Biostratigraphie et Paléoenvironnement du Crétacé moyen des Hameimats à partir de l'étude de la faune et de la microfaune - Coupe du Djebel Chemla (Morsott, NE Algérie)

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE
MINISTERE DE L'ENSEIGNEMENT SUPERIEUR ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE

UNIVERSITE CHEIKH LARBI TEBESSI DE TEBESSA _oie

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INSTITUT DES SCIENCES DE LA VIE ET DE LA NATURE

EPARTE DES SCIENCES DE IA ET DE L'

TERRITOIRE

MENT DU

Mémoire présenté en vue de l'obtention du diplôme de

MAGISTER

4¹" Spécialité : Géologie

Biostratigraphie et Paléoenvironnement du Crétacé moyen
des Hameimats à partir de l'étude de la
faune et de la microfaune - Coupe du Djebel Chemla

(Morsott, NE Al érie .

Soutenu publiquement le 23 novembre 2008

MT BOLTMEZBEUR Abderrahmane, Maître de Conférences (Tébessa) Président «J-

MT HERKAT Missoum, Professeur (USTHB, Alger) _ii Examinateur ',

Mme SALMI-LAOUAR Sihem, Maître de Conférences (Annaba) ⁾Examinateur
Mme KECHID-BENKHEROUF Fatiha, Maître de Conférences (USTHB, Alger) Rapporteur

Option : Géologie des formations sédimentaires

REMERCIEMENTS

Je tiens à remercier tous ceux qui, de près ou de loin, m'ont aidé lors de la réalisation de ce Magister, et en premier lieu, mon encadreur, Mme F. KECHID-BENKHEROUF, qui m'a apporté une aide précieuse dès qu'elle le pouvait.

Je remercie également mon mari, Mr A. DJERRAB, pour son soutien sans faille et son aide de tous les instants ; ainsi que tous les chercheurs que j'ai sollicités, et qui ont accepté de m'aider, que ce soit en me faisant parvenir des documents, toujours utiles et précieux, ou en m'épaulant pour la détermination des fossiles. Que soient ainsi remerciés :

Mme M. CARON (Fribourg, Suisse) et Mr R. WERNLI (Genève, Suisse), tous deux

spécialistes en foraminifères et qui m'ont gracieusement offert des documents,

Mr H. GEBHARDT (Vienne, Autriche), et surtout Mr B. ANDREU (Toulouse, France), qui m'ont aidé pour la détermination des ostracodes et m'ont communiqué des documents,

Mr F.BAUDIN (Paris, France), qui a accepté de réaliser dans son laboratoire des analyses sur certains de mes échantillons,

Mr T. SAOS (Tautavel, France) qui a réalisé quelques clichés au MEB au sein du CERP de Tautavel (Université de Perpignan).

Je suis bien entendu très reconnaissante envers les membres de mon jury, qui ont accepté de juger mon travail : Mr M. HERKAT (Alger), Mme S. SALMI-LAOUAR (Annaba) et Mr A. BOUMEZBEUR (Tébessa).

Enfin, merci à tous ceux qui m'ont côtoyé au Centre Universitaire de Tébessa, et notamment les techniciens du laboratoire de Géologie, grâce à qui j'ai pu travailler dans de bonnes conditions, ainsi que mes collègues de Magister, avec qui j'ai eu, pour certains, des échanges fructueux.

RÉSUME

L'étude paléontologique de formations sédimentaires datées du Crétacé moyen (essentiellement du Cénomanien) de la région de Tébessa, dans l'est algérien, a permis la récolte d'une centaine d'échantillons, et parmi eux de nombreux fossiles (surtout des bivalves, gastéropodes et échinodermes). La plupart des échantillons, marneux, ont été lavés au travers de deux tamis. Le tri et le comptage des microfossiles récoltés dans le résidu fin a permis la mise en oeuvre d'études statistiques, tant sur les populations d'ostracodes que de foraminifères. Par ailleurs, des lames minces ont été confectionnées dans quelques échantillons indurés.

Les deux objectifs clairement définis ont été d'une part de déterminer la biostratigraphie des niveaux, et d'autre part de préciser leur milieu de dépôt (paléoenvironnement).

Trois zones ont ainsi été reconnues au cours du Cénomanien (zone à Rotalipora brotzeni, à R. cushmani et à Whiteinella archeocretacea). L'évènement anoxique majeur marquant la fin du Cénomanien (l'OAE2) a également bien été caractérisé.

L'étude paléoenvironnementale révèle un milieu de dépôt marin, plutôt calme et relativement profond, de type plate-forme externe (-- 200 m). Les conditions sur le fond semblent avoir été fréquemment caractérisées par un manque plus ou moins prononcé d'oxygène. L'étude révèle cependant une certaine hétérogénéité de ces conditions, marquée par une grande variabilité des assemblages (foraminifères et ostracodes) : se succèdent ainsi quatre cycles de dépôt.

Malgré quelques imprécisions, notamment dans la détermination des (micro)fossiles, cette étude a donc globalement bien atteint ses objectifs.

MOTS CLES : Cénomanien -- Algérie -- Foraminifère -- Ostracode -- OAE2.

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ABSTRACT

Approximately 100 samples have been collected essentially on Cenomanian levels in the area of Tébessa (east Algeria). A number of fossils (bivalve, gastropod, echinoderm...) have also been found. Our samples, mainly consisting of marls, have been washed through two sieves. Then, we have performed statistical studies by sorting out and counting microfossils (ostracods and foraminifera).

At the beginning, two objectives were defined, that is to clarify biostratigraphy and palaeoenvironment.

· Biostratigraphy : three zones have been distinguished during Cenomanian times (Rotalipora brotzeni, R. cushmani and Whiteinella archeocretacea zones). Oceanic anoxic event (OAE) of terminal Cenomanian has also been clearly identified.

· Palaeoenvironment : our study reveal a peaceful marine environment, quite deep (about 200 m), probably located on distal ramp. Anoxic conditions seem to have been quite frequent. However those conditions also seem highly heterogeneous, indeed microfossilistic asssemblages are extremely variable. As a result we have differentiate four deposit sequences.

KEY-WORDS : Cenomanian - Algeria - Foraminifera - Ostracod - OAE2.

TABLE DES MATIERES

INTRODUCTION 1

I - Généralités 2

1. Contexte géographique 2

2. Contexte géologique 3

3. Présentation du site d'étude 5

4. Précision sur les terrains étudiés 6

II- Matériel et méthodes 8

1. Description des prélèvements 8

2. Méthodes utilisées 8

a- Calcimétrie 8

b- Dosage du carbone organique total (COT) 8

c- Traitement des échantillons meubles ou faiblement indurés 8

d- Paramètres déterminés à l'issue du tri 9

III -- Résultats et interprétations 12

1. Généralités 12

a- Historique des travaux existants 12

b- Aperçu général sur le monde au Crétacé moyen 12

c- Le log stratigraphique 14

2. Résultats 16

a- Les fossiles 16

b- Aspects minéralogiques et géochimiques 21

c- Résultats du tri des microfossiles 23

c-1 -- Les ostracodes 24

c-2 -- Les foraminifères 29

· Ratio benthique /planctonique 29

· Evolution de la diversité spécifique 29

· Richesse microfossilistique apparente 29

· Foraminifères planctoniques : variation et caractérisation 30

· Foraminifères benthiques 32

d- Etude des lames minces 45

3. Interprétations 52

a- Axe Biostratigraphie 52

b- Axe Paléoenvironnement / Paléogéographie 54

· Etude des microfossiles
· 54

· Caractéristiques générales et implications paléoenvironnementales : 55

· Comment l'hétérogénéité des résultats observée mène à une interprétation

d'ordre séquentiel
· 57

c- La crise cénomano-turonienne 63

c-1 - Généralités 63

c-2- L'OAE2 sur la coupe du Dj. Chemla 64

d- Le passage Vraconnien-Cénomanien 66

e- Questions en suspens 67

CONCLUSION et PERSPECTIVES 69

BIBLIOGRAPHIE 71

1. Auteurs cités dans le texte 71

2. Auteurs cités dans les parties concernant la systématique 75

LISTE des TABLEAUX, PLANCHES et FIGURES

Tableau 1 : Type de microfossiles observés 10

Tableau 2 : Détail de la répartition et de l'abondance des foraminifères benthiques. 40

Tableau 3 : Résumé des caractéristiques générales de la coupe étudiée. 56

Planche 1 : Bivalves (ostréidés). 19

Planche 2 : Bivalves (A à F) et Gastéropodes (G à H) 20

Planche 3 : Oursins (A, C) et Ammonites (B, D) 21

Planche 4: Ostracodes. 27

Planche 5 : Foraminifères benthiques agglutinés. 34

Planche 6 : Foraminifères benthiques calcaires. 37

Planche 7 : Foraminifères benthiques calcaires (suite). 38

Planche 8 : Illustrations de quelques microfossiles au MEB. 42

Planche 9 : Lames minces (Vraconnien -- Cénomanien moyen) 47

Planche 10 : Lames minces (Cénomanien sup.) 49

Planche 11 : Lames minces (Cénomanien sup. -- Turonien inf.) 51

Figure 1 : Localisation géographique du site. 2

Figure 2 : Schéma des unités structurales d'Afrique du Nord 3

Figure 3 : Carte géologique de la région de Morsott (d'après la carte géologique de Morsott au

1/50 000) et localisation de la coupe étudiée. 4

Figure 4 : Coupe du Djebel Chemla. 5

Figure 5 : Echelle stratigraphique des temps géologiques (datations d'après ODIN et ODIN,

1990) 7

Figure 6 : Relation entre profondeur du milieu et type de foraminifères présents 11

Figure 7 : Carte du monde au Cénomanien, il y a 94 Ma. 13

Figure 8 : Log stratigraphique de la coupe du Dj. Chemla. 15

Figure 9 : Biozonation du Crétacé moyen par les Ammonites et les Foraminifères

planctoniques 18

Figure 10 : Evolution du taux de carbone organique total (COT). 23

Figure 11 : Etages de peuplement et milieux de dépôt (modifié d'après Andreu, 1991) 24

Figure 12 : Log stratigraphique et paramètres de tri. 28

Figure 13 : Clés de détermination des principaux genres de foraminifères planctoniques

rencontrés. 31

Figure 14 : Log stratigraphique et paramètres de tri (suite). 44

Figure 15 : Foraminifères planctoniques -- Répartition de quelques espèces-clés. 52

Figure 16 : Biozonation du Crétacé moyen à supérieur par les foraminifères planctoniques 53

Figure 17 : Variations du contenu micropaléontologique en domaine marin exprimées par

différents rapports (d'après Rey, 1983 in Andreu, 1991). 54

Figure 18 : Présentation des principaux rapports de tri et des zones définies dans la coupe 58

Figure 19 : Séquences de dépôt et variations eustatiques au cours du Cénomanien 60

Figure 20 : Reconstitution paléogéographique du domaine est-atlasique au cénomano-turonien
(modifié d'après Herkat et Kechid-Benkherouf, 2006). 62

Introduction

INTRODUCTION

L'étude menée dans le cadre ce Magister n'est que le début d'un travail de recherche qui se poursuivra par une thèse de doctorat. Axé sur l'étude du contenu (micro)paléontologique de formations du Crétacé moyen (Albien sup. -- Turonien inf.) de la région de Tébessa (NE de l'Algérie), le travail entrepris a deux objectifs principaux, biostratigraphique et paléoenvironnemental.

Pour atteindre ces objectifs, une centaine d'échantillons, incluant de nombreux fossiles, ont été prélevés sur une coupe longue de plus de 2 km, dans des niveaux essentiellement marneux.

Une étude systématique a alors été entreprise, consistant, pour les échantillons meubles, en un lavage des marnes, puis en un tri minutieux des microfossiles sous l'objectif d'une loupe binoculaire. Ostracodes et foraminifères (benthiques comme planctoniques) ont été consciencieusement comptabilisés afin de réaliser des études statistiques, utiles aux reconstitutions paléoenvironnementales. Les 'bons' microfossiles stratigraphiques ont bien entendu été soigneusement recherchés.

Les échantillons indurés ont pour leur part été sectionnés afin de réaliser des lames minces, et plusieurs autres méthodes ont par ailleurs été employées, pour arriver à déterminer le plus précisément possible les caractéristiques des niveaux étudiés.

L'étude de la crise cénomano-turonienne, évènement d'ampleur mondiale, a également retenu toute notre attention.

La présentation de ce travail s'articule classiquement en trois parties. Dans la première sont présentées quelques généralités, dans la seconde, une description succincte des méthodes employées, tandis que dans la dernière partie, de loin la plus longue, sont exposés les résultats obtenus et l'interprétation qui en découle. A chaque niveau, un maximum d'illustrations ont été proposées, ainsi qu'une liste bibliographique la plus complète possible.

Chap. I

Généralités

I - Généralités 2

1. Contexte géographique 2

2. Contexte géologique 3

3. Présentation du site d'étude 5

4. Précision sur les terrains étudiés 6

I - Généralités

1. Contexte géographique

Le site étudié est localisé au nord-est de l'Algérie, dans la partie orientale de la wilaya de Tébessa, qui est entourée des wilayas de Souk Ahras, d'Oum El Bouaghi, de Khenchela et finalement d'El Oued au sud. A l'est, c'est la frontière tunisienne qui lui sert de limite

Le site qui nous intéresse se situe à mi-chemin entre le chef-lieu de wilaya et la ville de Morsott, soit une vingtaine de km, dans la plaine qui s'étend au pied des Djebels Dyr, Chemla et Zitouna (fig.1).

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AROC

36°00 --

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8°00'

Figure 1 : Localisation géographique du site.

2. Contexte géologique

Pour rédiger ce chapitre, nous nous sommes essentiellement basés sur les travaux de Blés et Fleury (1970), dans l'explication qu'ils font de la carte géologique de Morsott, ainsi que sur ceux de Dubourdieu (1956), et, dans une moindre mesure, sur la volumineuse et incontournable thèse de Vila (1980).

Nous ne décrirons pas avec précisions les formations géologiques rencontrées dans notre région d'étude, les auteurs cités précédemment en faisant une description exhaustive.

En introduction, nous allons évoquer les structures géologiques qui forment l'Algérie. Celles-ci, grossièrement disposées parallèlement à la côte méditerranéenne, comprennent, du sud au nord (fig.2) :

la plate-forme saharienne, zone ancienne stable comportant une couverture paléozoïque globalement tabulaire et séparée de l'entité suivante par la flexure sud-atlasique, accident majeur de la croûte terrestre,

la chaîne tertiaire intracontinentale des Atlas, qui comprend le Haut-Atlas marocain, l'Atlas saharien d'Algérie et l'Atlas tunisien,

la zone stable des hautes plaines, accidentée à l'ouest par le Moyen Atlas,

et enfin, tout à fait au nord, la grande chaîne alpine des Maghrébides, elle- même subdivisée en plusieurs ensembles (domaines interne / des flyschs / externe), qui se poursuit depuis le sud de l'Espagne et jusqu'à la province italienne de Calabre vers l'est.

V

200 km

Différents domaines de la chaîne alpine des Maghrébides

Domaine interne Domaine des flyschs Domaine externe

Figure 2 : Schéma des unités structurales d'Afrique du Nord
(modifié d'après Durand Delga et Fontboté, 1960)

La région qui nous intéresse se trouve dans la partie orientale de l'Atlas saharien, ensemble structural situé dans la continuité du Haut Atlas marocain et qui se prolonge vers

l'est dans l'Atlas tunisien.

La zone de Tébessa / Morsott ne présente à l'affleurement que des formations sédimentaires, essentiellement calcaires et marneuses, dont les âges sont compris entre le Trias et le Miocène, le tout étant recouvert par endroit par des formations superficielles quaternaires, de type éboulis de pente ou alluvions (pour plus de précisions, voir Blés et Fleury, 1970).

La série stratigraphique est cependant loin d'être complète, aucune trace de Jurassique n'ayant été à ce jour découverte, pas plus que de la partie basale du Crétacé inférieur. Le Trias évaporitique est donc la formation la plus ancienne présente, mais il est intrusif au sein de formations sédimentaires plus récentes. Ce diapirisme, très caractéristique de la partie orientale de l'Atlas saharien, ainsi que de l'Atlas tunisien, provoque un bouleversement des roches encaissantes : réduction d'épaisseur, changements brusques voire renversements de pendage, laminage des roches. Pas moins de trois pointements triasiques (« trois diapirs ») sont présents sur la feuille de Morsott, d'ampleur certes variable, au niveau des Djebels Belkfif, Hameimat Nord (ce dernier jouxte notre zone d'étude) et Hameimat Sud (fig. 3). Les formations les plus anciennes en 'position normale' sont représentées par des dépôts d'âge Aptien dans la feuille de Morsott, et d'âge Barrémien dans les territoires contigus (par exemple dans la région de l'Ouenza ou au niveau du Djebel Mesloula [Dubourdieu, 1959]). L'histoire géologique anté-barrémienne est donc inconnue dans la région.

8° 8°20

35°411-

35°30' -

·

Mors

A

Formations quaternaires

du fossé d'effondrement

de Morsott-Tébessa

rnla

Hameimat nor

A

Hameimat s

0 2.5 km

Dj

	Trias Vraconnien-Aptien Cénornanien Turonien inf. Campanien inf. / Turonien sup	re2		Maastrichlien inf. / Campanien moy Paléocène inf. / Maastrichtien sup. Lutétien inf. / Paléocène sup. Miocène inf. Plio-Villanfranchien
n5-7
cl		e4-6
c2a
c2b

Figure 3 : Carte géologique de la région de Morsott (d'après la carte géologique de Morsott au 1/50 000) et localisation de la coupe étudiée.

L'ensemble de ces formations a été plissé de façon modérée (rétrécissement latéral estimé à 5% seulement au niveau des calcaires turoniens sur la coupe du Djebel Zitouna), suivant une orientation moyenne NE-SW. Cette direction moyenne, qui représente la phase de plissement principal, dite `atlasique', a été acquise entre le Lutétien inférieur et le Miocène.

Par la suite, se sont individualisés des fossés d'effondrement, d'orientation globale NW-SE, dont ceux de Tébessa (WNW-ESE) et de Morsott (NNW-SSE). Leur mise en place a débuté avant le Plio-Villafranchien et s'est poursuivie jusqu'à une époque récente. L'amplitude verticale maximale du déplacement atteint 450 m environ pour le fossé de Morsott et jusqu'à 800 m pour celui de Tébessa (Blés et Fleury, 1970).

3. Présentation du site d'étude

Nous allons dans la suite de ce mémoire nous intéresser non seulement à une région précise, déjà détaillée au-dessus, mais également à une époque bien déterminée Ce sont en effet des formations cénomaniennes qui vont recueillir toute notre attention, et plus précisément celles de la coupe du Djebel Chemla, que nous nommerons ainsi désormais.

La coupe du Djebel Chemla s'étire sur environ 2.5 km entre le Djebel Hameimat Nord au SW et le Djebel Chemla au NE, à une altitude comprise entre 850 m à la base et 1200 m environ au sommet (fig. 4). Les couches cénomaniennes, à dominante marneuse, y sont en position normale, encadrées par des formations vraconniennes à la base et turoniennes au sommet

SVV A B NE

1300 m

1300 m

1200 m

1200 m

1100 m

1100 m

1000 m

1000 m

900 m

900 m

800 m

800 m

700 m

700 m

0 500 m

Figure 4 : Coupe du Djebel Chemla.
(les notations et le code de couleur employés sont les mêmes que sur la figure 3).

L'épaisseur de la formation cénomanienne du Djebel Chemla est donc particulièrement importante (environ 700 m), ce qui est confirmé par Blés et Fleury (1970), Dubourdieu (1956) ou encore Benkherouf (1988) dans les territoires avoisinants : ces derniers évoquent des épaisseurs respectives d'environ 600 m pour la région de Morsott, de 750 à 1000 m pour celle de l'Ouenza et de 715 m pour le Dj. Dyr.

4. Précision sur les terrains étudiés

Notre intérêt s'est porté sur des terrains, principalement marneux, d'un âge compris entre l'Albien terminal (sous-étage Vraconnien) et le Turonien basal. La majeure partie de notre étude porte donc sur des terrains d'âge Cénomanien, c'est-à-dire du Crétacé moyen, selon les uns, ou de la partie basale du Crétacé supérieur, selon les autres (fig.5).

L'étage Cénomanien doit son nom à la ville française du Mans (nommée Cenomanum en latin), où il a été défini en 1847 par d'Orbigny, et s'étale approximativement entre 96 et 92 Ma (mais les marges d'erreur restent très importantes, puisqu'elles sont comprises entre 1 et 3 Ma).

Les terrains étudiés semblent présenter des caractéristiques typiques, ce que confirme Vila (1980) qui évoque dans la région et en Tunisie voisine un Crétacé supérieur très homogène, seulement marqué par des variations d'épaisseurs. Les formations vraconnocénomaniennes y sont décrites comme principalement marneuses et se terminent par une « barre » calcaire, correspondant aux formations dites « Fandene » et « Bahloul » de Tunisie (Burollet, 1956).

QUATERNAIRE								Ma ^1,75 3,4 5,3 7,1 ^11 14,7 15$ ^2°3 23 28 33,7 37 46 53 55 ^68 ^72 ^83 ^87 (a ^92 g6 108 ^113 ^117 ^123 ^131 135 141 146 154 160 164 170 175 184 ^181 ^200 203 - 220 230 233 240 250
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					TORTONIEN
					SERRAVALLI EN
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	-0 M O G1 m z ^m		EOCENE		PRIABONI EN
					BARTONI EN
					LUTETI EN
					46 YPRESIEN
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						CAMPANIEN
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					TU RON IEN
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			Inférieur		Vracon rien ALBI EN
					APTIEN
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						HAUTERIVIEN
						VALAN GIN IEN
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	C cn D C m		MALM		TITHONIEN
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					OXFORDIEN
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					BATHONI EN
					BAJOC IEN
					AALENIEN
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					PLI ENSBAC HIEN
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	cn		Moyen		LADI NI EN
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									Ma 255 258 265 275 285 ^288 - 305 - 315 ^328 - - - 345 - ^388 365 375 380 385 390 408 ^418 425 - 430 - - 435 ^448 ^488 ^462 465 ^480 500 - - 525 530
> r 0 N O C rrl	M xi Z	THURINGIEN		TATARIEN
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							ARUNDIEN
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				^11			IVORI EN
							HASTARI EN
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				FRASNI EN
		Moyen		GIVETI EN
		Inférieur		EMSIEN
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				GORSTI EN
		WENLOCK		HOMERIEN
				SHEINWOOD IEN
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	^0 P:1 D 0 < 0 Z	Supérieur		Su ASHGI LLI EN
				CARADOCI EN
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		Inférieur		AREN IG I EN
				TRE MAD OC IE N
	0 E ro Xi Z	Supérieur
		Moyen		MAYAI EN
				AMGAIEN
		Inférieur		LENIEN
				ATDABANIEN
				TOMMOTI EN
				PALEOCAM BRIEN
									540

Figure 5 : Echelle stratigraphique des temps géologiques (datations d'après ODIN et ODIN, 1990).
(la période nous intéressant est représentée en grisé)

Chap. II

Matériel

et

Méthodes

II- Matériel et méthodes 8

1.Description des prélèvements 8

2.Méthodes utilisées 8

a-Calcimétrie 8

b-Dosage du carbone organique total (COT) 8

c-Traitement des échantillons meubles ou faiblement indurés 8

d-Paramètres déterminés à l'issue du tri 9

Chap. H : Matériel et Méthodes

II- Matériel et méthodes

1. Description des prélèvements

· Environ ³/4 des échantillons récoltés sont marneux ou marno-calcaires, donc faiblement indurés. Pour ces échantillons, un prélèvement d'environ 500 g a été réalisé approximativement tous les cinq mètres, parfois plus (par exemple faute d'affleurements), parfois moins, notamment en cas de variations d'apparence significatives. Chacun d'entre eux a bien entendu été prélevé après 'rafraîchissement' de la zone de prélèvement (afin d'éliminer les zones altérées), puis placé dans un récipient approprié et numéroté correctement.

· Le reste des échantillons, représenté surtout dans la partie finale de la coupe, est constitué de calcaire induré. Afin de pouvoir réaliser par la suite des lames minces, un petit bloc de roche a été dégagé et collecté.

· De plus, dans tous les niveaux fossilifères, parfois très riches, nous n'avons pas manqué de récolter de nombreux fossiles, qui ont été également soigneusement numérotés.

2. Méthodes utilisées

a- Calcimétrie

Le taux de carbonate de calcium contenu dans les échantillons a été évalué au moyen de la méthode classique du calcimètre de Bernard. En comparant le volume de CO2 dégagé par l'échantillon (sur lequel quelques mL d'acide chlorhydrique ont été versés) à celui qui serait dégagé par une quantité donnée de calcite pure, il est possible de déterminer très simplement la quantité de CaCO3 contenue dans l'échantillon analysé.

b- Dosage du carbone organique total (COT)

Il s'agit de rechercher, dans un échantillon donné, le carbone ayant une origine organique (y compris donc le carbone des os, des tests ou des coquilles), désigné par le sigle COT (ou 'TOC' en anglais). L'analyse se fait sur un échantillon broyé et préalablement décarbonaté, à l'aide d'un pyrolyseur, dans notre cas de type LECO IR212 (mesures réalisées au laboratoire de Tectonique de l'Université Paris VI - Jussieu).

c- Traitement des échantillons meubles ou faiblement indurés Pour tous les échantillons, trois étapes principales ont été suivies :

1- Trempage :

L'échantillon (environ 100g) est mis à tremper pendant une nuit dans de l'eau (chaude de préférence, la réaction étant plus rapide et plus complète) additionnée d'eau oxygénée (environ une cuillère à soupe pour chaque échantillon).

Cette procédure est cependant souvent insuffisante pour les échantillons les plus indurés (en général riches en carbonate de calcium). Ceux-ci sont alors soumis, après ajout de cristaux de sel, à un ou plusieurs cycles congélation-décongélation : l'action du gel permet en général de désagréger convenablement le sédiment.

2- Lavage :

Les échantillons marneux, devenus complètement malléables après l'étape de trempage, sont lavés au travers de deux tamis (1), l'un de maille grossière (2 mm), et le second de maille très fine (0.063 mm) Au final, les échantillons sont donc débarrassés de leurs éventuels résidus grossiers (notamment des fragments de fossiles) et de leur fraction limono-argileuse.

Pour éviter les contaminations malencontreuses entre échantillons, les tamis sont imprégnés avec un colorant (ici du bleu de méthylène) qui permettra, lors de l'étape ultérieure de tri, de repérer les 'intrus' (évidemment colorés en bleu). Après un lavage méticuleux, le résidu du tamis fin est mis à sécher à l'air libre.

3- Tri :

(4)

(5)

Une fois l'échantillon parfaitement sec, l'étape finale du tri peut débuter, et c'est là que commence véritablement enfin le travail du micropaléontologue. Après avoir étalé quelques mg de sédiments sur un 'plateau de tri'(2) (dans notre cas un simple carton peint en noir), le travail minutieux de tri se fait sous l'objectif d'une loupe binoculaire') : les microfossiles repérés sont soigneusement triés un à un à l'aide d'une 'aiguille montée'('>, puis placés, idéalement, dans une 'cellule de microfaune'"), sorte de boîte miniature munie d'un couvercle.

Afin de pouvoir réaliser des études statistiquement viables, un minimum de 200 individus doit être isolé. Patience et longueur de temps doivent donc être les atouts du micropaléontologue : en effet, le tri d'un seul échantillon exige entre 2 et 5 heures (cette durée est fonction notamment de la quantité de microfossiles présents, de leur taille, de leur état de conservation...).

d- Paramètres déterminés à l'issue du tri

Lors du tri, les microfossiles identifiés ont été comptabilisés (jusqu'à atteindre un total

de 200 environ) et regroupés par populations. Nous avons ainsi pu différencier (tableau 1):

les foraminifères benthiques (B), parmi lesquels nous distinguerons les foraminifères benthiques calcaires (BC) et ceux agglutinés (BA),

les foraminifères planctoniques (P), parmi lesquels nous distinguerons les foraminifères planctoniques globuleux (PG) et ceux carénés (PC),

les ostracodes (0).

Les rapports entre les valeurs obtenues donneront des indications sur les paléoenvironnements (ce sera l'objet du chapitre suivant). En plus de ces comptages, nous avons également évalué :

- la diversité spécifique :

Nous parlerons de population peu, moyennement ou très diversifiée (il est difficile cependant de déterminer précisément la richesse spécifique, au vu de la difficulté parfois grande pour la détermination exacte des spécimens),

- la richesse en microfossiles :

Exprimé en nombre de microfossiles par gramme de sédiment trié, ce paramètre ne reflète pas seulement la richesse (micro)fossilistique réelle, mais dépend de plusieurs facteurs, dont notamment la qualité du lavage (meilleur il aura été, plus les fossiles seront concentrés dans le résidu), la proportion en éléments fins (silts et argile), éliminés lors du lavage, l'induration du sédiment (un sédiment induré sera évidemment moins bien trié qu'un sédiment tendre) et bien entendu la qualité du tri et l'expérience du micropaléontologue.

Remarque : Pour déterminer la richesse réelle, il aurait fallu peser précisément l'échantillon avant et après lavage (pour ainsi évaluer avec exactitude la proportion de fraction fine éliminée), ce qui n'a pas été fait lors de cette étude.

--. rn .,?....) N o ;.- ,E2, rn k e t2 ts ^4q	Foraminifères benthiques (B) Vivent sur le fond, fixés ou non, enfouis dans le sédiment (endobionte) ou à la surface (épibonte). Leur abondance diminue progressivement en s'éloignant du littoral. Les espèces benthiques sont beaucoup plus répandues que les espèces planctoniques (actuellement seules 70 des 4000 espèces vivantes décrites sont planctoniques)	Foraminifères benthiques calcaires (BC) Pourvus d'un test calcaire secrété par l'animal, et abondants dans les zones les plus superficielles (ex : Nodosaria, Lagena...)
		Foraminifères benthiques agglutinés = arénacés (BA) : Pourvus d'un test d'origine exogène, constitué de particules captées dans le milieu environnant. Sont présents à toutes les profondeurs, mais sont les seuls qui subsistent à de grandes profondeurs. Leur abondance relative augmente donc avec l'approfondissement (ex : Ammodiscus, Textularia ...)
	. e Foraminifères planctoniques (P) Flottent librement dans la tranche d'eau, et sont présents aussi bien près des côtes qu'au large. Leur abondance relative augmente cependant avec l'approfondissement, en rapport avec la moindre proportion d'organismes benthiques présents dans les plus grandes profondeurs.	Foraminifères planctoniques globuleux (PG) Vivent à proximité de la surface (ex : Heterohelix, Hedbergella ...)
		Foraminifères planctoniques carénés (PC) Formes plus complexes, munies d'une carène, vivant à de plus grandes profondeurs (ex : Globorotalia, Rotalipora...)
--, rn rn 2 et N rd ' 'è)	Ostracodes (0) Groupe d'arthropodes crustacés, dont la taille peut aller jusqu'à 10 mm. Vivent dans tous les milieux aquatiques, et sont généralement benthiques, endobiontes (donc enfouis dans le sédiment) ou épibiontes (sur le sédiment). Certains sont pélagiques (et munis d'appendices servant à la nage). L'étude des populations d'ostracodes donne de précieuses indications en terme de paléoenvironnement (bathymétrie, salinité notamment).

Tableau 1 : Type de microfossiles observés.

La détermination de ces différents paramètres, et surtout l'étude de leur variation, va nous permettre d'obtenir des informations sur l'évolution des paléoenvironnements, chacune des populations distinguées étant spécifique d'un environnement particulier (voir l'exemple des foraminifères en figure 6).

Foraminifères planctoniques épipélagiques ...Cm.;.kigglbgr_gg!!K.11.Mugreliz)

^Pet?)
·

Foraminifères planctoniques

p_e,_s,

E
·11F- .4e mo- à ues

ee/_ce,_

'9,9 (ex^és Globorota^bathypélagilia. Rotali^qpora)

n

"te_e"

----

50 oeb^, al ) thj,

Diversité maximale des foraminifères calcaires benthiques

Diversité maximale des foraminifères agglutinés

* N.M = niveau marin

N- M"

100 m

Figure 6 : Relation entre profondeur du milieu et type de foraminifères présents
(modifié d'après Brasier, 1980).

Chap. III

Résultats

et

Interprétations

a
III -- Résultats et interprétations	12
1. Généralités	12		a-Historique des travaux existants
12	b-Aperçu général sur le monde au Crétacé moyen
12	c-Le log stratigraphique
14	2. Résultats
16	a-Les fossiles
16	b-Aspects minéralogiques et géochimiques
21	c-Résultats du tri des microfossiles
23	d-Etude des lames minces
45	3. Interprétations
52
a-Axe Biostratigraphie	52
b-Axe Paléoenvironnement / Paléogéographie	54
c-La crise cénomano-turonienne	62
d-Le passage Vraconnien-Cénomanien	65
e-Questions en suspens	66

III -- Résultats et interprétations

1. Généralités

a- Historique des travaux existants

Les travaux récents concernant la paléontologie, et surtout la micropaléontologie de l'est algérien sont rares. Nous citerons cependant les travaux de Glintzboeckel et Magne (1960) ou encore de Sigal (1952a) : ces études, déjà anciennes, sont malheureusement difficiles à trouver et n'ont pas pu être consultées directement. Plus récemment, Vivière (1985) et Benkherouf (1988) se sont intéressés à la région : ces derniers travaux en particulier nous ont été d'un grand secours. D'autres études, autant paléontologiques que stratigraphiques, ont également été entreprises plus récemment, dont celles de ChikhiAouimeur (1998), Herkat (1999), Boumaza (2000) ou Redjimi-Bourouiba (2002).

Si les travaux concernant l'est algérien restent peu répandus, ceux concernant les contrées voisines de Tunisie sont en revanche nombreux. Nous n'évoquerons que les plus récents et ceux sur lesquels nous nous sommes véritablement appuyés : Caron et al. (1999, 2006), Robaszynski et al. (1993, 2007).

b- Aperçu général sur le monde au Crétacé moyen

La Terre au Crétacé, et en particulier au Crétacé moyen, offre un visage bien différent de celui que nous connaissons actuellement, et ce sur différents points :

- les températures semblent avoir été uniformément chaudes, à tel point que certains auteurs estiment que les températures de surface des océans tropicaux étaient 4 à 7 °C plus chaudes que les températures maximales actuelles, soit comprises entre 32 et 34°C (Norris, 2002), et que les pôles étaient très probablement libres de toute glace.

- la 'transgression cénomanienne' (pas vraiment synchrone en réalité, cet étage correspondant selon les lieux à une période de montée du niveau marin ou au début de la régression qui suit) avait porté les océans à leur plus haut niveau des 600 derniers millions d'années, cette transgression étant bien caractérisée même par des auteurs anciens (Gignoux et Moret, 1935). Des mers épicontinentales recouvrent alors une grande partie des continents.

- la configuration du monde enfin n'est guère semblable à celle qui prévaut à l'heure actuelle : la Pangée, qui a commencé à se disloquer bien avant le début du Crétacé, continue à se fracturer. A la fin du Jurassique, l'Afrique et l'Amérique du sud sont encore solidaires, tandis que l'océan Atlantique a commencé à s'ouvrir dans sa partir nord. Au début du Crétacé, cette ouverture se poursuit dans la partie médiane, puis dans la partie sud. Au Crétacé moyen, l'Afrique est donc totalement séparée de l'Amérique, et séparée de l'Europe par un océan, la Téthys, ancêtre de l'actuelle Méditerranée (fig. 7). Les dépôts formés à l'époque dans l'actuelle Afrique du nord appartiennent donc au domaine dit `téthysien'. La région de Tébessa se situe approximativement à 15° de latitude Nord.

OCEAN

AR pij

OCEAN PACIFIQUE

AT LA N TI NORD

Chine

Arabie

ATLANTIQUE

SUD ntarctig

* surfaces grisées = aires émergées trait blanc = contour des continents

0 2000 km

Dterres émergées \?. contours actuels

sédimentation carbonatée

(en pointillés : zones à sédimentation détritique)

Tt] position approximative de Tébessa

Figure 7 : Carte du monde au Cénomanien, il y a 94 Ma.
(carte du haut modifiée d'après Scotese, 2002
et carte du bas modifiée d'après Andreu, 1991).

c- Le log stratigraphique

Entre le Vraconnien à la base et le Turonien inférieur au sommet, s'étale une succession de couches marneuses et de plus rares niveaux calcaires, dont nous allons détailler ci-dessous la succession (fig.8):

· Vraconnien (environ 30m) : calcaire noir en plaquettes, alternant avec des marnes sombres.

· Cénomanien (environ 700 m):

inférieur : épaisse série marneuse, de couleur sombre (teintes variées de gris ou de marron), fréquemment riche en gypse et peu fossilifère. On y retrouve cependant des bivalves, des ammonites et de rares bélemnites. Les intercalations calcaires sont rares, et ont livré des traces d'ammonites (indéterminées).

moyen : les intercalations calcaires sont plus abondantes et plus épaisses. Plusieurs bancs lumachelliques ont livré une riche faune, notamment de gastéropodes, d'oursins et de bivalves, dont des ostréidés en grand nombre, ce qui justifie le qualificatif de « marnes à huîtres » parfois donné à ces formations. Notons également la présence de plaques de calcite fibreuse, livrant parfois des empreintes d'oursins, et déjà décrites par Dubourdieu (1956) pour qui ceux-ci ne sont pas déterminables.

supérieur : vers le sommet, les couches marneuses cèdent peu à peu la place à des niveaux calcaires qui assurent la transition avec le Turonien. Les fossiles récoltés y sont beaucoup moins nombreux que dans le Cénomanien moyen. Les bancs calcaires (ou calcaro-marneux) présentent une texture micritique et une teinte grisâtre générale.

· Turonien inférieur (environ 45m) : la transition avec le Cénomanien est progressive et délicate à situer précisément. Nous considérerons cependant que la présence de niveaux de calcaires noirs à débit 'en plaquettes' marque cette limite (fig.8). Ces niveaux, caractéristiques de la survenue de l'évènement anoxique de la limite Cénomanien/Turonien, l'OAE2 (` Oceanic Anoxie Event 2' ou ' Evènement d'Anoxie Océnanique', - le second du genre au Crétacé-, tel qu'il a été défini par Schlanger et Jenkyns en 1976), sont typiques de cette période et amplement décrits dans la littérature, et notamment en Tunisie voisine (voir à ce sujet Caron et al., 1999 ; 2006). Ces niveaux de transition sont ensuite suivis par des niveaux de calcaires gris en petits bancs (à texture toujours micritique), surmontés par de gros bancs plurimétriques de calcaire ocre, formant dans le paysage une corniche marquée.

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1,4, 18

Calcaire ai noir à débit en ^plaquettesLimite Cénornanieri/Turonien

0

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· --

Premier vrai banc calcaire (éch. N^°37),7\⁴⁷. .;74_e2.,^-,,t)

Cornac; Vraconmen/ Canomanien

Marnes - Cencnnamen

W;'^,1Ê

37

Chap. III : Résultats et interprétations

/ère e1 2ème corniches calcaires - Turomen

-g3

it Gypse

aD

Figure 8 : Log stratigraphique de la coupe du Dj. Chemla.

2. Résultats

Dans ce travail, nous avons cherché à atteindre deux objectifs principaux, à savoir, d'une part, essayer de reconstituer les conditions paléoenvironnementales (et paléogéographiques) régnant lors du Crétacé moyen (`axe paléoenvironement'), et, d'autre part, effectuer des interprétations d'ordre biostratigraphique (`axe biostratigraphie').

Pour ce faire, nous avons recherché tous les indices utiles, qu'ils soient d'ordre paléontologique et micropaléontologique (récolte systématique des fossiles rencontrés sur le terrain, lavage et tri pour les microfossiles), d'ordre sédimentologique (granulométrie des sédiments) ou minéralogique (présence de minéraux remarquables).

Pour chaque étape, nous nous sommes efforcés, dans la mesure du possible, de proposer un maximum d'illustrations, photographies ou schémas (dont la plupart ont été réalisés selon nos propres observations).

La détermination des fossiles et microfossiles a été réalisée en utilisant la documentation en notre possession, forcément trop rare et incomplète. La détermination proposée sera donc la plus complète possible (avec nom de genre et espèce), mais, dans un certain nombre de cas, nous avons préféré la laisser imparfaite (nom de genre seul, voire de famille) plutôt que de risquer une interprétation erronée. D'éventuelles erreurs restent cependant inévitables, et nous tenons à nous en excuser d'avance auprès du lecteur.

a- Les fossiles

Plusieurs types d'organismes ont été rencontrés, principalement dans les niveaux lumachelliques du Cénomanien moyen et supérieur. Il s'agit notamment de mollusques (bivalves, gastéropodes et céphalopodes) et d'échinodermes. Des photos des spécimens les mieux conservés sont présentées dans les planches 1, 2 et 3 qui suivent.

Par ordre d'abondance, nous citerons :

- les bivalves ou lamellibranches (répartition stratigraphique : Cambrien -- actuel) :

Ils sont de loin les plus abondants. Leur utilité est surtout d'ordre paléoenvironnemental. Les bivalves les plus fréquents sont des ostréidés (équivalents de nos huîtres actuelles). Souvent présents en très grand nombre, ils se rencontrent à tous les niveaux, et ont pour représentant principal des Exogyres (uniquement Crétacé). D'autres groupes de bivalves, généralement moins bien représentés, peuvent également être observés (p1.2).

Les ostréidés regroupent plusieurs genres (classification d'après Malchus, 1990) :

Sous-ordre OSTREINA Ferussac, 1822

Super-famille OSTREACEA Rafmesque, 1815 Famille OSTREIDAE Rafmesque, 1815

Sous-famille EXOGYRINAE Vyalov, 1936 .p1.1.B, C

Genre Amphidonte Fischer de Waldheim, 1829 .p1.1B

Sous-genre Amphidonte Fischer de Waldheim, 1829

Sous-genre Ceratostreon Bayle, 1878

Sous-famille LOPHINAE Vyalov, 1936

Genre Lopha Roding, 1798 p1.1E

Sous-genre Actinostreon Bayle, 1878

Genre Rastellum Faujas-Saint-Fond, 1799 p1.1D, F

Sous-genre Arctostrea Pervinquiere, 1910

- les gastéropodes (répartition stratigraphique : Carbonifère -- actuel)

En général associés aux bivalves dans les niveaux à lumachelles, ils sont également très fréquents. Là encore, leur utilité est surtout d'ordre paléoenvironnemental.

- les échinodermes : seuls des Plaque de calcite fibreuse à Echinoïdes (Ordovicien -- actuel) ont

ti empreintes d'oursins.

été récoltés, principalement de type
irrégulier (le genre Hemiaster semble

⁷ représenter à lui seul une grande

7, à L partie des spécimens récoltés, p1.3A)

pour les niveaux cénomaniens (donc
caractérisant des substrats plutôt

I 3

meubles de type vase).

cm De plus rares échinoïdes réguliers

ont pu être récoltés dans les niveaux du Turonien basal (Heterodiadema libycum, p1.3C). Cette espèce en particulier semble caractériser le Crétacé supérieur (Cénomanien notamment) d'Afrique du Nord mais

également du sud de l'Europe, bien que certains auteurs (Geys, 1980) l'ait décrite

jusqu'au Campanien.

De plus, au sein même des niveaux marneux, il n'est pas rare de rencontrer des plaques de calcite fibreuse portant des empreintes d'Echinoïdes (voir illustration ci-dessus), mais ceux-ci ne semblent pas identifiables. Des fragments d'entroques sont présents dans près de 60 % des échantillons triés.

les céphalopodes : ils comprennent plusieurs groupes, dont :

· les Ammonoïdes : les Ammonites (Permien -- Crétacé) ont un intérêt stratigraphique primordial. C'est d'ailleurs sur les ammonites que sont basées de nombreuses biozonations du Crétacé, même si d'autres organismes (les foraminifères planctoniques notamment) sont également de première importance (fig. 9). Malheureusement, en ce qui nous concerne, seuls de rares spécimens, tous fragmentés, ont été récoltés (p1.3B, D). Des empreintes ont également été relevées dans certains niveaux indurés (et notamment dans les calcaires noirs à débit en plaquettes du Vraconnien, à ammonites pyriteuses).

· les Bélemnitoïdes (Carbonifère -- Eocène) : seul un rostre de bélemnite a été découvert (éch. n°36 dans le Cénomanien inf.). Ces organismes peuvent cependant présenter un intérêt stratigraphique, notamment pour les niveaux crétacés.

· les Nautiloïdes (Cambrien -- actuel) : leur intérêt stratigraphique est limité Le genre Nautilus (un unique spécimen rencontré dans un banc calcaire du Cénomanien moyen) est le seul genre de Nautiloïdes persistant à l'heure actuelle.

Etage		Sous-étage
		-- 89.3 C 2 Z I--
= a. a.l. c , 2 E_ n .. I-- t.n.
		93.5 C Cl) c OC E o C SC) 0 99.6
É. o C ''^1) · (1) ^CL (..) co^p
		C a) Z <
'5 mc -- ,D,',u, ..15 a .0 f.7

Ammonites
		Subprionocyclus neptuni
Romanceras devenarianum
		Mammites nodosoides
		Watinoceras devonensef coloradoenoense
		Acanth. rhotomagense
		Cunningtoniceras inerme
		Mantelliceras dixoni
MantelliceraS saxbii
		Stoliczkaia dispar
Mortoniceras perinflaturn
		Mortoniceras inflatum
Callihoplites auritus

Foraminifères planctoniques			Zones
Marqueurs de zone
Dicannella concavata		Marginotruncana schneegansi
Heivetoglobotruncana		HeIvetoglobotrun- cana helvetica
hefvetica fielvetoglobotruncana helvetica
·		Whiteinella
archaeocretacea		Rotalipora cushmani
Rotalipora cushmani
Rotalipora cushmani
		Rotalipora reicheli
Rotalipora reichefi		Rotalipora globotruncanoides
Rotalipora giobotruncanoicies
		Rotalipora appenninica
Planomalina buxtorti
Rotalipora appenninica
		Rotalipora ticinensis

Figure 9 : Biozonation du Crétacé moyen par les Ammonites et les Foraminifères planctoniques. (modifié d'après Gradstein et al., 2004).

A B

C

D E

F

Planche 1 : Bivalves (ostréidés).

A. Indéterminé, B. Amphidonte (Ceratostreon) flabellatum (GOLDFUSS) (Cénom. moy.),

C. Ilymatogyra (Afndgyra) africana (LAMARCK) (répandu dans tout le Cénomanien),

D. Rastellum ?, E. Actinostreon syphax (COQUAND) (Cénom. inf.), F. Rastellum ?. 19

Chap. III : Résultats et interprétations

A

E

H I

G

Planche 2 : Bivalves (A à F) et Gastéropodes (G à H).

A. Neithea shawi (PERVINQUIERE) (Cénom. inf.), B. Trigonia sp. ?, C. Indéterminé, D. Moule interne de Venus ?, E. Cardita delettrei ? (COQUAND) (Cénom. sup.),

F. Indéterminé (Cénom. moy.), G. Nerinea bicatenata ? (COQUAND) (Cénom. moy.), 20
H. Spécimen de la famille des Naticidae ? (Cénom. moy.), I. Indéterminé (Cénom. moy.).

		· 11	A
B

C

Planche 3 : Oursins (A, C) et Ammonites (B, D).

s

·

A. Hemiaster batnensis (COQUAN D) (Cénom. moy.), B.Indéterminé (Cénom. moy.), C. Heterodiadema libycum (DESOR) (Turonien inf.), D. Indéterminé (Cénom. sup.).

b- Aspects minéralogiques et géochimiques

· carbonate de calcium (CaCO3) [fig.120]

La valeur moyenne de 42 % obtenue pour les échantillons 'meubles' reflète bien l'appartenance de ceux-ci à la classe pétrographique des marnes. Les valeurs extrêmes nous permettent cependant de distinguer, au sens pétrographique, des argiles (20 % des échantillons analysés contiennent en effet moins de 15 % de CaCO3) et des calcaires marneux (environ 20 % présentent un taux de CaCO3 supérieur à 65%).

L'augmentation logique du taux de carbonate à l'approche des bancs calcaires traduit une diminution de la tranche d'eau, et à l'inverse, une proportion d'argile croissante s'explique généralement par un approfondissement du milieu de dépôt. En supposant des conditions d'oxygénation normales lors du dépôt, on s'attend donc à retrouver pour les échantillons les plus carbonatés une plus grande proportion d'organismes benthiques.

· glauconie

Composée de minéraux argileux riches en fer, la glauconie est un indicateur paléoenvironnemental intéressant. Elle se forme en effet uniquement en milieu marin, à des profondeurs estimées entre 50 et 500 m, soit de l'ordre de celle du plateau continental et du talus supérieur. Seule une faible proportion des échantillons analysés en contiennent (5.7 %),

notamment dans le Cénomanien inférieur (n°15, 16) et la fin du Cénomanien supérieur (n°103).

· gypse

`Marnes à huîtres' ou 'marnes à gypse' : ces deux qualificatifs s'appliquent fort bien aux niveaux marneux du Cénomanien du Dj. Chemla. Près de 60 % des échantillons contiennent en effet du gypse (parfois nettement identifié sur le terrain, parfois seulement sous l'objectif de la loupe).

De vastes lagunes côtières au niveau du Sahara actuel auraient fourni à l'époque de grosses quantités de gypse, qui se serait déversées jusque dans les mers du nord (Busson, 1972), d'où une très probable hypersalure des eaux.

· nodules ferrugineux et pyrite

Très fréquents à tous les niveaux (présents dans environ 45 % des échantillons), ces nodules ne se forment qu'en milieu réducteur, également nécessaire à la formation de pyrite (Baudin, 2008). A certains niveaux en effet, les microorganismes (ostracodes comme foraminifères) sont très largement pyritisés. Un tel milieu permet aussi la préservation de matière organique, attestée par la couleur souvent sombre des échantillons.

· quartz et minéraux argileux

Aucun grain de quartz n'a pu être formellement identifié lors de notre étude, mais une analyse par diffraction aux RX aurait vraisemblablement permis, en étudiant la fraction fine, de découvrir une certaine proportion de quartz (étude qui n'a pas été mise en oeuvre ici).

En effet, une telle étude menée sur la région voisine de Kalaat Senan en Tunisie (approximativement 40 km vers le NE) [Robaszynski et al., 1993] révèle une présence régulière de grains de quartz très fins (moins de 2 gm) au sein de la fraction argileuse, et beaucoup plus rare de grains fms (30 à 100 gm). Les variations de la teneur en quartz s'expliquent logiquement selon ces auteurs par un éloignement plus ou moins grand du continent-source.

Les variations des rapports entre les différents minéraux argileux s'expliqueraient aussi par des variations dans les conditions paléoenvironnementales et notamment du niveau eustatique.

· carbone organique total (COT)

La mesure du taux de COT a été réalisée sur 10 échantillons, certains prélevés à la limite Vraconnien/Cénomanien (n°1A, 1B, 2) et les autres à la limite Cénomanien/Turonien (n°98, 100, 103, 104, 105, 106, 108). L'utilité de cette analyse est surtout d'apprécier l'éventuel état d'anoxie du milieu de dépôt, sachant qu'une valeur de COT de l'ordre de 1% (et supérieure) est qualifiée d'élevée. De telles valeurs caractérisent en effet des niveaux de type 'black shales', considérés comme des roches mères potentielles de pétrole.

Dans notre cas (fig.10), - et considérant une incertitude du résultat de l'ordre de 0,05% -, la plupart des valeurs obtenues sont relativement faibles (< 0,4 %). L'enrichissement en COT est sensible à l'approche de la limite cénomano-turonienne (0,86 % pour l'échantillon n°100), puis franchement important dans les niveaux immédiatement sus-jacents (1,2 à 2 %). Les valeurs décroissent ensuite rapidement (0,1 % seulement pour l'échantillon 108).

Des valeurs proches de 3 % ont même été mesurées dans la région de Tébessa, toujours sur des niveaux cénomano-turoniens (Naili, 1995).

COT (%)

·

·

1^,1 1^,1.1

0 0,4 2

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30m 20m 10m Om
	0 04 1

(c)Limite Vraconnien / Cénomanien (c)Limite Cénomanien / Turonien

Figure 10 : Evolution du taux de carbone organique total (COT).

Remarque: l'altitude '0m' a été prise pour les niveaux vraconniens de base, dont l'altitude absolue est en réalité d'environ 800 m (cette même échelle a été adoptée pour l'ensemble des autres figures concernées).

c- Résultats du tri des microfossiles

Trois axes majeurs seront développés, à savoir :

(1) l'étude des ostracodes,

(2) puis celle des foraminifères planctoniques,

(3) et enfin celle des foraminifères benthiques.

De chacun de ces axes nous tirerons, dans la mesure du possible, des interprétations d'ordre paléoenvironnemental et/ou biostratigraphique. Des illustrations sont fournies pour la plupart des espèces rencontrées (planches 4, 5, 6 et 7), ainsi que quelques clichés pris au microscope électronique à balayage (planche 8). Les résultats sont exposés dans les figures 12 et 14.

Avant d'entamer la présentation des résultats, il est important de souligner la très grande variété des populations fauniques rencontrées, du moins aux yeux du chercheur néophyte que j'étais et que je suis encore : ce sont en effet, au bas mot, pas moins de 40 espèces de foraminifères qui ont été reconnues (et certainement beaucoup d'autres ignorées !) et une dizaine d'ostracodes. La diversité est grande également entre les échantillons observés : certains montrant une population diversifiée, d'autres ultra-dominés par de rares espèces, entre des assemblages composés presque uniquement d'un type de population (planctonique, benthique, ostracodes) ou des assemblages mixtes. Les enseignements à tirer de ces observations sont évidemment nombreux et nous allons essayer d'y parvenir le mieux possible.

Pour caractériser les milieux de vie des organismes rencontrés, nous emploierons un certain nombre de termes (étage infra- ou circalittoral, plate-forme carbonatée interne ou externe...) [fig. 11].

Domaines	Continental		Marin
Milieux	fluviatile ou fluvio- iacustre	lagunaire	côtier	marin restreint	ou interne	marin ouvert ou externe
Etages		supralittoral marginolittoral		mediolittoral	infralittoral		circalittoral	bathyal

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· - 50 m a

- 80 m

Figure 11 : Etages de peuplement et milieux de dépôt (modifié d'après Andreu, 1991).

Précisions : L'étage infralittoral est défini comme la zone comprise entre les plus basses eaux et la limite inférieure de survie des algues photosynthétiques (soit une profondeur moyenne de 20m). L'étage circalittoral lui fait suite et s'étend jusqu'à une profondeur moyenne de 200 m (il correspond à la plate-forme continentale externe).

c-1 -- Les ostracodes

Rarement très abondants (un peu moins de 13% du total des microfossiles triés), leur présence est cependant habituelle, puisque seuls 7% des échantillons triés n'en contiennent pas du tout. Les assemblages de microfossiles sont donc généralement nettement dominés par des foraminifères (benthiques et/ou planctoniques), à l'exception de 4 échantillons pour lesquels les ostracodes sont majoritaires (n° 35 et 36 pour le Cénomanien inférieur, 52 pour le Cénomanien moyen et 94 à la fin de la période considérée). L'évolution de la répartition des ostracodes peut être détaillée comme suit (fig.12):

- la partie inférieure du Cénomanien est globalement caractérisée par un faible pourcentage d'ostracodes (5.3%), avec de très rares ostracodes ornementés (observés dans deux échantillons seulement). Seuls les niveaux marquant la transition avec le Cénomanien moyen se distinguent, avec une ostracofaune nettement dominante sur les assemblages de foraminifères,

- dans le Cénomanien moyen, la proportion d'ostracodes est sensiblement plus élevée (12.3%), excepté à son tout début. Les ostracodes ornementés sont fréquents, mais jamais dominants,

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- enfin, dans les niveaux terminaux du Cénomanien, la proportion d'ostracodes continue à croître (15.4% en moyenne), sauf à la limite Cénomanien/Turonien. Les organismes benthiques (foraminifères et ostracodes) y sont alors très rares. Remarquons cependant un niveau particulièrement riche en ostracodes (>57%), marqué dans le même temps par une très faible proportion de foraminifères benthiques et donc un rapport P/B assez élevé (>9).

Nous verrons plus loin comment ces évolutions peuvent être interprétées.

En plus de ces simples comptages, nous avons également essayé de différencier les individus et, dans la mesure du possible, de les identifier. Une première distinction a d'abord été réalisée entre ostracodes à carapace lisse d'une part, et ostracodes à carapace ornementée d'autre part. Les premiers (à carapace lisse) sont très largement majoritaires (près de 96 % de l'ensemble des ostracodes). Seuls 1/3 des échantillons contiennent des ostracodes à carapace ornementée, et jamais de façon dominante (voir fig. 120).

Essai de classification des individus rencontrés :

(d'après la classification proposée par Maddocks en 1982)

Sous-classe OSTRACODA Latreille, 1806

Ordre PLATYCOPIDA Sars, 1866

Famille CYTHERELLIDAE Sars, 1866

Genre Cytherella ^a (JONES, 1849) p1.4 a et b

Ces organismes, à coquille lisse et arrondie, vivent enfouis dans les premiers millimètres du sédiment, et sont typiques d'un environnement circalittoral profond (Andreu, 1991). Ils constituent souvent des assemblages dominants, notamment en association avec le genre Paracypris. Les coquilles peuvent atteindre des dimensions impressionnantes.

Ordre PODOCOPIDA Sars, 1866

Sous-ordre CYPRIDOCOPINA Sohn, 1988

Superfamille CYPRIDOIDEA Baird, 1845

Famille CANDONIDAE Kaufmann, 1900

Sous-famille PARACYPRIDINAE Sars, 1923

Genre Paracypris ^b (SARS, 1866) p1.4 e et f

Le genre Paracypris, à coquille lisse et très allongée, particulièrement caractéristique, est lui aussi très fréquent. Son milieu de vie semble être assez ubiquiste, puisqu'on le rencontre sur toute l'étendue de la plate-forme, de l'étage infralittoral à l'étage circalittoral (Andreu, 1991).

Infra-ordre CYTHEROCOPINA Gründel, 1967

Famille CYTHERURIDAE Müller, 1894

Genre Procytherura (WHATLEY, 1970)* p1.4 j

L'espèce observée se rapproche de l'espèce Procytherura? sp.1 décrite par Vivière (1985). L'attribution générique faite par cet auteur semble cependant incertaine. Pour notre part, elle n'a été observée que dans quelques niveaux du Cénomanien moyen à supérieur (n°54, 71), et reste relativement rare. Le genre

Procytherura semble apprécier les environnements peu profonds, de type infralittoral à intertidal (Damotte, 1992).

Sous-famille CYTHEROPTERINAE Hanai, 1957 Genre Eocytheropteron (ALEXANDER, 1933)

L'espèce observée, de toute petite taille et très atypique (valve très pointue, presque 'cornue') semble être Eocytheropteron glintzboeckeli (DONZE et LEFEVRE, 1981)*, figurée par Vivière en 1985 (p1.26, fig.6-7). Observée uniquement dans le Cénomanien inférieur (éch. n° 4, 18, 28), elle y est rare et semble caractéristique de cette période, du moins en Tunisie (Bismuth et al., 1981).

Famille LOXOCONCHIDAE Sars, 1925

Genre Phlyctocythere (KEIJ, 1958) p1.4 d

L'unique spécimen observé s'apparente à l'espère Phlyctocythere citreum nouvellement décrite par Vivière en 1985 dans la région de Tébessa. Cette espèce n'a été observée que dans un seul échantillon (n°56) dans le Cénomanien moyen.

Famille SCHIZOCYTHERIDAE Howe, 1961

Genre Amphicytherura ^C (BUTLER et JONES, 1957) p1.4 i

Les organismes observés, de petite taille, semblent appartenir à l'espèce Amphicytherura (Sondagella) distincta (GERRY et ROSENFELD, 1973) [planche 39 de Andreu, 1991]. Leur présence a été précédemment attestée en Algérie, dans la région de Tébessa (Vivière, 1985). Leur milieu de vie semble comparable à celui de Paracypris (plate-forme carbonatée moyenne à distale, étage infra- à circalittoral [Andreu, 1991]). Ils constituent l'essentiel des organismes ornementés rencontrés.

Famille TRACHYLEBERIDIDAE Sylvester-Bradley, 1948

Genres indet. ^d p1.4 g et h

Ces organismes, dont la présence est anecdotique, n'ont été observés que dans les tous derniers niveaux cénomaniens (n° 91 et 94). Peut-être s'agit-il entre autre de l'espèce Oertliella ? tarfayaensis (REYMENT, 1978) [planches 70 et 71 de Andreu, 1991], par ailleurs déjà décrite dans la région (Vivière, 1985) et caractérisant les étages Turonien à Santonien, du moins en Algérie du NE (dès le Cénomanien supérieur au Maroc). Il nous est toutefois absolument impossible d'être affirmatif, devant la rareté des exemplaires rencontrés (3 individus seulement). Ces spécimens présentent par ailleurs une grande taille très caractéristique.

Remarque : Plusieurs autres spécimens n'ont en outre pas pu être identifiés (mauvais état de conservation ou insuffisance de la documentation...), et nous le regrettons. Ces organismes sont cependant tous exceptionnels, puisque rencontrés à une ou deux reprises uniquement.

* Les références concernant ces deux espèces ne sont pas données dans la liste bibliographique. Nous nous contenterons de retenir qu'elles sont toutes deux citées par Vivière (1985), qui en fourni aussi des illustrations.

Planche 4 : Ostracodes.

Pour tous les spécimens, la barre d'échelle représente 250 pm.

a : vue latérale droite (en haut), vue dorsale (au milieu), vue latérale gauche (en bas),

b à j : vue latérale droite (en haut), vue dorsale (en bas)

a et b : Cytherella sp. (JONES), c : Cytherella sp. ? (JONES), d : Phlyctocythere citreum (VIVIERE), e et f : Paracypris sp.(SARS), g et h : Spécimens appartenant à la famille des Trachyleberididae, I : Amphicytherura (Sondagella) distincta (BUTLER et JONES), j : Procytherura ? sp. (WHATLEY).

Chap. III : Résultats et interprétations

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Figure 12 : Log stratigraphique et paramètres de tri.

c-2 -- Les foraminifères

Abondantes et diversifiées, les faunes de foraminifères peuvent apporter de nombreuses informations :

l'étude des foraminifères planctoniques est généralement très utile pour les interprétations stratigraphiques, au contraire des foraminifères benthiques qui, de part leur longévité généralement importante, ne sont le plus souvent que peu significatifs de ce point de vue (Benkherouf, 1988),

nous rechercherons également à reconstituer les paléoenvironnements en nous basant sur l'ensemble des données acquises.

L'évolution de tous les paramètres cités (ratio benthique / planctonique, diversité, proportion des différents types d'organismes...) est présentée dans les figures 12 et 14.

· Ratio benthique /planctonique

Un peu plus de la moitié des foraminifères triés (54%) sont des foraminifères planctoniques, ce qui est compatible avec le chiffre avancé par Benkherouf (1988) dans la région du Dj. Dyr (pourcentage estimé à 50 %). La variabilité est grande cependant, entre des assemblages nettement dominés par des foraminifères planctoniques (plus de 60 % voire même jusqu'à 100 % des organismes), des assemblages mixtes et d'autres enfin où les populations benthiques sont majoritaires.

Nous distinguerons donc 3 types d'assemblages :

type 1 : population planctonique majoritaire (> 42 % des échantillons),

type 2 : population mixte (;---' 18 %),

type 3 : population benthique majoritaire (z 40 %).

· Evolution de la diversité spécifique (fig.12(c))

Classée en trois catégories, faible (< ou = à 5), moyenne (< ou = à 10) ou grande (> 15), la diversité est très variable selon les niveaux. Généralement très faible dans les assemblages de type 1 (planctoniques), elle peut être nettement plus élevée, notamment dans les assemblages de types 2 (mixtes), dans lesquels jusqu'à 20 espèces ont pu être reconnues.

Le Cénomanien inférieur débute par des assemblages de type 1, à diversité très réduite, mais rapidement la diversité s'accroît, pour atteindre les valeurs les plus élevées de l'ensemble du Cénomanien.

La transition avec le Cénomanien moyen est marquée par des assemblages pauvres, auxquels succèdent des assemblages plus riches (jusqu'à 12 espèces reconnues), mais la grande diversité du Cénomanien inférieur n'est jamais égalée.

Enfin, le Cénomanien supérieur, et notamment la transition avec le Turonien, est globalement très pauvre en espèces. Il n'est pas rare qu'une à deux espèces soient ultra- dominantes (aussi bien d'ailleurs des espèces planctoniques dans les assemblages de type 1 que des benthiques dans ceux de type 3).

· Richesse microfossilistique apparente (nb microorganismes / g trié) (fig.120)

Elle reflète essentiellement la richesse plus ou moins grande en éléments fins (< 63 gm). La moyenne de 450 individus par gramme cache mal une très grande variabilité, avec deux extrêmes très éloignés (de 32 à près de 3000 individus par g !). Dans la zone du Dj.

Dyr, Benkherouf (1988) évoque quant à elle une richesse microfossilistique (réelle) particulièrement basse, de seulement 40 individus par gramme en moyenne.

Plusieurs remarques peuvent cependant être faites :

les niveaux caractérisés par des assemblages de type 1 (planctoniques) sont généralement ceux où la richesse apparente est la plus élevée. La proportion en éléments fins doit donc y être beaucoup plus importante,

au contraire, les niveaux les plus riches en organismes benthiques (foraminifères mais aussi ostracodes) sont globalement beaucoup plus pauvres en espèces. Le corollaire logique est que la proportion en éléments fins y est nettement moindre,

il existe malgré tout quelques exceptions à ces deux constatations, notamment pour certains niveaux du Cénomanien terminal, où la richesse apparente est basse, malgré une proportion élevée en organismes benthiques.

· Foraminifères planctoniques : variation et caractérisation

Avec plus de 99 % des individus observés, les espèces globuleuses dominent outrageusement les assemblages de foraminifères planctoniques (fig.14). Les genres Globigerinelloides^b et Hedbergella sont parmi les plus fréquents, accompagnés, à certains niveaux, par de très nombreux Heterohelix^c (30 % environ en moyenne, mais jusqu'à plus de 90 % dans les niveaux de transition avec le Turonien). Les espèces du genre Whiteinella, également présentes, sont plus rares, de même que les Favusella (voir en figure 13 les clés de détermination des principaux genres rencontrés).

Ont été reconnues les espèces :

- Hedbergella planispira (TAPPAN, 1940), H. delrioensis (CARSEY, 1926), H. simplex (MORROW, 1934) [rare],

- Heterohelix moremani (CUSHMAN, 1938) [espèce fréquente, et parfois accompagnée d'autres types d'hétérohélicidés, nettement plus globuleux],

- Favusella washitensis^d (CARSEY, 1926) [espèce rare, Cénomanien inférieur],

- Whiteinella archeocretacea (PESSAGNO, 1967), W. baltica (DOUGLAS et RANKIN, 1969), W.paradubia (SIGAL, 1952b) [Cénomanien supérieur].

D'autres espèces ont très certainement échappé à notre diagnostic (présence de pseudo-Schackoines ?) et beaucoup ne sont absolument pas identifiables du fait d'une trop mauvaise conservation.

On l'aura compris, si les espèces globuleuses sont tellement abondantes, en contrepartie, celles carénées sont particulièrement rares ¹ (à peine 1 %). Seulement ¹/4 des échantillons triés ont révélé la présence d'espèces carénées (du genre Rotalipora^a), par ailleurs jamais très nombreuses (2 à 3 spécimens en moyenne dans chacun des échantillons concernés). Il s'avère malheureusement (pour nous !) que ce sont essentiellement des espèces carénées qui sont utilisées pour les déterminations biostratigraphiques, dans la période considérée en tous les cas (fig.9, 16).

Seules les espèces Rotalipora appenninica (RENZ, 1936) et R. brotzeni (SIGAL, 1948) ont pu être mises en évidence de façon formelle. Les autres spécimens, a priori des rotalipores également, n'ont pas pu être déterminés plus précisément, à cause d'un état de conservation largement insuffisant. L'espèce R. cushmani (MORROW, 1934) notamment n'a pas été identifiée avec certitude.

1

Dans la région du Dj. Dyr, Benkherouf (1988) parle quant à elle de 20 % d'espèces carénées.

Morphologie du test	Type d'ouverture du test	Présence d'une carène ?	Familles	Genres	Illustration - Exemples
Bi-sérié	Terminale	non	Heterohelicidae	Heterohelix	Heterohelix moremani
Planispiral é (enroulement selon un plan)	O-E	non	Planomalidae	Globigerinelloides	Globigerinelloides blowi 1
Trochospiralé (enroulement selon un axe)	0*-E*, presque P* + lèvre	non	Globotruncanidae	Hedbergella	. Hedbergella delrioensis . _
	O-E, presque P + lèvre + ouvertures supplémentaires sur le côté ombilicale	oui	Globotruncanidae	Rotalipora	e- - - i e Rotalipora , · '- -. reicheli r ' - )) ti'Èef ^4,- . '
	O-E + orticus p	non	Globotruncanidae	Whiteinella	Whiteinella archeocretacea .

* O = Ombilicale, E = extraombilicale, P = périphérique

Figure 13 : Clés de détermination des principaux genres de foraminifères planctoniques rencontrés.

· Foraminifères benthiques

Avec plus de 40 espèces reconnues, les populations de foraminifères benthiques sont très variées, mais leur répartition n'est pas homogène tout le long du profil. En effet, entre les niveaux inférieurs du Cénomanien à population benthique riche et diversifiée, et les niveaux supérieurs où le benthos se réduit à de rares espèces dominantes, la différence est grande.

Dans ce qui suit, nous différencierons deux grands types de foraminifères benthiques, les calcaires (BC) et les agglutinés² (BA), dont le mode de formation est radicalement différent. 60 % environ des foraminifères benthiques sont de type agglutiné (avec une teneur en BA > 70 % pour plus de la moitié des échantillons) [fig.14]. Les foraminifères de type calcaire sont donc beaucoup moins fréquents, et ne dominent réellement que dans ¹/4 environ des échantillons triés, essentiellement dans des niveaux du Cénomanien inférieur.

Essai de classification des individus rencontrés :

(basé sur les classifications de Loeblich et Tappan (1987, 1992), et sur les modifications ultérieures proposées par Lee et al. (2000) et Kaminsky (2004) pour ce qui concerne les foraminifères agglutinés)

0 Parmi les foraminifères agglutinés, on retrouve :

Ammobaculites sp. (CUSHMAN), Ammobaculites turonicus (SAID et KENAWY), Ammodiscus cretaceus (REuSS), Ammomarginulina ? sp. (LOEBLICH et TAPPAN), Dorothia oxycona (REuSS), Eggerella sp. (CUSHMAN), Gaudryinoides (GEODAKCHAN), Textularia chapmani (LALICKER), Textularia rioensis (CARSEY), Thomasinella punica (SCHLUMBERGER), Tritaxia pyramidata (REuSS), Trochamminoides sp. (CUSHMAN)...

Les foraminifères benthiques agglutinés sont essentiellement composés de Lituolidés (majoritairement du sous-ordre des Lituolina), accompagnés, à certains niveaux, par des Textularidés en grand nombre.

Classification des organismes identifiés :

Classe FORAMINIFEREA d'Orbigny, 1826 Sous-classe TEXTULARIIA Mikhalevich, 1980

Ordre ASTRORBIZIDA Lankester, 1885

Sous-ordre AM1VIODISCINA Mikhalevich, 1980

Super-famille AMMODISCACEA Reuss, 1862

Famille AMMODISCIDAE Reuss, 1862

Sous-famille AMMODISCINAE Reuss, 1862

Genre Ammodiscus Reuss, 1862

Ammodiscus cretaceus (Reuss, 1845) p1.5.1

Ordre LITUOLIDA Lankester, 1885	Photos a à e: benthiques calcaires Photos f et g : benthiques agglutinés
2 Selon les auteurs, on trouvera agglutinés = agglutinants = arénacés.

Sous-ordre LITUOLINA Lankester, 1885

Super-famille LITUOTUBACEA Loeblich et Tappan, 1984

Famille TROCHAMIVHNOIDAE Haynes et Nwabufo-Ene, 1998

Genre Trochamminoides Cushman, 1910

Trochamminoides sp. (Cushman, 1910) .p1.5.2 et 3 ?

Super-famille LITUOLACEA de Blainville, 1827 Famille LITUOLIDAE de Blainville, 1827

Sous-famille AMMOMARGINULINAE Podobina, 1978*
Genre Ammobaculites Cushman, 1910

Ammobaculites sp. (Cushman, 1910) p1.5.4

Ammobaculites turonicus (Said et Kenawy, 1956) ..p1.5.5

Genre Ammomarginulina Wiesner, 1931

Ammomarginulina ? sp. (Wiesner, 1931) p1.5.6

Sous-ordre VERNEUILININA Mikhalevich et Kaminski, 2004

Super-famille VERNEUILINACEA Cushman, 1911

Famille TRITAXIIDAE Plotnikova, 1979*

Genre Tritaxia Reuss, 1860

Tritaxia pyramidata (Reuss, 1863) p1.5.7

Famille REOPHACELLIDAE Mikhalevich et Kaminski, 2004

Sous-famille SPIROPLECTINATINAE Cushman, 1928

Genre Gaudryinoides Geodakchan, 1969*

Gaudryinoides sp. (Geodakchan, 1969)* p1.5.8

Ordre TEXTULARIIDA Delage et Herouard, 1896

Sous-ordre TEXTULARIINA Delage et Herouard, 1896

Super-famille EGGERELLACEA Cushman, 1937

Famille EGGERELLIDAE Cushman, 1937

Sous-famille DOROTHIINAE Balakhmatova, 1972*

Genre Dorothia Plummer, 1931

Dorothia oxycona (Reuss, 1860) p1.5.9

Sous-famille EGGERELLINAE Cushman, 1937

Genre Eggerella Cushman, 1935

Eggerella sp. (Cushman, 1935) .p1.5.14 ?

Super-famille TEXTULARIACEA Ehrenberg, 1838

Famille THoMASINELLIDAE Loeblich et Tappan, 1984

Genre Thomasinella Schlumberger, 1893

Thomasinella punica (Schlumberger, 1893) p1.5.12

Famille TEXTULARIIDAE Ehrenberg, 1838 Sous-famille TEXTULARIINAE Ehrenberg, 1838 Genre Textularia Defrance, 1824

Textularia chapmani (Lalicker, 1935) p1.5.10

Textularia rioensis (Carsey, 1926) p1.5.11

* ces différents genres, espèces ou familles sont cités par Kaminsky (2004).

Planche 5 : Foraminifères benthiques agglutinés.

1. Ammodiscus cretaceus (REUSS), 2. et 3 ?. Trochamminoides sp. (CUSHMAN), 4. Ammobaculites sp. (CUSHMAN), 5. Ammobaculites turonicus (SAID et KENAWY), 6. Ammomarginulina ? sp. (WIESNER), 7. Tritaxia pyramidata (REUSS), 8. Gaudryinoides sp. (GEODAKCHAN), 9. Dorothia oxycona (REUSS), 10. Textularia chapmani (LALICKER), 11. Textularia rioensis (CARSEY), 12. Thomasinella punica (SCH LU M BERGER), 13.indéterminé 1, 14. Eggerella ? sp. (CUSHMAN).

(c) Les foraminifères benthiques calcaires reconnus sont les suivants :

Cassidella sp.(KHAN) = Coryphostoma, Dentalina sp. (RISSO), Gavelinella intermedia (BERTHELIN), Gavelinella cenomanica (BROTZEN), Globulina prisca (REuSS), Gyroidinoides nitidus (REuSS), Lagena apiculata (REuSS), Lenticulina rotulata (LAMARCK), Nodosaria sp. (LAMARCK), Oolina sulcata (WALKER et JACOB), Planularia complanata (REuSS), Quinqueloculina sp.(d'ORBIGNY), Spiroloculina sp. (d'ORBIGNY), Tristix acutangulum (REuSS), Tristix excavatum (REuSS), Valvulineria sp. (CUSHMAN).

Les organismes les plus fréquemment rencontrés sont des Rotalidés, les autres genres et espèces restant anecdotiques dans la plupart des niveaux.

Classification des organismes rencontrés :

Classe FORAMINIFEREA d'Orbigny, 1826

Ordre LAGENIDA Lankester, 1885

Super-famille NODOSARIACEA Ehrenberg, 1838

Famille NODOSARIIDAE Ehrenberg, 1838

Sous-famille NODOSARIINAE Ehrenberg, 1838

Genre Dentalina Risso, 1826

Dentalina sp. (Risso, 1826) p1.6.1

Genre Nodosaria Lamarck, 1812

Nodosaria sp. (Lamarck, 1812) p1.6.2 et 3

Genre Tristix Macfayden, 1941

Tristix acutangulum (Reuss, 1863) p1.6.7

Tristix excavatum (Reuss, 1863) p1.6.8

Famille LAGENIDAE Reuss, 1862

Sous-famille LAGENINAE Reuss, 1862

Genre Lagena Walker et Jacob, 1798

Lagena apiculata (Reuss, 1851) p1.6.9

Famille VAGINULINIDAE Ehrenberg, 1838

Sous-famille LENTICULININAE Chapman, Parr et Collins, 1934

Genre Lenticulina Lamarck, 1804

Lenticulina rotulata (Lamarck, 1804) p1.6.10

Sous-famille MARGINULININAE Wedekind, 1937

Genre Planularia Defrance, 1826

Planularia complanata (Reuss, 1845) p1.6.11

Super-famille POLYMORPHINACEA d'Orbigny, 1839

Famille POLYMORPHINIDAE d'Orbigny, 1839

Sous-famille POLYMORPHININAE d'Orbigny, 1839

Genre Globulina d'Orbigny, 1839

Globulina prisca (Reuss, 1863) p1.6.12

Famille ELLIPSOLAGENIDAE A. Silvestri, 1923

Sous-famille OOLININAE Loeblich et Tappan, 1961

Genre Oolina d'Orbigny, 1839

Oolina sulcata (Walker et Jacob, 1798) p1.6.13

Ordre MILIOLIDA Lankester, 1885

Sous-ordre MILIOLINA Delage et Hérouard, 1896

Super-famille MILIOLACEA Ehrenberg, 1839

Famille SPIROLOCULINIDAE Wiesner, 1920

Genre Quinqueloculina d'Orbigny, 1826

Quinqueloculina sp. (d'Orbigny, 1826) .p1.6.15

Genre Spiroloculina d'Orbigny, 1826

Spiroloculina sp. (d'Orbigny, 1826) p1.6.16

Ordre ROTALIIDA Lankester, 1885

Super-famille CHILOSTOMELLACEA Brady, 1881 Famille GAVELINELLIDAE Hofker, 1956 Genre Gavelinella Brotzen, 1942

Gavelinella intermedia (Berthelin, 1880) p1.7.1

Gavelinella cenomanica (Brotzen, 1945) p1.7.2

Genre Gyroidinoides Brotzen, 1942

Gyroidinoides nitidus (Reuss, 1845) .p1.7.3, 4 ( ?)

Genre Valvulineria Cushman, 1926

Valvulineria sp. (Cushman, 1926) p1.7.5

Super-famille BULIMINACEA Jones, 1875

Famille BOLIVINITIDAE Cushman, 1927

Sous-famille FURSENKOININAE Loeblich et Tappan, 1961 Genre Fursenkoina (Loeblich et Tappan, 1961)

La détermination du genre observé est particulièrement problématique, puisque sa dénomination est variable selon les auteurs. On trouve ainsi :

Fursenkoina viscida (Khan) selon Holbourn et alii (2001) p1.6.7

Cassidella viscida (Khan, 1950), selon Magniez-Jannin (1975)

Coryphostoma? sp. selon Moullade et alii. (2008)

En plus de ces organismes, un certain nombre d'autres n'ont pas pu être déterminés, dont des foraminifères, et divers organismes (algues, calcisphères, mollusques ?? (etc)). Les planches 5,6 et 7 en donnent plusieurs illustrations.

Planche 6 : Foraminifères benthiques calcaires.

1. Dentalina sp. (RISSO), 2 et 3. Nodosaria sp. (LAMARCK), 4.Pseudonosaria aff. Humilis?, 5.indéterminé 2, 6. Nodosaria aff. Chapmani ?, 7. Tristix acutangulum (REUSS), 8. Tristix excavatum (REUSS), 9. Lagena apiculata (REUSS), 10. Lenticulina rotulata (LAMARCK), 11. Planularia complanata (REUSS), 12. Globulina prisca (REUSS), 13. Oolina sulcata (WALKER et JACOB), 14.indéterminé 3, 15. Quinqueloculina sp. (D'ORBIGNY), 16. Spiroloculina sp. (D'ORBIGNY).

Planche 7 : Foraminifères benthiques calcaires (suite).

1. Gavelinella intermedia (BERTHELIN), 2. Gavelinella cenomanica (BROTZEN), 3. Gyroidinoides nitidus (REUSS), 4. Gyroidinoides sp. ?, 5. Valvulineria sp. (CUSHMAN), 6.indéterminé, 7. Cassidella (KHAN) = Cotyphostoma? sp., 8.indéterminé 4 = Gubkinella ??, 9.indéterminé 5, 10.indéterminé 6, 11.indéterminé 7 = Bonetocardiella ??, 12.indéterminé 8, 13.indéterminé 9.

Le tableau qui suit détaille la répartition et l'abondance des différents types de foraminifères benthiques déjà cités ci-dessus (tab.2).

Organisme	Planche	Répartition			^Abondance
		Vrac. -- Cénomanien inf.	Cénomanien moy.	Cénomanien sup.
Ammobaculites sp. (CUSHMAN)	5.4				*
Ammobaculites . 1 , turorucus (SAID et KENAWY)	5.5			.(	*
Ammodiscus cretaceus ^2(REUSS)	5.1				*
Ammomarginulina ? sp. (LOEBLICH et TAPPAN)	5.6				***
Dorothia oxycona (REuSS)	5.9				*
Eggerella ? sp.^3 (CUSHMAN)	5.14				***
Gaudryinoides (GEODAKCHAN)	5.8				*
Textularia chapmani (LALICKER)	5.10				*
Textularia rioensis (CARSEY)	5.11				**
Thomasinella punica^4 (SCHLUMBERGER)	5.12				*
Tritaxia pyramidata (REuSS)	5.7				*
Trochamminoides sp. (CUSHMAN)	5.2, 3 ?				***
Cassidella sp. . (KH AN) = Coryphostoma	7.7				**
Dentalina sp. (RISSO)	6.1				*
Gavelinella intermedia (BERTHELIN)	7.1				**
Gavelinella cenomanica (BROTZEN)	7.2				**
Globulina prisca (REuSS)	6.12				*
Gyroidinoides nitidus (REUSS)	7.3				***
Lagena apiculata	6.9				**
(REuSS)
Lenticulina rotulata (LAMARCK)	6.10				*
Nodosaria sp. (LAMARCK)	6.2, 3				*
Oolina sulcata (WALKER et JACOB)	6.13				*
Planularia complanata (REUSS)	6.11				*
Quinqueloculina sp.(d'ORBIGNY)	6.15				*
Spiroloculina sp. ^5 (d'ORBIGNY)	6.16	.(	.(	.(	**
Tristix acutangulum (REuSS)	6.7				*
Tristix excavatum (REuSS)	6.8	.(			*
Valvulineria sp. (CUSHMAN)	7.5				**
Indéterminé 1	5.13				*
Indéterminé 2	6.5				*
Indéterminé 3	6.14				*
Indéterminé 4	7.8	.(			*
Indéterminé 5 ^6	7.9				*
Indéterminé 6 ^6	7.10				*
Indéterminé 7 ^7Bonetocardiella ??	7.11				*
Indéterminé 8	7.12				*
Indéterminé 9 ^8	7.13				*

Degré d'abondance : * rare ** commun *** très fréquent

Tableau 2 : Détail de la répartition et de l'abondance des foraminifères benthiques.

¹ : Ammodiscus cretaceus est une espèce rare. Seul un petit nombre de spécimens a été observé dans le Cénomanien inf. (n°30) et sup. (n°94).

² : Ammobaculites turonicus a été décrit uniquement à un niveau dans le Cénomanien sup. (n°73).

³ : Le genre présenté comme Eggerella (?) est particulièrement abondant à certains niveaux du Cénomanien sup. Ses structures externes étant particulièrement difficiles à distinguer, sa détermination est difficile.

⁴ : L'espèce Thomasinella punica n'est abondante qu'à deux niveaux du Cénomanien moyen (n°52 et 54), et exceptionnelle ailleurs (n°36 du Cénomanien inf.). Notez sa taille exceptionnellement grande pour un foraminifère (plusieurs mm).

⁵ : Les foraminifères du genre Spiroloculina constituent presque 100 % des formes observées pour l'échantillon n°36 (également très riche en ostracodes). Ailleurs, ils sont rares.

⁶ : Ces formes n'ont été observées que dans de rares niveaux du Cénomanien moyen. Il ne s'agit probablement pas de foraminifères (calcisphères (indet.5) ou autre ?).

' : Cette forme, qui rappelle une calpionelle ( Albien) n'a été observée que dans de rares niveaux du début du Cénomanien inf. Il pourrait s'agit en réalité d'un type de calcisphère, apparenté au genre Bonetocardiella figuré par Robaszynski et al. (1993).

⁸ : Un seul échantillon du Cénomanien moyen (n°52) a révélé de telles formes, facilement repérables par leur grande taille, d'autant plus qu'elles sont présentes en grand nombre au côté de l'espèce Thomasinella punica. Là encore, il ne s'agit probablement pas de foraminifères (mollusques ??).

La plupart des espèces décrites semble caractériser des milieux de plate-forme externe ou de talus (Benkherouf, 1988). Aucune espèce franchement littorale³ n'a été observée, pas plus que des espèces typiques de milieux profonds.

Page suivante, se trouve une planche (pl. 8) regroupant quelques clichés de microfossiles pris au MEB, incluant des ostracodes (photos A à G), des foraminifères benthiques, calcaires (H et J) ou agglutinés (I) ; et d'autres planctoniques globuleux (K à O). Ces quelques formes ne constituent qu'une faible proportion du total des formes observées, et ont été sélectionnées uniquement en rapport avec leur bon état de conservation.

Légende de la planche 8 :

A et B : Spécimens apparentés à Paracypris sp.(SARS), vue latérale. C : Procytherura ? sp. (WHATLEY), vue latérale.

D : Spécimen appartenant à la famille des Trachyleberididae, vue latérale.

E : Idem, vue dorsale.

F : Cytherella sp. (JONES), vue latérale droite.

G : Cytherella sp. (JONES), vue latérale gauche.

H : Lenticulina sp. (LAMARCK).

I : Textularia sp.? (DEFRANCE).

J : Nodosaria sp. (LAMARCK).

K et L : Hedbergella sp. (BRONNIMANN et BROWN)

M : Heterohelix moremani (CUSHMAN).

N: Hedbergella sp. (BRONNIMANN et BROWN)

m : Whiteinella sp. (PESSAGNO)

3

au niveau du Dj. Dyr, Benkherouf (1988) a décrit deux espèces considérées comme allochtones, à milieu de vie plutôt

superficiel, à savoir Charentia cuvillieri et Archaecyclus cenomaniana., Pour notre part, ces espèces n'ont pas été observées.

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G

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	i_ ii 200um		1 .	^Fele

1-.1 200um

1-1 200 gm

Planche 8 : Illustrations de quelques microfossiles au MEB.
(clichés pris au laboratoire de Tautavel, Université de Perpignan, France)

En figure 14 (page suivante) sont présentés divers paramètres (obtenus à l'issu du tri des microfossiles), dont certains méritent une explication :

0 Pourcentage de foraminifères benthiques (B), planctoniques (P) et d'ostracodes (0).

(c) Proportion de foraminifères benthiques (B) et de foraminifères benthiques de type agglutiné (BA).

G Proportion de foraminifères planctoniques (P) et de foraminifères planctoniques de type Heterohelix (PH) :

Ce type de foraminifères globuleux domine parfois à certains niveaux, notamment en toute fin
du Cénomanien où ils constituent la presque totalité des foraminifères planctoniques observés.

(c) Rapport (benthique agglutiné (BA) /total des benthiques (B)) :

Comme en (c), la prédominance de ce type de foraminifères parmi les organismes benthiques apparaît nettement (plus de 65 % du total). Les foraminifères benthiques de type calcaire ne dominent qu'à de rares niveaux.

G Rapport (planctonique globuleux (PG) /total des planctoniques (P)) :

Ce type de foraminifères planctoniques domine très nettement face à ceux de type caréné, extrêmement rares.

(c) Rapport (planctonique/total des foraminifères) :

L'évolution en dents de scie montre une variabilité importante, avec des niveaux nettement dominés par des foraminifères planctoniques (ceux-ci dominent nettement à 4 reprises au moins) et d'autres au contraire par des foraminifères benthiques.

(c) Rapport (foraminifères total (F)/ ostracodes (0)) :

Généralement rares, les ostracodes représentent parfois, comme on le voit, la majorité des microorganismes observés.

Chap. III : Résultats et interprétations

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Figure 14 : Log stratigraphique et paramètres de tri (suite).

d- Etude des lames minces

Vu la nature essentiellement marneuse des dépôts, seul un petit nombre de lames minces (16 au total) a été réalisé dans les niveaux les plus indurés, surtout dans le Cénomanien terminal ou au tout début du Turonien. Il aurait pu être intéressant d'indurer certains échantillons plus tendres afin d'en étudier le microfaciès, mais cette technique n'a pas pu être exploitée dans le cadre de notre étude.

Dans ce qui suit, une description succincte de chaque lame va être proposée, illustrée de nombreux clichés (planches 9, 10 et 11). Dans cette description, les classifications communes de Folk (1962) et de Dunham (1962) seront couramment employées.

Ces lames, réalisées le plus souvent dans du calcaire marneux, et plus rarement dans du calcaire franc (Cénomanien moyen et Turonien inférieur) montrent des caractéristiques communes : il s'agit toujours de calcaire à texture micritique, de teinte souvent sombre (excepté dans le Turonien inférieur où les teintes sont généralement plus claires). Le contenu en microfossiles et les microfaciès sont cependant fort différents d'une lame à l'autre.

PLANCHE 9 (page suivante) Vraconnien

Lame 1B (2 clichés)

Calcaire micritique sombre, de type packstone à wackestone, à calcisphères nombreuses, foraminifères planctoniques globuleux (Hedbergella, Globigerinelloides) et rares ostracodes. Des cubes de pyrite sont bien visibles en remplissage de certaines formes (photo 1). De rares `lentilles' de matière organique sont présentes.

Certaines parties de la lame montrent une succession caractéristique de microbancs clairs, riches en calcisphères, alternant avec des bancs sombres, contenant moins de calcisphères et proportionnellement plus de foraminifères planctoniques (photo 2).

Cénomanien inférieur Lame 15

Calcaire micritique sombre, de type wackestone, à calcisphères, foraminifères planctoniques globuleux, petits foraminifères benthiques, ostracodes et fragments d'échinodermes. La présence d'oxydes de fer, et surtout de glauconie est remarquable (cette dernière a d'ailleurs été décrite précédemment dans un échantillon contigu (n°16)).

Les foraminifères planctoniques reconnues sont les suivants : Hedbergella simplex, H. delrioensis, Heterohelix sp., Globigerinelloides sp.

Cénomanien moyen Lame 46

Calcaire micritique, de type wackestone, à nombreux débris de bivalves, calcisphères et rares foraminifères, souvent très recristallisés, donc impossibles à identifier.

Lame 62 (2 clichés)

Calcaire micritique, de type wackestone à packstone, à nombreux débris (bivalves, échinodermes), foraminifères benthiques (miliolidés, Lenticulina sp....), calcisphères, ostracodes et rares foraminifères planctoniques (globuleux). Dans certaines parties de la lame, des traces de bioturbation sont visibles (photo 2).

Lame 74 (aucune photo)

Calcaire micritique, de type wackestone, à débris d'organismes (bivalves, gastéropodes, échinodermes), foraminifères benthiques et calcisphères. Cette lame est globalement très proche de la précédente, excepté une richesse fossilifère moindre. Des traces de bioturbation sont également décelables.

		Chap. III : Résultats et interprétations
Lame 1 B (1)	Lame 1 B (2)
Lame 15		Lame 46

Légende : B : foraminifère benthique, 0 : ostracode, GI : glauconie, Hed : Hedbergella sp.

Planche 9 : Lames minces (Vraconnien -- Cénomanien moyen).

PLANCHE 10 (page suivante) Cénomanien supérieur

Lame 95 : photo 1

Calcaire micritique sombre, de type mudstone, à foraminifères planctoniques globuleux (Hedbergella, Whiteinella, Heterohelix). La lame est encombrée de nombreuses lentilles de matière organique sombres.

Lame 99 : photo 2

Calcaire micritique, de type mudstone, d'une couleur beaucoup plus claire que l'échantillon précédent et visuellement très différent (absence totale cette fois-ci de lentilles de MO). Les rares microorganismes présents sont des calcisphères, des foraminifères planctoniques globuleux (Whiteinella, Heterohelix probables) et des benthiques calcaires. La présence d'oxydes de fer est également marquante.

Cénomanien supérieur -- faciès Bahloul⁴ Lame 103 (2 clichés)

Calcaire micritique sombre, de type wackestone à packstone, très riche en microorganismes, principalement des foraminifères planctoniques globuleux, mais également en petits foraminifères benthiques, ostracodes, débris d'échinodermes et rares filaments (= petits bivalves fins). La présence de glauconie et de lentilles de MO en grande quantité est également remarquable.

Les foraminifères planctoniques, pour la plupart d'une grande taille exceptionnelle, comprennent Heterohelix sp., Hedbergella simplex, H.delrioensis, Globigerinelloides sp.

Lame 104 (2 clichés)

Calcaire micritique sombre, de type wackestone, à foraminifères planctoniques globuleux, également de grande taille : Heterohelix sp., Hedbergella sp., Whiteinella sp., W. paradubia. Des filaments, plutôt rares, sont également présents, ainsi que des lentilles de MO en abondance. En revanche, la glauconie, fréquente dans la lame précédente, est totalement absente, de même que les organismes benthiques.

Lame 95 Lame 99

Lame 103 (1)

Lame 104 (1) Lame 104 (2)

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Légende : B : Foraminifère benthique, H : Heterohelix sp., Hed : Hedbergella sp., GI : Glauconie, W : Whiteinella sp.

Planche 10 : Lames minces (Cénomanien sup.).

PLANCHE 11 (page suivante) Lame 105 (2 clichés)

Calcaire micritique sombre, de type wackestone, à foraminifères planctoniques globuleux : Heterohelix sp. (majoritaires), Hedbergella sp., Whiteinella sp.. Les traces de MO sont abondantes (lentilles).

Remarque: cette lame a été réalisée parallèlement à la stratification du fait d'un délitage en fins

feuillets. Les informations déduites en sont donc nécessairement amoindries. Lame 106 (2 clichés)

Calcaire micritique sombre, de type mudstone à wackestone, à foraminifères planctoniques globuleux (Hedbergella sp., Whiteinella sp., rares Heterohelix sp.), calcisphères, rares filaments et lentilles de MO nombreuses. La richesse en microfossiles est nettement moins élevée que dans la lame précédente. Des formes assez mystérieuses sont également observées, peut-être s'agit-il de fragments d'échinodermes (ophiures ??).

Turonien inférieur

Lames 110, 114, 118, 120, 122 (3 clichés)

Nous avons choisi de traiter ces différentes lames ensemble car elles présentent un microfaciès très proche.

Il s'agit de calcaire micritique, clair, de type mudstone, à rares microorganismes, souvent aux contours flous, donc très difficiles à identifier. Sont présents des calcisphères, quelques ostracodes, de très rares foraminifères planctoniques globuleux (dont des Heterohelix) et d'aussi rares foraminifères benthiques.

Les oxydes de fer sont fréquents, en taches ou en remplissage de microfractures (stylolithes). Ce genre de structure est d'ailleurs commun (lame 120).

Des auréoles sombres, finement ciselées, entourent parfois certains microorganismes (oxydes ? lame 118).

Lame 116: photo ci-dessous

Calcaire micritique, de type mudstone, au sein duquel aucun microorganisme n'a pu être observé. Le microfaciès, très différent des lames précédentes, nous a conduit à décrire cette lame séparément. On y observe en effet un litage bien marqué (succession de lits sombres et d'autres lits clairs), et une structure par endroit très perturbée, avec une modification nette de l'orientation du litage (bioturbation ?).

Lame 105 (1) Lame 105 (2)

Légende :

H : Heterohelix sp., Hed : Hedbergella sp., O : ostracode, Oph : ophiure ( ?).

Planche 11 : Lames minces (Cénomanien sup. --
Turonien inf.).

3. Interprétations

Nous aborderons successivement les aspects biostratigraphiques, puis paléoenvironnementaux / paléogéographiques. Suivra ensuite une description de la crise cénomano-turonienne, ainsi que de la transition entre Vraconnien et Cénomanien du début de coupe. La réponse à quelques interrogations servira enfin de conclusion à ce chapitre.

a- Axe Biostratigraphie

Préciser la biostratigraphie est chose difficile quand les déterminations sont incertaines et la documentation disponible trop rare. L'extrême rareté des foraminifères planctoniques carénés (et des ammonites) constitue également un handicap pour une biostratigraphie précise, d'autant plus que les spécimens observés ne sont pas toujours en excellent état de conservation, donc parfois difficiles à déterminer précisément.

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Cénomanien moyen é supérieur

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Cenomanien inférieur

Vraconnien

La figure ci-contre présente la répartition

	106
des différentes espèces de foraminifères	104
planctoniques utiles pour la	100
biostratigraphie. Seuls certains	95
échantillons sont indiqués, ceux-ci ne	90
représentent qu'une petite partie du total	86
des échantillons (à titre d'exemple, seuls	80
14 échantillons sur 70 étudiés contiennent des spécimens du genre
Rotalipora).	70
De plus, l'échelle verticale n'est pas respectée (en réalité, l'épaisseur du	60
Cénomanien inférieur est largement accrue).	50
La présence des espèces appartenant aux genres Hedbergella, Globigerinelloides et Heterohelix n'est pas précisée, ceux-ci étant communs à	40
	32
presque tous les niveaux.	28
	24
	20
	14
	11
	2

Figure 15 : Foraminifères planctoniques -- Répartition
de quelques espèces-clés.

En référence à la biozonation du Crétacé proposée par Robaszynski et Caron (1995) [fig.16], il est donc possible de différencier, tant bien que mal, plusieurs zones dans la coupe.

Périodes

Globotruncanidés

Hétérohélicidés

CONLACIEN

I

DICARINELLA concavata ^

nuttaifi

cane

s

PSEUDOTEXTULARIA

TURONIEN

S

HETEROHELIX globulosa {=reussi)

n

M

MARE schneegansi

HFLV helvetica

'hely

I

WHIT. archaeocretacea

CENOMANIEN

S

ROTAL. cushmani

I ar

HE TEROHFLIX moremani

g

M -

ROTAL. reichefi

lcush

I

ROTAL. globotruncartoides (= brotzeni)

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ALBIEN

S

ROTAL. appenninica

A gl.

ROTAL. ticinensis

ap. ^--.%

m

ROTAL. subticinensis -A

tic

TICIAt praeticinensis sb

ROTAL Rotalipora, Ticinelfa, VVHIT. Whiteineila, HELV. Heivetoglobotruncana, MARG. Marginotruncana

Figure 16 : Biozonation du Crétacé moyen à supérieur par les foraminifères planctoniques.
(d'après Robaszynski et Caron, 1995)

Les différentes espèces observées permettent de réaliser un découpage. La limite inférieure du Cénomanien n'a pas pu être définie avec précision, mais, en revanche, trois zones ont été reconnues entre le début du Cénomanien et celui du Turonien :

- Cénomanien inférieur (zone à Rotalipora brotzeni)

Sa limite inférieure (avec le Vraconnien) ne peut être située précisément.

Cette zone comporte, en plus de nombreuses espèces des genres Hedbergella et Globigerinelloides, les espèces Favusella washitensis, Rotalipora appenninica, Heterohelix moremani et plusieurs spécimens qui semblent bien appartenir à l'espèce R. brotzeni.

C'est dans cette zone que la diversité spécifique est la plus grande (fig.12), ce qui semble correspondre aux dires de Hart et Ball (1986) qui parlent 'd'un accroissement rapide de la diversité de la faune aux environs du Cénomanien moyen'.

Cénomanien moyen à supérieur (zone à Rotalipora cushmani)

L'espèce index n'a pas été identifiée avec certitude, mais l'entrée dans cette zone est à supposer du fait de l'absence des espèces précédentes (F.washitensis, R. appenninica et R.brotzeni). Plusieurs spécimens, attribués au genre Rotalipora, n'ont malheureusement pas pu être identifiés avec plus de précisions à cause d'un trop mauvais état de conservation. Les

derniers spécimens du genre Rotalipora sont observés dans l'échantillon n°86, au niveau de la partie finale du Cénomanien supérieur.

Par ailleurs, les espèces appartenant aux genres Hedbergella, Heterohelix (H.moremani essentiellement) et Globigerinelloides restent communes

- Partie finale du Cénomanien -- début du Turonien (zone à Whiteinella archeocretacea)

Marquée par l'absence des spécimens du genre Rotalipora et par l'apparition des Whiteinella (W. baltica, W. paradubia et W. archeocretacea), cette zone est bien caractérisée. Les genres Hedbergella et Heterohelix sont toujours présents, ce dernier étant très abondant à certains niveaux. En plus de l'espèce Heterohelix moremani, bien représentée, s'ajoute l'espèce Heterohelix globulosa.

L'oursin Heterodiadema libycum (observé dans les bancs calcaires du début du Turonien) semble également être caractéristique de cette période.

b- Axe Paléoenvironnement / Paléogéographie
· Etude des microfossiles :

En plus de la présence d'espèces ou d'associations d'espèces particulières, qui peuvent indiquer des conditions environnementales spécifiques, c'est également la variation de la proportion des différents types de micro-organismes (benthiques ou pélagiques, foraminifères ou ostracodes...) qu'il est intéressant d'étudier.

La figure présentée à gauche montre ainsi l'évolution de différents rapports selon le milieu considéré.

A ces rapports pourrait être rajouté le rapport [Globuleux/ Total des planctoniques], qui diminue théoriquement avec l'approfondissement du milieu.

Figure 17 : Variations du contenu micropaléontologique en domaine marin exprimées par différents rapports (d'après Rey, 1983 in Andreu, 1991).

54

Domaine marin

margino- littoral	infra- littoral	circa- littoral	bathyal	abyssal/ hadal
		---^--7.---F--------- 0	Planctonique/benthique
		calcaires/agglutinés
^---NN	..,.._______V 0		individus/espèces
			0 foranninifèresios	racodes
	®
			_I^--. 0 lisses/0 ornés

Les rapports (D, (D et a) concernent les foraminifères

Globalement, les proportions : > de foraminifères planctoniques > de foraminifères à test agglutiné (parmi les foraminifères benthiques) > de foraminifères à morphologie carénée (parmi les foraminifères planctoniques) > d'ostracodes à carapace lisse		8.10.		augmentent avec l'approfondissement du milieu
Tandis que dans le même temps, > la proportion d'ostracodes (parmi l'ensemble des microfossiles)	ca11>		diminue avec l'approfondissement du milieu

Plusieurs auteurs apportent même plus de précisions, il semble ainsi que le régime planctonique domine parmi les microorganismes à partir de la plate-forme distale. La proportion de foraminifères planctoniques croît en effet régulièrement depuis les milieux littoraux (Vivière, 1985 ; Masse, 1988) :

- 30 à 40 % au niveau de la plate-forme externe,

- 40 à 50 % aux environs de la limite circalittoral / bathyal,

- 50 à 70 % sur le talus.

Concernant les différences de morphologie des foraminifères planctoniques (globuleux/caréné), Groshény et Malartre (1997) précisent que les morphotypes globuleux (considérées comme des équivalents anciens des formes épineuses actuelles), qui correspondent à des formes simples, avec cycle de reproduction court, se trouvent au niveau de la plate-forme (ou en bordure) jusqu'à une profondeur de 100 à 200 m. Au contraire, les morphotypes carénés (pour leur part équivalents aux formes non-épineuses actuelles), plus complexes, et donc au cycle de reproduction plus long, ont besoin d'une grande tranche d'eau, au large du talus.

Selon ces mêmes auteurs, l'augmentation de la proportion de formes carénées au détriment des formes globuleuses peut donc être expliquée par la mise en place d'un milieu de plus en plus profond et ouvert. Un tel milieu favoriserait également l'accroissement de la taille des individus et de la diversité spécifique (Murray, 1976).

· Caractéristiques générales et implications paléoenvironnementales :

Connaissant ces généralités, il est possible d'interpréter les variations observées en termes de variation des paléoenvironnements. En ce qui nous concerne, et bien que quelques caractéristiques générales (tab.3) puissent être relevées, il paraît souhaitable de diviser la coupe en plusieurs secteurs aux caractéristiques communes La variabilité semble en effet importante.

Caractéristiques diverses (pétrographiques, minéralogiques, géochimiques, paléontologiques)
Types de dépôts	Principalement marnes ou calcaires marneux
Couleur	Généralement sombre
Géochimie	COT	0,1 à 2 %
Minéralogie	Glauconie	5,7% des échantillons
	Gypse	60 % des échantillons
	Nodules ferrugineux / pyrite	45 % des échantillons
Fossiles	Bivalves, gastéropodes, échinodermes, rares ammonites
Valeur des rapports déterminés à l'issu du tri
Rapports	Moyenne	Variation
F/(F+O)	0.87	0.17 à 1
0 lisse / 0	0.95	0.56 à 1
P/(P+B)	0.54	0.02 à 1
PG/(PG+PC)	0.99	0.92 à 1
BA/(BA+BC)	0.65	0 à 1

Tableau 3 : Résumé des caractéristiques générales de la coupe étudiée.

Signification des sigles utilisés :

F : foraminifère, 0 : ostracode, P / PG / PC : foraminifère planctonique, à morphologie globuleuse (G) ou carénée (C), B / BA / BC : Foraminifère benthique, à test agglutiné (A) ou calcaire (C).

Ce tableau nous permet de voir que, en moyenne :

les ostracodes sont peu abondants, et sont le plus souvent à carapace lisse,

les foraminifères planctoniques représentent un peu plus de la moitié du total des foraminifères,

les foraminifères planctoniques à morphologie globuleuse dominent nettement par rapport à ceux à morphologie carénée,

les foraminifères benthiques à test calcaire sont relativement rares par rapport aux agglutinés,

les dépôts sont le plus souvent marneux et contiennent fréquemment gypse, pyrite et/ou nodules ferrugineux,

le taux de COT est relativement faible, excepté dans les niveaux de transition du Cénomanien au Turonien,

les fossiles observés comportent de nombreux bivalves, des gastéropodes, des échinodermes et de rares ammonites.

Par conséquent,

· La granulométrie des dépôts (majoritairement marneux ou calcaro-marneux), l'absence de fossiles caractéristiques de milieux superficiels, la faible proportion d'ostracodes ornés, ainsi que la dominance de foraminifères benthiques à test agglutiné, plaident en faveur d'un milieu de dépôt relativement profond, type plate-forme distale.

· La proportion de foraminifères planctoniques (environ 50%) ainsi que l'extrême rareté des foraminifères planctoniques de type caréné permet d'exclure un milieu plus profond type talus. La proportion généralement élevée de foraminifères benthiques à test agglutiné paraît cependant étonnante, de même que la très grande rareté des foraminifères planctoniques carénés.

· La présence fréquente de nodules ferrugineux et de pyrite indique un milieu à tendance anoxique, et même nettement anoxique à la limite cénomanoturonienne (ce que confirment des valeurs relativement élevés de COT, de l'ordre de 1 à 2 %).

En résumé, il faut envisager un milieu de dépôt de type plate-forme externe (en limite du talus), une profondeur de l'ordre de 200 m et une tendance à l'anoxie fréquente.

· Comment l'hétérogénéité des résultats observée mène à une interprétation d'ordre séquentiel... :

En effet, au vu d'une variabilité parfois grande, la coupe a été subdivisée en plusieurs zones, numérotées de 1 à 7 (fig. 18). Ces différentes zones ont été distinguées surtout vis-à-vis de leurs teneurs relatives en foraminifères planctoniques, ce qui est a priori une bonne indication des variations de profondeur du milieu de dépôt.

On comprend que le Cénomanien, loin d'être une période homogène, (ce qui aurait d'ailleurs été étonnant du fait de sa durée, plus de 4 Ma) semble être caractérisé en réalité par des fluctuations eustatiques bien marquées, que nous allons nous attacher à mettre en évidence.

En plus de paramètres déjà présentés précédemment (fig.12 et 14), la figure 18 donne deux autres indications : y sont indiqués les échantillons contenant de la glauconie et ceux contenant des calcisphères.

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Figure 18 : Présentation des principaux rapports de tri et des zones définies dans la coupe.

Les différentes zones définies sont donc caractérisées comme suit :

· zones impaires :

proportion de foraminifères planctoniques élevée à très élevée (plus de 80 %), proportion d'ostracodes généralement très faible, excepté dans un échantillon de la zone 7. Les ostracodes rencontrés y sont presque tous de type lisse,

foraminifères benthiques de différents types : domination des agglutinés (zones 1, 3) ou des calcaires (zones 5, 7),

foraminifères planctoniques carénés quasi-absents,

glauconie présente uniquement dans la zone 7,

calcisphères abondantes en zones 1 et 7,

taux de CaCO3 variable, particulièrement faible en zones 3 et 5, plus élevé ailleurs, taux de COT variable : généralement faible (0,1 à 0,4 %), il augmente dans quelques niveaux lors de la transition avec le Turonien. Aucune augmentation des valeurs n'est à noter dans les niveaux de la fin du Vraconnien, malgré une couleur très sombre.

· zones paires :

proportion de foraminifères planctoniques plus faible (35 % en moyenne),

proportion d'ostracodes plus élevée, notamment en fin de zone 4 et dans la zone 6. Cette dernière contient en outre une proportion d'ostracodes ornés nettement plus importante,

variabilité des types de foraminifères benthiques (calcaire/agglutiné), bien que les agglutinés dominent le plus souvent,

foraminifères planctoniques carénés détectables, mais toujours très rares, glauconie présente en zones 2 (bien représentée) et 6 (rare),

calcisphères fréquentes,

taux de CaCO3 également très variable.

Par conséquent :

Les premières zones (impaires) caractérisent un milieu profond, apparemment plus proche du talus que de la plate-forme externe, tandis que les autres (paires) indiquent a priori un milieu nettement moins profond, bien ancré sur la plate-forme externe.

Ces résultats nous permettent de reconnaître la succession de quatre cycles eustatiques, ce qui nous amène à une interprétation d'ordre séquentiel. Les zones définies correspondent en fait à des séquences de dépôt.

Si on se réfère aux travaux de Vail et al. (1977), ces séquences seraient donc des séquences de 3^ème ordre (d'une durée de l'ordre du million d'années), auxquelles se surimposerait une tendance transgressive générale (séquences de grande ampleur, de l' et 2"" ordre). La figure 19 (page suivante) permet de détailler la succession observée.

Alt. (m)

Log

Niveau marin

Prismes Séq.

PHN
	IV
IT
PBPF
PHN
IT
	III
PBN
PBPF
PHN
IT
	Il
PBN
PBPF
PHN	I

haut niveau

3ème ordre

V: Vraconnien, C.I./M./S. : Cénomanien inférieur / moyen / supérieur, : Turonien inférieur.

Figure 19 : Séquences de dépôt et variations eustatiques au cours du Cénomanien.

PHN : Prismes de Haut Niveau, PBPF : Prisme de bordure de plate-forme, IT : Intervalle transgressif, PBN : Prisme de bas niveau.

Ces résultats se rapprochent de ceux obtenus par Herkat (2004) sur des coupes situées dans les Aurès. L'auteur y décrit en effet la succession de plusieurs mégaséquences transgressives-régressives au cours du Crétacé supérieur. La première d'entre elle, qui nous intéresse en premier lieu, s'étend de l'Albien terminal au Cénomanien supérieur et se compose, toujours selon Herkat (2004) de 4 séquences de 3^ème ordre, constituées d'alternances de marno-calcaires. Dans la partie centrale du bassin, l'ensemble se termine par une surface durcie (`hard ground'), alors que dans la partie distale les faciès pélagiques sont nettement mieux représentés.

Comme dans ces travaux, notre étude révèle donc la succession de 4 séquences au sein des étages Albien terminal / Cénomanien, les formations observées (essentiellement des marnes) semblant appartenir à la partie distale du bassin (pas de calcaire à stromatolithes, de ride de courant ou de trace de `hard ground'). Ce sont donc essentiellement les variations observées dans les assemblages de microfossiles qui nous ont conduit à proposer ce découpage.

Par ailleurs, Herkat et Kechid-Benkherouf (2006) proposent une reconstitution paléogéographique de la zone est-atlasique au cénomano-turonien (fig. 20). Les auteurs y détaillent la présence d'une paléo-rampe, subdivisée en différents secteurs aux profondeurs croissantes vers l'est. Selon cette carte, notre zone d'étude se situe dans un secteur de transition entre rampe (id. plate-forme continentale) et bassin, ce qui correspond bien à nos précédentes hypothèses.

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Figure 20 : Reconstitution paléogéographique du domaine est-atlasique au cénomano-turonien (modifié
d'après Herkat et Kechid-Benkherouf, 2006).
1 : Rampe proximale, 2 : Rampe médiane, 3 : Rampe distale, 4 : Transition rampe-bassin,
5 : Bassin, 6 : Tell, 7 : Failles, 8 : Failles supposées, 9 : Zone d'étude.
A : Carte détaillée, B : Schéma synthétique.

c- La crise cénomano-turonienne

c-1- Généralités

Caractérisé par le dépôt de 'black shales', laminées, riches en pyrite et avec un contenu en COT allant de 1 ou 2 % jusqu'à plus de 20 % , cet évènement, d'ampleur mondiale, est également marqué par une absence générale de traces de bioturbation, et des assemblages de microfossiles nettement dominés par des foraminifères planctoniques (et des radiolaires), tandis que dans le même temps les espèces benthiques sont absentes ou ne consistent qu'en des assemblages particulièrement peu diversifiés, notamment de foraminifères agglutinés (Schlanger et al., 1987). Tous ces critères caractérisent un milieu où l'anoxie règne dans les eaux de fond. Cet évènement, étudié par de nombreux auteurs, a donc été dénommé `Evènement d'Anoxie Océanique' (`Oceanic Anoxic Event', ou `0AE' en anglais) par Schlanger et Jenkyns (1976).

Au cours du Crétacé, ce sont au total trois évènements de cette ampleur qui ont été reconnus (Jenkyns, 1980), le premier entre l'Aptien et l'Albien, le second entre le Cénomanien et le Turonien (OAE2), et le dernier entre le Coniacien et le Santonien.

Plusieurs explications ont été données à de tels évènements. Plusieurs auteurs évoquent ainsi une température globale très élevée et un faible gradient latitudinal, ce qui aurait diminué le taux de réoxygénation des eaux de fond, d'autant que la solubilité de l'oxygène diminue à mesure que la température de l'eau augmente (Fisher et Arthur, 1977). Certains évoquent également un lien avec les grandes transgressions crétacées (Schlanger et Jenkyns, 1976), une stratification saline des eaux (Arthur et Natland, 1979) ou une stagnation des eaux de fond.

La durée de l'évènement d'anoxie, estimée à #177; 1 Ma par Arthur et al. (1987), serait plutôt inférieure à 500 ka selon Caron et al. (1999), pour qui la formation Bahloul (de Tunisie centrale) se serait déposée au cours d'un grand cycle d'excentricité de type Milankovitch, soit #177; 400 000 ans.

D'un point de vue micropaléontologique, les caractéristiques de cet évènement sont :

la disparition des Rotalipores, formes planctoniques carénées complexes,

le grand développement de formes planctoniques globuleuses, Whiteinelles et Hétérohélicidés notamment,

l'absence ou la très grande rareté des formes benthiques, qui, lorsqu'elles sont présentes, sont extrêmement peu diversifiées et souvent constituées de rares Agglutinés.

D'un point de vue géochimique, en plus de la variation de la teneur en COT, de nombreux auteurs ont également signalé une variation des rapports isotopiques du carbone. Des valeurs nettement positives du 5¹³C s'observent ainsi en divers endroits dans le monde aux alentours du passage entre Cénomanien et Turonien, ce que signalent Scholle et Arthur dès 1980. Cette 'excursion géochimique' est donc un évènement océanique global, et sa signature peut être utilisée pour des corrélations sur de très grandes distances (Accarie et al., 1996).

En Afrique du Nord, des études menées en Tunisie centrale montrent des valeurs `anormales' (2 à 3.5 %o) logiquement associées à des taux de COT eux aussi particulièrement

élevés (Accarie et a/.,1996; Nederbragt et Fiorentino, 1999; Accarie et al., 2000, Caron et al., 2006). Selon une étude récente de Groshény et al. (2007), des valeurs comparables se retrouvent également dans l'Atlas saharien oriental en Algérie (Aurès et Ouled Naïl).

Concernant notre travail, aucune analyse des rapports isotopiques n'a pu être entreprise à ce jour, ce qui est à regretter.

c-2- L'OAE2 sur la coupe du Dj. Chemla

Comment se caractérise cet évènement sur notre coupe ? < 1- Macroscopiquement, les calcaires laminés noirs sont faciles à identifier. Sur une épaisseur de 2 à 3 m, ils viennent à la suite de marnes sombres et sont surmontés de calcaire grisâtre à texture fine. 2- Le taux de COT, augmente de façon rapide, puisqu'il passe d'une valeur de 0.1 % (n°98) à près de 0.9 % en 2 mètres à peine, puis atteint 2 % quelques mètres plus loin (n°104). Les valeurs décroissent ensuite aussi rapidement, et retournent aux niveaux antérieurs. Ces valeurs 'anomales' ne caractérisent donc qu'une épaisseur de 3m.

3- Ces formations ne contiennent aucun macrofossile.

4- Les foraminifères planctoniques carénés de type Rotalipora sont absents. La dernière occurrence a été observée au niveau de l'échantillon n°86, soit 30 m environ avant les calcaires en plaquettes (éch. n°103 à 106).

5- Les niveaux de type Bahloul s'étalent sur une épaisseur d'environ 5 m (échantillon n° 100 à 106). Les foraminifères planctoniques globuleux y sont ultra-dominants (plus de 90 % des assemblages) : Hétérohélicidés, Whiteinelles et Hedbergelles.

6- Les foraminifères planctoniques globuleux de type Heterohelix sont parfois très abondants (plus de 90 % des f. plancto. au niveau 101), à tel point qu'on reconnaît sans peine le 'boom' décrit par Caron et al. (2006) et nommé `Heterohelix shift' par Leckie (1985).

7- La diversité spécifique est particulièrement faible (fig.12), tant pour les foraminifères planctoniques que pour les foraminifères benthiques, qui ne sont représentés que par quelques espèces de type agglutiné. Hart et Ball (1986) décrivent pour leur part 'une chute brutale de la diversité à l'approche de la limite Cénomanien-Turonien, immédiatement suivie par un rétablissement rapide' (de la diversité).

8- Les lames minces montrent plusieurs critères distinctifs :

- grande richesse en microorganismes,

- dominance des formes planctoniques globuleuses, parfois d'une grande taille surprenante, - à certains niveaux, dominance des hétérohélicidés,

- présence de grandes quantités de matière organique, sous forme de lentilles sombres, - absence générale de traces de bioturbation,

- présence de filaments (= petits bivalves : F) : ces petits bivalves, qui auraient atteint une taille adulte dans un environnement normal, n'ont pas pu le faire dans des conditions d'anoxie. Ils sont donc morts en grand nombre avant d'atteindre leur maturité, leur valves tombant sur le fond en position ouverte (d'où l'apparence de filaments, voir la photo ci-contre).

Ces filaments restent relativement rares dans nos lames, si bien qu'il est difficile de parler ici d'un véritable 'évènement à filaments' comme le font Caron et al. (2006). Il faut remarquer cependant que les lames réalisées au niveau des calcaires les plus laminés n'ont pas pu l'être perpendiculairement à la stratification comme de coutume (à cause justement de ce délitage). Il aurait fallu pour cela indurer les échantillons avant de réaliser les lames, ce qui n'a pas été possible. Peut-être aurions nous alors pu observer ces filaments en plus grand nombre, ainsi que le litage décrit par Caron et al. (2006), qui évoquent la succession de niveaux sombres et d'autres clairs, riches en Heterohelix.

Le retour à des conditions normales après l'OAE2 est-il rapide ?

L'évènement OAE2 semble assez éphémère, en effet :

le taux de COT retombe très rapidement à de faibles valeurs (moins de 0.3 % pour l'échantillon 106, et à peine 0.1 % pour le 108),

les couleurs s'éclaircissent nettement,

les fossiles sont rares mais présents : oursins (Heterodiadema lybicum), gastéropodes et hypothétiques ophiures (lame 106),

l'étude des lames minces (aucune étude de microfossiles dégagés n'a pu être faite) montre une différence flagrante par rapport aux lames de la formation Bahloul : on passe en effet à des calcaires micritiques, à texture mudstone et particulièrement pauvres en fossiles (ostracodes, foraminifères benthiques et planctoniques, tous très rares). Quelques traces de bioturbation ont pu être observées. Les lentilles de matière organique, si fréquentes précédemment, sont maintenant totalement absentes,

la présence de foraminifères carénés (type Helvetoglobotruncana helvetica) aurait véritablement confirmé la fin de l'OAE2, mais ceux-ci n'ont pas été observés (ce qui n'est pas tellement étonnant au vu de la rareté des formes carénées tout au long de la période précédente).

La présence de grande quantité de foraminifères planctoniques de type Hétérohélicidés a-t- elle une signification particulière ?

Les dépôts anciens ont gardé la trace de conditions de milieux diverses et variées. Se sont en effet succédées des époques où les conditions de vie étaient particulièrement favorables (nutriments, température, oxygénation...), et d'autres où elles étaient plus sévères.

Les premières, dites 'périodes de sélection K' (MacArthur et Wilson, 1967), ont permis à la vie de s'épanouir pleinement, et ont autorisé le développement de formes de vie

complexes, nécessairement plus exigeantes. Au contraire, lors des périodes de stress, ou `périodes de sélection r' (MacArthur et Wilson, 1967), ne peuvent se développer que des formes de vie peu exigeantes, tandis que l'on assiste parfois à des disparitions en masse.

Les foraminifères, comme tous les autres organismes, réagissent à une modification des conditions du milieu (Caron, 1983).

En effet, lors des périodes de sélection K (favorables), se rencontrent des organismes complexes et diversifiés, donc des associations d'eaux profondes, avec des formes grandes, à tests trochospiralés et carénés (Rotalipora, Marginotruncana, Dicarinella) [Groshény et Malartre, 1997].

Au contraire, les périodes de sélection r (défavorables) sont caractérisées par une faible diversité, un grand nombre d'individus et l'élimination des formes complexes au profit de formes simples globuleuses, peu exigeantes et au cycle reproductif court, ce qui permet une colonisation rapide du milieu (Groshény et Malartre, 1997). Il s'agit par exemple des Heterohelix et des Whiteinella.

La présence d'une forte proportion d' Heterohelix, espèce opportuniste peu exigeante, traduit donc la mise en place de conditions de milieu difficiles.

d- Le passage Vraconnien-Cénomanien

L'étude de cette limite en Tunisie centrale (Robaszynski et al., 2007) a révélé également un grand nombre de formes planctoniques carénées, qui, associées à une récolte apparemment fructueuse d'ammonites, ont permis une biozonation précise.

Notre étude a été moins axée sur cette période que sur la limite cénomano-turonienne, mais elle amène cependant plusieurs remarques.

Comme précédemment, les formes planctoniques carénées sont toujours aussi rares. Les niveaux concernés n'ont en effet révélé en majorité que des foraminifères planctoniques globuleux (Hedbergella, Globigerinelloides et Heterohelix) et des calcisphères, généralement très abondantes.

Les taux de COT, mesurés sur 3 échantillons, semblent étonnamment faibles (0,2 à 0,4 %). En effet, la texture et la couleur des niveaux étudiés (couleur très sombre, aspect laminé rappelant fortement les niveaux Bahloul) laissaient présager des résultats différents, d'autant que la présence évidente de pyrite indique un milieu à tendance anoxique.

L'étude microscopique a permis de découvrir, en remplissage de certaines formes, des cubes de pyrite caractéristiques. Un litage est également observé (lits clairs à calcisphères et lits sombres à foraminifères planctoniques). > Par contre, aucune trace de matière organique (`lentilles sombres') n'est à noter. Ces indices permettent d'imaginer un milieu relativement profond (plate-forme externe), à tendance anoxique, nettement moins marquée cependant que les conditions d'anoxie sévères ayant régné à la limite cénomano-turonienne. Les niveaux

à calcisphères indiquent un milieu plus superficiel.

Il faut peut-être voir dans la succession observée la traces de cycles climatiques, type cycles de précession (#177; 20 000 ans).

e- Questions en suspens

1- Pourquoi les foraminifères planctoniques carénés sont-ils aussi rares ?

Un taux d'à peine 1 % est effectivement très bas. Deux explications peuvent être fournies pour expliquer cette valeur :

- soit le milieu n'est pas assez profond pour permettre un développement optimal des formes carénées, qui sont par essence des formes complexes ayant besoin d'une grande tranche d'eau,

soit les conditions régnant dans les eaux de fond ont empêché le développement de ces formes (tendance à l'anoxie).

Il y a probablement eu une combinaison de ces deux facteurs. En effet, si la tendance à l'anoxie semble bien réelle, et ce, tout au long de la coupe, la profondeur paraît également relativement faible, puisque, au vu de nos résultats, un milieu de type plate-forme semble à privilégier (donc avec une profondeur moyenne de l'ordre de 200 m).

2- Y a-t-il concordance des résultats avec l'étude de Benkherouf (1988) au Dj. Dyr ?

Globalement, les résultats sont concordants, puisque les deux études montrent : une dominance des formes globuleuses parmi les foraminifères planctoniques, une dominance des formes agglutinées parmi les foraminifères benthiques,

une tendance à l'anoxie fréquente,

au final, un milieu de type plate-forme externe, d'une profondeur moyenne de 200m.

Il existe cependant quelques divergences, notamment sur le taux de foraminifères planctoniques carénés, estimé à environ 20 % au Dj. Dyr, contre seulement 1 % pour notre étude.

L'explication pourrait provenir de la différence de maille des tamis utilisés pour le lavage, 160 gm dans le premier cas, et seulement 63 gm dans le second. En effet, les foraminifères planctoniques globuleux, généralement d'une taille beaucoup plus petite, auraient été éliminés préférentiellement lors d'un lavage au travers d'une maille plus grossière, ce qui aurait donc logiquement entraîné une surconcentration 'artificielle' de formes carénées.

Il est possible également de supposer que la différence observée puisse être imputée à l'éloignement géographique. En effet, les deux territoires, bien que mitoyens, sont malgré tout actuellement séparés d'une distance d'environ 20 km, ce qui représentait bien entendu au Crétacé une distance plus importante, eu égard au taux de raccourcissement estimé pour ces terrains.

3- La présence fréquente de gypse a-t-elle une signification particulière ?

Le gypse est en effet présent dans environ 60 % des échantillons, sous forme disséminée au sein des marnes, en proportions variables (aucune 'couche' ni 'filon' de gypse n'a été décrit).

Cet élément pourrait tirer son origine de lagunes côtières (Busson, 1972), d'où il aurait été lessivé. Sa présence indiquerait donc l'existence d'un climat chaud, à tendance aride, et implique également une sursalure des eaux.

La seconde hypothèse, probablement à privilégier du fait du type de gisement rencontré (gypse disséminé et non pas en couches), est que ce gypse se soit formé secondairement, par altération de pyrite, minéral par ailleurs très présent (en présence d'eau, la pyrite peut en effet s'oxyder et réagir avec des carbonates pour former du gypse) [Cormier, 2000].

4- Y a-t-il des traces de remaniement avéré ?

Un remaniement implique la mise en mouvement de sédiments, qui se redéposent dans une zone plus ou moins éloignée. D'un point de vue paléontologique, il se manifestera donc par un mélange de faune et de flore d'âge et/ou d'origines différents, ce qui rend nécessairement toute interprétation complexe (biostratigraphique comme paléoenvironnementale), voire impossible. Il faut donc toujours prendre avec beaucoup de précautions toute donnée paléontologique avant d'en tirer des interprétations.

En ce qui nous concerne, aucun indice de remaniement n'a été découvert, mais il faut savoir rester prudent. La consultation de documents supplémentaires pourrait en effet révéler des incompatibilités de données...

Conclusion

et

perspectives

CONCLUSION et PERSPECTIVES

La (micro)paléontologie n'est pas en soi une science compliquée. Elle nécessite en fait deux choses principales : une grande expérience et une documentation de référence très bien fournie... L'expérience ne peut s'acquérir qu'avec le temps, en contact avec le terrain et en observant de très nombreux spécimens. Amasser une importante documentation nécessite également du temps et des échanges avec des paléontologues expérimentés, les seuls à même de partager leur savoir...

Lorsque j'ai commencé ce Magister, je ne connaissais rien (ou presque !) à la (micro)paléontologie, à peine avais-je déjà observé une petite dizaine de fois des foraminifères ou des ostracodes dégagés, et quelques rares lames minces. Les premières séances de tri furent donc laborieuses, difficile en effet de trier des microorganismes à peine plus gros que la tête d'une épingle ! Le geste doit être extrêmement précis, faute de quoi il est facile d'écraser de si petits organismes, ou de les perdre sur 'l'immensité' d'une table (ils furent d'ailleurs nombreux à subir ce sort) !

Cependant, au fur et à mesure, le geste s'affirme, la cadence s'accélère et les microfossiles deviennent familiers. Les quelques mois passés à la réalisation de ce Magister m'auront ainsi permis d'observer des milliers de microfossiles, de dizaines de genres et d'espèces différentes. Du statut de (micro)paléontologue totalement néophyte, je suis donc passée à celui de (micro)paléontologue débutante, avec pour bagage une expérience d'une année.

En introduction, deux objectifs avaient clairement été définis, d'une part préciser la biostratigraphie des dépôts et d'autre part en faire une étude paléoenvironnementale.

Le premier objectif a été atteint grâce à l'identification d'un certain nombre de fossiles-marqueurs, essentiellement des foraminifères planctoniques. Trois zones ont ainsi pu être définies entre le début du Cénomanien et le début du Turonien (zone à Rotalipora brotzeni, à R. cushmani et à Whiteinella archeocretacea), alors que la limite entre Vraconnien et Cénomanien inférieur n'a pas pu être située avec précision. En effet, une certaine imprécision est à regretter, en premier lieu du fait de mon inexpérience, et en second lieu du fait d'un contenu (micro)paléontologique particulièrement peu favorable (quasi-absence des foraminifères planctoniques carénés essentiels pour des études biostratigraphiques précises, extrême rareté des ammonites).

L'étude paléoenvironnementale a quant à elle pu être mieux détaillée, grâce à un ensemble de critères (minéralogiques ou géochimiques, en plus des études statistiques réalisées à partir des paramètres définis lors des séances de tri des microfossiles). Le milieu de dépôt ainsi caractérisé est un milieu marin calme, de type plate-forme externe, d'une profondeur de l'ordre de 200 m, caractérisé par une fréquente tendance à l'anoxie au niveau du fond. Le contenu paléontologique est nettement dominé par des organismes benthiques de type bivalve (des ostréidés très majoritairement) et gastéropodes, alors que les ammonites sont quant à elle très rares. Parmi les microfossiles, il faut retenir la dominance des foraminifères planctoniques (un peu plus de la moitié de l'ensemble des microfossiles observés, mais parmi eux très peu de foraminifères planctoniques carénés), et la faible représentation des ostracodes.

Loin d'être homogène, cet environnement présente au contraire une variabilité relativement importante, marquée par une différenciation nette du contenu micropaléontologique notamment. En effet, bien que globalement dominants, les foraminifères planctoniques sont en réalité supplantés par les foraminifères benthiques dans

environ 40 % des échantillons, ce qui dénote à n'en pas douter de variations paléoenvironnementales notables. Ce sont ainsi quatre cycles qui ont été mis en évidence, ce qui équivaut en vérité à quatre séquences de dépôt, au cours desquels le niveau marin a fluctué, ainsi donc que le contenu (micro)paléontologique.

La crise Cénomanien/Turonien, qui constituait également l'un de nos thèmes de recherche, a bien été caractérisée. Les calcaires laminés noirs, typiques de la formation `Bahlour, ont révélé, en plus d'un taux de COT élevé (jusqu'à 2 %), un contenu micropaléontologique composé presque uniquement de foraminifères planctoniques globuleux, tandis que dans le même temps les Rotalipores avaient déjà disparu, ce qui confirme bien la survenue de la crise C/T. Les foraminifères benthiques, extrêmement peu diversifiés, ne comportent que quelques espèces de type agglutiné.

Pour terminer, replaçons maintenant notre étude dans un cadre plus global. Imaginons-nous au Cénomanien. Les températures sont très élevées, bien plus que les températures actuelles. Le climat tropical règne sur une bonne partie de la planète. Le niveau des océans est un des plus élevés qu'il n'a jamais été, si bien que les zones basses des continents sont en grande partie recouvertes par les eaux, formant d'immenses plate-formes épicontinentales. Le nord de l'Algérie est ainsi inondé. La zone de Tébessa, située à environ 15° de latitude nord, est recouverte d'une tranche d'eau épaisse de 100 à 200 m, qui s'épaissit vers l'est et se réduit à l'ouest et au sud. On peut ainsi imaginer un vaste golfe, ouvert vers le nord-est.

Une telle reconstitution géographique s'appuie bien entendu sur de multiples études. Environ 40 km à l'est de Tébessa, en Tunisie, de nombreuses recherches montrent un milieu de dépôt profond, de type talus, avec des associations de foraminifères riches en formes planctoniques carénées (Robaszynski et al., 1993, 1999 par exemple). Dans la zone de Tébessa, l'environnement décrit est nettement mois profond, on se retrouve au niveau de la plate-forme externe (cf notamment Benkherouf (1988) et Vivière (1985), en plus de cette étude). Resteraient donc à mener des études plus précises immédiatement à l'ouest et au sud de Tébessa, afin notamment de préciser les paléoenvironnements...

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