galet. La figure (165) illustre des galets observés dans notre secteur d’étude provenant des séries mio-pliocène de la Formation Segui. Cette figure montre des figures de dissolution et des stries qui sont enregistrés à la surface des galets calcaires. Dans ce cadre, on va caractériser la contrainte responsable de la déformation des séries conglomératiques mio-pliocène de la Formation Ségui. Dans notre secteur d’étude, on a effectué les mesures sur les galets striées au niveau de deux stations : Oued Serrath (S15) et Zag Ettir (S16). Les conglomérats sont de type calaaire provenant de l’érosion des séries en affleurement à cette époque (Formation Abiod, Formation El Gueria, Formation Aleg…). La station S15 représente un meilleur site de mesure des stries sur les galets de la Formation Segui dont on a pu effectuer 164 mesures. La représentation des azimuts des stries sur un stéréogramme montre l’existence de deux direction majeures (Figure.166) : (1) une direction NNE-SSW (N000 et N050) et (2) une direction NNW-SSE (N150 et N180) avec dominance des stries subméridienne. La direction moyenne pour la première famille est de N025 et pour la deuxième famille est de N165. Donc on peut admettre une direction moyenne des azimuts des stries N005 et par la suite une contrainte de direction N005. La présence des séries hétérogène des azimuts des stries est certainement est en étroitement relation avec la position de l’affleurement qui est situé dans une zone faillées. La station S16 est effectuée au niveau de la région de Zag Ettir. Dans cette station on a pu mesurer, seulement, 28 mesures. La représentation stéréographique des azimuts des stries montre une dominance de la direction N165 (Figure.167) qui représente la direction majeure de la contrainte compressive à cette époque. Cette zone est effectuée dans une zone relativement calme. La comparaison du résultat de deux stations montre l’effet de la position géologique de la station et leur localisation par rapport aux accidents. La station S15, situé dans une zone faillée, montre des stries bien illustrées avec des directions hétérogènes des azimuts des stries. Alors que la station S16, situé dans une zone tectoniquement calme montre un nombre limité des stries qui ne sont pas bien présentés

IV. Conclusion L’étude de la fracturation, dans la zone du Kef-Tajerouine, à différentes échelle montre une dominance nette de la direction NW-SE par rapport à la direction NE-SW et la direction Est-Ouest. Le jeu dextre des failles majeures de direction NW-SE et Est-Ouest met en évidence d’un cisaillement simple de la couverture sédimentaire. A petite échelle, la présence des réseaux de paraclases conjugué, sur les séries sédimentaires, laisse penser à un style de déformation de cisaillement pur. L’analyse des stations microtectoniques montre deux directions de déformation principales (Figure.168): (1) N145 et (2) N160 qui sont conforme avec le cadre géodynamique générale de la chaine atlasique et aux travaux antérieurs. Aussi, on a observé une troisième direction de contrainte compressive, mineure, de direction Est-Ouest observée seulement au niveau de la structure de Jebel Hameima. L’assemblage de cannevas de contrainte avec les résultats mesuré sur les galets striés, on trouve que la phase tectonique compressive la plus récente est celle e direction N160 qui est d’âge post-villafranchien. Et par suite la contrainte de direction N145 est rapportée à la tectonique compressive d’âge Miocène supérieur (Tortonien). La superposition de toutes les stations microtectonique sur la cartes géologiques de la zone d’étude, montre une étroite relation entre l’état de contraint compressif et les failles majeures de la zone. Au niveau de la station S05, on a essayé de calculer le raccourcissement par cisaillement pure de la couverture « LPS » au niveau de deux localitées. Cette étude a montré des valeurs de raccourcissement non négligeable de LPS : R1% (LPS)= 4.36% ; et R2= 2.32%.

CONCLUSION GENERALE

Ce présent travail consiste à une étude géologique de la région du kef-Tajerouine située dans l’Atlas Centro-septentrional, et qui est basé sur une étude détaillé de surface et de subsurface multidisciplinaire (cartographie de surface, étude géophysique, étude structurale et à la fin une étude de la fracturation). Cette région est caractérisé par des structures plicatives, orientée sensiblement NE-SW et Est Ouest, des structures cassantes, dominées par les directions NW-SE et les directions NE-SW et quelques directions Est-Ouest, des affleurements triasique et des structures effondré de direction NW-SE.

Plusieurs résultats sont dégagés par cette étude :

- la zone d’étude montre un approfondissement de milieu dépôts progressive en allant du Sud vers le Nord avec une perturbation géométrique des bassins aux alentours des diapirs. Au cours de l’Aptien la zone est gouvernée par une activité triasique en ascension conduisant à l’installation des dépôts récifale au niveau de Slata, Jerissa, Hameima et Boujabeur ; alors que la zone de sra ouertane (pénétrée par le puits Semda) est caractérisée par une série d’alternance des argiles et des calcaires. À partir du Campanien-maestrichtien la zone montre une perturbation géométrique avec installation d’un bassin profond aux alentours de Kaleet Sinen. - La zone d’étude est contrôlé par une tectonique extensive avec un axe d’étirement orienté sensiblement NE-SW au moins depuis l’Aptien et jusqu’au le Miocène inférieur. Durant cette période la zone d’étude est caractérisée par des failles normales synsédimentaire de direction NW-SE et qui ont contrôlé la sédimentation à cette époque. Par endroits local, la série de l’Éocène inférieur montre des failles inverses syn-sédimentaire. - Les premiers indices de déformation sont observés au cours du Miocène supérieur à la base de la Formation Segui d’âge mio-pliocène et qui est caractérisé par une discordance générale sur toutes les séries sédimentaires anciennes. Cette discordance est due à la phase compressive dite atlasique de direction NW-SE (N145). Cette compression est amplifiée par un autre épisode compressif d’âge post villafranchien de direction NNW-SSE (N160) marqué par une importante discordance des séries quaternaires sur les séries mio-pliocène de la Formation Segui. L’analyse des microfractures a relevé un autre axe de compression de direction N095 localisé seulement au niveau de Jebel Hameima. - Les plis de la zone d’étude sont développés sur des accidents anciens hérités de la phase extensive mésozoique et qui ont réactivé en failles inverses conduisant à l’instalation des plis de l’Atlas Centro-Septentrional (Douleb, Ksar Tlilli, El Ghoualguia, Mahjouba, Boulahneche, Henchir El Gara… - Les appareils salifères de la zone d’étude se comportent sous forme de deux modèles : (1) modèle de diapirs due à une ascension vertical du matériel triasique (Debedib, Guern el Halfaya, Zag Ettir, Ben Gasseur, Lorbeus) et (2) modèle des glaciers de sel où les matériels évaporitiques sont interstratifié dans la colonne sédimentaire (Bled Doghra, Kebbouch, Nebbeur). - Les grabens du Kef et de Zouarine détectés par la gravimétrie sont séparés par le prolongement vers le SW de la faille de Teboursouk. - L’accident détecté au Sud de Mahjouba de direction NE-SW à ENE-WSW présente le prolongement cartographique de la faille sud de Boulahneche et aussi le prolongement de la faille de Tunis-Elles vers le SW. - les fossés d’effondrements de direction NW-SE montrent un épaississement notable de la série Mio-pliocène et quaternaire au niveau de leurs bordures Ouest, ce qui met en évidence leur ouverture à cette époque dans un contexte compressif régional. Cette ouverture est assurée par le jeu dextre des failles NW-SE au cours de la compression NNW-SSE. - La modélisation des structures géologique montre que la région du Kef-Tajerouine est affecté par une déformation de type « thin skin » et les structures sont de type « plis de propagation de rampe » où la rampe est connecté aux accidents hérités. Le niveau de décollement principal est implanté dans les évaporites du Trias avec présence des nivaux de décollements secondaire localisés dans les séries du Crétacé inférieur. - L’étude de la fracturation au niveau de la zone d’étude à montré qua la zone est gouverné par un cisaillement simple matérialisé par les mouvements horizontaux sur les failles et un cisaillement pur caractérisé par des diaclases conjuguées. Le calcule de raccourcissement par cisaillement pure de la couverture « LPS » au niveau de deux localisées a montré des valeurs de raccourcissement non négligeable de LPS : R1% (LPS)= 4.36% ; et

R2= 2.32%. La déformation de la structure d’El Ghoualguia de la coupe C1 montre un raccourcissement de 3.3% qui est inférieur au raccourcissement R1 de la couverture au niveau de la station microtectonique S05.