Memoire Online - Biostratigraphie de haute résolution des foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien et impact de l'événement anoxique EAO- 2 sur ce groupe dans la marge sud de la Téthys. Exemple des régions de Jerissa et Bargou en Tunisie

Directeur de recherche : Pr. Dalila ZAGHBIB-TURKI Faculté des Sciences de Tunis

Je suis reconnaissant aux personnels de l'Office National des Mines et en particulier à Mr. Abdelbaki Mansouri, ingénieur en chef et directeur de la recherche minière à

Avant propos

Je voudrais saisir l'occasion de l'élaboration de ce Mémoire pour exprimer ma profonde gratitude à tous ceux et celles qui, directement ou indirectement, m'ont encouragé à suivre et/ou facilité mon engagement dans la voie de la Micropaléontologie et la Paléoécologie. Je m'adresse tout particulièrement à Madame Dalila ZAGHBIB-TURKI professeur à la Faculté des Sciences de Tunis et directeur de mes travaux de recherche de Mastère ; elle a activement contribué à sa réalisation. Je lui suis reconnaissant de m'avoir donné l'opportunité de travailler sur ce sujet, un sujet qui demande plus d'exploration et de recherche. Grâce à ce travail et à l'encadrement de Pr. Dalila ZAGHBIB-TURKI, j'ai mis un pied dans l'étonnant royaume des Foraminifères. Ses remarques, ses conseils, ses critiques constructifs et ses idées pertinentes m'ont permis d'évoluer sur le plan de la rigueur et la précision scientifique. Qu'elle soit assurée de ma profonde gratitude.

J'exprime également ma profonde gratitude à Monsieur Mohamed Moncef TURKI professeur à la Faculté des Sciences de Tunis et directeur du Département de Géologie, pour m'avoir accompagné sur le terrain dans la région de Bargou ainsi que de m'avoir fait profiter de sa valeureuse expertise. Je le remercie aussi d'avoir accepté de juger mon modeste travail.

De même, Je remercie profondément Monsieur Habib BELAYOUNI, professeur à la Faculté des Sciences de Tunis pour avoir accepté de faire partie du jury

Ma gratitude va de droit à toute ma famille : mes Parents, Mahmoud et Najet, dont l'apport moral et matériel n'ont d'égal que leur compréhension et leur gentillesse durant toute la période de réalisation de ce travail, mes deux frères Lassâad et Chokri pour m'avoir donné de leurs temps et m'avoir accompagné maintes fois sur le terrain et en me fournissant le soutien moral et l'encouragement nécessaire pour la finalisation de ce modeste travail. Je leur dédie ce Mémoire.

l'ONM pour ses chaleureux encouragements, sa disponibilité et son aide précieuse pour la confection des lames minces. De même je remercie vivement Mr. Ali Ouertani ingénieur principal à l'ONM pour m'avoir accompagné sur le terrain et m'avoir indiqué le lieu de la coupe de Oued Es Smara dans la région de Jerissa.

Je ne saurais remercier Dr. Radouen AZIZI KADMIRI, assistant à la Faculté des Sciences de Tunis de m'avoir accompagné sur le terrain et d'avoir partagé ses connaissances en matière de sédimentologie.

Je suis reconnaissant à Mr. Bahri REZIG pour `avoir permis de faire des séances de M.E.B à l'ENIT (École Nationale des Ingénieurs de Tunis). De même je remercie Mlle Raoudha BRINI pour m'avoir donné de son temps pour mener à bien ces séances.

Je voudrais témoigner de toute ma reconnaissance à Monsieur Fredj Chaâbani Maître de Conférence à la Faculté des Sciences de Tunis, pour m'avoir permis et facilité la tâche d'effectuer les analyses calcimétriques de mes échantillons dans son laboratoire.

Je tiens à remercier mes collègues de laboratoire, Ramadan BENASSI, Lamia ZILI, Noujoud GALLALA, Amal CHAKROUN, Semia ABIDI et tous mes camarades de classe de Mastère « Dynamique Tectono-Sédimentaire et Caractérisation des Réservoirs » notamment Riadh CHEBBI qui m'a accompagné sur le terrain et qui n'a pas cessé de me soutenir.

L'amitié et la collaboration sans faille des amies et collègues Lamia Kouzena et Abir Guidara de la Faculté des sciences de Tunis m'ont permis d'avancer dans mes travaux aussi bien pour les analyses calcimétriques que pour l'élaboration de cartes numérisées.

Je ne saurais oublier mes amis Hichem, Adel, Sadok, Sinda, Asma, Nessrine, Azzouz, Atef, Zied, Semi, Kamel, Mohamed, Sabri, Ramzi, Kais, Jalloul, Sofien, Nabil, Ramla, Imène, Tarek, Adnène, Hajer, Anis, Wahid et Walid pour leur soutien moral et leur encouragement qu'ils m'ont témoigné tout au long de ce travail.

Je tiens aussi à remercier tout le personnel du Département de Géologie notamment Adel et Meriam.

J'adresse mes plus sincères remerciements à ma fiancée, Amira Khedhri, non seulement pour m'avoir patiemment soutenu et encouragé mais aussi pour m'avoir fourni une aide précieuse. Qu'elle trouve dans ces lignes l'expression de ma profonde gratitude.

Enfin, mes hommages vont aux nombreux chercheurs auteurs de publications et articles qui à travers la richesse et la qualité de leurs travaux j'ai tant appris. Je pense entre autres à Alfred Loeblich et Helen Tappan desquels je me suis inspiré maintes fois pour la compréhension des structures internes des Foraminifères planctoniques (du passage Cénomanien - Turonien) et leurs biologies. Je pense aussi à Madlène Neumann, Mark Leckie, Michèle Caron, Gerta Keller, Francis Robaszynski et bien d'autres.

TABLE DES MATIÈRES

PALÉOÉCOLOGIE DES FORAMINIFÈRES PLANCTONIQUES ET DES RADIOLAIRES DU PASSAGE
CÉNOMANIEN - TURONIEN

A - PALEOECOLOGIE DES FORAMINIFERES PLANCTONIQUES DU PASSAGE CENOMANIEN - TURONIEN 80

LA COUPE D'OUED ES SMARA (CES) 86
1) Assemblage de Foraminifères planctoniques diversifiés dans une masse d'eau

ESPÈCE-TYPE : HASTIGERINELLA (=CLAVIHEDBERGELLA) SUBCRETACEA TAPPAN, 1943 109

CONCLUSION GÉNÉRALE

Liste des Figures et des Tableaux

Figure 01 - Carte paléogéographique au passage Cénomanien - Turonien (-93 ,5 Ma)

Figure 03 - Biozonation comparée des Foraminifères planctoniques et des Ammonites de l'intervalle

Cénomanien - Turonien en domaine téthysien (d'après les données de Salaj, 1980 ; Robasz.

Figure 04 - Les variations relatives temporelles du taux de production de croûtes océaniques au

Figure 05 - Situation du EAO-2. Comparaison entre la courbe eustatique du niveau marin et la courbe de

Figure 07 - modèle conceptuel montrant que les activités hydrothermales liées à l'expansion des croûtes

Figure 08 - Réchauffement global des eaux océaniques au passage Cénomanien - Turonien

Figure 09 - Log lithologique et position du niveau Bonarelli (d'après Premoli Silva et al., 1999)

Figure 10 - Variation du TOC dans la coupe de Pueblo (d'après Ferry et al., 2003)

Figure 11 - Carte des isopaques de la Formation Bahloul (Cénomanien - Turonien) et de ses équivalents

latéraux. (D'après les données de : Burollet, 1956 ; Benzarti-Said, 1981 ; Zargouni, 1985 ; Ben

Ferjani et al., 1991 ; Razgallah et al., 1994 ; Layeb et Belayouni, 1999 ; Abdallah, 2000 ;

Figure 12 - Extension des dépôts de la limite C/T dans le domaine téthysien (Lüning et al., 2002, modifiée

Figure 13 - carte paléogéographique du passage Cénomanien - Turonien montrant le domaine téthysien.

Figure 14 - Carte de distribution des différents domaines d'âge Cénomanien - Turonien dans la marge

Figure 16 - cadre structural général des deux coupes (d'après Layeb, 1990 simplifiée)

Figure 19 - répartition des Foraminifères planctonisues dans la coupe de Oued Es Smara

Figure 21 - Répartition des fossiles, éléments minéraux et courbe de variation du taux de CaCO₃ dans la

Figure 24 - Description lithologique de la Formation Bahloul au niveau de la coupe COK

Figure 25 - répartition des Foraminifères planctoniques dans la coupe de Oued El Kharroub (région de

Figure 27 - Abondances relatives des espèces de Foraminifères planctoniques dans la fraction de taille

>63um de la Formation Bahloul de la coupe CES. A noter que l'association est dominée par les Heterohelicidés tolérant l'oxygène minimum et les Guembelitriidés marqueurs des eaux de surface à caractère eutrophique et à salinité relativement normale, ceci est due à une ZOM bien développée

Figure 29 - Abondances relatives des Genres de Foraminifères planctoniques dans la fraction de taille

>63um de la Formation Bahloul de la coupe CES. A noter le comportement antagoniste des

Tableau 1 - Variations d'épaisseur de la Formation Bahloul dans la région de Tajerouine

Tableau 2 - Variation d'épaisseur de la Formation Bahloul dans la région de Bargou

Tableau 4 - tableau de répartition des Foraminifères planctoniques dans les différentes niches écologiques Tableau 5 - Fréquences relatives en pourcentage des Foraminifères planctoniques dans la coupe CES (première partie)

Tableau 6 - Fréquences relatives en pourcentage des Foraminifères planctoniques dans la coupe CES (deuxième partie)

PREMIÈRE PARTIE :

INTRODUCTION GÉNÉRALE

I - Généralités

Les dépôts enregistrant l'événement géologique global, qui a eu lieu durant le passage Cénomanien-Turonien (EAO-C/T : Événement Anoxique Océanique de la limite Cénomanien-Turonien, EAO-2, ELCT : Événement de la limite Cénomanien - Turonien ou CTBE : Cenomanian Turonian Boundary Event des auteurs anglo-saxons), ont été abordés sous plusieurs thèmes. Divers travaux multidisciplinaires, qui ont fait l'objet de publications ou de thèses, ont permis la caractérisation de cet événements sur plusieurs plans : biostratigraphique, paléoécologique, géochimique, paléogéographique et océanographique (Leckie, 1984 ; Arthure et al., 1990 ; Robaszynski et al, 1993 ; Hancock, 1993 ; Gale et al., 1993 ; Premoli Silva et Sliter, 1994) . Les spécialistes se sont rendus compte qu'à la fois les sédiments de bassin comme de plateforme, de l'intervalle de ce passage, sont marqués par un enrichissement en matière organique conservée et ont enregistré des changements faunistiques majeurs. Sur le plan géochimique, cette matière organique est considérée en liaison avec l'installation de conditions hypoxiques voire anoxique. Ces changements ont eu lieu simultanément dans différents cadres paléogéographiques (Fig. 1) et ont été par conséquent considérés comme le résultat de processus ou d'événements océaniques globaux. Ces processus pourraient aussi être influencés par des facteurs locaux (Caus et al., 1993).

Durant cet intervalle et précisément entre 93,5 et 93 Ma (Gale et al., 1993 ; Kuypers et al., 2002), l'événement anoxique a pris de l'ampleur en s'exprimant à l'échelle mondiale par des dépôts analogues. (Schlanger et al., 1987 ; Haq et al., 1987).

Scholle et al., (1980) mentionnent que les sédiments riches en matière organique d'âge Cénomanien - Turonien ont été déposés à travers les régions téthysienne et boréale sous des conditions anoxiques. Un tel modèle de bassins anoxiques évoque la présence d'un taux élevé de productivité primaire résultant probablement d'un upwelling (Pederson et Clavert, 1990 ; Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni, 1991 ; 1999), vue la présence de sédiments riches en silice biogène ou de radiolaires interprétés comme étant des organismes indicateurs de tels phénomènes (De Wever et al., 1985 ; Pederson et al., 1990). L'accumulation de tels organismes dans les séries sédimentaires aboutit à la

formation de niveaux carrément siliceux comme le niveau Bonarelli en Italie (Arthur et Premoli Silva, 1982 ; Premoli Silva et al., 1999) ; Oued El - Kharroub, Tunisie (Turki, 1975 ; 1985 ; Rami, 1998).

Fig. 1 : Carte paléogéographique au passage Cénomanien - Turonien (-93 ,5 Ma)
(Obtenue à partir de GEOMAR map generator)

La faune de Foraminifère planctonique du passage Cénomanien - Turonien des faciès pélagiques déposés en milieu marin profond est dominée par des formes opportunistes (Caus, 1993 ; Robaszynski et Caron, 1995) de la stratigie r (r-selected) tels que les Whiteinelles, les Hedbergelles , les Hétérohélicidés et les Guembelitriidés (Fig. 2). Les

espèces de Rotalipores se sont éteintes à la fin du Cénomanien pour être remplacées par les Helvetoglobotruncana au Turonien inférieur à moyen ainsi que par les Dicarinelles et les Marginotruncanidés. (Caron, 1985 ; Robaszynski et al., 1990 ; Caus et al, 1993 ; Balla et al, 1993 ; Premoli Silva and Sliter, 1994 ; Maâmouri et al., 1994 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Rami et al., 1997 ; Rami, 1998 ; Georgescu, 2000 ; Kuypers et al., 2002).

Fig. 2 - Aperçu sur la répartition des Foraminifères planctoniques de l'intervalle Cénomanien - Turonien
(d'après E.W.G.P.F., 1979.1 légèrement modifiée)

De tel renouvellement faunique a été enregistré dans les dépôts de plateforme. Dans ces dépôts, les foraminifères planctoniques de stratégie K (K-selected) (Caus et al., 1993 ;

Robaszynski et Caron, 1995), ont disparu à la limite Cénomanien - Turonien pour être remplacés au Turonien inférieur par d'autres formes de même stratégie écologique. Dans le domaine boréal, les Rotalipores et surtout Rotalipora cushmani et Rotalipora greenhornensis disparaissent avant la fin du Cénomanien durant la zone à Ammonites, Metoicoceras geslinianum, (Fig. 3) alors qu'en domaine téthysien leur extinction est lié à l'installation d'un milieu anoxique qui a eu lieu au début du Cénomanien supérieur (Robaszynski et Caron, 1995). L'espèce Helvetoglobotruncana helvetica se manifeste dès le début du Turonien marqué par la zone d'Ammonite à Pseudaspidoceras flexuosum (Fig. 3) alors que l'espèce Whiteinella praehelvetica apparaît déjà à la fin du Cénomanien. Robaszynski et al., (1990) mentionnent que les Helvetoglobotruncana helvetica disparaissent avant la fin du Turonien moyen.

Dans le domaine téthysien, la limite Cénomanien - Turonien est enregistrée généralement dans une séquence de dépôt de troisième ordre qui débute dans la partie terminale du Cénomanien et se termine dans le Turonien inférieur (Segura et al., 1993 ; Hardenbol et al., 1993). Cette séquence intègre le cortège transgressif lié à la transgression rapide de l'océan Atlantique (Vilas et al., 1986 in Segura et al., 1993). Vu que la monté du niveau marin était très importante, des sédiments hémipélagiques ont été déposés même dans les régions proximales situées en marge de cet océan (Garcia et al., 1987 ; Segura et al., 1993).

Sur la marge occidentale du bassin intérieur nord-américain, durant cet intervalle, la géométrie du prisme côtier montre que les calcaires de Bridge Creek sont largement transgressifs sur les faciès distaux (les Shales de Hartland) du dernier prisme sableux côtier régressif de Belle Fourche.

La transgression correspond à la reprise du régime de flexuration du bassin d'avant-chaîne (Ferry et al., 2003). Elle est dans ce cas d'origine tectonique et marquée corrélativement par une recrudescence des bentonites (couches de cendres volcaniques) et qui souligne la reprise d'activité concomitante des volcans de la cordillère de Sevier.

Fig. 3 - Biozonation comparée des Foraminifères planctoniques et des Ammonites de l'intervalle Cénomanien - Turonien en domaine téthysien (d'après les données de Salaj, 1980 ; Robaszynski et al., 1990, Amedro et Robaszynski, 1993 ; Thomel, 1993 et Gale et al., 1993)

En effet, la partie médiane du Crétacé (-124 à -90 Ma) était une période de grandes manifestations magmatiques, avec une production énorme de larges provinces volcaniques et de dorsales médio-océaniques (Fig.4) (Anderson, 1994 ; Coffin et al., 1994 ; Zhao et al., 2004). A partir de ces données plusieurs auteurs admettent que les émissions du dioxyde de carbone CO₂ volcanique libérés par les larges provinces volcaniques durant cette période du crétacé, ont pu causer le réchauffement exceptionnel du Crétacé supérieur (Tarduno et al., 1998, Zhao et al., 2004) et par la suite provoquer

deux à sept Événements Anoxiques Océaniques (EAOs) durant la partie médiane du Crétacé supérieur (Leckie et al., 2002 ; Zhao et al., 2004). En outre, le paléochamps magnétique durant cette période était d'une manière non caractéristique stable de telle manière qu'il n'a pas changé durant près de 40 Ma (de l'Aptien au Santonien : de -121 à -83 Ma) (Zhao et al., 2004).

Fig. 4 - Les variations relatives temporelles du taux de production de croûtes océaniques au niveau des rides médio-océaniques à cause des activités volcaniques intenses (d'après Jones et

Le Programme de Forage Océanique (ODP : Ocean Drilling Program) et son prédécesseur le Project de Forage dans les Mers Pélagiques (DSDP : Deep See Drilling Project) ont beaucoup contribué à la compréhension des événements crétacés et surtout, ils ont fourni de nombreuses données permettant la reconstitution des conditions et des scénarios déroulés.

1 - Les caractéristiques générales de l'Événement Anoxique Océanique durant la limite Cénomanien - Turonien (EAO-2)

Le concept « Événement Anoxique Océanique » (EAO) en général a été crée par Schlanger et Jenkyns (1976) en définissant deux épisodes majeurs au Crétacé

d'appauvrissement des eaux de fond en oxygène. De telles conditions ont été à l'origine de formation des couches riches en matière organique. Ces événements globalement décelables par les dépôts de Black Shales ont été appelés les « Événements Anoxiques Océaniques » (EAOs) parce qu'ils sont considérés comme des périodes de crise d'oxygène dans des océans relativement chauds (Forester et al., 2002). En effet, Le Cénomanien Turonien représente une période dans l'histoire de la Terre qui est en contraste avec le climat global récent. En général, les paléotempératures et la surface d'inondation maximale durant cette période de temps coïncidaient avec un volcanisme intense et une création de croûte océanique. (Forester et al., 2002).

Schlanger et Jenkyns (1976) ont constaté que le second événement océanique (EAO-2) coïncidait avec la limite Cénomanien - Turonien (Fig. 5). La caractéristique essentielle de cet événement qui le distingue fondamentalement des autres EAOs, est son extension globale à l'échelle planétaire (en Europe, en Afrique, en Amérique, en Australie et en Asie) et sa courte durée (intervalle de temps très court : de 93,5 à 93 Ma, Kuypers et al., 2002).

Fig. 5 - Situation du EAO-2. Comparaison entre la courbe eustatique du niveau marin et la courbe de la
surface de terres emmergées (d'après Jones et Jenkyns, 2001)

Toutefois, la précision chronostratigraphique de cet événement EAO-2 est fort controversée. En effet, des micropaléontologistes et des géochimistes ainsi que des sédimentologues ont fourni de multiples efforts pour mieux cerner cet événement. Muller et al., (1984), dans un rapport de synthèse sur les dépôts pris par le programme international de forage océanique pour la recherche scientifique ODP, ont mentionné que cet événement coïncide avec la zone de Foraminifère planctonique à Whiteinella

archaeocretacea. Cette biozone du passage Cénomanien Turonien est suivie par celle à Helvetoglobotruncana helvetica du Turonien inférieur à moyen (Fig. 6). Robaszynski et al., (1995) avaient aussi situé cet événement dans la zone à Whiteinella archaeocretacea en

indiquant cette fois que cette zone intervallaire caractérise le passage Cénomanien - Turonien. D'autres auteurs en se basant sur la répartition des nannofossiles calcaires, le situaient dans la zone à Lithraphidites acutum du Cénomanien supérieur (Muller et al., 1984 ; Balla et al., 1993 ; Bengston, 1996). Arthur et Premoli Silva (1982), indiquent que l'événement anoxique du passage Cénomanien - Turonien dans le niveau Bonarelli en Italie ne dépasse pas le 0,7 Ma. Cette interprétation sera plus tard controversée par Arthur et al., (1990) en signalant que cet événement est de 0,5 Ma (de -91 à -90,5 Ma). Plus tard, Gale et al., (1993) ont débattu cet âge pour dire que l'Événement Anoxique Océanique du Passage Cénomanien - Turonien débute à -94,3 Ma et se termine à -93,5 Ma. Pour ces auteurs la durée de cet événement est de 0,8 Ma et la limite Cénomanien - Turonien se situe alors à -93,5 Ma.

Certains auteurs mettent l'accent sur la paléotopographie et le rôle de la paléogéographie pour expliquer le modèle de dépôt du faciès riche en matière organique du passage Cénomanien Turonien ou Black Shales (Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni 1999) mais pour d'autres ce modèle leur parait insuffisant pour expliquer l'anoxie dans des mers épicontinentales ouvertes (Nzoussi-Mbassani, 2003).

Cet Événement EAO-2 est caractérisé aussi par une grande transgression rapide (Fig. 6). Nzoussi-Mbassani (2003) a mentionné que à part l'influence suggérée par plusieurs auteurs de la productivité organique, cette transgression semble induire à son apogée à la limite C/T une limitation du taux sédimentaire et que l'expansion du domaine océanique (Fig.7) aurait induit un blocage des apports terrigènes loin des bassins sédimentaires

océaniques. Ce qui explique la non dilution de la matière organique par les apports considérables de constituants minéraux.

En ce qui concerne le passage C/T, deux modèles ont été décrits afin d'expliquer les caractéristiques de l'EAO-2 et le dépôt des Black Shales riches en Carbone Organique. Le premier modèle est basé sur le concept de la préservation de cette M.O qui caractérise un milieu relativement euxinique (Rayan et Cita, 1977 ; Bralower et al., 1987, Kuhnt et al., 1990). Ce modèle euxinique évoque la présence de deux couches d'eau à densités différentes, l'une supérieure, donc peu dense et oxique, alors que la deuxième est plus inférieure et anoxique très riche en H₂S. En général, ce modèle nous renseigne sur l'extension de l'anoxie vers les eaux les plus profondes voire même abyssales (Smith et al., 2001 ; Kuypers et al., 2002 ; Nzoussi Mbassani, 2003), vu les teneurs élevées du Carbone Organique Total (COT) dans les forages de l'Atlantique : DSDP, sites 105 et 603B (Kuhnt et al., 1990 ; Kuypers et al., 2000 ; 2002). Le deuxième modèle est basé sur le concept d'une productivité primaire élevée à fin d'expliquer les teneurs élevées de COT dans les Black Shales (Layeb, 1990 ; Layeb et Belayouni, 1989 ; 1999), conformément aux idées de Schlanger et Jenkyns (1976) ; Jenkyns (1980)

La cause de EAO-2 est considérée comme liée aux changements du climat et du niveau marin (Jenkyns, 1980 ; Arthur et al., 1990 ; Huber et al., 1999). Les traits du changement du niveau de la mer autour de la limite Cénomanien - Turonien ont été examinés par plusieurs auteurs (Schlanger et Jenkyns 1976 ; Herbin et al., 1986 ; Haq et al., 1987 ; Hart et al, 1993 ; Lüning, 2001), mais la relation exacte entre le changement du niveau marin et les autres processus paléogéographiques pendant cette limite est encore controversée. Cela vient de la difficulté de la reconstitution des changements du niveau marin à une échelle de temps de l'ordre de 100 ka (Yasukochi et al., 2001). En effet, ces auteurs ont déduit que le niveau Oyubari (à Hokkaido, au Japon, d'âge Cénomanien supérieur à Turonien inférieur) représente une séquence à intercalations de petits niveaux turbiditiques d'épaisseur centimétrique et que la fréquence de ces turbidites sont de périodicité de l'ordre de 1000 ka, 100 ka, 40 ka et de 20 ka coïncidant avec les cycles de Milankovic. L'intervalle de la limite Cénomanien - Turonien a été aussi étudié dans le Site 1050 à Blake Nose (Océan Atlantique) par Huber et al., (1999) et par Bellier et al., (2000).

Fig. 7 - modèle conceptuel montrant que les activités hydrothermales liées à l'expansion des croûtes
océaniques peuvent induire des EAOs (d'après Jones et Jenkyns, 2001)

Grande expansion de croûte océanique et peut être flux intense de CO₂ volcanique

Dans ce travail, les auteurs se sont appuyés sur les résultats de l'analyse des isotopes stables de foraminifères planctoniques et benthiques non altérés (Huber et al., 1999). Ils ont constaté une baisse importante des valeurs de ?¹⁸O des Foraminifères benthiques indiquant une élévation importante des paléotempératures des eaux bathyales (Fig.8). En

effet, ils ont estimé que la paléotempérature de ces eaux bathyales était déjà élevée (15°C) avant la limite C/T. Néanmoins elle atteignit approximativement 19°C au niveau de l'événement EAO-2. Ce réchauffement des eaux profondes ne paraît pas être influencé par les températures de l'eau de surface alors qu'un effet de serre s'était propagé à travers les eaux de fond. Ainsi, ces auteurs suggèrent que le réchauffement a pu être responsable de l'extinction des genres de Foraminifères planctoniques de subsurface tel que Rotalipora (Huber et al., 1999 ; Bellier et al., 2000) et que la sédimentation du carbone organique, pendant l'Événement EAO-2, a séquestré le CO₂atmosphérique et a initié un effet de serre inverse (Clarke, 2003).

Fig. 8 - Réchauffement global des eaux océaniques au passage Cénomanien - Turonien

En outre, la limite Cénomanien - Turonien a été abordée aussi sur le plan chimiostratigraphique (Accarie et al., 1999) et isotopique concernant les isotopes légers 13C et ¹⁸O (Schlanger et al., 1987 ; Hart et al., 1993).

Fisher et al., (2003) ont réalisé une analyse géochimique et isotopique des Foraminifères des sédiments de l'intervalle Cénomanien - Turonien provenant du Site ODP 762. Ils ont mis en évidence l'enregistrement de l'événement EAO-2 dans cette région et ont confirmé sa liaison d'une part avec un réchauffement global (selon les données de ä¹⁸O) et d'autre part avec une productivité primaire élevée (selon les données de ä¹³C). Keller et al., (2001) en se basant sur la lithologie, les isotopes stables et les foraminifères planctoniques de la coupe de Eastbourne en Gun Gardens (Angleterre Sud-Est), ont indiqué que l'intervalle du passage C/T est marqué par une élévation du niveau marin . Les auteurs ont constaté aussi que l'augmentation des valeurs de ?¹³C déterminant une productivité primaire, caractérise un intervalle de temps assez long débutant de la zone à Rotalipora

cushmani et couvrant toute la zone à Whiteinella archaeocretacea. Cette augmentation de la productivité a fort influencé le comportement des foraminifères planctoniques. Ainsi, ces auteurs ont distingué deux phases de renouvellement faunistique (I et II) qui ont coïncidé avec les pulsations positives du ?¹³C. La première pulsation de ?¹³C (augmentation de 1,8 %o) coïncide avec l'extinction des Rotalipores qui vivent loin de la ligne de rivage vers le large et l'abondance des espèces d'Heterohelix tolérant un faible taux d'Oxygène. Selon ces auteurs ceci serait en liaison avec une baisse du niveau marin simultanée à une augmentation de la productivité et une expansion de la zone à oxygène minimum. La deuxième phase coïncide avec la disparition de presque 50% des assemblages de Foraminifères planctoniques, au profit des habitants de surface (Guembelitria et Whiteinella), qui serait en liaison avec l'augmentation de la productivité primaire et l'expansion de la zone à oxygène minimum associées à un réchauffement climatique.

D'après ces mêmes auteurs, cette seconde phase de renouvellement faunistique est stratigraphiquement corrélée avec l'Événement Anoxique Océanique global (EAO-2) en Italie (le niveau de Bonarelli) et en Tunisie (la Formation Bahloul), alors que la première phase se corrèle avec les premiers niveaux riches en matière organique dans la partie supérieure de la zone supérieure de Rotalipora cushmani de ces régions.

Pour Arthur (2003), l'augmentation isotopique de ä¹³C n'est pas clairement correlable ni avec le dégazage du CO2 volcanique ni avec la libération du méthane

De même, pour Bralower (2003), l'événement EAO-2 enregistré dans les sédiments du Site 174AX (du forage ODP) ne serait pas lié à la dissociation de l'hydrate du méthane, qui a pu épuiser l'Oxygène dans le fond des océans.

2 - La Coupe Type et les Coupes les mieux étudiées au monde concernant la limite Cénomanien - Turonien

a - Le Niveau Bonarelli :

En Italie, le niveau Bonarelli ou Livello Bonarelli défini un enregistrement lithologique spectaculaire exceptionnel de l'EAO-2. De ce fait, il représente la localité type pour la limite Cénomanien - Turonien. Il a été défini dans le bassin de Umbria - Marche. Il mesure approximativement 1,5 m et il correspond à des alternances de marnes noires

(black shales) et des couches sileuses riches en radiolaires (Fig.9). Il est caractérisé aussi par une accumulation et une bonne préservation de carbone organique. Les couches siliceuses s'avèrent exclusivement dépourvues de carbonates. La coupe de référence de ce niveau est représentée dans la Valle del Bottaccione. On parle généralement de l'événement de Bonarelli (Bonarelli Event) qui se confond avec l'événement anoxique : OAE-2).

Fig. 9 - Log lithologique et position du niveau Bonarelli (d'après Premoli Silva et al., 1999)

Concernant les Foraminifères planctoniques, les espèces de Rotalipores et Globigerinelloides bentonensis disparaissent vers la base du niveau Bonarelli. Les Foraminifères planctoniques de petites tailles telles que Heterohelix moremani, H. reussi, Hedbergella planispira deviennent abondant dans le niveau Bonarelli. Il est attribué à la zone de Foraminifère planctonique à Whiteinella archaeocretacea. (Arthur et Premoli Silva, 1982 ; Premoli Silva et Sliter, 1994 ; Premoli Silva et al., 1999 ; Adatte et al, 2003 ; Coccione, 2003 ; Coccione et Luciani, 2003, Musavu-Moussavou et al, 2003)

b - La coupe de Pueblo :

Fig. 10 - Variation du TOC dans la coupe de Pueblo (d'après Ferry et al., 2003)

Dans la Vallée de Colorado, les formations déposées dans le Bassin du Western Interior au cours du Crétacé supérieur renferment de nombreux horizons de cendres volcaniques (bentonites) facilement reconnaissables et corrélables à l'échelle du bassin. Une dizaine de niveaux de bentonites ont été reconnus dans l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien (Fig. 10), sur plus de 1000 km depuis la bordure occidentale du bassin (Arizona) jusqu'à sa marge orientale stable (Kansas). Ces évennements semblent être de courtes durées et s'étendent sur une période de 2 millions d'années, comprise entre les zones

d'ammonites à Sciponoceras gracile et à Mammites nodosoides. (Ferry et al., 2003, Desmares et al., 2003)

II - La limite Cénomanien - Turonien en Tunisie

Cet intervalle est représenté en Tunisie septentrionale et centro - septentrionale par une entité lithologique essentiellement formée d'alternances marno-calcaires. Les calcaires y sont laminés, cartonnés, de texture micritique, noirâtres ou blanchâtres et se débitant en plaquettes. Les marnes y sont indurées ; elles sont aussi feuilletées et noirâtres. Ces alternances marno-calcaires passent latéralement vers le sud (Tunisie méridionale et

centro-méridionale) à des dépôts carbonatés (Fig. 11) (calcaire ou dolomie)
caractéristiques d'un environnement de type plateforme carbonatée (calcaire et dolomitique) (Abdallah, 1995 ; Rasgallah et al., 1994 ; Layeb et Belayouni, 1999).

Ces alternances marno-calcaires ont été repèrées et nommées « marnes schisteuses » par Pervinquière (1903) ou « Première masse calcaire » par Berthe (1949) ou « calcaire en plaquette » par Schijfsma (1955). Elles ont été attribuées à la « Formation Bahloul » ou à « l'horizon Bahloul » par Burollet et al., (1954) puis Burollet (1956). La localité-type de cette formation, Oued Bahloul est située au Sud Est du Makthar. En décrivant cette Formation, ces auteurs précisent qu'elle démarre dans la base du Turonien et qu'elle correspond à un horizon stratigraphique caractérisé par l'expansion du genre Guembelina EGGER. (Dalbiez, 1956). Selon son auteur (Burollet, 1956), la Formation Bahloul est formée par des calcaires finement lités d'aspect feuilleté ou cartonné, souvent marneux et alternant parfois avec des marnes (alternances marno-calcaires) brunes, gris foncé ou noires et dégageant une odeur bitumineuse lors de la cassure. Les surfaces de stratification de cette formation présentent des empreintes aplaties d'Ammonites et parfois des restes de poisson. L'auteur mentionne que cette entité n'est pas résistante à l'érosion toutefois, elle forme un « ressaut dans la topographie entre les deux larges ensembles

Fig. 11 - Carte des isopaques de la Formation Bahloul (Cénomanien - Turonien) et de ses équivalents
latéraux. (D'après les données de : Burollet, 1956 ; Benzarti-Said, 1981 ; Zargouni, 1985 ; Ben Ferjani et al.,
1991 ; Razgallah et al., 1994 ; Layeb et Belayouni, 1999 ; Abdallah, 2000 ; Lüning et al., 2004)

argilo-marneux qui l'entourent » (idem, p.81) tout en reposant directement sur la Formation Fahdène (Burollet, 1956) et en étant surmontée par la Formation Kef (Fournié, 1978) qui sont de nature essentiellement argileuse. Quant à l'attribution chronostratigraphiqe de cette formation est controversée. Dans le même document, Burollet (idem), mentionne que la Formation Bahloul, comprise entre les Formations Fahdène et Aleg, est du passage Cénomanien - Turonien (fig. 19 - 20, p. 86), alors que dans le tableau de corrélation des unités stratigraphiques en Tunisie Centrale, la Formation Bahloul est attribuée au Turonien basal conformément à la définition qu'il a proposé en page 81.

Jauzein (1967) a décrit lui aussi la formation Bahloul dans de nombreuses coupes qu'il a levées en Tunisie centro-septentrionale. Cet auteur considère que la base de cette entité est du Turonien basal ou du Turonien inférieur mais sans donner d'arguments paléontologiques pour fonder une telle attribution chronostratigraphique.

Salaj (1976 ; 1980), a signalé le caractère typique des calcaires en plaquette dits calcaires du Bahloul et leur abondance en Tunisie septentrionale. Toutefois, en ce qui concerne certaines régions (Zaghouan, Pont du Fahs, Jebel Fkerine et Enfida), l'auteur a noté la réduction voire l'absence de ces calcaires. En outre, en se basant sur la distribution des Foraminifères planctoniques, il précise que selon les régions la Formation Bahloul peut être du passage Cénomanien - Turonien ou du Turonien basal.

Tlatli et al., (1977) ont eu le mérite de découvrir le « Complexe récifal » de Borj Cédria (Potinville). Il s'agit d'un dépôt à faune mixte (des Foraminifères planctoniques et des Rudistes). Ces auteurs ont conclu que ce complxe est d'âge Cénomanien - Turonien.

Benzarti-Saïd (1981) a reconnu la Formation Bahloul dans le forage de Djebiniana 1 (DJB.1) réalisé dans le Sahel Tunisien (Tunisie Orientale). Elle note que les calcaires de ladite Formation sont constitués d'une biomicrite brune riche en matière organique et contenant des Hedbergelles, des Pithonelles et des filaments. Elle attribue la Formation Bahloul à la base du Turonien en se basant sur les associations d'Ostracodes.

Bismuth et al., (1981) attribuent la Formation Bahloul affleurant dans la région de Jebel Bou Zer (Tunisie Centrale) au Turonien basal en se basant sur les associations de Foraminifères et d'Ostracodes. Dans la même année Boltenhagen arrive à la même conclusion en publiant une carte des faciès du Turonien montrant la répartition des calcaires Bahloul et leurs équivalents latéraux.

Gargouri (1981 ; 1983) a essayé d'effectuer des analyses stratigraphique et paléoécologique sur le Cénomanien de la Tunisie Centrale. De ce fait, elle a surtout établi une étude d'ordre phylogénétique, taxonomique et paléoécologique sur l'espèce de Foraminifère benthique Thomassinnella punica (SCHLUMBERGER) qu'elle considère marqueur de l'étage Cénomanien. Ainsi, vu que cette espèce figure aussi dans les calcaires du Bahloul de Tunisie Centrale, elle conclut que ces calcaires sont du Cénomanien supérieur.

Phillip (1981 ; 1982) a étudié spécialement les Rudistes du « Complexe récifal ».

Bellier (1983) dans son travail sur les Foraminifères du Crétacé superieur, a abordé du point de vue biostratigraphique la Formation Bahloul du Jebel el Oust (région de Bir M'cherga). Il a proposé une biozonation basée sur les Foramininifères planctoniques. Concernant le passage Cénomanien - Turonien, il précise qu'il est caractérisé par la zone à Whiteinella aprica.

Marie et al., (1984) en s'intéressant à la paléogéographie de la Tunisie, ont publié une carte paléogéographique du Turonien en se basant sur l'extension des dépôts de la Formation Bahloul et de ses équivalents latéraux. Cette carte a été ultérieurement améliorée et modifiée par de nombreux autres travaux (Layeb, 1990 ; Ben Ferjani et al., 1991).

Orgeval et al., (1986) ont mis en évidence l'intérêt minier de la Formation Bahloul et sa richesse en sulfures de Pb, Zn, S, notamment dans le gisement de Bougrine (Tunisie Nord Occidentale).

Dali-Rossot (1987), en se basant sur les Calcisphaerulidés, a noté que la Formation Bahloul n'est pas synchrone. Elle peut être du Cénomanien terminal - Turonien basal comme au Jebel Bou El Ahnèche ou du Turonien basal comme au Jebel Sif El Kohol (Tunisie Centrale). Le même auteur a indiqué que cet intervalle durant lequel le climat était chaud, le dépôt de la Formation Bahloul correspond à une transgression majeure.

Ben Haj Ali (1987) a effectué une étude biostratigraphique du Crétacé (Aptien - Cénomanien) dans la Région de Téboursouk (Tunisie Septentrionale) en se basant sur les Foraminifères planctoniques. Dans ce travail, elle a reconnu le faciès typique de la Formation Bahloul qu'elle a attribué au Turonien basal.

Dans la même année, Batik et al., (1987), dans leur étude sur les dépôts crétacés du Jebel Trozza (Tunisie Centrale), ont reconnu la Formation Bahloul composée de calcaires en plaquettes feuilletés, de couleur gris foncé, et riches en matières organique. Ces calcaires ont livré d'après ces auteurs une association de Foraminifères composée de Dicarinella imbricata, D. hagni, Whiteinella gegantea, W. paradubia, W. aprica, Heterohelix globulosa. Cette association est attribuée au Turonien inférieur.

Abdallah (1987 ; 1995 ; 2000) a signalé la présence du faciès Bahloul dans la chaîne Nord des Chotts.

Par la suite, Layeb et Belayouni (1989 ; 1991 ; 1999) et Layeb (1990) ont réalisé une étude géochimique approfondie sur les faciès riches en matière organique de la Formation Bahloul en Tunisie Centro-Septentrionale. En établissant une carte des isopaques de ladite Formation, ils ont dégagé un modèle de dépôt conduisant à une bonne roche mère de pétrole. De ce fait, Ils ont attribué la Formation Bahloul au passage Cénomanien - Turonien.

Robaszynski et al., (1990 ; 1993) ont entrepris une étude sur la Formation Bahloul de plusieurs coupes levées dans la région de Kalâat Es Senan (Tunisie Centrale). L'âge de ladite Formation a été discuté en se basant d'une part sur les Ammonites qu'ils ont récoltées dans cette formation et d'autre part sur les associations de Foraminifères

planctoniques et de nannofossiles calcaires. Ces auteurs concluent que ladite formation est d'âge Cénomanien supérieur.

En (1991) Burollet et Robaszynski décrivent de « gros bancs de calcaires » à la base de la Formation Bahloul qu'ils intègrent dans ladite Formation des secteurs de Kalâat Es Senan et d'Oued Bahloul. Ces « gros bancs » sont de natures gréseuses et riches en bioclastes.

Au cours de la même année Matmati et al., (1991) ont publié sur le membre Gattar, qui est un équivalent latéral d'une partie de la Formation Bahloul, affleurant dans la chaîne Faïd - Chaabet El Attaris (Axe Nord Sud : Tunisie Centro - orientale). Dans ce travail, les auteurs attribuent ce membre au passage Cénomanien - Turonien.

Par la suite, Hardenbol et al., (1993) ont repris les analyses séquentielle et sédimentologique sur la Formation Bahloul dans la région de Kalâat Es Senan. Ils ont précisé que cette formation s'était déposée au cours d'un cycle transgressif.

Une année plus tard, Chaâbani et al., (1994) ont découvert un horizon riche en matière organique à cachet Bahloul au sein d'une dalle carbonatée de 80 m d'épaisseur mise en équivalence par les auteurs avec le membre Gattar (équivalent latérale d'une partie de la Formation Bahloul en Tunisie Centro - méridionale) au Jebel Berda (Tunisie centro-méridionale).

Maâmouri et al., (1994) ont étudié plusieurs coupes levées dans différentes localités où affleure la Formation Bahloul : Koudiat Nahala (Garn Halfaya : Feuille Tajerouine), Jebel Bou Grine (les Salines), J. Es Seif (Ouergha), Koudiat Guenaoua, Hammam Mellègue (El Kef), Kalâat Es Senan, Melalis (Nébeur) et même dans sa localité type (Oued Bahloul). En se basant sur la distribution des Foraminifères planctoniques, les auteurs attribuent un âge Cénomanien terminal - Turonien basal à cette formation en éliminant les gros bancs de base de ladite Formation. Les auteurs précisent que les Ammonites récoltées dans la coupe de Oued Bahloul, Calycoceras naviculare, Pseudaspidoceras cf. angulanum recueillies dans le niveau OB 8 sont considérées appartenant à la Zone à Metoicoceras geslinianum du Cénomanien supérieur, alors que Eucalycoceras gothicum, Mantelliceras villei ; Fagesia sp, Pseudaspidoceras flexuosum, Mammites sp, Kamerunoceras sp.,

déterminent le Turonien inférieur. Quant à la Zone à Neocardioceras judii du Cénomanien sommital n'a pas été reconnue.

Sur le plan séquentiel, les mêmes auteurs admettent que les conditions d'anoxie coïncidant avec l'événement global du passage Cénomanien - Turonien (EAO-2) ont été réalisées postérieurement à l'augmentation globale du niveau marin de la période transgressive déterminant le cycle eustatique global UZA-2.5 de Haq et al., (1987), sans dépasser toutefois la période d'inondation maximale induite il y a 91 Ma. D'ailleurs ces auteurs précisent que la base de la séquence de troisième ordre est bien soulignée par un niveau conglomératique.

Au cours de la même année, Ben Haj Ali et al., (1994) ont confirmé que la Formation Bahloul dans sa localité type est d'âge Cénomanien - Turonien en se basant d'une part sur les Ammonites étudiées par l'un des signataires (J. W. Kennedy) et d'autre part sur les Foraminifères planctoniques. Ces auteurs ont identifié la zone à Calycoceras guerangeri indiquée par Calycoceras sp et l'association des Foraminifères planctoniques parmi lesquels Rotalipora cushmani, R. greenhornensis. Puis la Zone à Metoicoceras geslinianum et la Zone à Neocardioceras judii qui caractérisent le Cénomanien sommital où la microfaune est pauvre et représentée essentiellement par Whiteinella spp., des Dicarinelles et Hedbergella spp.. Ces auteurs indiquent que la base du Turonien est soulignée par l'apparition du genre Fagesia alors que Praeglobotruncana helvetica n'apparaît que plus haut au sein des marnes de la Formation Kef.

En outre, Razgallah et al., (1994) ont accomplis un travail sur le passage Cénomanien - Turonien de la Tunisie Centro-méridionale. Ils ont apporté des précisions sur le membre Gattar et les faciès intermédiaires entre les deux unités lithologiques Formation Bahloul et Membre Gattar en admettant que le faciès de la Formation Bahloul n'affleure que dans le massif de Chemsi, le reste du secteur étudié est caractérisé par le développement du membre Gattar. En se basant sur les Ammonites et les Foraminifères, ces auteurs concluent que le membre Gattar est d'âge Turonien basal.

Bagga et al., (1995) ont signalé l'existence de récifs d'âge Cénomanien - Turonien à Borj Cédria. Ces auteurs indiquent que ces récifs correspondent en effet, à l'établissement de

deux cycles de sédimentation récifale locaux et sont formés essentiellement par des débris de Rudistes.

Kassaâ et al., (1995) en effectuant une étude minéralogique dans la région de Garn Halfeya (Tunisie Nord occidentale), rajoutent que le passage Cénomanien - Turonien représenté par des laminites à faciès de Black Shales caractéristique de la Formation Bahloul, contiennent des fissures miniralisées riches en calcite et en galène témoignent d'une tectonique synsédimentaire.

Quelques années plus tard, Rami (1998) dans son travail de Thèse intitulé « Stratigraphie, micropaléontologie et environnements de dépôt du Crétacé supérieur de la Tunisie Centro-Septentrionale » a abordé entre autre les dépôts de la Formation Bahloul en indiquant son milieu de dépôt en se basant sur la répartition des Foraminifères planctoniques en Tunisie centro - septentrionale, nord orientale et septentrionale. Il a précisé que cette Formation s'étend sur l'intervalle des Zones à Rotalipora cushmani, Whiteinella archaeocretacea et Helvetoglobotruncana helvetica.

Ensuite, Troudi et al., (1999) dans leur analyse séquentielle de la Formation Bahloul en Tunisie centrale, confirment que cette formation riche en matière organique serait déposée au cours d'un cycle transgressif.

Accarie et al., (1999) et Caron et al., (1999) ont effectué des analyses chimiostratigraphiques, cyclostratigraphique et biostratigraphique sur les dépôts riches en matière organique de la Formation Bahloul dans la région de Kalâat Es Senan et dans sa localité Type : Oued Bahloul. Ils ont conclu que ces faciès typiques à Black Shales représentent l'enregistrement de l'Événement Anoxique Océanique global du passage Cénomanien - Turonien en Tunisie. Caron et al., (1999) ont ajouté que la Formation Bahloul dans sa localité type montre une répétition cyclique d'une séquence enregistrant deux paléoenvironnements. Un milieu eutrophique mais anoxique sur le fond (les calcaires noirs finement laminés) et un milieu oligotrophe et faiblement oxygéné sur le fond (les marnes bioturbées). Ces mêmes auteurs admettent que la Formation Bahloul serait déposée lors d'un grand cycle d'excentricité du globe de durée égale à 400 ka.

Pour Nederbragt et Fiorentino (1999), la coupe d'Oued Mellègue (région d'El Kef, Tunisie Nord Occidentale) levée à intervalles serrés, a fourni des renseignements biostratigraphiques de haute résolution sur l'Événement Anoxique Océanique du Cénomanien sommital (EAO-2) en milieu bathyal supérieur et pélagique à hémiplégique. L'analyse isotopique de ä¹³C et ä¹⁸O effectuée sur les dépôts de la Formation Bahloul du passage Cénomanien - Turonien ainsi que l'analyse des associations d'Hétérohélicidés sont en faveur du développement des conditions anoxiques maximales, bien exprimées dans cette coupe. Ils rajoutent que la diversité des associations est très faible dans les sédiments de la limite Cénomanien - Turonien. Cette faible diversité est attribuée par ces auteurs à l'installation de conditions hostiles mais également à la dissolution des tests des Foraminifères au cours de la sédimentation de la Formation Bahloul. Une baisse dans l'abondance des indicateurs de haute productivité parmi les nannofossiles pourrait aussi être le résultat de cette dissolution. Les mêmes auteurs ont confirmé que la Formation Bahloul s'était déposée au cours d'une période de haut niveau marin majeur. A la même période des sédiments clastiques ont été piégés en domaine de plateforme. Ultérieurement au cours du Turonien durant la période de dépôt du membre Annaba (Burrolet, 1956), les conditions océaniques hostiles s'estompent et la diversification des associations de foraminifères planctoniques et des nannofossiles augmente.

Srarfi (1999) a attribué un âge Cénomanien - Turonien à la Formation Bahloul affleurant dans les régions des Jebels Sekarna et Bargou.

Ferry et al., (2003) dans leur contribution sur la crise de la limite Cénomanien - Turonien en Tunisie méridionale (bassin de Tataouine), indiquent que la barre dolomitique Gattar, localement à rudistes et madréporaires, est transgressive. Plus au Nord dans la Chaîne des Chotts, l'équivalent latéral d'une partie du black shale Bahloul de Tunisie centrale repose au Jebel Asker sur des calcaires à ammonites du Cénomanien supérieur. Au Jebel Zitouna et Jebel Naimia, le faciès Bahloul passe à des calcaires noduleux moins profonds. Ces auteurs ont conclu que la surface d'émersion connue plus au Sud se raccorde à la base du Bahloul qui peut être considéré, à la manière de la fosse vocontienne occidentale, comme un faciès confiné de bas niveau marin, déposé dans la partie la plus profonde des bassins résiduels en période d'émersion de la marge gondwanienne et que

la barre Gattar transgressive correspond à la remise en eau de cette marge méridionale gondwanienne.

Ouertani (2004) a entrepris des études minéralogique et structurale dans la région de Tajerouine. Dans ce travail, les séries crétacées et paléogènes ont été précisées. Particulièrement, la Formation Bahloul a été attribuée au passage Cénomanien - Turonien.

III - Caractéristiques et extension des dépôts de la limite C/T dans le domaine

Fig. 11 - Extension des dépôts de la limite C/T dans le domaine téthysien (Lüning et al., 2002, modifiée
concernant la Tunisie)

a - L'Algérie

Naïli et al., (1995) ont signalé l'existence des calcaires en plaquettes riches en matière organique dans la Région de Tebessa et de Morsott (Algérie orientale, environ 45 km de Kalâat Es Senan). Ils attribuent ces calcaires de la Formation Bahloul (Burollet, 1956) au Cénomanien terminal en s'appuyant sur la présence de l'Ammonite Pseudaspidoceras pseudonosoides en association avec des Foraminifères planctoniques parmi lesquels Heterohelix sp, Whiteinella sp, Whiteinella archaeocretacea, Dicarinella

spp, Praeglobotruncana sp, Praeglobotruncana stephani. Ils ajoutent que le Turonien inférieur ne débute qu'à la base du membre Annaba (Burollet, 1956) avec la présence de Fagesia sp. et Watinoceras sp. en association avec Hedbergella sp, Whiteinella archaeocretacea, Guembelitria cenomana, Dicarinella sp et Heterohelix spp.

Des couches siliceuses riches matière organique d'âge Cénomanien - Turonien ont été signalées dans plusieurs localités en Algérie notamment au nord de l'accident Sud Atlasique (Busson et Cornée, 1996 ; Busson et al., 1999). Ce faciès a formé une bande continue le long de la plateforme nord africaine au cours du Cénomanien - Turonien, s'étendant de la Tunisie à l'Est jusqu'au Pré-Rif marocain à l'Ouest (Kuhnt et al., 1990).

b - Le Maroc

Dans la région d'Éssaouira (Hauts Atlas), Içame (1994) et Jalal et al., (2002) ont mentionné l'existence d'un faciès dolomitique qui rappelle celui du membre Gattar en Tunisie. Alors que Jati et al., (2001), ont signalé que certaines séquences étudiées dans la région d'Agadir (Sud ouest du Maroc) sont émersives, notamment au passage Cénomanien - Turonien, qui est marqué par la présence de galets roulés et des figures de karstification. Les auteurs ont rajouté que l'analyse séquentielle montre que les calcaires laminés anoxiques de la base du Turonien sont réellement transgressifs. Le maximum d'inondation est marqué par la Zone d'Ammonites à Neocardioceras vibrayeanus qui se situe entre la Zone à Rotalipora cushmani et la Zone à Whiteinella archaeocretacea (Charrière et al., 1998). L'âge de la Zone à N. vibrayeanus au Marroc correspond à l'âge de la surface transgressive du Cénomanien sommital en Tunisie (post Ce5 TS) (Hardenbol et al., 1998). En effet, les données géochimiques ont montré que l'anomalie de ?¹³C est enregistrée dans la dernière séquence coïncidant avec des oscillations mineures du niveau marin relatif représentées par des lumachelles. Les associations des foraminifères planctoniques représentées par Rotalipora cushmani associée à Whiteinella archaeocretacea, et autres indiquent un milieu assez favorable dans la série située sous la première discontinuité, avec toutefois des périodes de stress marquées par des associations à petits individus peu différenciés tels que Guembelitria cenomana et G. cretacea (Ettachfini et al., 2004). Dans les niveaux laminés sus-jacents, les associations sont principalement représentées par les mêmes formes à loges globuleuses alors que les formes carénées ne réapparaissent que temporairement. Ces derniers auteurs ont

interprété ces particularités par une persistance du régime de confinement local malgré l'augmentation du niveau marin. Par ailleurs Thurow et Kuhnt (1986) en travaillant dans la région de l'Arch de Gibraltar et dans le Rif (Maroc septentrionale), montrent que les dépôts du passage Cénomanien Turonien sont caractérisés par un épanouissement important des Radiolaires. Ceci coïncide avec plusieurs événements importants dans l'évolution des Foraminifères planctoniques (première apparition de Whiteinella archaeocretacea, extinction du genre Rotalipora, apparition de nouvelles espèces chez le genre Praeglobotruncana et l'épanouissement des genres à double carène tels que Marginotruncana et Dicarinella.

Fig. 12 - carte paléogéographique du passage Cénomanien - Turonien montrant le domaine téthysien.

c - L'Espagne

Lamolda et al., (1997) ont essayé d'appliquer une approche biostratigraphique intégrée pour la limite Cénomanien - Turonien de la série affleurant à Ganuza en Espagne. Et

c'est en se basant sur la répartition des Foraminifères planctoniques, des nannofossiles calcaires et ldes Ammonites. Ces auteurs ont détaillé trois Biozones de Foraminifères planctoniques : la Zone à Rotalipora cushmani, la Zone à Whiteinella archaeocretacea et la Zone à Helvetoglobotruncana helvetica ; Ils les ont correlées avec les Zones à Eiffellithus turriseiffelii et à Quadrum gartneri des nannofossiles calcaires. Bien que la macrofaune soit rare, ces auteurs ont mis en évidence les Zones d'Ammonites à Metoicoceras geslinianum et à Mammites nodosoides. Ces mêmes auteurs ont indiqué que la limite C/T pourrait être établie entre la première occurrence de Kamerunoceras sp. et Mytiloides submytiloides et la première occurrence de Mytiloides kossmati kossmati. Les premières occurrences successives de Whiteinella praehelvetica et Q. gartneri sont indiquées par ces auteurs comme indicateurs probables de la limite C/T.

d - La France

Ferry et al., (2003) ont affirmé que la limite Cénomanien - Turonien dans la marge provençale du bassin subalpin est caractérisée par le faciès de black shale Thomel. Ce faciès n'existe que dans la partie occidentale de cette marge de mer profonde. Ces auteurs mentionnent que ce faciès de black shales disparaît dans le domaine de talus (Fig.13) (ou bassin suspendu) qui serait situé à l'Est de la faille de Rouaine. Le black shale Thomel de la partie occidentale du bassin vocontien pourrait être interprété comme un faciès anoxique de milieu restreint localisé dans un bassin résiduel (black shale de bas niveau). Tandis que la transgression du passage Cénomanien - Turonien a déposé sur toute la vallée du Rhône des grés gloconieux de couleur rougeâtre. L'inondation maximale caractérise la Zone d'Ammonites à nodosoides.

e - L'Italie

La crise globale EAO-2 est enregistrée en Italie dans les dépôts du Livello Bonarelli (voir pp 19-20 de ce document). Ce niveau a l'aspect d'une bande noire caractérisant le sommet de la Formation Scaglia Bianca. Cet horizon est dépourvu de carbonates. Il est formé de chert à la base et au sommet délimitant ainsi des sables et des silts à radiolaires. Généralement, le Livello Bonarelli mesure de 0.8 à 1.5 m (Arthure et Premoli Silva, 1982 ; Baudin et al., 1998).

Fig. 13 - Carte de distribution des différents domaines d'âge Cénomanien - Turonien dans la marge
provençale du bassin subalpin (Ferry et cl., 2003).

IV - Objectif du travail

Dans le cadre du présent travail, nous contribuons par l'étude micropaléontologique et biostratigraphique de haute résolution des Foraminifères de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien de deux coupes levées en Tunisie afin de :

) multiplier l'information sur les différentes espèces en association du passage Cénomanien - Turonien.

) participer à une meilleure caractérisation biostratigraphique de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien, en se basant sur un échantillonage très serré et en adoptant les normes de la biostratigraphie de haute résolution.

) mettre en évidence les événements biologiques enregistrés dans les dépôts de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien (C/T) par le suivi du comportement différentiel des Foraminifères planctoniques et benthiques et préciser leurs changements s'il y a eu lieu le long de ce passage en s'appuyant sur l'analyse statistique des composants de cette faune.

) participer à une meilleure reconstitution des conditions paléoenvironnementales au niveau des deux coupes étudiées et vérifier s'il y a bien une relation entre ces

conditions locales avec celles reignant à l'échelle globale durant l'intervalle du passage C/T.

V - Matériel et méthode

Une première campagne de terrain nous a permis d'arrêter notre choix sur deux coupes dans la série de la Formation Bahloul. La première coupe levée dans la vallée d'Oued Es-Smara (CES) dans la région de Jerissa au Centre - Ouest de la Tunisie. La deuxième coupe est celle d'Oued El-Khrroub (COK) dans la région de Bargou prés de la ville de Siliana à peu prés à la même latitude que la première mais beaucoup plus à l'Est. Notre étude est d'ordre micropaléontologique et paléoécologique. Elle est basée sur la détermination des Foraminifères prélevés dans les échantillons de ces deux coupes, leur état de conservation et leur diversité. Elle est également d'ordre biostratigraphique de haute résolution basée sur la répartition verticale détaillée des espèces marqueurs de Foraminifères planctoniques. Ces derniers vont nous servir pour la subdivision et la biozonation de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien s'intégrant dans la Formation Bahloul et pour discuter les autres biozonations proposées par nos prédécesseurs, en définissant les limites, inférieure et supérieur, de ladite Formation.

Le travail sur le terrain consiste en un échantillonnage plus ou moins serré tout en adoptant des méthodes de biostratigraphie qualifiée de haute résolution, surtout dans la zone où se situe la limite des deux étages géologiques. Ainsi dans les deux coupes étudiées, les échantillons sont prélevés à intervalle de 20 cm et 40 cm (voire même 10 cm) pour la première coupe (CES) et de 30 cm à 50 cm (voire même 20 cm) pour la deuxième coupe (COK), surtout dans les niveaux sombres de la Formation Bahloul. De part et d'autre de cette Formation l'intervalle d'échantillonnage est moins serré. L'espacement entre les échantillons peut être de 80 cm ou 1 m si le faciès est inchangé. Les échantillons sont stockés dans des sacs en plastique portant des étiquettes où sont écrit, la cote de l'échantillon, son numéro et sa provenance.

La deuxième étape du travail consiste en la préparation de ces échantillons au laboratoire. Chaque échantillon est subdivisé en deux parties égales, une qui servira comme témoin (et pouvant faire objet d'autres types d'analyse), et l'autre est trompée dans de l'eau de robinet

pendant un certain nombre de jours (selon la dureté de l'échantillon, sans toutefois dépasser une semaine).

Le lavage de ces échantillons consiste en un tamisage sous un écoulement d'eau afin d'en extraire des éléments de taille donnée à travers une colonne de quelques tamis métalliques calibrés. Dans le cadre de ce présent travail, quatre tamis de type AFNOR (63 um, 100 um, 250 um, 500 um) ont servi pour le tamisage des échantillons des deux coupes étudiées. Ces tamis sont placés suivant une colonne à maille décroissante, c'est-à-dire celui ayant les mailles les plus fines étant en bas. Cette opération est utilisée à la fois pour extraire des fossiles ou microfossiles et pour étudier la répartition granulométrique des éléments sédimentaires.

En versant le contenu de l'échantillon trompé sur le tamis supérieur, l'eau du robinet va évacuer les particules sablo-argileuses inférieures à 500um vers les tamis de mailles plus fines tout en barbotant le sédiment. Ainsi, quand le résidu retenu dans chacun des tamis devient propre et réfutant une eau limpide, il sera récupéré. Les résidus seront recueillis dans des boîtes à pétri, puis séchés à l'étuve à moins de 50° C pendant 4 à 5 jours. Ces résidus séchés sont ensuite gardés dans des pellules codés et hermétiquement fermées. L'examen à la loupe binoculaire des résidus est suivi de tri des microfossiles et leur récupération dans des cellules à usage micropaléontologique simples ou multiples.

Notons que le passage d'un échantillon à un autre est toujours précédé par un lavage des tamis avec une solution du Bleu de Bromothymol, afin de colorer tous les grains proveneant des échantillons antérieurement tamisés, ensuite les tamis sont dûment rincés à l'eau de robinet. Ceci évitera toute contamination lors de la détermination de la microfaune.

Les échantillons calcaires indurés ont fait l'objet de confection de lames minces afin d'analyser le microfaciès et le contenu micropaléontologique en section.

L'étude systématique au cours de ce travail n'a concerné que les Foraminifères planctoniques en particulier. Les Foraminifères que contiennent les fractions des échantillons observés sous la loupe binoculaire sont identifiés spécifiquement en se basant sur les travaux de E.W.G.P.F en coopération avec F. Robaszynski et M. Caron, sur les Foraminifères planctoniques du Crétacé Supérieur (1979. 1 et 2), les traités de micropaléontologie de Loeblich et Tappan (1961), (1964) et (1988) et d'autres travaux illustrant et discutant les espèces de Foraminifères planctoniques de l'intervalle de passage Cénomanien - Turonien (Stelck et Wall, 1954 ; Pessagno, 1967 ; Eicher et Worstell, 1970 ; Chitta, 1979 ; Salaj,

1980 ; Bellier, 1983 ; Robaszynski et al., 1990 ; Premoli Silva et Sliter, 1994 ; Rami, 1998 ; Georgescu, 2000 ; Keller et al., 2001 et d'autres...). Pour l'analyse statistique, on a eu recours à la subdivision des trois fractions de chaque échantillon (les fractions : 63 um, 100 um et 250 um) à l'aide d'un microsplitter de type « Otto ». Chaque fraction est subdivisée en deux parties égales : la première est remise dans la boite initiale et l'autre est mélangée avec les autres moitiés de fractions inférieures du même échantillon. Ce fractionnement va nous aider à obtenir une association de Foraminifères (aussi bien planctoniques que benthiques) comportant au minimum 300 individus dans un résidu global >63 um par échantillon. Ces 300 individus serviront pour une analyse statistique adéquate. Le matériel étudié peut être riche ou pauvre en Foraminifères. Pour obtenir seulement 300 individus de Foraminifères planctoniques. Dans le cas où le résidu global >63mm est très riche en foraminifère, nous avons été amenés à le fractionner aussi à l'aide du microsplitter afin d'obtenir une association de foraminifère planctonique ne dépassant pas 400 individus. Quand l'échantillon est pauvre en Foraminifères, nous les avons triés dans l'ensemble du résidu global.

Concernant les analyses calcimétriques on a eu recours à un dosage des carbonates à l'aide du calcimètre Bernard en utilisant une balance de précision, HCl (10%) placé dans une pissette, une pissette d'eau distillée, un calcimètre Bernard, un étalon de calcite et une spatule. Les échantillons prélevés sur le terrain vont servir à la détermination des teneurs en CaCO₃. Cette analyse calcimétrique consiste tout d'abord à l'étalonnage de l'appareil en introduisant dans une erlen de 250ml 0,30g de CaCO3 pur préalablement séché à 50°C. Ensuite on place dans l'erlen un tube a essai rempli de HCl (10%) en le maintenant dans la position verticale. Puis l'erlen est fermée afin de prendre une première lecture L₁ sur la burette en ramenant la surface du liquide que l'erlen contient au même niveau que celui de la burette. Ensuite le contenu de l'erlen est agité en gardant les surfaces du liquide dans l'ampoule et dans la burette au même niveau. Enfin on fait une deuxième lecture L₂ sur la beurette. Après cet étalonage, la determination du taux de CaCO₃ dans chaque échantillon est effectué comme suit : la méthode consiste à peser 300mg de poudre de l'échantillon préalablement broyé. Ensuite la même méthode d'attaque que celle adoptée pour l'étalon est effectuée sur l'échantillon. L'expression des résultats est :

DEUXIÈME PARTIE :

DESCRIPTION DES FACIÈS ET ENVIRONNIMENTS

DE DÉPÔTS

I - Introduction

Les deux coupes que nous étudions, intéressant l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien, ont été levées dans la Formation Bahloul. L'une concerne l'affleurement de la région de Jerissa au niveau de Oued Es Smara (CES) (Fig.14) en Tunisie Nord occidentale et l'autre coupe (COK) est levée plus au nord est à Oued El Kharroub.

Sur le plan structural, le massif de Jerissa s'intègre dans l'atlas central. Cette unité structurale est caractérisée par des plis orientés NE-SW entrecoupée par de nombreux fossés d'effondrement (Fig.15) parmi lesquels celui de Kalâat Khesba situé en bordure occidentale de l'anticlinale de Jerissa à coeur de l'Aptien.

Le massif de Bargou fait partie de la dorsale tunisienne et forme aussi un anticlinarium à coeur de l'Aptien orienté NE-SW. Dans cette région, la série du passage C/T est bien développée au tour du massif

Fig. 15 - cadre structural général des deux coupes (d'après Layeb, 1990 simplifiée)

A - ÉTUDE DE LA COUPE D'OUED ES SMARA : CES

1 - Historique des travaux antérieurs

Cette région de Tajerouine, bien qu'elle ait faite l'objet de nombreux travaux depuis le début du 20^ème siècle, elle demeure encore un secteur insuffisamment étudié sur certains plans. Parmi ces travaux, ceux de Pervinquière (1903), Burollet (1956), Ben Ayed (1986), Negra (1994), Kassaa et al., (1995) ; Zaier (1999), Chikhaoui (2002) et Ouertani (2004) ont concerné l'aspet structural de la région et/ou sédimentologique et lithostratigraphique des différentes séries sédimentaires afin de reconstituer les environnements de dépôt ou

encore de caractériser les substances utiles, mais aucune étude biostratigraphique détaillée basée sur les Foraminifères planctoniques et surtout en ce qui concerne l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien n'a été élaborée jusqu'ici. Les travaux de Robaszynski et al., (1990 ; 1993) sur les Foraminifères planctoniques de la région de Kalâat Es Senan (Oued Smara, Oued Zitoun) située plus Sud Ouest, sont de faible résolution. Le travail de Nederbragt et Fiorentino (1999) qui est de haute résolution a intéressé la région d'El Kef située plus au Nord. Ce dernier travail a concerné uniquement les Heterohelicidae.

La Formation Bahloul dans la région de Jerissa et les régions limitrophes est d'épaisseur variable (Tableau - 1)

Tableau 1 - Variations d'épaisseur de la Formation Bahloul dans la région de Tajerouine

(KS) : Kalâat Es Senan (d'après les données de Layeb, 1990 et Ouertani, 2004)

La coupe que nous avons levée dans l'intervalle de passage C/T passe par Oued Es Smara. Ce cours d'eau est localisé géographiquement au Nord-Ouest de la Tunisie (Fig.14) assez près de la frontière tuniso-algérienne, à l'extrémité Sud Est de la feuille

topographique et géologique de Tajerouine (n° 51) au 1/50.000. Il est situé à l'Ouest de Oued Amor, Aïn Rahala et les collines de Fej Tameur ; à l'Est du massif de Djebel Oum Khelil et Oued El Abiod.

Il est limité au Nord par Aïn Halfi et les prolongements Sud Ouest des reliefs de Kef Es Slougui et au Sud par la ville de Jerissa. L'accès à cette coupe se fait par la Route Nationale GP. 18 menant à la ville de Jerissa et son complexe minier. Plus au nord se dresse le flanc légèrement redressé de Djebel El Hout. L'altitude moyenne des reliefs entourant le secteur est de 800 m. La région est dominée par un réseau hydrographique représenté par de grands ou petits lits d'oueds (Oued Amor, Oued El Abiod, Oued Hammam) qui sont tous des affluents d'Oued Er Retem qui est situé plus au Sud.

La région de Tajerouine est considérée comme étant une zone de transition entre l'Atlas septentrional et l'Atlas central. Les travaux cartographiques de la région ont été élaborés par Burollet et al., (1953 ; 1954) et Burollet et Sainfeld, (1956). Elle est dominée par des fossés d'effondrement (fossés de Kalâat Khesba, fossé de Rouhia) et des structures diapiriques à coeur de Trias. A l'Est, le secteur est limité par le rebord oriental du fossé de Kalâat Khesba (Zaier, 1999 ; Ouertani, 2004) et au Sud Est par le prolongement du fossé de Rouhia. Le secteur est dominé aussi par un réseau de failles et de décrochements de directions multiples (Fig. 17) : N-S, NW-SE, E-W et NE-SW. Le secteur est limité dans sa partie sud par le flanc nord peu redressé du monoclinal de Jebel Jerissa.

Au niveau de la coupe CES, les niveaux de marnes les bancs de calcaires argileux de la Formation Bahloul sont tous de direction N140. Ils pendent de 35° vers le Nord Est (N140-35°NE). Plus loin les couches varient de direction. Au voisinage de la coupe, ces couches sont affectées par un décrochement senestre de direction Nord Sud et elles comportent des figures de glissement synsédimentaires (Ouertani, 2004).

3 - Coupe d'Oued Es Semara (CES)

1/50.000 ; Prés de la piste qui représente le prolongement vers le Nord Est de la route Nationale GP. 18, au niveau du point de rencontre des deux affluents de Oued Es Semara.

Cette coupe a concerné seulement la Formation Bahloul. L'attribution chronostratigraphique de ladite formation a été discutée par plusieurs auteurs ayant travaillé dans les régions voisines. Elle a été attribuée soit au Cénomanien supérieur

(Gargouri, 1983 ; Robaszynski et al., 1990) soit au Turonien inférieur (Burollet,
1956 ; Bismuth et al., 1981 ; Benzarti-Saïd, 1981 ; Robazsynski et al., 1993) soit encore au passage Cénomanien - Turonien (Dali - Rossot, 1987 ; Ben Haj Ali et al., 1994 ; Maâmouri et al., 1994 ; Robaszynski et al., 1995 ; Rami, 1998, Accarie et al., 1999 ; Nederbragt et Fiorentino, 1999 ; Caron et al., 1999). La série que nous détaillons est épaisse de 23,2m, elle couvre la totalité de la Formation Bahloul et déborde vers le bas sur la partie terminale de la Formation Fahdène (Burollet, 1956) et vers le haut sur la partie basale de la Formation Kef (Fournié, 1978). Dans cette série, nous avons distingué, au point de vue lithostratigraphie, six unités différentes :

Elle s'étend sur 3,5m. Elle est formée essentiellement d'argiles à intercalations de calcaires argileux. L'ensemble est de couleur grisâtre devenant de plus en plus sombre. A la cassure fraîche, cet ensemble se débite le plus souvent en nodules. Toutefois dans sa partie médiane, il englobe un niveau calcaire argileux se débitant plutôt en plaquettes de couleur noir en patine comme en cassure fraîche.

Ce terme a livré une association de Foraminifères planctoniques composée de Rotalipora montsalvensis (MORNOD), Rotalipora cushmani (MORROW), Rotalipora greenhornensis (MORROW), Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Praeglobotruncana gibba KLAUS, Dicarinella algeriana (CARON),

(MORROW), Clavihedbergella simplex (MORROW), Hedbergella planispira (TAPPAN), Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN),, Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Heterohelix moremani (CUSHMAN), Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Heterohelix aff. Pulchra (BROTZEN), Heterohelix sp., Guembelitria cenomana (KELLER) et des Foraminifères benthiques représentées essentiellement par (Cassidella, Frondicularia, Gaudryina, Gavelinella, Buliminella, Textularia)

La présence de Rotalipora montsalvensis en association avec Rotalipora cushmani et Rotalipora greenhornensis témoigne d'un âge cénomanien moyen.

Les 3,5m suivant sont représentés par des marnes schisteuses alternant avec des calcaires argileux bitumineux. Ce terme a livré Rotalipora cushmani (MORROW) Rotalipora

greenhornensis (MORROW), Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI),
Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Praeglobotruncana gibba (KLAUS), Dicarinella algeriana (CARON), Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Globigerinelloides bentonensis (MORROW), Hedbergella simplex (MORROW) , Hedbergella planispira (TAPPAN), Hedbergella delrioensis (CARSEY), Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN), Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Whiteinella paradubia (SIGAL), Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, Heterohelix moremani (CUSHMAN), Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Heterohelix aff. Pulchra (BROTZEN), Heterohelix reussi (CUSHMAN), Guembelitria cenomana (KELLER), Guembelitria albertensis STELCK & WALL et des Foraminifères benthiques représentés par (Cassidella, Frondicularia, Gavelinella, Buliminella, Textularia) qui commencent à être rare. On note que Whiteinella archaeocretacea n'apparaît qu'à partir de l'échantillon CES-4 (7,75m), ce qui indique qu'elle coexiste bien avec les derniers Rotalipores.

La présence de Rotalipora cushmani et Rotalipora greenhornensis en association avec Whiteinella archaeocretacea et sans Rotalipora montsalvensis indique un âge Cénomanien supérieur.

Stage	Formation	Zones	Subzones	Thickness	Sample	Lithology			Unit	R. montsalvensis P. delrioensis R. cushmani R. greenhornensis P. stephani W. paradubia Gl. bentonensis D. hagni-imbricata A. multiloculata P. gibba D. algeriana Gl. ultramicra G. cenomana Hd. delrioensis Hd. planispira Cl. simplex H. reussi H. moremani H. navarroensis H. pulchra W. aprica W. baltica W. inornata W. aumalensis W. brittonensis W. archaeocretacea D. imbricata Guembelitria sp. W. praehelvetica D. hagni Hl. helvetica M. renzi M. sigali M. sp	Species richness
Mid. Cenomanian Upper Cenomanian Lower Turonian	Kef	H. helvetica		22 20 18 16 ¹⁴ 12 ¹⁰ 8 6 4 2
					65				U6
	Fahden Bahloul
										H. helvetica FA

		Whiteinella archaeocretacea	G. bentonensis Dicarinella hagni Heterohelix moremani
					60




					55

					50
											r-strategy
										Heterohelix

									^U5
					45					shift

					40

					35
										Very low
									30	diversity
											Benthic
									U4		Foraminifera
					25						absence

					20


					15
					10		U3
										R. cushmani	LA

					5 4 ³ 2 1		U2				K-strategy
		Rotalipora cushmani	R. montsalvensis D. algeriana
						U1
								1m			0 15 30

Fig. 19 - répartition des Foraminifères planctonisues dans la coupe de Oued Es Smara (région de Jerissa)

Cette unité s'étend sur 2,30m, représente un petit banc calcaire gris clair en patine comme en cassure fraîche se débitant en feuillets et surmonté par un niveau marneux finement lité qui se débite en plaquettes alternant avec un banc calcaire en plaquettes plus foncé. Ce terme a livré la même association précédante en plus de Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA) et Dicarinella imricata (MORNOD).

Cette unité, comme la précédante, est caractérisée par l'abondance des Calcisphères (Pithonella sp, Bonetocardiella sp), des Radiolaire, des filaments, débris d'Echinodermes, des Ostracodes et des cristaux de Pyrite associés parfois à des cristaux de calcite.

Notons que au-delà de l'échantillon CES-6 (8,20m) les dernières Rotalipores (Rotalipora greenhornensis) disparaissent et qu'à partir de CES-9 (9,35m) Whiteinella praehelvetica apparaît.

En résumé, dans ces trois unités à dominante marneuse et à intercalation sporadique de petits bancs calcaires finement lités de couleur gris en patine qui se débitent en petits feuillets, on assiste d'une part à l'extinction des Rotalipores et d'autre part à l'apparition de Whiteinella archaeocretacea ainsi que de Whiteinella praehelvetica. En ce qui concerne les Hétérohélicidés et les Guembelitriidés qui sont de petite taille (<100um) et très abondants tels H. moremani (CUSHMAN), H. reussi (CUSHMAN), G. cenomana (KELLER) et G. albertensis STELCK & WALL, on remarque deux pics très nets succédant la disparition des Rotalipores (Fig.25). Le premier est celui de H. moremani accompagné par un pique de Guembelitria cenomana. Le deuxième est uniquement de H. moremani, H. reussi.

Dans ces niveaux où la microfaune est trop petite (<250 um) on note entre autre une dissolution dans les échantillons CES-17 et CES-18.

Cet ensemble est constitué essentiellement d'une masse calcaire laminé bien développée. Ce calcaire est beige en patine et noir à la cassure fraîche se débitant en feuillets. Il s'éclaircit vers CES-24 (13,70m) où l'association des Foraminifères planctoniques est représentée par Heterohelix moremani (CUSHMAN), H. reussi (CUSHMAN) H.

navarroensis LOEBLICH, H. aff. Pulchra (BROTZEN), Guembelitria cenomana (KELLER), G. albertensis STELCK & WALL, Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO), W. aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Clavihedbergella simplex (MORROW), Hedbergella delrioensis (CARSEY), puis il redevient encore noir foncé vers CES-30 (16,10m). Notons que l'échantillon CES-26 (14,30m) comprend une microfaune très dissoute et pauvre en terme de diversité (quelques Hétérohélicidés, Guembelitria cenomana, Hedbergella delrioensis et presque dépourvu de Foraminifères benthiques). On note aussi la disparition de Globigerinelloides bentonensis au-delà de CES-23 (13,4m) et l'absence des Foraminifères benthiques au-delà de CES-27 (14,9m). Les éléments associés sont représentés par de rares Ostracodes, une abondance de grains de quartz (Fig.21) et présence sporadique de Calcisphères et de Radiolaires.

Cette unité mesure 5,3m. Elle est composée par des calcaires à aspect massif mais qui se débitent en plaquettes. Ils sont gris à gris clair en patine et noirâtre à la cassure. La partie basale de cette unité contient des Ammonites (Niveau à Ammonites). Ce dernier niveau est surmonté par un autre niveau calcaire noir peut être riche en matière organique et très bioturbé (niveau à bioturbation). Il est de couleur gris foncé en patine et noir à noir foncé en cassure. Ces deux niveaux sont séparés par une passée marneuse. L'association des Foraminifères planctoniques livrée reste presque inchangée dominée par les Hétérohélicidés, Guembelitriidés, Hedbergelles et quelques Whiteinelles avec la présence encore de Dicarinella algeriana (CARON), Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), parfois Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA) et Praeglobotruncana gibba KLAUS.

Au niveau de cette unité on note que Praeglobotruncana gibba disparaît au-delà de CES-50 (22,25m). La diversité spécifique des Whiteinelles devient de plus en plus pauvre dominée par Whiteinella praehelvetica avec présence sporadique de W. archaeocretacea et W. aprica. L'association est représentée par de rares Dicarinella algeriana, Dicarinella imbricata (rares individus), parfois Globigerinelloides ultramicra, quelques Clavihedbergella simplex, Hedbergella delrioensis, Hedbergella planispira. Cette association est dominée par les Hétérohélicidés et les Guembelitriidés (surtout

Formation

Zones

Subzones

Thickness

Sample

Lithology

Unit

Pyrite

Calcite

Benthic

Foraminifera

Ammonites

Glauconites

Ostracods

Radiolarians

Filaments

Calcispheres

Quartz

CaCO

(%)

Mid. Cenomanian Upper Cenomanian Lower Turonian

Kef

H. helvetica

22 ²⁰ 18 ¹⁶ ¹⁴ 12 10 8 6 4 ²

+ + + + + +

+ + + + + + + + +

+ + + + + + ++

+ + + +

+++

+ + + + + +

+ + + + + + + + + +

+ + + + + + + +

+ + + + +

+ + + +

+ + + + + + + +

0 40 80

Bahloul

Whiteinella archaeocretacea

G. bentonensis Dicarinella hagni Heterohelix moremani

Rotalipora cushmani

Rot. montsalvensis D. algeriana

Fahden

Fig. 21 - Répartition des fossiles, éléments minéraux et courbe de variation du taux de CaCO3 dans la

Guembelitria cenomana). Dans ce niveau on note le retour des Foraminifères benthiques (fort pourcentage) surtout Buliminella et Gavelinella

Sur cette dernière barre calcaire se développe une série peu épaisse à dominante marneuse de 2,25m qui disparaît sous la piste. Ces marnes sont au début claires et lithées puis deviennent noirâtres.

Les éléments présents sont représentés par des filaments, une richesse en grains de calcite et de quartz, débris d'Echinodermes, présence très rare de Calcisphères (Pithonella et Bonitocardiella) et des radiolaires, de rares Ostracodes, parfois des cristaux de pyrites

Dès la base de cette unité CES-62 (26,30m) on assiste à l'apparition de Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI) et Marginotruncana renzi. Ces marnes ont livré une association de Foraminifères planctoniques composée essentiellement de Heterohelix moremani, H. reussi, H. aff. Pulchra, H. navarroensis, Guembelitria cenomana, G. albertensis (signalons que les niveaux CES-62 et CES-63 respectivement 26,20m et 26,80m sont dépourvus de Guembelitria), abondance de Whiteinella praehelvetica, Helvetoglobotruncana helvetica, présence sporadique de W. aprica et W. archaeocretacea, de rares Hedbergella planispira, H. delrioensis, H. simplex, Marginotruncana renzi, Marginotruncana sigali, Marginotruncana sp., Dicarinella algeriana, parfois de petits Globigerinelloides ultramicra

La microfaune est représentée par des individus de très petite taille même <100um. La présence de Helvetoglobotruncana helvetica en association avec les premier Marginotruncana témoigne d'un âge Turonien inférieur à moyen.

B - ÉTUDE DE LA COUPE DE OUED EL KHARROUB : COK

1 - Travaux antérieurs

La région de Bargou a fait l'objet de plusieurs travaux. Les plus anciens écrits sont d'Aubert (1892). En présentant la carte géologique provisoire de la Tunisie au 1/800.000 l'auteur a décrit les séries affleurant dans la région et les principales structures géologiques qui la caractérisent. Il a particulièrement évoqué l'anticlinal des massifs Bargou et de Serj. Ce travail a été succédé par ceux de Pervinquière (1903), Volpière (1933), De Spengler (1948), Castany (1951), qui sont d'ordre stratigraphique et structural, Zebidi (1963), d'ordre hydrogéologique, Bismuth (1964), Jauzein (1967), Guirand (1968), Turki (1975 ; 1985), Sedjil (1981), El Ouerdi (1992) qui est d'ordre structural. Layeb, (1990) d'ordre géochimique. Ceux qui sont d'ordre paléontologique, citons ceux Khayati - Ammar (1996) concernant les ostracodes de l'Aptien, de Rami (1998) (les Foraminifères du Crétacé supérieur) et de Srarfi (1999). Ainsi, peu de travaux ont concerné la Formation Bahloul du passage Cénomanien - Turonien et son contenu en Foraminifères planctoniques suivant le mode de haute résolution.

2 - Cadre géographique et géologique a -Cadre géographique

Le massif de Bargou culminant à 1270m d'altitude qui s'étend sur presque 20 km de long et 10 km de large et se situe géographiquement dans l'Atlas tunisien central (Fig. 15). Il occupe la partie centrale de la feuille n° 47 de Jebel Bargou au 1/50.000. En général, cette région est de direction majeure NE - SW qui représente la direction de ce massif considéré comme un complexe montagneux. Au flanc nord occidental du Jebel Bargou, la coupe de Oued El Kharroub (COK) a été levée au niveau de Oued El Kharroub. Elle est limitée à l'Est par le massif de Bargou, à l'Ouest par Oued Touirellil, Hinchir El Bouria et Bled El Hofra. Au nord, elle est limitée par Merdja Aouab et Oued Fredj, alors qu'au sud, elle est limitée par Aïn zakkar et Oued Zakkar (Fig.22). L'épaisseur de la Formation Bahloul varie tout au tour du paléo-haut fond du Bargou (Layeb, 1990) (Tableau-2.)

Les principaux reliefs qui représentent ce complexe sont jebel Bargou et Seba Koudiat. Ces montagnes sont entaillées par de nombreuses vallées dont la plus importante et la plus proche est celle de Oued Drija. L'altitude moyenne entourant cette région est de 1000 m.

Le climat dominant cette province montagneuse est généralement continental subhumide à contraste thermique fort influant sur le couvert végétal caractérisé par quelques arbustes qui poussent prés des petits ravins.

Tableau-2. Variation d'épaisseur de la Formation Bahloul dans la région de Bargou

Ce secteur fait partie de la zone des plis atlasiques. Il se situe en position à faciès mixte (El Ouerdi, 1996) où une sédimentation différentielle se manifeste. Cette caractéristique s'exprime par la présence de sédimentation marine profonde de sillon et une deuxième de type néritique de plate-forme. Le massif de Bargou est considéré comme un anticlinorium de direction générale NE - SW. Il est formé par un complexe de plis anticlinaux séparés par des synclinaux étroits (Turki, 1975 ; 1985). Cette vaste structure anticlinale présente une ossature d'âge Aptien supérieur à Albien inférieur (Castany, 1951 ; Jauzein, 1967 ; Turki, 1975 ; 1985 ; El Ouerdi, 1996). L'évolution structurale de la région est marquée par le scellement des structures d'âge Crétacé inférieur où un régime de distension est

décelé. Cette activité persiste pour former des structures en horsts et grabens (Martinez et al., 1984 ; Layeb, 1990) qui ont peut être facilité le dépôt des sédiments riches en matière organique dans les zones les plus subsidentes à la limite Cénomanien - Turonien.

36 °~ 2 '~ 7,9480 ''~des feuilles topographique et géologique de Bargou n°47
au 1/50.000 ; prés de la piste menant à Aïn Bou Saâdia.

Fig. 24. Description lithologique de la Formation Bahloul au niveau de la coupe COK

Au niveau de cette coupe qui n'a concerné aussi que la Formation Bahloul, nous avons distingué, au point de vue lithostratigraphie, sept unités différentes :

Cette unité est caractérisée par des alternances de niveaux calcaires de couleur beige clair, se débitant en petits parallélipipèdes et des marnes grisâtres se débitant en plaquettes. Elle comporte trois niveaux à Ammonites. Le toit de cette unité est coiffé par une base ravinante. Cette partie a livré presque la même association de Foraminifères planctoniques avec la présence sporadique de Whiteinella brittonnensis. On note aussi la présence de Heterohelix navarroensis. Cette unité est caractérisée par l'abondance de Rotalipora greenhornensis, Dicarinella algeriana, Whiteinella aprica et des Foraminifères

Fig.25a répartition des foraminifères planctoniques et des Radiolaires dans la coupe de Oued El Kharroub (région de Bargou)

Fig.25b - Carbone organique total, d13C (Barrett, 1998); et richesse spécifique des Foraminifères planctoniques et des Radiolaires dans la coupe Oued El Kharroub (région de Bargou)

benthiques représentées par des Gavelinella, Cassidella et Dentalina. Notons que R. montsalvensis disparaît dans l'échantillo COK-25 récolté au tiers supérieur de cette unité. Cette association indique un âge Cénomanien moyen supérieur.

Cette unité est composée essentiellement par des alternances de niveaux marneux et/ou des calcaires argileux de couleur noirâtre se débitant en plaquettes et des niveaux calcaires siliceux de couleur beige clair se débitant en petits prismes. C'est dans cette unité que se fait la disparition des derniers Rotalipores (Rotalipora greenhornensis et R. cushmani) et celle de Globigerinelloides bentonensis et Praeglobotruncana gibba, coincidant avec l'apparitions de Dicarinella hagni, D. imbricata et Whiteinella praehelvetica. L'association de Foraminifères planctoniques est dominée par les Hétérohélicidés (H. moremani, H. reussi, H. pulchra, H. navarroensis et H. sp) ainsi que

Hedbergella planispira, Guembelitria cenomana et G. albertensis. Dans les premiers niveaux de cette unité l'association est dominée par les Radiolaires. Leur fréquence est d'environ 60% de l'association si l'on tient compte de tous les autres microorganismes, Foraminifères planctoniques, Foraminifères benthiques, Ostracodes). Dans l'échantillon COK-56, ces Radiolaires sont représentés essentiellement par la fammille des Sphaerellaria de très petite taille et on note bien un renouvellement faunique concernant ce groupe planctonique. De tel renouvellement noté au sein du groupe a été signalé par plusieurs auteurs en Italie (O'Dorghety, 1994, Salvini et Marcucci Passerini, 1998 ; Premoli Silva et al, 1999).

Cette unité est caractérisée aussi par l'abbondance de grains de quartz, grains de phosphate. La présence de W. archaeocretacea sans les Rotalipores indiquerait le passage Cénomanien sommital - Turonien basal.

Cette unité est marquée par la présence des figures de slumps accompagnés par des blocs décimétriques à métriques enracinés dans les dépôts de la Formation Bahloul, ce sont les Olistolites. Ces blocs qui témoignent de la mobilité du plancher sédimentaire durant le dépôt de ladite formation, ont été signalés déjà par plusieurs auteurs (Turki, 1975 ; Layeb, 1990 ; Rami, 1998 ; Layeb et Belayouni, 1999). Ce terme a livré : Whieteinella archaeocretacea (présence sporadique), W. aprica, W. baltica, W.

aumalensis, Dicarinella hagni, D. imbricata et la dominance des forme bisériées et trisériées (Heterohelix moremani, H. reussi, Guembelitria cenomana, G. albertensis). On note la disparition de Anaticinella multiloculata à partir de l'échantillon COK-79 et l'abondance de W. praehelvetica. Cette association de Foraminifères planctoniques indiquerait un âge Turonien basal.

Ce terme est essentiellement formé par des calcaires argileux ou siliceux. Ce terme a livré l'association de Foraminifères planctoniques suivante : Whiteinella praehelvetica, Dicarinella imbricata, Heterohelix reussi, H. moremani, Guembelitria cenomana, G. albertensis, Helvetoglobotruncana helvetica, Marginotruncana renzi, Marginitruncana sp. On note l'apparition de H. helvetica dés l'échantillon COK-92 et les Marginotruncana dés l'échantillon COK-93. Cette association est caractéristique du Turonien inférieure à moyen.

II - Interprétation des environnements de dépôts

La présence de débris d'échinodermes et l'abondance des calcisphères nous laisse supposer qu'ils ont été déplacés par des courrants forts. La présence de Foraminifères planctoniques bien diversifiées dans les premiers niveaux associés à des filaments (= lamellibranches) et de rares Foraminifères benthiques nous renseigne sur des conditions marines normales de mer ouverte de type bathyal supérieur. Les dernières Rotalipores disparaissent dans les niveaux à black shales riches en matière organique (à odeur de bitume) enregistrant l'installation d'un environnement hypoxyque voire anoxique, là où la productivité primaire est élevé selon les données isotopiques de ä¹³C (Keller et al., 2001 ; Keller et Pardo, 2004 ; Keller al., 2004). Cet événement biologique a été déjà signalé dans plusieurs régions à savoir le bassin Vocontien (Crumière, 1989), Chalk sea (Jarvis et al., 1988), l'Océan Atlantique (Kuhnt et al., 1986), en Italie (Premoli Silva et Sliter, 1994 ; Premoli Silva et al., 1999), en Espagne (Lamolda et al., 1997), en Amérique du Nord (Schlanger et Jenkyns, 1977 ; Keller et Pardo, 2004 ; Keller et al., 2004) et même en Turkie (Sükrü Yurtsever et al., 2003). Après la disparition des Rotalipores les Foraminifères sont représentées exclusivement par des formes à loges globuleuses qui peuvent être des

formes bisériées, trisériées ou trochospiralées. Leur diversité diminue considérablement (5 espèces). L'alternance entre des niveaux clairs et des niveaux sombres indique que le milieu devient par périodes à oxygène minimum et même épuisé en oxygène. De temps en temps, les eaux de surface seraient peut être enrichies en oxygène et en nutriments probablement par l'intervention des eaux hyposalées venant du continent. Les bancs riches en Ammonites et à surface bioturbée sont généralement de couleur noirâtre, mais les bioturbations nous laisse supposer un milieu peu oxygéné au moins à l'interface eau/sédiment.

La disparition des débris d'échinodermes et des calcisphères est interprétée comme étant le début d'une phase transgressive (Robaszynski et al., 1990 ; 1993).

La rareté voire l'absence des Foraminifères benthiques ni le fait que le fond marin était oxygéné durant l'intervalle CES-25 - CES-30 ; COK-39 - COK42.

La dissoulution observées au niveau des échantillons CES-17 et CES-18 nous renseigne sur une période de forte

L'abondance des radiolaires dans les niveaux COK-37 jusqu'à COK-46 nous laisse supposer que le milieu à été favorable pour le développement de ces planctoniques au profit des foraminifères. Leur distribution verticale montre que le changement dans leur assaemblage était brusque. Les conditions eutrophiques ont favouri le développement des radiolaires.

Concernant la coupe COK, la présence de figures de slumps et d'olistolithes indiquent la mobilité du plancher sédimentaire lors du dépôt de la Formation Bahloul au moins dans la région de Bargou.

TROISIÈME PARTIE

BIOSTRATIGRAPHIE

I - Biostratigraphie

A - Biozonation des Foraminifères planctonique du passage Cénomanien - Turonien.

1 - Historique

De nombreux travaux biostratigraphiques et micropaléontologiques ont discuté la répartition biostratigraphique de la microfaune du passage Cénomanien-Turonien et ont abordé les limites de cet intervalle :

Sigal (1955), en se basant sur la microfaune, a définie originellement la Zone à « Grandes Globigerines seules et dominantes ». Considérées comme des « Globigérines de grande taille et massives », elles ont été observées par Schijfsma (1955) puis Lehmann (1962). Bolli (1966) a définit la Zone à Praeglobotruncana gigantea en se référant à Lehmann et à Van Hinte (1965). Salaj (1976), quant à lui, définie en cet intervalle les Zones à Rotundina cretacea (synonyme de W. archaeocretacea) et Praeglobotruncana imbricata.

Et pour mieux cerner cette limite entre le Cénomanien et le Turonien de multiples travaux concernant plusieurs groupes de fossiles (Foraminifères planctoniques , Radiolaires, nannofossiles calcaires) de l'intervalle Cénomanien supérieur - Turonien inférieur ont été élaboré. Concernant les Foraminifères planctoniques, les principaux sont :

Salaj (1980) a mentionné la zone à Rotalipora turonica, caractéristique du passage Cénomanien - Turonien. L'auteur précise que cette zone à R. turonica détermine la partie supérieure de la zone à Rotalipora cushmani s.l. Elle est succédée par la zone à Rotundina cretacea - Praeglobotruncana imbricata (qui correspond à la zone à grandes globigérines seules de Sigal (1955) et détermine la partie supérieure du Turonien inférieur.

Concernant Rotalipora turonica telle qu'elle a été figurée par Salaj (idem, pl.8 fig.11) est très proche de R. montsalvensisnt aussi à la zone à Rotalipora cushmani cushmani sens large.

La zone à Rotundina cretacea - Praeglobotruncana imbricata. Elle correspond à la partie supérieure du Turonien inférieur.

La zone à Helvetoglobotruncana helvetica succédant la zone R cretacea - P imbricata indique le Turonien moyen, il l'a subdivisé en trois sous-zones à savoir :

Le même auteur ajoute que la transgression du Cénomanien supérieur - Turonien inférieur est considérée comme étant la plus importante parmi celles du Crétacé, qui selon lui, toutefois, elle serait surestimée, étant donnée qu'elle est secondée par une anoxie. Cette anoxie a, en effet, maintenu l'apparition des groupes néritiques sur les plates-formes carbonatées et a favorisé, au contraire, 1'etalement d'un faciès a caché bathyal sur des plates-formes superficielles et ceci contrairement un reste des transgressions du Crétacé qui avaient favorisé une importante vie néritique sur les mêmes aires paléogéographiques (Abdallah, 1995).

Rami et al., (1997) et Rami (1998) définissent la zone à Whiteinella archaeocretacea comme étant une zone intervallaire à Whiteinella archaeocretacea correspondant à l'intervalle compris entre l'extinction de tous les Rotalipores et l'apparition de Helvetoglobotruncana helvetica. Elle marque le passage Cénomanien - Turonien comme elle a été adoptée par Robaszynski et al. (1995). Ainsi ils la considèrent synonyme de la zone à Whiteinella aprica de Bellier (1983). Dans la zone à Whiteinella archaeocretacea,Les mêmes auteurs ont constaté que de nombreuses autres espèces du même genre s'épanouissent.

Dans les travaux inédits effectués par Bismuth (1997, in Layeb et Belayouni 1999) dans le cadre d'un projet pour l'Office Nationale des Mines dans la région de Oued Bahloul, l'auteur a mentionné l'extinction des Rotalipora cushmani au mur de ladite Formation et il a souligné l'absence des Helvetoglobotruncana helvetica au toit de la Formation. Seule Whiteinella praehelvetica est présente. Ceci est non-conforme aux travaux de Maâmori et al., (1994) et de Bel Haj Ali et al., (1994) et semble être non-conforme à la réalité.

2 - Biozonation des Foraminifères planctoniques

Un échantillonage serré dans l'intervalle des dépôts du Cénomanien supérieur à Turonien inférieur nous a permis d'affiner la biostratigraphie selon le modèle appliqué pour la biostratigraphie à haute résolution. Pour les Zones, nous avons adopté la biozonation

proposée par Caron (1985). Concernant la subdivision en sous-zones, nous avons adopté le modèle proposé par Keller et al., (2001) pour la zone à Rotalipora cushmani du Cénomanien supérieure et Keller et Pardo (2004) pour la zone à Whiteinella archaeocretacea du passage Cénomanien Turonien.

N'ayant travaillé dans le détail que la partie supérieure de la zone à R. cushmani nous avons reconnu la sous-zone à Dicarinella algeriana.

Elle est définie par l'extension totale de l'espèce index Rotalipora cushmani (TRZ : Total Range Zone). Comme l'ont adopté d'autres auteurs (Sigal, 1977, Salaj, 1980 ; Bellier, 1983, Sigal, 1987, Maâmouri et al., 194 ; Premoli Silva et Sliter, 1995), la Zone à R. cushmani caractérise le Cénomanien moyen à supérieur. Cette Zone est définie à l'origine par Bolli (1966). Elle correspond à la Zone à Rotalipora de Dalbiez (1956) (zones 7a et 7b), la Zone UC₂ et UC₃ de Van Hinte (1976). Nous avons reconnu la Zone à Rotalipora cushmani dans la région de Tajerouine (CES) et dans la région de Bargou (COK). Dans les deux coupes l'espèce Rotalipora montsalvensis est présente. Cette dernière espèce s'éteint bien avant R. cushmani. La Zone à Rotalipora cushmani a été reconnue dans le domaine téthysien (Barr, 1972 ; Sigal, 1977 ; EWGPF, 1979.1 ; Wonders, 1980 ; Bellier, 1983 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Premoli Silva et Sliter, 1995) et dans le domaine boréale (Sigal, 1987, Georgescu, 1995 ; 2000).

Dans la coupe d'Oued El Kharroub (COK), la Zone à R. cushmani englobe partiellement la sous-zone à Rotalipora greenhornensis et la totalité de la sous-zone à Dicarinella algeriana A propos de la coupe d'Oued Es Smara (CES) l'échantillonnage n'a concerné que la partie supérieure de la sous-zone à D. algeriana.

Cette sous-zone est définie dans sa limite inférieure par l'apparition de l'espèce Dicarinella algeriana et dans sa limite supérieure par la disparition de Rotalipora cushmani et toutes les Rotalipores. Dans la coupe COK cette sous-zone est observée dans sa totalité. L'échantillon

COK-8 correspond à l'horizon dans lequel se fait la première occurrence de l'espèce indicatrice. Cette sous-zone est épaisse de 23m dans la coupe COK. N'ayant pas observé l'apparition de Dicarinella algeriana dans la coupe CES, l'ensemble de cette sous-zone est supposé incomplet. Dans cette sous-zone, s'effectue la disparition de R. montsalvensis suivie par celle de Praeglobotruncana delrioensis dans la partie supérieure de cette sous-zone. Ces deux disparitions sont suivies par l'apparition de Whiteinella archaeocretacea bien avant la diparition de R. cushmani. Entre autre, au niveau de cette sous-zone on a noté un pic dans la courbe d'abondance relative de Guembelitria cenomana (30%) suivi d'un pic pour Heterohelix moremani (50%). On remarque aussi l'abondance des Foraminifères benthiques (25%) représentées par Cassidella, Frondicularia, Gavelinella, Buliminella, Cibicidoides et Textularia rioensis dans la partie moyenne de cette sous-zone. Cet intervalle mésure 5m

La Zone intervavallaire à Whiteinella archaeocretacea correspond à l'intervalle compris entre l'extinction de toutes les Rotalipores et la première occurrence de Helvetoglobotruncana helvetica. Elle marque le passage Cénomanien - Turonien comme elle a été adoptée par plusieurs auteurs (EWGPF, 1979.1 ; Maamouri et al., 1994 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Premoli Silva et Sliter, 1995 ; Georgescu, 2000). Nous la considérons équivalente à la partie sommitale de la zone à Rotalipora turonica et la partie basale de Rotalipora cretacea - Praeglobotruncana imbricata de Salaj (1980) à la Zone à Whiteinella aprica de Bellier (1983), à la Zone à Whiteinella paradubia - W. aprica de Sigal (1987). Nous l'avons reconnue dans les deux coupes (CES et COK) dans la région de Tajerouine et dans la région de Bargou. Cette Zone intervallaire a été reconnue en Tunisie septentrionale (Maamouri et al., 1994 ; Rami, 1992 ; 1998) en Tunisie centro-septentrionale et en Tunisie centrale (Robaszynski et al., 1990 ; 1993 ; Ben Haj Ali et al., 1994 ; Maamouri et al., 1994) et en Tunisie nord-orientale (Rami, 1998). Plusieurs auteurs (Schijfsma, 1955 ; Sigal, 1955 ; Lehman, 1962) ont remarqué l'épanouissement de nombreuses autres espèces du même genre définie par Pessagno (1967).

L'espèce Whiteinella archaeocretacea a été retenue par plusieurs auteurs comme marqueur du passage Cénomanien - Turonien aussi bien en domaine téthysien (Caron, 1985 ; Maamouri et al., 1994 ; Ben Haj Ali et al., 1994 ; Robaszynski et

Caron, 1995, Premoli Silva et Sliter, 1995) qu'en domaine boréal (EWGPF, 1979.1 ; Georgescu, 2000).

Nous subdivisons cette Zone en trois sous-zones : la sous-zone à Globigerinelloides bentonensis, la sous-zone à Dicarinella hagni et la sous-zone acmé à Heterohelix moremani.

La sous-zone à Gl. bentonensis est définie par l'intervalle compris entre la disparition de R. cushmani et la disparition de Gl. bentonensis. Dans la région de Jerissa comme celle de Bargou cette sous-zone marque le tiers inférieur de la Zone à W. archaeocretacea. Cette sous-zone s'etend sur 5m dans la coupe d'Oued Es Smara (région de Jerissa) et seulement sur 3m à Oued El Kharroub (région de Bargou). La sous-zone à Globigerinelloides bentonensis est marquée par l'apparition de Whiteinella praehelvetica suivie par celle de Dicarinella hagni et par la disparition de Anaticinella multiloculata (uniquement à CES) chose qu'on n'observe pas au niveau de la coupe COK.

Concernant W. praehelvetica, Keller et al., (2001) et Keller et Pardo (2004) indiquent qu'elle disparaît bien avant la disparition de R. cushmani alors que dans notre matériel W. praehelvetica n'apparaît que dans la partie inférieure de la zone à W. archaeocretacea. Cette sous-zone est dominée par une association diversifiée de Heterohelix moremani, Guembelitria cenomana, Hedbergella delrioensis, Dicarinella hagni, Whiteinella aprica et Globigerinelloides ultramicra.

Cette sous-zone est définie par l'intervalle compris entre la disparition de Gl. bentonensis et le niveau à abondance des Heterohelix. Au niveau de la coupe CES, Dicarinella hagni apparaît dans l'échantillon CES-16 avant la disparition de Gl. Bentonensis qui se fait dans l'échantillon CES-23. Cette sous-zone s'étens sur 6m dans la coupe CES et sur 9m dans la coupe COK.

La limite inférieure de cette sous-zone est déterminée par l'abondance ou l'acmé des Heterohelicidés (Heterohelix shift). Sa limite supérieure est déterminée par l'apparition de Helvetoglobotruncana helvetica. L'acmé ou le pic de fréquence des Hétérohélicidés a été reconnu dans plusieurs localités du monde : à Rock Canyon (Western Interior), (Leckie et al., 1998) ; à Oued Mellègue en Tunisie (Nederbraght et Fiorentino, 1999) ; à Eastbourne en Angleterre (Keller et al., 2001) ; à Pueblo (Keller et Pardo, 2004). Cette sous-zone s'étend sur 6,5m dans la coupe CES et sur 16m dans la coupe COK.

La Zone à Helvetoglobotruncana helvetica est définie par l'extension totale du fossile index. Cette zone a été définie à l'origine sous le nom de Globotruncana helvetica, par (Sigal, 1955 ; Dalbiez, 1955). Par la suite, Bolli (1966) a fixé ses limites d'une manière nette. Telle qu'elle a été considérée ici, la Zone à Helvetoglobotruncana helvetica indique le Turonien inférieur à moyen comme l'a adoptée Sigal (1977 ; 1987). Pour Bellier (1983) et Robaszynski et Caron (1995), cette Zone se termine peu avant la fin du Turonien moyen. Cependant, auparavant, Schijfsma (1955) a retenu la Zone à Globotruncana helvetica pour marquer le début du Coniacien et Postuma (1971) l'a fait correspondre à tout le Turonien. Nous avons reconnu cette Zone à Helvetoglobotruncana helvetica dans les deux coupe (CES et COK) respectivement dans la région de Tajerouine et dans la région de Bargou. Dans cette zone, nous remarquons que plusieurs autres espèces s'épanouissent notamment ceux du genre Marginotruncana et particulièrement Marginotruncana renzi.

Notons que la Zone à Helvetoglobotruncana helvetica est reconnue mondialement. Dans le domaine téthysien (Schijfsma, 1955 ; Postuma, 1971 ; Barr, 1972 ; Van Hinte, 1976 ; Sigal, 1977 ; Wonders, 1980 ; Salaj, 1980 ; Bellier, 1983 ; Sigal, 1987 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Premoli Silva et Sliter, 1995), en domaine boréal (Van Hinte, 1976 ; EWGPF, 1979.1 ; Georgescu, 1995 ; 2000), en Amérique (Douglas, 1969 ; Keller et Pardo, 2004).

Conclusion : les épaisseurs de ces différentes zones et sous-zones ce sont revélées inégales en passant d'une région à une autre (Fig.26)

B - Biostratigraphie des Radiolaires du passage Cénomanien - Turonien. Historique

Plusieurs arrangements biostratigraphiques ont été proposés pour les Radiolaires du Crétacé supérieur. Dans ce travail, nous allons suivre les biozones proposées par Pessagno (1976, 1977), Thurrow (1988), O'Dogherty (1994), Salvini et Marcucci Passerini (1998), Premoli Silva et al., (1999) et Sukru Yurtsever et al., (2003) concernant l'intervalle Cénomanien - Turonien. Nous avons reconnu des Radiolaires aussi bien dans la coupe de Bargou (COK) en abondance que dans la coupe de Tajerouine (CES) qui peuvent être confondus avec les Calcisphaerulidae. Dans la Coupe d'Oued El Kharroub (région de Bargou), l'épanouissement des Radiolaires survient dans la partie supérieure de la Zone à Rotalipora cushmani et se poursuit sur quelques mètres de la zone à Whiteinella archaeocretacea. Ensuite, dans la partie inférieure de la Zone à Whiteinella archaeocretacea. Deux associations différentes ont été distinguées : celle du Cénomanien supérieur est dominée par les Nassellaria et en particulier Pseudodictyomitra et celle du Turonien est caractérisée par l'abondance des Sphaericularia. Quelques espèces demeurent communes à ces deux associations cénomano-turoniennes. Le fait que la majorité des espèces qui y sont différentes cela nous permet de mettre en évidence un renouvellement faunique marquant aussi les Radiolaires du passage C/T.

De tel renouvellement a été signalé également par Marcucci et al., (1991), O'Dorghety (1994), Erbacher et Thurrow (1997), Salvini et Marcucci Passerini (1998) et Premoli Silva et al., (1999). En effet, ces auteurs mentionnent qu'au cours de l'intervalle Cénomanien - Turonien un grand renouvellement faunique concernant les Radiolaires s'est produit. Ces auteurs ont dégagé alors deux associations de Radiolaires importantes. L'association

« inférieure » est caractérisée particulièrement par Dactyliosphaera silviae et
Rhopalosyringium majuroensi marqueurs de zone (O'Dorghety, 1994) du Cénomanien supérieur. L'association « supérieure » est caractérisée particulièrement par l'apparition de plusieurs espèces parmi lesquelles Alievium superbum et Crucella cachensis indicateurs de zone du passage C/T qui peut être correlée avec celle à W. archaeocretacea des Foraminifères planctoniques. Plusieurs espèces de cette association appartiennent au

Turonien inférieur. Salvini et Marcucci Passerini (1998) admettent que cette association appartient à la Zone à Crucella cachensis.

QUATRIÈME PARTIE :

PALÉOÉCOLOGIE DES FORAMINIFÈRES

PLANCTONIQUES ET DES RADIOLAIRES DU

PASSAGE CÉNOMANIEN - TURONIEN

A - Paléoécologie des Foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien

1) Introduction

Les foraminifères planctoniques ont prouvé leur rôle capital pour la biostratigraphie à haute résolution en particulier pour l'intervalle Albien - Turonien. Leur répartition a été utilisée pour fonder les reconstitutions paléoécologiques et paléobiogéographiques. Toutefois leur usage dans les études de paléoécologie détaillée et la détermination précise des conditions environnementales reste beaucoup trés limitée. Faute de données disponibles sur l'écologie des Foraminifères vivants en termes des limites de leurs tolérances aux différents paramètres écologiques (température, salinité, bathymétrie, taux d'oxygène dissous et l'impact des Variations de ces paramètres sur les populations et les communautés de ce groupe d'organismes). Toutefois les interprétations paléoécologiques des espèces disparues et des assemblages associés doivent être abordées avec soin.

Les Foraminifères planctoniques actuels sont généralement limités aux environnements marins ouverts, de salinité océanique normale et d'eaux claires. Ils sont d'autant plus diversifiés si ces eaux sont stratifiées. Ils sont abondants dans la Zone Euphotique, bien que les exigences physiologiques et écologiques s'expriment en une certaine distribution verticale, par les espèces hermatypiques (c'est-à-dire vivant en symbiose avec les algues planctoniques ou spinose) limitées aux rayons solaires et aux eaux de surface, tandis que les espèces vivant indépandamment de ces algues (nonspinose) tendent à occuper les eaux de plus en plus profondes (Bé, 1982 ; Hemleben et Spindler, 1983 ; Leckie, 1987). Cette distribution peut dépendre partiellement de la densité des eaux marines et spécialement dans les basses latitudes où la variation de la température et de la salinité de la tranche d'eau supérieure peut favoriser une niche hautement diversifiée. La diversité des associations des Foraminifères planctoniques dans les environnements océaniques ouverts de basses latitudes est probablement très influencée par la disponibilité des nutriments et la fertilité de la surface de l'eau (Lipps, 1979 ; Leckie, 1987). Les Foraminifères planctoniques sont rares dans les environnements littoraux des plateaux continentaux et ils augmentent en terme d'abondance avec l'augmentation de la profondeur (Murray, 1976 ; Rottman, 1978 ; Leckie, 1987). Ainsi, même dans les dépôts anciens caractérisant les mers marginales, leur augmentation a été vérifiée et souvent les auteurs relient l'augmentation du rapport des Foraminifères planctoniques/Foraminifères benthiques

(P/B) des sédiments et l'augmentation de la diversité des Foraminifères planctoniques à l'approfondissement des environnements marins (Murray, 1976). Ces augmentations peuvent être en liaiason avec l'augmentation du niveau marin, de l'apport nutritif ou autre.

Les modèles de distribution paléogéographique et paléobiogéographique des Foraminifères planctoniques sont utiles pour les reconstitutions paléogéographiques et peuvent refléter de larges gradients de températures des océans crétacés et des mers épicontinentales. Les distributions paléobiogéographiques sont aussi utiles pour la reconstitution des fluctuations du niveau marin global. Entre autre, d'autres applications paléocéanographiques comportent des interprétations des systèmes d'upwelling anciens en se basant sur la composition des Foraminifères, la faune et la flore associées et l'étude de faciès (Butt, 1982 ; Leckie, 1987).

La répartition en profondeur dans la colonne d'eau des Foraminifères planctoniques du Crétacé est considérée analogue à celles des Foraminifères planctoniques actuelles (Leckie, 1987 ; Keller et al., 1995 ; Zaghbib-Turki et al., 2000 ; Karoui Yaakoub et al., 2001 ; Keller et Pardo, 2004). Les morphotypes à loges globuleuses auraient habiter les eaux de surface, et les formes carénées trochospiralées biconvexes et planoconvexes sont cantonnées aux habitats de subsurface (Hart et Bailey, 1979). De telles interprétations sont appuyées par les analyses statistiques et isotopiques de l'oxygène O¹⁸ des Foraminifères des séries crétacées (Eicher et Worstell, 1970 ; Leckie, 1987 ; Keller et al., 2001 ; Keller et Pardo, 2004).

Eicher et Worstell (1970) ont constaté que les morphotypes à loges globuleues telles que Hedbergella et Heterohelix sont les premières à apparaître durant les transgressions et les dernières à disparaître durant les régressions marines du Crétacé. Ces données paléoécologiques ont été adoptées par Leckie (1987).

Ce modèle de répartition des Foraminifères planctoniques et le type des niches écologiques occupées par les différentes espèces peuvent être déduits à travers la diversité et les fréquences spécifiques, les morphologies des espèces et leur distribution paléogéographique (Eicher et Worstell, 1970). Récemment, pour mieux argumenter les

interprétations paléoécologiques, les auteurs ajoutent des analyses isotopiques de l'Oxygène O¹⁸ et du Carbone C¹³ (Shackleton et al., 1994).

2) Paléoécologie des Foraminifères planctoniques de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien.

Selon Leckie (1987), la faune du Crétacé (Gargasien - Cénomanien supérieur) peut être subdivisée en trois catégories :

Dans ces mêmes mers relativement peu profonde (<100m) Hedbergella spp et Globigerinelloides spp seraient les habitants de subsurface (deep-water taxa). Ces espèces sont dominantes dans les mers ouvertes riches en faune pélagique.

Particulièrement Clavihedbergella notammnet C. simplex à loges étirées habitaient les tranches méso et bathypélagiques de ces mers ouvertes. Ces Clavihedbergella vivaient dans des tranches d'eau plus épaisse que Hedbergella delrioensis et Hedbergella planispira à loges globuleuses

Les espèces carénées Rotalipora spp. et Praeglobotruncana spp sont supposées les habitants de subsurface dans les eaux photiques. Cette interprétation est basée sur les données de ¹⁸O, la distribution actuelle de leurs analogues qui sont les Globorotaliidae. Ces espèces sont aussi supposées comme étant les plus sensibles aux changements envirenmentaux (stenotopique) de tous les Foraminifères planctoniques durant le Cénomanien (Leckie, 1987).

Ces différentes indications paléoécologiques ne sont pas toutes conformes avec ce qu'ont proposé d'autres auteurs. Ainsi, selon Lipps (1979) ; Leckie et al., (1998) ; Keller et al., (2001) ; Price et Hart, (2002); Keller (2002) ; Keller et Pardo, (2004), l'évolution, la diversification et l'extinction des Foraminifères planctoniques sont généralement liées à la stratification de la colonne d'eau, les variations des apports trophiques, les gradients de température et de densité. Ces auteurs indiquent que la stratification de la masse d'eau et le type des niches écologiques occupées par les différentes espèces peuvent être déduits des fréquences spécifiques, des morphologies des taxa et des données isotopiques. Notamment, Keller et Pardo (2004) ont distingué les attributs suivants :

Ces auteurs ont constaté que les Rotalipores occupaient les eaux de subsurface les plus profondes (dans le sens bathypélagique et oligotrophique) généralement peu au dessous de la thermocline. Leur extinction est par conséquent due aux changements des conditions écologiques. Ces Rotalipores sont très sensibles aux variations des paramètres écologiques notamment à la stratification des eaux.

Hedbergella planispira Hedbergella delrioensis Hedbergella simplex Guembelitria cenomana Guembelitria albertensis

Tableau 4 - tableau de répartition des Foraminifères planctoniques dans les différentes niches écologiques

3) Les indicateurs paléoécologiques du passage Cénomanien - Turonien de la coupe d'Oued Es Smara (CES)

Dans ce qui suit nous nous sommes basés sur les résultats de l'analyse statistiques des différentes espèces (Fig.25) et des morphotypes en adoptant les attributs considérés par Leckie (1987) et Keller et Pardo (2004).

Nous cernons le comportement des Foraminifères planctoniques en plusieurs étapes :

1) Assemblage de Foraminifères planctoniques diversifiés dans une masse d'eau

stratifiée

Dans les dépôts d'Oued Es Smara (CES), les formes carénées telles que les Rotalipores sont représentées par Rotalipora cushmani, Rotalipora montsalvensis, Rotalipora greenhornensis. Elles sont présentes à la base de la série étudiée. Leur fréquence est faible (elle est globalement inférieure à 10%). Même rares, les Rotalipores indiquent une mer ouverte, là où la stratification de la masse d'eau est normale. De tel habitat a été signalé ailleurs au Maroc (Leckie, 1984), en Angleterre (Keller et al., 2001), en Amérique du nord (Keller et Pardo ; Keller et al., 2004). Toutefois, la fréquence des Hétérohélicidés, des Guembelitriidés et des Whiteinelles reste peu élevée dans ces niveaux de la base de la séries étudiée (respectivement 25%, inférieur à 3% et 13%).

2) L'installation de la ZOM et prolifération des Heterohelicacea

Peu avant leur extinction, les Rotalipores deviennent rares et les fréquences des trois autres groupes ont augmenté. Celles des Hétérohélicidés de toute petite taille atteint 75%, celle des Guembelitria atteint 25% et celle des Whiteinelles atteint 20%. Nous pensons que la rareté des Rotalipores et l'augmentation des fréquences de ces trois groupes sont évocatrices de changement des conditions paléoécologiques. D'ailleurs, ces évènements biologiques coincident avec le changement des faciès, tout au moins en apparence ; c'est-à-dire avec l'apparition dans la série des niveaux de marnes et calcaires argileux de couleur noirâtre, se débitant en feuillets et dégageant une odeur de bitume à la cassure fraîche qui devraient être riches en matière organique.

Ainsi, l'augmentation du taux à (70%) des petits Heterohelix (H. moremani, H. reussi, H. pulchra, H. navarroensis) qui sont considérés comme étant les habitants des eaux marines à faible taux d'Oxygène dissous dénote de l'installation de la zone à Oxygène minimum (ZOM).

En outre, nous constatons que dans ces niveaux, quand la fréquence des Hétérohélicacés bisériés du genre Heterohelix augmente celle des Hétérohélicacés trisériés du genre Guembelitria diminue et vis-versa.

Étant donné que ces derniers morphotypes sont indicateurs d'habitats très faiblement

Fig. 27 - Abondances relatives des espèces de Foraminifères planctoniques dans la fraction de taille >63um de la Formation Bahloul de la coupe CES. A noter que
l'association est dominée par les Heterohelicidés tolérant l'oxygène minimum et les Guembelitriidés marqueurs des eaux de surface à caractère eutrophique et à salinité
relativement normale, ceci est due à une ZOM bien développ

oxygénés voire hypoxiques, cette alternance des morphotypes bisériés et trisériés serait en relation avec la diminution et l'augmentation alternées du taux d'O2 dissous dans l'eau.

3) Expansion de la ZOM, hypoxie - anoxie et multiplication des opportunistes

Après l'extinction des Rotalipores, la fréquence des Whiteinelles, des Hedbergelles, des Guembelitria et des Heterohelix ont considérablement augmenté (respectivement 22%, 12%, 25%, 75%). Cette disparition des Rotalipores coincide entre autre avec la diversification des Whiteinelles (W. archaeocretacea, W. aprica, W. praehelvetica). De ce fait, nous pensons que le changement total du faciés, c'est-à-dire l'apparition des niveaux à black shales qui alternent avec des marno-calcaires de couleur noirâtre supposés riches en matière organique, et l'élévation des fréquences des groupes cités sont évocatrices de l'expansion de la zone à Oxygène minimum (ZOM) préalablement installée. Cette expansion a favorisé l'épanouissement plutôt des Heterohelicidae de toute petite taille et à test bisérié en alternance avec les Guembelitriidae à test trisérié. L'alternance de ces deux morphotypes renseigne encore sur la diminution et l'augmentation alternées du taux d'oxygène dissous dans l'eau et aussi sur l'apport trophique. Nous savons que les Guembelitria prolifèrent dans les environnements eutrophiques. Il a été verifié par ailleurs que leur pic d'abondance coincide avec les valeurs maximales de äC¹³indiquant un taux de productivité primaire élevé.

La disparition de Globigerinelloides bentonensis coïncide bien avec une chutte brusque des fréquences de Whiteinelles, d'Hedbergelles et de Dicarinelles (ces dernières sont respectivement de 4%, 2% et inférieur à 1%) et l'augmentation des fréquences des Guembelitria et de Heterohelix (respectivement 40% et 70%). Cette diminution dans la fréquence des espèces supposées comme habitants de surface (Whiteinlles et Hedbergelles à loges globuleuses) et de subsurface de la zone photique inférieure (Dicarinelles à test faiblement caréné) qui coincide avec l'élévation des fréquences des Hétérohélicacés et la diminution voire l'absence des Foraminifères benthiques, nous renseigne sur l'expansion de la ZOM dans la couche superfivielle des eaux océaniques ainsi que le fond marin au moins à l'interface eau-sédiment. Le retour des Foraminifères

benthiques coincide entre autre avec l'élévation des fréquences des groupes cités anterieurement (respectivement 13%, 9%,5%). La présence des Ammonites dans les niveaux sus-jascents indiquerait un milieu oxygèné et favorable à la vie planctonique (augmentation du taux d'oxygène dans la masse d'eau). En plus les niveaux à Ichnofossiles (terriers) indiquent aussi une élévation du taux d'oxygène dans l'interface eau-sédiment. Dans ces niveaux à Ammonites et à bioturbation correspendant à des calcaires feuilletés ou à aspect massif de couleur moins foncé, bien que l'association des Foraminifères planctoniques reste dominée par les Guembelitria et Heterohelix, la présence des espèces Globigerinelloides ultramicra, Praeglobotruncana gibba, Dicarinella imbricata, D. hagni, des Whiteinelles, des Hedbergelles qui est sporadique nous laissent supposer que l'impact de la 7OM s'est atténué.

4) Retour aux conditions normales : renouvellement faunique

Dés l'apparition de Helvetoglobotruncana helvetica, on assiste à un changement de faciès traduit par l'apparition de dépôts marneux de couleur beige. Ce changement de faciès coincide avec une chutte dans la fréquence des Guembelitria (2%) et de Heterohelix (40%) et l'épanouissement de nouveux genres tels que Marginotruncana et en particulier M. renzi (3%)

Phase 1 - les masses d'eau devraient être normalement stratifiées au moment où les Rotalipores étaient présentes et diversifiées (sous la thermocline).

Phase 2 - Avant l'extinction des Rotalipores, on assiste à l'installation d'une 7OM décelée par l'augmentation de la fréquence des petits Hétérohélicidés.

Phase 3 - Après l'extinction des Rotalipores, la 7OM devient alors plus répandue, attesté par l'abondance Heterohelix et Guembelitria.

Phase 4 -L'apparition de H. helvetica et des Marginotruncana, formes carénées supposées habiter en subsurface (sous la thermocline) quand la masse d'eau est de nouveau stratifiée , laisse supposer l' atténuation de l'impact de la 7OM.

Fig. 29 - Abondances relatives des Genres de Foraminifères planctoniques dans la fraction de taille >63um de la Formation Bahloul de la coupe CES. A noter le comportement antagoniste des Heterohelicidés et des Guembelitriid

Fig.30 d- quatrième phase : renouvellement faunique
Fig.30 - Les quatre phases

B - Paléoécologie des Radiolaires du passage Cénomanien - Turonien.

Les changements, évoquées dans l'intervalle Cénomanien - Turonien, concernant les associations des Foraminifères planctoniques et benthiques ont été mis en évidence par plusieurs auteurs (Arthur et Premoli Silva, 1982 ; Robaszynski et Caron, 1995 ; Premoli Silva et Sliter, 1995 ; ect...), dans plusieurs localités et en particulier dans le domaine téthysien. Ces auteurs admettent que ces changements sont survenus suite à des conditions eutrophiques qui ont atteint probablement leur apogée à la limite Cénomanien - Turonien (Zone à Whiteinella archaeocretacea) et ont continué lors des dépôts des sédiments du Turonien inférieur jusqu'à peu avant ou peu après l'apparition de Helvetoglobotruncana helvetica. Les associations des Radiolaires ont aussi subi un renouvellement faunique majeur, qui serait peut être l'expression de l'impact de l'évènement EAO-2 sur ce groupe, comme cela a été appuyé par plusieurs auteurs (Kuhnt et al., 1986 ; Thurrow et Kuhnt, 1986 ; Erbacher, 1994 ; Lambert et De Wever, 1996). selon O'Dorghety (1994) ce changement ne serait manifesté qu'à la fin de l'EAO-2. Salvini et Marcucci Passerini (1998) ont constaté que les changements dans les associations des Radiolaires ont eu lieu à l'apogée de l'épisode de Haute productivité. La répartition verticale des assemblages montre que le changement était soudain et que les conditions eutrophiques ont favorisé le développement des Radiolaires, différemment des Foraminifères planctoniques. Selon Coccioni et al., (1992), les Radiolaires sont plus tolérants aux conditions eutrophiques.

Age		C moyen													Cénomanien supérieur
Zone		Rotalipra cushmani													Whiteinella archaeocretacea
Sous-Zone		Dicarinella algeriana													Globigerinelloides bentonensis																	Dicarinella hagni
Numéro d'échantillon		1 2 3 4 5						6 7		8		9	10	11	12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22												23		24		25	26 27 28 29						30	31		32		33
Profondeur (cm)		0 105 220 475 500						520 540		550		575	605	635	665 695 725 755 785 805 835 855 950 980 1010												1040		1070		1100	1130 1190 1250 1280						##	1340		1370		1395
Dicarinella algeriana	5		6	2	6	8	3		1		3	3	1	4	1	2	1	1	0	1	3	1	0	1	0	0		0		0			x	x	0	0	0			0	0	1
Dicarinella hagni	3		2	2	1	2	5		3			1	3	1	1	0	1	0			1	1	3	3	3	x		x		x			x	x	x	0	0			0	0	1
Dicarinella imbricata							0		1		0	0	0	1	0	x	x	x	x	0	x	x	x	x	x	x		x		x			x	x	x	x	x			0	0	0
Globigerinelloides bentonensis	12		11	12	6	3	0		0		1			2			x	1								1							x
Globigerinelloides ultramicra	2		3	2	3		0		0		0			1	0	0	x	0			0		0										x
Guembelitria cenomana	1		1	6	30	23	12		4		2	13	16	9	10	17	5	15	3	10	25	18	21	17	16	6		7		8			34	7	17	15	22			14	15	17
Guembelitria albertensis	x		x	x	x	x	2		4		1	3	7	5	2	9	2	3	1	3	4	5	3	1	3	1		2		3			6	5	8	2	6			1	4	5
Hedbergella delrioensis	0		0	1	0	0	0		0		0	0	0	1	0	2	1	4	0	5	3	3	3	0	3	5		1					2			0	1					2
Hedbergella planispira	1		5	5	14	1	4		2		1	2	2	3	2	3	2	1	1	5	3	1	2	3	3	2		2		1			x	x	x	0	1			1	0	1
Clavihedbergella simplex	10		2	3	10	5			3		7	3	10	1	9	4	2	9		2	1	3	2	2	1	0		0		x			x	x	x	x						2
Helvetoglobotruncana helvetica Heterohelix globulosa	3		5	2	2	15	10		4		12	8	8	18	22	17	30	15	21	18	16	16	15	13	18	25		27		22			23	31	19	27	22			33	30	22
Heterohelix moremani	11		12	26	14	27	20		36		51	54	22	28	21	19	39	18	46	24	30	30	31	40	34	28		37		44			34	27	33	37	37			36	40	31
Heterohelix navarroensis	4		2	2	4	4	6		6		4	6	8	4	8	3	5	3	3	4	4	4	1	5	6	8		2		3			x		3	4				3	1	3
Heterohelix aff. pulchra	0		0			3	0				0		0						0				3	8	1	19		17		13			x	24	19	13	6			9	10	4
Marginotruncana renzi
Margininotruncana sp
Praeglobotruncana delrioensis	1			2	1
Praeglobotruncana gibba	3		6	2	1	1	5		1		0	0	0	3	1	2	1	1	0	0	1	0	0	0	0	x		x		x			x
Praeglobotruncana stephani	1		0	0	1	1	0		0
Rotalipora cushmani	3		4	3	1	2	1
Rotalipora greenhornensis	4		2	2	0	2	1
Rotalipora montsalvensis	1		0
Whiteinella aprica	3		9	13	11	3	5		7		6	1	5	3	3	2	2	3	1	2	2	3	2		1	0		0		0			x			0	1			1		1
Whiteinella archaeocretacea					1	2	2		3		4	2	6	6	4	8	3	7	7	5	2	5	3	3	2	0				x			x									2
Whiteinella aff. archaeocretacea	0		0	1	1	4	0		0
Whiteinella baltica	2		4	5	5	5	3		2		2	3	5	3	4	1	2	2	6	5	2	1	x		2								x									0
Whiteinella brittonensis	0		0						0		1	0	3	1	1	0	0			0			x										x
Whiteinella paradubia	0													1	0	1	x						0										x
Whiteinella praehelvetica														3	6	9	4	13	1	12		7	8	3	3			1					x	1		1	4			2		3
Benthiques	28		26	17	23	14	6		4		8	3	5	6	6	3	3	4	10	5	6	3	2	1	3	5		4		6			1	4	x	x	x			x	x	6
Nombre total	452		431	681	374	111	424		1319		414	477	615	305	300	491	1661	478	398	394	386	496	445	284	371	739		568		668			68	165	487	279	209			535	312	281

Tableau-5. Fréquences relatives en pourcentage des Foraminifères planctoniques dans la coupe CES (première partie)

Age																													Turonien inférieur
Zone																																	Helvetoglobotruncana helvetica
Sous-Zone		Dicarinella hagni																	Heterohelix moremani														Helvetoglobotruncana helvetica
Numéro d'échantillon		34 35 36 37				38		39	40	41	42	43		44		45	46	47	48 49 50 51 52					53	54	55	56	57	58	59	60 61		62 63 64 65				66
Profondeur (cm)		1425 1455 1485 1545				1575		1605	1635	1665	1695	1725		1755		1785	1805	1835	1865 1895 1925 1955 1985					2015	2045	2075	2105	2135	2165	2195	2225 2270		2320 2380 2425 2455				2495
Dicarinella algeriana	1		4	2	1	0	1		1	1		0	0		2		1			0	0	0	1	0		2		1	1		0	1	0			0	0
Dicarinella hagni	1		1	1	1	0			1
Dicarinella imbricata																								0	0		1									0	0
Globigerinelloides bentonensis
Globigerinelloides ultramicra										0			0								0					0			0						1		0
Guembelitria cenomana	26		31	28	29	38	42		44	39	32	30	26		34		17	35	42	46	32	40	31	38	30	25	23	25	32	32	43	16			10	29	24
Guembelitria albertensis	6		9	13	6	6	8		4	7	5	4	18		11		5	6	7	12	11	13	16	9	11	8	12	3	6	2	6	3			1	2	2
Hedbergella delrioensis	1		2	1	1	0	1			0		0	1				1			0		0	0		0		1			0		1	0		1		0
Hedbergella planispira	0		1	0	1	1						1			1				1	3	2			1	3	1	1	2	1	2	1	1	2	1	1	1
Clavihedbergella simplex			1	0	0	1			0	0	1				0			0			0		1		0		1						0	0	1
Helvetoglobotruncana helvetica																																2	3	2	1
Heterohelix globulosa	14		12	15	12	11	12		11	9	6	14	9		8		12	18	6	6	9	8	9	6	8	5	7	10	15	17	11	15	20	27	18	11	9
Heterohelix moremani	31		22	22	33	29	23		21	34	49	36	33		38		50	31	36	20	26	25	22	19	21	14	23	25	26	23	11	19	22	33	34	16	24
Heterohelix navarroensis	2		5	5	4	9	6		5	0	2	5	2		0		3	3	2	4	9	2	0	2	2	0	1	3	3	3	3	2	4	2	7	2	2
Heterohelix aff. pulchra	10		5	3	4	1	4		5	3	1	5	0		0		3			0	1		2	4	2	4	1	0		0	6	14	12	17		3	4
Marginotruncana renzi																																	2	1	1	2
Margininotruncana sp																																	1	1	2	1
Praeglobotruncana delrioensis
Praeglobotruncana gibba	1			1	0				0	1	0	0	1								0
Praeglobotruncana stephani
Rotalipora cushmani
Rotalipora greenhornensis
Rotalipora montsalvensis
Whiteinella aprica			0	1	0	1	0		1	0	1	0	1														0			0			1		1		0
Whiteinella archaeocretacea	1		2	2	2	0	1		3	3	2	1	3		2		4	1	3	2	1	1	0		0		1	0	0	1			1		3		0
Whiteinella aff. archaeocretacea
Whiteinella baltica				0							0		0									0					0						0		2	0	0
Whiteinella brittonensis											0											0					0			0
Whiteinella paradubia
Whiteinella praehelvetica	2		4	4	5	2	2		5	2	1	4	6		3		2	4	2	5	6	2	1	2	1	1	3	2	1	1		1	4		6	3	1
Benthiques	5		5	4	2	1	0		0	0	0	0	0		1		2	1	2	1	3	8	16	18	22	40	25	29	15	19	18	27	28	16	10	30	32
Nombre total	191		226	328	325	362	429		452	445	377	332	434		409		374	416	394	411	228	393	509	520	570	248	546	384	620	480	404	527	629	621	407	656	600

Tableau-5. Fréquences relatives en pourcentage des Foraminifères planctoniques dans la coupe CES (deuxième partie)

Premoli Silva et al., (1999) ont indiqué que l'association des Radiolaire est dominée par les Nassellaires (Ordre des Nassellaria) et précisément les genres Archaeodictyomitra, Dictyomitra, Cryptamphorella, Holocryptocanium, Pseudodictyomitra, Stichomitra et Thanarla. A partir de l'état de conservation de ces Nassellaires, ces auteurs suggèrent que ces derniers seraient peut être les analogues des habitants de subsurface actuels au cours du Crétacé. Ces habitants de subsurface s'épanouissaient soit au cours des périodes où le flux de matière organique est supposé élevé soit au cours des périodes de haute productivité, ce qui a laissé penser que ce groupe sont des indicateurs des conditions eutrophiques et des taux élevés de matière organique (Salvini et Marcucci Passerini, 1998 ; Primoli Silva et al., 1999).

Dans notre matériel d'étude nous constatons l'abondance de Dictyomitra spp et Pseudodictyomitra spp qui sont des Nassellaires dans les niveaux du Cénomanien supérieur de la zone à Rotalipora cushmani et des Sphaecularia dans les niveaux de la zone à W. archaeocretacea riches en matière organique.

Ce renouvellement faunique que nous mettons en évidence serait étudié dans le détail ultérieurement.

CINQUIÈME PARTIE

SYSTÉMATIQUE DES FORAMINIFÈRES

PLANCTONIQUES DU PASSAGE CÉNOMANIEN -

TURONIEN

Dans le présent chapitre nous décrivons 33 espèces réparties en 12 genres et 6 familles. La classification de ces Foraminifères adoptée est celle de LOEBLICH et TAPPAN (1988).

FAMILLE : HETEROHELICIDAE CUSHMAN, 1927 SOUS-FAMILLE : HETEROHELICINAE CUSHMAN, 1927

Le genre Heterohelix est caractérisé par un test bisérié, présentant (ou pas) un enroulement planispiral initial. Il est finement à grossièrement perforé et/ou orné par des côtes.

1990 - Heterohelix moremani (CUSHMAN), Nederbragt, pl.2, fig. 6a-7; pl.3, fig.1a-2b, p88, 93

C'est une espèce qui présente un arrangement bisérié (de 6 à 9 paires de loges). Les loges augmentent de taille progressivement donnant un aspect mince au test. Les loges sont globuleuses et finement perforées. L'ouverture est en forme d'arc bordée par une lèvre.

H. moremani est l'espèce la plus fréquente de l'association. Son pic d'abondance (acmé) nous a permis d'établir une sous-zone. Sa fréquence maximale (55%) coincïde avec l'échantillon CES-42.

1985 - Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Caron, fig. 24, 8-9 1990 - Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Nederbragt, pl.3, fig. 5a-b 1991 - Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Matmati et al, pl.8, fig.1, p. 62 1998 - Heterohelix navarroensis LOEBLICH, Rami, pl. 5, fig. 1-2, p. 144 2001 - Heterohelix navarroensis LOEBLICH, El Amri, pl. VI, fig. 5

C'est une espèce bisériée. Cette espèce montre généralement un stade initial planispiral mais à croissance continue. Le test est de petite taille, avec un apex non pointu, il présente une surface finement perforée et finement costulée. L'ouverture est bordée par un bourrelet. Cette espèce se rapproche de H. globulosa, qui peut aussi être planispirale à sa phase initiale, toutefois elle en diffère par les dernières paires de loge qui sont nettement moins dilatées.

H. navarroensis est connue depuis le Cénomanien supérieur jusqu'au Maastrichtien.

1990 - Laeviheterohelix pulchra (BROTZEN), Nederbragt, p.101,pl.5, fig. 7a-b, pl.6 fig.1

Le test est H. pulchra est lisse à profile aplati. Cette espèce est caractérisée par des loges en croissant qui se recouvrent de telle sorte que la stuture médiane déprimée acquière une forme en dent de scie. L'ouverture chez cette espèce est assez large.

H. pulchra est fréquente aussi dans la coupe CES comme dans la coupe COK. Sa fréquence maximale (25%) coincïde avec l'échantillon CES-42.

C'est une espèce qui présente un agencement bisérié avec des loges globuleuses qui augmentent de taille graduellement, à l'exception des dernières loges, qui croissent plus rapidement. Toutes les loges présentent une ornementation en fines côtes et sont finement perforées. Cette espèce se distingue de H. globulosa par sa forme plus allongée.

H. reussi été signalée dans les dépôts du Crétacé supérieur. C'est-à-dire du Cénomanien supérieur au Maastrichtien.

H. reussi est présente dans les niveaux de base des séries étudiées jusqu'au dernier échantillon. Sa fréquence est relativement élevée par rapport aux autres Hétérohélicidés. Cette espèce atteint 35% de l'association dans la partie inférieure de la zone à W. archaeocretacea.

SOUS-FAMILLE : GUEMBELITRIINAE MONTANARO GALLITELLI, 1957 GENRE : Guembelitria CUSHMAN, 1933

C'est une espèce de très petite taille que nous rencontrons dans les résidus fins (<100um). Ce genre comporte des espèces à un test subconique trisérié et à des loges globuleuses. Ce test est finement perforé, chaque pore est entouré par un cône le plus souvent émoussé (par fois il y a deux pores par cône). De telle microstructure est dite à « Pore-mounds » par Olsson et al., (1999)

Guembelitria cenomana, possède un test trisérié non allongé, à surface perforée. Elle diffère de G. cretacea du Maastrichtien-Danien seulement par son ouverture subcirculaire relativement plus petite.

Guembelitria cenomana est connue comme un indicateur paléoécologique habitant les surfaces marines eutrophiques à la période du passage Cénomanien Turonien, son épanouissement (bloom) coincide avec l'événement anoxique EAO-2. Elle a été signalée dans l'Albien supérieur (zone à Rotalipora appenninica) et s'étend à la partie supérieure de la zone à Whiteinella archaeocretacea c'est-à-dire prés de la limite Cénomanien - Turonien.

C'est la première fois que cette espèce est reconnue en Tunisie. Cette espèce est mondialement reconnue comme un marqueur de période de crise ou stress écologique. Elle est présente depuis les premiers niveaux jusqu'au dernier échantillon de chaque coupe.

1954 - Guembelitria cretacea CUSHMAN Var. albertensis STELCK et WALL, Pl. 2, Fig. 19, p. 23 1955 - Guembelitria cretacea CUSHMAN Var. spiritensis STELCK et WALL, Pl. 2, Fig. 11, p. 44 1962 - Neobulimina albertensis (STELCK et WALL), Tappan, Pl. 48, Fig. 3-6, p. 184

1970 - Neobulimina albertensis (STELCK et WALL), Eicher et Worstell, Pl. 4, Fig. 2-4, p. 290 2001 - Guembelitria albertensis STELCK et WALL, Keller et al., fig.8. 9-10, p. 404

Cette espèce se caractérise par un test trisérié allongé. La partie où s'effectue la trisériation chez cette espèce est remarquablement plus allongée que chez Guembelitria cenomana. L'ouverture en arc chez Guembelitria albertensis est nettement plus courte. Le test trisérié allongé est orné par des petits pores. Cette espèce se distingue aussi de G. cenomana par sa forme plus mince et peu allongée.

Guembelitria albertensis est connue l'Albien supérieur dans la zone à Rotalipora apenninica au Turonien (partie inférieure de la zone à Helvetoglobotruncana helvetica).

C'est la première fois que cette espèce est reconnue en Tunisie. Concernant la coupe CES G. albertensis coexiste avec les Rotalipores, alors que pour la coupe COK elle est déjà présente dans les marnes de Cénomanien attribuées à la Formation Fahdènes.

FAMILLE : GLOBIGERINELLOIDIDAE LONGORIA, 1974 SOUS-FAMILLE : GLOBIGERINELLOIDINAE LONGORIA, 1974 GENRE : Globigerinelloides CUSHMAN & TEN DAM, 1948

1964 - Globigerinelloides CUSHMAN & TEN DAM, Loeblich et Tappan, p. c656 1985 - Globigerinelloides CUSHMAN & TEN DAM, Caron, p. 22, 47

Ce genre groupe les espèces à test planispiralé doublement ombiliquées (biombiliqué) qui peut être involute soit évolute à loges globuleuses dont la dernière peut se deviser surtout

l'épaisseur du test. Les représentants du genre Globigerinelloides possèdent des sutures déprimées sur les deux faces pouvant être radiales, droites ou sigmoïdes. La périphérie du test est arrondie et dépourvue de carènes. Comportant des ouvertures successives considérées comme étant des ouvertures résiduelles sur les deux cotés, elles sont typiques pour les tests planispiralés. Généralement, Globigerinelloides diffère de Biticinella par l'absence des ouvertures supplémentaires et de Planomalina par l'absence de carène périphérique.

1961 - Globigerinelloides bentonensis (MORROW), Loeblich et Tappan, Pl. 2, Fig. 8-10, p. 267

1970 - Globigerinelloides bentonensis (MORROW), Eicher et Worstell, pl. 8, Fig. 17-19, Pl. 9,

2001 - Globigerinelloides bentonensis (MORROW), Keller et al., texte seulement.

2004 - Globigerinelloides bentonensis (MORROW), Keller et Pardo, Pl.5, fig. 15-18

G. bentonensis possède un test biombiliqué, planispiral evolute à partiellement involute. Le test contient de 6 à 8 loges (généralement 6). La taille augmente graduellement. Les premières loges sont étroitement comprimées alors que les dérnières sont moins comprimées et tendent à devenir évolute. La périphérie est lobée, les sutures bsont radiales qui peuvent être légérement courbées. Le test est finement perforé. Cette espèce diffère de G. ultramicra par la dernière loge qui est relativement plus grande et qui englobe le test.

Cette espèce est signalée dans l'Albien et elle disparaît dans la partie inférieure de la zone à Whiteinella archaeocretacea. G. bentonensis forme une sous-zone dans cette zone.

C'est la première fois que cette espèce est reconnue en Tunisie. Concernant les deux coupex CES et COK, G. bentonensis coexiste avec les Rotalipores. Dans la partie supérieure à R. cushmani cette espèce est fréquente.

Espèce : Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA, 1949)
Pl.1, fig.13/Pl.5, fig.6

1964 - Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Loeblich et Tappan, c656 1985 - Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Caron, fig. 29.18-19, p. 66 1988 - Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Loeblich et Tappan, 2001 - Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Keller et al., fig.8.11-13, p. 404 2004 - Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA), Keller et Pardo, Pl.5, 10-14

Globigerinelloides ultramicra possède un test planispiralé biombiliqué à enroulement évolute. Les loges sont globuleuses est peuvent souvent être en nombre de huit. Chez cette é*espèce les sutures sont typiquement déprimées sur les deux côtés, radiales et droites. La periphérie est à surface arrondie et dépourvue de carènes. A la dernière loge l'ouverture est marginao-ombilicale sur les loges précédante on observe des relicats d'ouverture au niveau des deux ombilics. Généralement, Globigerinelloides ultramicra diffère des autres Globigerinelloides essentiellement par sa petite taille et son grand nombre de loges. Cette espèce de G. bentonensis par son contour moins lobé et son enroulement moins involute.

Selon Caron (1985) Globigerinelloides ultramicra est connue de l'Albien supérieur au Maastrichtien inférieur, (la zone à Rotalipora appenninica à la zone à Globotruncana havanensis).

FAMILLE: HEDBERGELLIDAE LOEBLICH & TAPPAN, 1961 SOUS-FAMILLE: HEDBERGELLINAE LOEBLICH & TAPPAN, 1961 GENRE: Clavihedbergella BANNER & BLOW, 1959

Espèce-type : Hastigerinella (=Clavihedbergella) subcretacea TAPPAN, 1943

1959 - Praeglobotruncana (Hedbergella) BANNER & BLOW, p.18 1959 - Praeglobotruncana (Clavihedbergella) BANNER & BLOW, p.18 1961 - Planogyra ZAKHAROVA-ATAKBEKJAN, p.50

1979 - Hedbergella BRÖNNIMANN & BROWN, E.W.G.P .F.1, p. 115 1985 - Hedbergella BRÖNNIMANN & BROWN, Caron, p. 23

Test trochospiralé à spire basse, biconvex, à ombilic large, périphérie est subcirculaire et lobée. Ce test est dépourvu de carènes. Les premières loges sont globuleuse à ovales, alors que les dernières sont étirées à allongées. Les sutures sont fortement retrécies, radiales, droites ou courbées. Les loges sont à surface finement perforée, granuleuse et lisse. L'ouverture est estraombilical-obilicale en forme d'arc. Elle est bordée par une lèvre.

1970 - Clavihedbergella simplex (MORROW), Eicher et Worstell, pl. 10, fig. 4, 6-7

1971 - Hedbergella simplississima (MAGNÉ & SIGAL), Magniez-Jannin, pl.19, fig.12-16, p361

1979 - Hedbergella simplex (MORROW), E.W.G.P .F.1,pl. 29,fig. 1-3, pl. 30, fig.1-2, p.147,149

Test trochospiral à spire basse. Le dernier tour est formé généralement par quatre à six loges légérement étirées radialement à surface granuleuse (ou épineuse). Elles sont à

croissance rapide avec un contour très lobé à digité. Les sutures sont typiquement radiales et déprimées. La face ombilicale est faiblement convexe.

C. simplex est connue de l'Albien inférieur à la limite Turonien - Coniacien. (Caron, 1985).

SOUS-FAMILLE: HEDBERGELLINAE LOEBLICH & TAPPAN, 1961 GENRE: Hedbergella BRÖNNIMANN & BROWN, 1958

Espèce - Type : Anomalina (=Hedbergella) lorneiana D'ORBIGNY var. trochoidea GANDOLFI, 1942

1959 - Praeglobotruncana (Hedbergella) BANNER & BLOW, p.18 1959 - Praeglobotruncana (Clavihedbergella) BANNER & BLOW, p.18 1961 - Planogyra ZAKHAROVA-ATAKBEKJAN, p.50

1979 - Hedbergella BRÖNNIMANN & BROWN, E.W.G.P .F.1, p. 115 1985 - Hedbergella BRÖNNIMANN & BROWN, Caron, p. 23

Ce genre est caractérisé par un test trochospiralé finement perforé et calcaire, biconvexe représenté par un contour lobé. Les loge sont globuleuses à ovales, lobés à profile arrondi ne contenant ni carène ni bandeau périphérique imperforé. L'ouverture primaire chez Hedbergella est extraombilicale-ombilicale, s'étendant jusqu'à la périphérie. Les sutures sont déprimées, radiales, courbées ou droites. La surface des loges peut être lisse comme elle peut être couverte soit par des rugosités ou par des épines.

1961 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Loeblich et Tappan, pl.2, fig. 11-13, p. 275 1967 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Pessagno, pl. 48, fig. 1-5, p. 282

1971 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Magniez-Jannin, pl. 13, fig. 13-34, p.376

1979 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), E.W.G.P.F.1, pl. 22, fig.1-2, pl. 23,fig.1-3, p.125,127

1983 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Gargouri-Razgallah, p. 140, pl.24, fig. 1-3

1994 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Premoli Silva & Sliter, pl. 1, fig. 7

2001 - Hedbergella delrioensis (CARSEY), Keller et al., fig.8, 15-16, p. 404

Cette espèce montre un agencement trochospiralé du test au contour lobé, contenant au dernier tour 5 à 7 loges. Les deux dernières loges sont décalées du côté ventral. Les loges sont à croissance rapide. La surface des premières loges montre un leger aspect rugueux tant disque la dernière loge est lisse. Les sutures sont radiales et déprimées. L'ombilic est assez étroit.

H. delrioensis est connue de l'Aptien moyen au Coniacien. (Caron, 1985). Dans notre matériel, cette espèce est présente depuis la partie supérieure de la zone à Rotalipora cushmani.

1961 - Hedbergella planispira (TAPPAN), Loeblich et Tappan, pl. 5, fig. 4-10, p. 276

1979 - Hedbergella planispira (TAPPAN), E.W.G.P .F.1,pl. 27,fig.1-3, pl. 28, fig. 1-4, p.140,142

1983 - Hedbergella planispira (TAPPAN), Gargouri-Razgallah, p.139, pl.2-4, fig.8

1994 - Hedbergella planispira (TAPPAN), Premoli Silva & Sliter, pl. 1, fig. 1, 10

2001 - Hedbergella planispira (TAPPAN), Keller et al., fig. 8, 17-18, p. 404

Cette espèce possède un test de petite de taille trochospiralé à trochospire basse et à contour lobé. Les loges peuvent être de six à huit au dernier tour, globuleuses et à surface

lisse. Les loges sont à croissance lente. Les sutures sont radiales et déprimées. Chez cette espèce le profil est très faiblement dissymétrique

H. planispira a été signalée dans l'Aptien inférieur au Turonien. (Caron, 1985). Dans notre matériel, cette espèce est présente depuis la partie supérieure de la zone à Rotalipora cushmani et continue jusqu'au Turonien inférieur à moyen (Zone à H. helvetica).

SOUS-FAMILLE: HEDBERGELLINAE LOEBLICH & TAPPAN, 1961 GENRE : Whiteinella PESSAGNO, 1967

Le test est caractérisé par trochospire basse, biconvexe et à contour lobé. En profil il est parfois hémisphérique. Il test ne contient pas de véritable carènes parfois au niveau de la marge, il peut être marqué par une rangée de pustules comme chez Whiteinella archaeocretacea. L'ouverture primaire est principalement extraombilicale-ombilicale généralement restreinte. L'ombilic est relativement large et partiellement recouvert par des portici qui se recouvrent sans se souder. Les sutures spirales et ombilicales sont déprimées et radiales.

1979 - Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), E.W.G.P.F.1, pl.32, fig.1-2, p.157

1983 - Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Bellier, pl.12, fig. 1-2, p.50-52

1990 - Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Robaszynski et al., pl. 27, fig.4, 6, 7, p.328

1994 - Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Premoli silva & Sliter, pl.10, fig. 3, 8

2000 - Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Georgescu, pl.1, fig. 11-13, p. 165

Cette espèce montre un profil à trochospire basse très faiblement dissymétrique avec une face spirale plane à légèrement convexe. Les loges de W. aprica sont globuleuses à surface uniformément pustuleuse. Elles montrent une croissance lente à profil circulaire. L'ouverture primaire est extraombilicale-ombilicale, s'étendant vers la périphérie, bordée par un porticus. Les sutures sont radiales et déprimées, le contour est nettement lobé. L'ombilic est peu large et comporte des portici.

Cette espèce est commune du Cénomanien supérieur au Turonien moyen (E.W.G.P.F., 1979). Dans notre matériel de la coupe CES comme de la coupe COK, W. aprica est est associée à R. cushmani.

1979 - Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, E.W.G.P.F.1,pl.33-34,fig1-3 ;fig1-2 ;p.163, p.165

1990 - Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, Robaszynski et al., pl.29, fig.1-2, p.332 1998 - Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, Rami, pl.10, fig9; pl.11, fig.1

2003 - Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, Aguilera-Franco, pl.1, fig.11 p.208 2004 - Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, Ettachfini et al., fig.7 ; 14a-c, p.66

Chez W. archaeocretacea, le test présente une trochospire basse, il est formé généralement de cinq loges initialement globuleuses. Les loges suivantes sont allongées suivant le sens de l'enroulement. En profil, les loges apparaissent comprimées

latéralement et montrent un bord périphérique faiblement perforé et parfois subanguleux. L'ouverture primaire, extraombilicale-ombilicale, est recouverte partiellement par des portici. Les sutures sont déprimées et radiales.

W. archaeocretacea est connue du Cénomanien supérieur jusqu'au Santonien (Caron, 1985). Dans notre matériel, cette espèce est présente déjà dans la partie supérieure de la zone de R. cushmani.sous-zone à D. algeriana et dans tout l'intervalle étudié de la coupe CES. Dans la coupe COK, elle démarre également dans la sous-zone à D. algeriana du Cénomanien supérieur.

1979 - Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, E.W.G.P.F.1,pl.35,Fig.1-5; pl.36,fig.1-2;p169, p.174

1990 - Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Robaszynski et al., pl. 27 fig.1,8, p.328

1994 - Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Premoli Silva & Sliter, pl.11, fig.11

2000 - Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Georgescu, pl. 1, fig. 6-7, p. 165

2001 - Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Keller et al., fig. 9, 1-3, p. 406

Le test de cette espèce est constitué au dernier tour le plus souvent par quatre loges très globuleuses. Elles sont toutes à surface rugueuse à contour distinctement lobé montrant une croissance nettement rapide. Les sutures sont radiales et typiquement déprimées. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale, bordée par un porticus recouvrant une partie de l'ombilic. En profil cette espèce montre une trochospire basse et symétrique.

Cette espèce est signalée dans le cénomanien supérieur jusqu'à la limite coniacien - Santonien. Dans la coupe CES, cette espèce est présente déjà dans la sous-zone à D. algeriana de la zone à Rotalipora cushmani du Cénomanien supérieur et dans les niveaux sus-jascents. Dans la coupe COK, elle est plutôt présente dans les premiers niveaux correspondant à la sous-zone à R. greenhornensis.

1979 - Whiteinella brittonensis (LOEBLICH et TAPPAN), E.W.G.P.F.1, pl. 37, fig.1-2, p.177, fig.1-2, p. 179

1994 - Whiteinella brittonensis (LOEBLICH et TAPPAN), Premoli Silva & sliter, pl.10,11, fig.2,8

2001 - Whiteinella brittonensis (LOEBLICH et TAPPAN), Keller et al., fig. 9, 5, p. 408

Cette espèce montre un test composé au dernier tour le plus souvent par six loges globuleuses à croissance lente et à surface granuleuse. Le contour est lobé subcirculaire. Les sutures sont déprimées et radiales. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale, n'atteignant pas la périphérie, elle est bordée par un porticus. En profil, W. brittonensis se distingue des autres Whiteinelles par une trochospire moyennement élevée déterminant un profil dissymétrique.

W. brittonensis est signalé dans le Cénomanien supérieur et dans le reste du Crétacé supérieur. Dans la coupe CES, cette espèce est présente déjà dans la sous-zone à D. algeriana de la zone à Rotalipora cushmani du Cénomanien supérieur et dans les niveaux sus-jascents. Dans la coupe COK, elle est plutôt présente dans les premiers niveaux correspondant à la sous-zone à R. greenhornensis.

1979 - Whiteinella paradubia (SIGAL), E.W.G.P.F.1, pl. 39, fig.1-2, p.183 1994 - Whiteinella paradubia (SIGAL), Premoli Silva & Sliter, pl. 10, fig. 1,5 2000 - Whiteinella paradubia (SIGAL), Georgescu, pl. 1, fig. 9-10, p. 165 2001 - Whiteinella paradubia (SIGAL), Keller et al., fig.9, 6 ; p.406

W. paradubia se distingue par une très haute trochospire déterminant un profil nettement dissymétrique. Le test de cette espèce est constitue le plus souvent par sept loges

globuleuses au dernier à surface granuleuse. L'ouverture primaire est extraombilicale-ombilicale bordée par un porticus. Les loges dessinent un contour lobé subcirculaire séparées par des sutures sont radiales et déprimées. Le seul critère distinctif de cette espèce par rapport à W. brittonensis est la hauteur de la spire.

W. paradubia se répartie depuis le Cénomanien supérieur et continue jusqu'au crétacé supérieur. Dans la coupe CES comme la coupe COK, cette espèce est présente déjà dans la sous-zone à D. algeriana appartenant à la zone à Rotalipora cushmani du Cénomanien supérieur mais qui marque des présences sporadiques dans les niveaux sus-jascents.

1979 - Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO), E.W.G.P.F.2, pl. 49, fig.1-2, p.43

1983 - Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO), Bellier, pl. 12, fig. 10-12, p.54

1985 - Helvetoglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO), Caron, fig.30; 9-10, p. 68

1990 - Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO), Robaszynski et al. pl. 42, fig.4 1993 - Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO), Balla et al., fig. 5 ; 5,11 p.436 1998 - Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO), Rami, pl.11, fig. 2-4

W. praehelvetica est caractérisée par des loges à section trapézoïdales, subaplaties à la face spirale. Le contour du test est lobé. Les sutures sont radiales et légèrement déprimées. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale bordée par une lèvre bien développée pouvant atteindre la taille d'un porticus, l'ombilic est relativement étroit (1/4 environ du diamètre maximal). En profil, cette espèce est nettement dissymétrique, ne présentant pas de véritable carène mais plus tôt une ligne de pustules. L'absence d'une véritable carène et la présence d'un portici pourraient placer l'espèce praehelvetica dans le genre Whiteinella.

L'espèce praehelvetica est signalé au sommet du Cénomanien jusqu'au Turonien moyen c'est-à-dire depuis la partie terminale de la zone de Rotalipora cushmani jusqu'à la partie

moyenne à supérieure de la zone de Helvetoglobotruncana helvetica. Dans notre matériel, elle est présente dans la partie terminale de Rotalipora cushmani. Dans l'intervalle de la sous-zone à D. algeriana de la coupe CES dés l'échantillon CES-12 et elle continue jusqu'au dernier échantillon tout en étant associée à H. helvetica. Dans la coupe COK, elle apparaît dans l'échantillon COK-52 de la sous-zone à Dicarinella hagni de la zone à W. archaeocretacea.marquant le passage Cénomanien Turonien.

FAMILLE: HEDBERGELLIDAE LOEBLICH & TAPPAN, 1961 SOUS-FAMILLE : ROTUNDININAE BELLIER & SALAJ, 1977 GENRE : Praeglobotruncana BERMUDEZ, 1952

1959 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, Klaus, p. 793 1966 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, Caron, p. 72 1979 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, E.W.G.P.F.2, p. 15 1985 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, Caron, p. 65 2000 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, Georgescu, p. 164

Le genre Praeglobotruncana est carctérisé par un test trochospiralé biconvexe à planoconvexe avec un contour peu lobé. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale n'atteignant pas la périphérie avec un ombilic étroit (ne dépassant 1/4 du diamètre maximal), bordée par les extensions lamelleuses plus ou moins recourbées des loges successives. Seules les formes évoluées comme P. gibba possèdent des portici. En profil, le test montre une accumulation de pustules qui tendent à s'aligner parallèlement au niveau de la périphérie même des premières loges du dernier tour, donnant l'impression d'une ou de deux carènes pas régulièrement espacées.

1946 - Globorotalia marginaculata LOEBLICH & TAPPAN, p.257, pl.37, fig.19-21 1952 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Bermudez, p.52 pl.7, fig.1 1961 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Loeblich et Tappan, pl.6 fig.9-12 1970 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Eicher et Worstell, pl.10, fig.9 1979 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), EWGPF, p.29, 32, pl.43, fig.1-2 1979 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Chitta, P.99-100,pl.13, fig.1-6 1984 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Leckie, p.600, pl.12, fig.1-8 1994 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Premoli Silva et Sliter, pl.9, fig.5 2000 - Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Georgescu, pl.2, fig. 1-2

Le test de cette espèce est trochospiralé à spire basse, biconvex à périphérie subcirculaire,. Les premiers tours montre une carène qui s'efface dans les dernières loges. Les sutures sur la face spirale sont courbées alors qu'elles sont plus épaisses, radiales et déprimées sur la face ombilicale. L'ouverture est obilicale-extraombilicale en forme d'arc qui peut s'étendre vers la périphérie. Elle est bordée par une lèvre.

Cette espèce a été confondue avec des espèces de P. stephani en stade juvenile. Nous avons reconnu cette espèce dans les deux coupes étudiées. Dans la coupe CES, cette espèce n'est présente que dans les deux premiers échantillons. Alors que dans la coupe COK, elle s'etend jusqu'à l'échantillon COK-36 correspondant à la sous-zone à D. algeriana.

1979 - Praeglobotruncana gibba KLAUS, E.W.G.P.F.2, pl. 44,fig.1-2, p. 33; pl.45, fig. 1-2, p. 38

1987 - Praeglobotruncana gibba KLAUS, Ben Haj Ali, pl. 8, fig. 7-8, 15-16, p. 105

Le test de cette espèce contient au dernier tour le plus souvent huit loges à section triangulaire ou trapézoïde à surface légèrement bombée et granuleuse qui sont à croissance modérée et séparées par des sutures arquées et marquées par des pustules. L'ombilic est relativement étroit il constitue 1/4 du diamètre maximal. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale bordée par une lèvre bien développée émettant un prolongement vers l'ombilic

Elle se distingue de Praeglobotruncana stephani par une face spirale plus haute, ce qui fait que le test présente un aspect conique, et par un contour moins lobé.

La répartition de gibba a été discutée par plusieurs auteurs, puisqu'elle est considérée comme l'espèce la plus évoluée parmi les Praeglobotruncana, la plupart de certains auteurs la considèrent qu'elle débute dans le Cénomanien moyen et continue au Turonien supérieur et plus précisément elle apparaît dans la partie terminale de la Zone à Rotalipora brotzeni et disparaît dans la zone à Helvetoglobotruncana helvetica.

Dans la coupe CES, elle est présente depuis le premier échantillon correspondant à la sous-zone à D. algeriana et elle disparaît au-delà de l'échantillon CES-50. dans la coupe COK, cette espèce coexiste avec R. appenninica dans la sous-zone à R. greenhornensis et disparaît dans l'échantillon COK-66.

1942 - Globotruncana stephani GANDOLFI, p.130, pl.3, fig. 4, pl.4, fig.36-37, 41-44, pl.6,

1957 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Bolli, Loeblich et Tappan, p.39, pl.9, fig.2

1961 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Loeblich et Tappan, pl.6, fig.1-8

1970 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Eicher et Worstell, pl.10, fig.9; pl.11, fig.2-3

1979 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Chitta, p.101-102, pl.13, fig.7-10

1994 - Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Premoli Silva et Sliter, pl.9, fig.1-3,8

Le test de cette espèce est trochospiralé, la face spirale est fortement convex, le dernier tour comporte généralement de cinq à 7 loges, la face ombilicale est applatie et parfois peu convex. Les premières loges sont subarrondies. L'ombilic est étroit. Sur la face spirale, les sutures sont déprimées et radiales sur la face ombilicale. En profile, cette espèce est marquée par une carène qui s'efface sur les deux ou trois dernières loges. L'ouverture est intermarginale en forme d'arc bordée par une lèvre spatulée.

Elle est connue de l'Albien supérieur (Zone à R. apenninica) au Turonien inférieur (H. helvetica). Dans la coupe CES, cette espèce « disparaît » dans les premiers niveaux CES-9 (sous-zone à G. bentonensis). Dans la coupe COK, elle est bien présente depuis le premier échantillon correspondant à la sous-zone à R. greenhornensis (Zone à R. cushmani du Cénomanien supérieur) jusqu'à l'échantillonCOK-68 de la sous-zone à (acmé) H. moremani (partie supérieure de la Zone à Whiteinella archaeocretacea du passage C-T).

SOUS-FAMILLE : HELVETOGLOBOTRUNCANINAE LAMOLDA, 1976 GENRE : Dicarinella PORTHAULT, 1970

Espèce - Type : Globotruncana (=Dicarinella) indica JACOB & SASTRY, 1950 synonyme de Praeglobotruncana (=Dicarinella) hagni SCHEIBNEROVA, 1962.

1950 - Globotruncana CUSHMAN, Jacob et Sastry, p. 267 1967 - Marginotruncana HOFKER, Pessagno, p.

1970 - Praeglobotruncana (Dicarinella) PORTHAULT, p. 1975 - Dicarinella PORTHAULT, Longoria et Gamper, p. 1976 - Dicarinella PORTHAULT, Lamolda, p.

1979 - Dicarinella PORTHAULT, E.W.G.P.F., p. 51 1985 - Dicarinella PORTHAULT, Caron, p. 22

Le test est trochospiralé biconvexe à contour lobé. En profil, les loges sont soulignées par deux carènes surtout sur les loges du dernier tour séparées par un mince bandeau périphérique imperforé. L'ouverture est extraombilicale-ombilicale. L'ombilic est relativement large, il atteint par fois 1/3 du diamètre et partiellement recouvert par les portici ménageant des ouvertures accessoires infralaminales. Les sutures sont radiales, déprimées et arquées sur le côté ombilical. Sur le côté spiral elles sont en relief.

Dicarinella se rapproche de Praeglobotruncana par la position de l'ouverture principale extraombilicale-ombilicale et les sutures radiales déprimées sur le coté ombilical. Toutefois, elle se distingue par la présence de portici et de deux carènes nettement séparées par un bandeau périphérique mince imperforé. Avec ces deux derniers caractères elle se rapproche plutôt à Marginotruncana.

1994 - Dicarinella algeriana (CARON), Premoli Silva et Sliter,pl.12, fig.5,7;9-10

Test trochospiral, biconvexe, de contour est lobé, le dernier tour comporte cinq à sept loges pétaloïdes séparées par des sutures arquées en relief sur la face spirale et déprimées sur la face ombilicale. L'ombilic est large. La surface du test est pérforée. Elle est pustuleuse sur la face ombilicale de nombreuses loges. En profile, sur la périphérie on observe deux carènes. La dernière loge peut porter une seule.

Cette espèce est connue dans le Cénomanien supérieur (Zone à R. cushmani). Son apparition determine la dernière sous-zone de la zone à R. cushmani. Elle disparaît au Turonien inférieur à moyen. Dans la coupe CES cette espèce est présente depuis le premier échantillon jusqu'à l'échantillon CES-65 correspondant à la zone à H. helvetica.

Dans la coupe COK, elle apparaît dans l'échantillon COK-8 et continue jusqu'à l'échantillon COK-99 correspondant à la zone à H. helvetica.

1979 - Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), E.W.G.P.F.2, pl.56, fig.1-2,pl.57, fig. 1-2, p. 81, 83

Dicarinella hagni se caractérise par un contour modérément lobé. Les loges sont pétaloïdes, planes et faiblement bombées à croissance de spire lente. L'ouverture est extraombilicale-ombilicale recouverte par des portici s'imbriquant au tour de l'ombilic qui est large et ne dépasse pas le 1/3 du diamètre. Les sutures sont arquées et en relief sur la face spirale. Elles sont radiales et déprimées sur la face ombilicale. En profil, le test est biconvexe à trochospire basse, plus ou moins dissymétrique. Les loges globuleuses, du coté ombilical sont ornées par deux carènes assez rapprochées.

Dicarinella hagni est présente depuis la zone à Whiteinella archaeocretacea, la partie supérieure du Cénomanien supérieur, et s'éteint au Turonien supérieur.

1976 - Dicarinella imbricata (MORNOD), Caron, pl.3,fig.1-6, pl.4,fig. 1-6, pl. 5, fig. 1-6, p. 332 1979 - Dicarinella imbricata (MORNOD), E.W.G.P.F.2, pl. 58, fig. 1-2, pl. 59, fig. 1-2, p. 87, 92 1980 - Praeglobotruncana imbricata (MORNOD), Salaj, pl. 9, fig. 2

1994 - Dicarinella imbricata (MORNOD), Premoli Silva & Sliter, pl. 12, fig.8 2000 - Dicarinella imbricata (MORNOD), Georgescu, pl. 2, fig. 3, p. 166 2001 - Dicarinella imbricata (MORNOD), Keller et al., fig. 10. 8, p. 408

Le test est composé de loges pétaloïdes à surface plane ou bombée qui peuvent être granuleuses, séparées, sur le coté spiral par des sutures arquées soulignées par le prolongement septal de la carène spirale. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale bordée par une lèvre mince visible sur les deux dernières loges sans la présence de portici décelables. L'ombilic est relativement étroit, il atteint 1/5 du diamètre maximal. En profil, l'espèce imbricata est caractérisée par une trochospire basse avec un test concavo-convexe. Les deux dernières loges sont globuleuses, pincées et non carénées, se déversant vers l'ombilic sur les loges précédantes. Les deux carènes sont séparées par un bandeau périphérique imperforé. Cette espèce diffère de D. algeriana par les caractères de ses deux dernières loges se déversant vers l'ombilic et à carènes effacées et surtout par l'aspect imbriqué des loges successives. Elle diffère aussi de D. hagni par ses loges qui paraissent décalées les unes par rapport aux autres et par son ombilic plus profond. Elle diffère des autres Dicarinella toujours par l'aspect imbriqué.

Cette espèce se répartie depuis la partie inférieure de la zone à Whiteinella archaeocretacea , le cénomanien - Turonien, jusqu'au Coniacien moyen.

1945 - Globotruncana CUSHMAN, Bolli, p. 226 1957 - Helvetoglobotruncana REISS, p. 137

1979 - Praeglobotruncana BERMUDEZ, E.W.G.P.F.2, p. 15 1985 - Helvetoglobotruncana REISS, Caron, p. 23

Ce genre possède un test plano-convexe trochospiralé. Le contour peut être lobé ou peu lobé. Le profil est souligné par une carène nette. L'ouverture principale est extraombilicale-omlicale avec un ombilic recouvert de portici relativement peu large (1/3 du diamètre). A la face spirale on distingue des sutures bien marquées en relief et arquées alors qu'au coté ombilical elles sont radiales et déprimées. Le test comporte généralement sept loges fortement renflées et rugueuses

1979 - Praeglobotruncana helvetica (BOLLI), E.W.G.P.F.2, pl. 46, figs 1-2, p. 39

1990 - Praeglobotruncana (Helvetoglobotruncana) helvetica (BOLLI),Robaszynski et al, pl. 42, fig. 5-8,

1994 - Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI), Premoli Silva & Sliter, pl. 11, fig. 9-10

1998 - Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI), Rami, pl.3, pl.11, fig. 2, fig.5-7

2000 - Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI), Georgescu, pl. 2, fig. 9, p.166

2001 - Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI), Keller et al, fig. 10. 14, p. 408

L'ouverture principale extraombolicale-ombilicale est bordée par une lèvre se prolongeant sur l'ombilic en porticus. A la face spirale les loges sont pétaloïdes et aplaties séparées par des sutures en relief. La croissance de la spire est lente. Le profil est souligné par une carène périphérique, certains spécimens peuvent présenter une imbrication des loges sur la face spirale donnant au profil un aspect en escalier. Chez cette espèce l'ombilic est assez large, il peut atteindre 1/3 du diamètre du test. La présence de la carène unique exclut helvetica du genre Whiteinella.

Cette espèce représente une zone d'extension totale : zone à Helvetoglobotruncana helvetica du Turonien inférieur à moyen.

SUPERFAMILLE: ROTALIPORACEA SIGAL, 1958 FAMILLE: ROTALIPORIDAE SIGAL, 1958

SOUS-FAMILLE: ROTALIPORINAE SIGAL, 1958 GENRE: Anaticinella EICHER, 1972

1961 - Ticinella REICHEL, Loeblich et Tappan, p. 290 1969 - Ticinella REICHEL, Eicher et Worstell, p. 312 1972 - Anaticinella EICHER, p. 256

Espèce : Anaticinella multiloculata (Morrow, 1934)
Pl.1, fig.10/Pl.5, fig.7-8

1946 - Globorotalia? multiloculata MORROW, Cushman, pl. 62, fig. 10-11, p. 153

1956 - Thalmanninella multiloculata (MORROW), Bronnimann et Brown. Pl. 20, fig. 1-3, p. 534

1961 - Ticinella multiloculata (MORROW), Loeblich et Tappan, pl. 6, fig. 13, p. 292

1969 - Ticinella multiloculata (MORROW), Eicher et Worstell, pl. 13 , Fig.2, 4, p. .312

2001 - Anaticinella multiloculata (MORROW), Keller et al., fig.10, 10-11, p.408

2003 - Anaticinella multiloculata (MORROW), Desmares et al., 2003, Fig.2.2a-c p.592

2004 - Anaticinella multiloculata (MORROW), Keller et Pardo, pl.2, fig.1-5, p.98

Test relativement large, trochospirale à face spirale convexe composée de deux à trois tours, àloges globuleuses. Sa face ombilicale composée de six à huit loges globuleuses présente un ombilique large. Cette espèce présente un contour lobé, les loges globuleuses augmentent graduellement de taille. Les sutures sont distinctes. Elles sont déprimées, radiales et légérement obliques ou légérement courbées. La surface du test est finement perforée et rugueuse. L'ornementation la plus développée, étant dans la face ombilicale prés de l'ombilic. L'ouverture principale est en forme d'arc extraombilical-oblical, bordée par une lèvre étroite. Les ouvertures supplementaires sont très larges et situées presque en bordure de l'ombilic.

Remarque : C'est la première fois que cette espèce soit décrite en Tunisie. Cette espèce a été rapportée par plusieurs auteurs à d'autres genres (Globorotalia, Rugoglobigerina, Thalmanninella, Ticinella), elle diffère de Rotalipora par sa périphérie non carénée et de Ticinella par ces ouvertures supplémentaires qui sont situées sur la marge ombilicale des loges et non pas sur les sutures.

SUPERFAMILLE: ROTALIPORACEA SIGAL, 1958 FAMILLE: ROTALIPORIDAE SIGAL, 1958

SOUS-FAMILLE: ROTALIPORINAE SIGAL, 1958 GENRE: Rotalipora BROTZEN, 1942

Le test est trochospiralé, de convexité variable à loges anguleuses et rhomboédriques, parfois fortement bombées. Le contour est peu lobé a lobé. En profil on distingue une seule carène se prolongeant le long des sutures spirales, parfois aussi le long des sutures ombilicales. L'ouverture principale extraombilicale-ombilicale, atteint parfois la périphérie. Les ouvertures supplémentaires sont ombilicales et suturales, situées contre la paroi adombilicale des loges successives ou contre les sutures (distale). L'ombilic est étroit ou large, parfois bordé par des bourrelets périombilicaux. Les sutures spirales ombilicales sont radiales ou arquées, déprimées ou en relief.

Certains auteurs ont confondu le genre Rotalipora avec le genre Globotruncana en se basant sur l'existence d'une seule carène et des ouvertures supplémentaires ombilicales (Gandolfi, 1942 ; Reichel, 1949 ; et d'autres), d'autres distinguent le genre

Thalmanninella lorsque les ouvertures supplémentaires sont ombilicales et considèrent que le genre Rotalipora est limité aux espèces à ouvertures supplémentaires suturales (Sigal, 1948 ;1958 ; Bellier, 1983) ensuite séparés par Maslakova (1963) sur le plan phylétique et par Longoria (1973) sur le plan morphologique.

Nous allons suivre dans ce mémoire Sigal (1958) et E.W.G.P.F (1979) en incluant ce genre dans Rotalipora.

1948 - Rotalipora cushmani (MORROW), Sigal, p1.1, fig. 2, pl. 2, fig. 1, p. 96-100

1959 - Rotalipora (Rotalipora) turonica BROTZEN et TAPPAN, pl. 8, fig. 1-10, p.297

1983 - Rotalipora cushmani (MORROW), Bellier, pl. 5, fig. 5, 8, 10, 14. p. 47-49

L'espèce cushmani est caractérisée par un contour lobé et par la présence le plus souvent de quatre à cinq loges au dernier tour à croissance rapide. Du côté ombilical, les loges sont à section triangulaire, renflées, pincées latéralement et sont marquées par des sutures déprimées, montrant des ouvertures supplémentaires suturales. Du coté spiral, elles sont à section semi-circulaires et séparées par des sutures en relief.

Plusieurs auteurs admettent que Rotalipora cushmani se proche de Rotalipora montsalvensis , dont elle s'en distingue par un renflement plus important de ses loges, sa carène plus saillante, ses sutures en relief du côté spiral et un pincement caractéristique de la portion adomblicale des loges. Selon certains auteurs (E.W.G.P.F, 1979 ; Bellier, 1983), Rotalipora cushmani dérive probablement de R. montsalvensis.

L'extension totale de l'espèce définit la zone à R. cushmani. Elle indique le Cénomanien supérieur en abondance. Dans le matériel étudié de la coupe CES, nous avons reconnus la partie supérieure de cette zone marquée par la sous-zone à D. algeriana. L'espèce index disparaît dans l'échantillon CES-7. Toutefois, dans la coupe COK, nous avons reconnus la partie sommitale de la sous-zone à R. greenhornensis. Dans cette coupe R. cushmani disparaît dans l'échantillon COK-38.

1956 - Thalmanninella greenhornensis (MORROW), Brönnimann et Brown, pl. 20, fig.7-9

1959 - Rotalipora (Thalmanninella) greenhornensis KLAUS, pl. 2, fig. 3a-c, p. 805

1964 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), Loeblich et Tappan, fig. 4a-c,p. c661.

1979 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), E.W.G.P.F, fig 1-2; pl. 13, fig 1-2, p.85, 112

1983 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), Gargouri-Razgallah, p.142, pl.24, fig.7

1987 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), Ben Haj Ali, pl. 7, fig. 1-3, 7-9, p. 103

1998 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), Rami, pl. 9, fig. 8-9; pl. 10, fig. 1

2001 - Rotalipora greenhornensis (MORROW), Keller et al., fig. 10, 3-4, p. 408

Rotalipora greenhornensis présente un test formé par un grand nombre de loges pétaloïdes, la plus part du temps le dernier tour comporte sept loges, séparées par des sutures spirales et ombilicales arquées et en relief soulignées par un bourrelet. Les ouvertures supplémentaires sont intra-ombilicales et parfois suturales entre les deux dernières loges. En profil, l'espèce greenhornensis, se distingue par une convexité plus forte du côté ombilicale. La face spirale a tendance à s'aplatir. Rotalipora greenhornensis diffère de R. brotzeni par un profil plus nettement dissymétrique, un nombre de loges au dernier tour plus élevé (pouvant atteindre 10 loges chez les formes évoluées) et un ombilic plus large.

Rotalipora greenhornensis se trouve en association avec Rotalipora cushmani qui est de même extension stratigraphique, c'est-à-dire du Cénomanien supérieur. Elle est très répandue dans le domaine téthysien. Certains pensent qu'elle aboutit au Turonien inférieur (Saint-Marc, 1974)

1949 - Globotruncana (Rotalipora) montsalvensis MORNOD, p. 585, fig. 4,7 1978 - Rotalipora montsalvensis (MORNOD), Wonders, p. 135, pl. 4, fig. 1-2. 1979 - Rotalipora montsalvensis (MORNOD), EWGPF, p. 95, 98, pl. 15, fig. 1-2. 1994 - Rotalipora montsalvensis (MORNOD), Premoli Silva et Sliter, pl. 6, fig. 8, pl.8, fig.5 1998 - Rotalipora montsalvensis (MORNOD), Rami, pl. fig.

2004 - Rotalipora montsalvensis (MORNOD), Keller et Pardo, pl.1, fig.9 et 11, p.97

Cette espèce diffère de R. cushmani par des sutures plus renflées sur la face spirale.

R. montsalvensis est connue du Cénomanien moyen. Toutefois elle disparaît peu avant R. cushmani et R. greenhornensis. Dans la coupe CES, cette espèce disparaît au-delà de l'échantillon CES-2 et dans la coupe COK, elle disparaît au-delà de l'échantillon COK-

SUPERFAMILLE: GLOBOTRUNCANACEA BROTZEN, 1942 FAMILLE: GLOBOTRUNCANIDAE BROTZEN, 1942

SOUS-FAMILLE : GLOBOTRUNCANINAE BROTZEN, 1942 GENRE : Marginotruncana HOFKER, 1956

Espèce - Type : Rosalina (=Marginotruncana) marginata REUSS, 1845 Synonymie du genre :

Les représentants de ce genre présentent un test trochospiralé qui peut être plano-convexe ou biconvexe en ayant un contour généralement subcirculaire ou lobé. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale où l'ombilic est relativement assez large (1/3 du

diamètre maximal du test). Les loges sont marquées par des ouvertures successives bordées par des portici de forme triangulaire formant des ouvertures accessoires infralamellaires. En profil, les loges sont soulignées par deux carènes généralement séparées par un bandeau périphérique imperforé. Les sutures sont le plus souvent sigmoïdes et en relief sur la face ombilicale. Sur la face spirale elles sont arquées et en relief. Ainsi Marginotruncana se rapproche de Dicarinella par ses deux carènes et la position de l'ouverture principale et de Globotruncana par sa double carène. Elle diffère de la première par la présence de plusieurs sutures ombilicales sigmoïdes et en relief et de la deuxième par son système ombilical qui est à portici et non à tegilla.

1994 - Marginotruncana renzi (GANDOLFI), Premoli Silva & Sliter, pl. 13, fig. 1,7

L'espèce renzi est caractérisée par une trochospire basse à test biconvexe généralement symétrique en profil. Le profil est souligné par la présence de deux carènes étroitement accolées dont une seule persiste sur les deux dernières loges ou seulement sur la dernière. Sur la face ombilicale, les loges sont à section trapézoïdales, allongées dans le sens de l'enroulement et faiblement bombées séparées par des sutures en forme de U qui sont soulignées par un bourrelet sigmoïde saillant se prolongeant au bord de l'ombilic. Sur la face spirale, les sutures sont en revanche courbes, obliques entre les premières loges et soulignées par un bourrelet saillant. L'ouverture principale est extraombilicale-ombilicale où l'ombilic est recouvert par des portici.

L'espèce renzi apparaît avec Helvetoglobotruncana helvetica du Turonien inférieur à moyen. Elle disparaît au Santonien basal. Dans la coupe CES comme la coupe COK, elle apparit en même temps que H. helvetica.

CONCLUSION GÉNÉRALE

Cette étude nous a permis d'aboutir aux conclusions suivantes : Sur le plan faciès :

Dans les dépôts de l'intervalle Cénomanien Turonien, nous avons reconnu 33 espèces de Foraminifères planctoniques se répartissant en 12 genres et 6 familles. Parmi ces espèces, quatre sont signalées pour la première fois en Tunisie. Il s'agit de : Guembelitria cenomana (KELLER, 1935), Guembelitria albertensis STELCK & WALL, 1954 ; Anaticinella multiloculata (MORROW, 1934) et Globigerinelloides bentonensis (MORROW, 1934).

En adoptant la méthodologie de la biostratigraphie de haute résolution, nous avons pu préciser les dépôts de 3 Zones que nous avons subdivisées en 5 sous-zones :

Les épaisseurs de ces différentes zones et sous-zone ce sont revélées inégales d'une région à une autre impliquant des taux de sédimentation et/ou de subsidence différentielle.

Par l'étude paléoécologique que nous avons accomplie, qui consiste en l'analyse des morphotypes et des fréquences des différentes espèces de Foraminifères planctoniques, nous a conduit de mettre en évidence quatre phases successives dans le comportement des Foraminifères planctoniques en relation avec le développement de l'événement anoxique du passage Cénomanien Turonien « EAO-2 »

- Une première phase coincidant avec la partie supérieure de la zone à Rotalipora cushmani durant laquelle l'association très diversifiée est de stratégie K.

- Une deuxième phase coincidant avec la partie terminale de la zone à Rotalipora cushmani durant laquelle les Rotalipores sont encore présentes mais la faune est dominée par les Hétérohélicidés. Cela évoque l'installation de la ZOM.

- Une troisième phase après l'extinction des Rotalipores. L'association devient de stratégie r ; elle est dominée par les Guembelitriidés. Ces taxons qualifiés d'opportunistes atteignent une fréquence de 30 % de l'association.

- Une quatrième phase coincidant avec la zone à Helvetoglobotruncana helvetica évoquant la tendance des conditions initiales.

Vu l'intérêt économique de la Formation Bahloul en tant que Roche mère de pétrole, cette dernière mérite d'être travaillée sur plusieurs plans et suivant le modèle de la biostratigraphie de haute résolution. Ceci permettrait de mieux comprendre le déroulement des différentes phases ayant abouti aux conditions eutrophiques et anoxiques notamment de la période du passage Cénomanien-Turonien. De ce fait, une étude des isotopes stables C13 et O¹⁸ serait bénéfique. En outre, les différents faciès riches en matière organique de la Formation Bahloul, notamment le faciès siliceux, devrait être étudié d'avantage et comparé avec le Livello Bonarelli en Italie sur tous les plans. Une cartographie numérique en 3D des faciès de l'intervalle Cénomanien - Turonien et leurs environnements de dépôt devrait être aussi élaborée.

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ZHAO X, ANTRETTER M., RIISAGER P. and HALL S. (2004) - Rock magnetic results from Ocean Drilling Program Leg 192: implications for Ontong Java Plateau emplacement and tectonics of the Pacific. pp. 1-21, internet

1-2 : Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), Cénomanien supérieur, échantillon CES-2

4-6 : Guembelitria albertensis STELCK & WALL, échantillon CES-31 7-8 : Guembelitria sp, échantillon CES-42

1-2 : Heterohelix reussi (CUSHMAN), passage Cénomanien Turonien, échantillon CES-32

3-4 : Heterohelix navarroensis LOEBLICH, passage Cénomanien Turonien, échantillon CES-32

5-6 : Heterohelix moremani (CUSHMAN), passage Cénomanien Turonien, échantillon CES-32

7-8 : Heterohelix pulchra (BROTZEN), passage Cénomanien Turonien, échantillon CES-32

1-3 : Hedbergella delrioensis (CARSEY), Cénomanien supérieur, échantillon COK-26

4-6 : Clavihedbergella simplex (MORROW), Cénomanien supérieur, échantillon COK-26

6-8 : Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO), passage Cénomanien Turonien, échantillon, CES-56

10-11 : Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, Cénomanien moyen, échantillon CES-1

5 : Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN), Cénomanien moyen, échantillon CES-2

6 : Globigerinelloides ultramicra (SOBBOTINA), passage Cénomanien Turonien, échantillon COK-42

7-8 : Anaticinella multiloculata (MORROW), passage Cénomanien Turonien, échantillon COK-51

11-12 : Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), Cénomanien moyen échantillon COK-18

3 : Hedbergella planispira (TAPPAN), Cénomanien supérieur échantillon COK-44

6 : Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), Turonien inférieur, échantillon CES-63

7, 8 : Pseudodictyomitra pseudomacrocephala (SQUINABOL), passage Cénomanien Turonien, échantillon COK-38

1 : Filaments longs et minces à disposition imbriquée et enchevêtrée enveloppant une vésicule à remplissage sparitique que nous rapportant à des débris de coquille de lamellibranche pélagique. (x80), échantillon COK-28

2 : Globigerinelloides bentonensis en section équatoriale, associé à une faune benthique et des calcisphaerulidae (x80), COK-29

4 : Whiteinella archaeocretacea, Hedbergella delrioensis, Heterohelix sp (x80), COK-29

2,3 - Clavihedbergella simplex (x80) : 2- section subspirale, 3- section subombilicale (dans les deux cas le contour du test est fortement lobé et la dernière loge est allongée radialement). COK-24

4,5,6 - Guembelitria cenomana : 4 - section subaxiale (x100) ; 5 - section terminale dans laquelle on observe les trois dernières loges (x400) ;

7- Faciès bréchique à faune benthique cassée, à Textularia sp., radiole d'Echinide (x80), COK-37

1,2,5 : Sphaerellaria associée à des filaments et des Calcisphaerulidae (Pithonella ovalis et P. sphaerica) (x80), COK-34

3,4,6 : Nassellaria associée à des filaments et des Calcisphaerulidae (Pithonella ovalis et P. sphaerica) (x80), COK-34

Heterohelix moremani (CUSHMAN, 1938) Heterohelix navarroensis LOEBLICH, 1951 Heterohelix pulchra (BROTZEN, 1936) Heterohelix reussi (CUHMAN, 1938) Guembelitria cenomana (KELLER, 1935) Guembelitria albertensis STELCK et WALL, 1954 Globigerinelloides bentonensis (MORROW, 1934) Globigerinelloides ultramicra (SUBBOTINA, 1949) Clavihedbergella simplex (MORROW, 1934) Hedbergella delrioensis (CARSEY, 1926) Hedbergella planispira (TAPPAN, 1940) Whiteinella aprica (LOEBLICH & TAPPAN, 1961) Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, 1967 Whiteinella aumalensis (SIGAL, 1952) Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN, 1969 Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN, 1961) Whiteinella inornata (BOLLI, 1957) Whiteinella paradubia (SIGAL, 1952) Whiteinella praehelvetica (TRUJILLO, 1960) Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER, 1931) Praeglobotruncana gibba KLAUS, 1960 Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI, 1942) Dicarinella algeriana (CARON, 1966) Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA, 1962) Dicarinella imbricata (MORNOD, 1949) Helvetoglobotruncana helvetica (BOLLI, 1945) Anaticinella multiloculata (MORROW, 1934) Rotalipora apenninica (RENZ, 1936) Rotalipora cushmani (MORROW, 1934) Rotalipora greenhornensis (MORROW, 1934) Rotalipora montsalvensis (MORNOD, 1949) Marginotruncana renzi (GANDOLFI, 1942) Marginotruncana sigali (REICHEL, 1950)

Pseudodictyomitra carpatica, Pseudodictyomitra pentacolensis Pseudodictyomitra pseudomacrocephala Pseudodictyomitra tiara Stichomitra communis

Biostratigraphie de haute résolution des foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien et impact de l'événement anoxique EAO- 2 sur ce groupe dans la marge sud de la Téthys. Exemple des régions de Jerissa et Bargou en Tunisie

Biostratigraphie de haute résolution desForaminifères planctoniquesdu passage Cénomanien - Turonienet impact de l'événement anoxique EAO-2 surce groupe dans la marge sud de la Téthys,exemple : régions de Jerissa et Bargou

Avant propos

TABLE DES MATIÈRES

CONCLUSION GÉNÉRALE

Liste des Figures et des Tableaux

PREMIÈRE PARTIE :

INTRODUCTION GÉNÉRALE

I - Généralités

1 - Les caractéristiques générales de l'Événement Anoxique Océanique durant la limite Cénomanien - Turonien (EAO-2)

2 - La Coupe Type et les Coupes les mieux étudiées au monde concernant la limite Cénomanien - Turonien

a - Le Niveau Bonarelli :

b - La coupe de Pueblo :

II - La limite Cénomanien - Turonien en Tunisie

a - L'Algérie

b - Le Maroc

c - L'Espagne

d - La France

e - L'Italie

IV - Objectif du travail

V - Matériel et méthode

DEUXIÈME PARTIE :

DESCRIPTION DES FACIÈS ET ENVIRONNIMENTS

DE DÉPÔTS

I - Introduction

A - ÉTUDE DE LA COUPE D'OUED ES SMARA : CES

1 - Historique des travaux antérieurs

3 - Coupe d'Oued Es Semara (CES)

B - ÉTUDE DE LA COUPE DE OUED EL KHARROUB : COK

1 - Travaux antérieurs

2 - Cadre géographique et géologique a -Cadre géographique

II - Interprétation des environnements de dépôts

TROISIÈME PARTIE

BIOSTRATIGRAPHIE

I - Biostratigraphie

A - Biozonation des Foraminifères planctonique du passage Cénomanien - Turonien.

1 - Historique

2 - Biozonation des Foraminifères planctoniques

QUATRIÈME PARTIE :

PALÉOÉCOLOGIE DES FORAMINIFÈRES

PLANCTONIQUES ET DES RADIOLAIRES DU

PASSAGE CÉNOMANIEN - TURONIEN

A - Paléoécologie des Foraminifères planctoniques du passage Cénomanien - Turonien

1) Introduction

2) Paléoécologie des Foraminifères planctoniques de l'intervalle du passage Cénomanien - Turonien.

3) Les indicateurs paléoécologiques du passage Cénomanien - Turonien de la coupe d'Oued Es Smara (CES)

1) Assemblage de Foraminifères planctoniques diversifiés dans une masse d'eau

stratifiée

2) L'installation de la ZOM et prolifération des Heterohelicacea

3) Expansion de la ZOM, hypoxie - anoxie et multiplication des opportunistes

4) Retour aux conditions normales : renouvellement faunique

B - Paléoécologie des Radiolaires du passage Cénomanien - Turonien.

CINQUIÈME PARTIE

SYSTÉMATIQUE DES FORAMINIFÈRES

PLANCTONIQUES DU PASSAGE CÉNOMANIEN -

TURONIEN

CONCLUSION GÉNÉRALE

Biostratigraphie de haute résolution des
Foraminifères planctoniques
du passage Cénomanien - Turonien
et impact de l'événement anoxique EAO-2 sur
ce groupe dans la marge sud de la Téthys,
exemple : régions de Jerissa et Bargou