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Un dépôt évaporitique du Miocène supérieur dans le Sud tunisien : une conséquence de la crise messinienne ?

An evaporitic deposit dating from the Upper Messinian in southern Tunisia: a consequence of the Messinian crisis?
Abdeljalil Sghari
p. 279-294

Résumés

La Tunisie est exposée aux différentes variations eustatiques de la Méditerranée ; les conséquences géologiques et géomorphologiques de ce phénomène sont multiples. Nous avons montré récemment (Sghari et al., 2008 ; Sghari, 2009) et ce, pour la première fois, que la crise de salinité messinienne (CSM ; 5,96-5,33 Ma) avait intensifié la dynamique d’érosion/sédimentation puis nous avons mis en évidence l’extension considérable de la transgression pliocène dans le Sud tunisien. Dans cet article, nous ajoutons un événement sédimentologique continental durant le Messinien supérieur du Sud tunisien. Au cours de la CSM, l’aridité a atteint un stade remarquablement exprimé par la formation d’une dalle évaporitique dans le synclinal de Bou Omrane, région de Gafsa. De nombreuses conditions ont été réunies (endoréisme, confinement, évaporation intense, disponibilité de roches salifères dans la série géologique antérieure) pour que ce chott puisse se former puis permettre un important stockage de gypse continental alors que dans le même temps se déposaient d’importantes quantités de sel dans les fosses profondes de la Méditerranée.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 1er décembre 2010, accepté le 31 août 2011.

Texte intégral

Introduction

1Les expressions géomorphologiques de la crise de salinité messinienne (CSM) sont multiples mais surtout d’ordre dynamique, à travers l’intensification de l’érosion dans des zones découvertes par la mer, suite à l’abaissement rapide du niveau marin, ou en domaine continental en relation avec le bassin méditerranéen. Après la mise en évidence de la CSM par K.J. Hsü et al. (1973), un intérêt particulier a été accordé au fonctionnement des bassins fluviaux dans des régions s’ouvrant sur la Méditerranée septentrionale (Clauzon, 1982, 1990 ; Clauzon et al., 1990 ; Mocochain, 2007). C’est le cas du sud-est français où un certain nombre de recherches géomorphologiques ont apporté de nouvelles et remarquables précisions sur le comportement des grands fleuves tels que le Rhône face à l’effondrement spectaculaire de leur niveau de base qu’était la Méditerranée (Clauzon, 1982, 1990 ; Clauzon et al., 1990, 1996). Face à cette crise eustatique sans précédent, les fleuves et leurs affluents se sont trouvés dans l’obligation de s’encaisser sur place avant d’entraîner un important phénomène d’érosion régressive à l’origine du creusement de profonds canyons (Clauzon, 1982 ; Mocochain, 2007).

2Le territoire tunisien, malgré une situation géographique le rendant propice à l’enregistrement de la CSM, n’a fait l’objet que de quelques études géologiques et géomorphologiques permettant de retracer cet événement remarquable. Largement étendus en Tunisie centrale et méridionale, les sédiments continentaux d’âge messinien ont toujours été intégrés dans une série « mio-pliocène » (Castany, 1953) et le membre supérieur intercalé entre le Tortonien et le Quaternaire a été classé par P.-F. Burollet (1956) dans la « formation Ségui ». Celle-ci a attiré notre attention (Sghari, 1991) par la présence régulière de gypse dans la totalité des sédiments dont l’épaisseur peut atteindre 500 m. Ces sédiments affichent un faciès fluvio-deltaïque marqué par la présence fréquente de figures sédimentaires (i.e., chenaux argileux, bancs sableux) indiquant un réseau hydrographique peu organisé. Complétant ces observations géomorphologiques, l’analyse morphoscopique montre une très nette prédominance des grains de quartz cassés significatifs d’une forte énergie du milieu (Sghari, 1991). Mais l’idée de rattacher ces dépôts à la CSM s’est véritablement concrétisée quand les résultats des analyses biostratigraphiques ont montré que des fossiles du sommet de la « formation du Segui », longtemps considérés comme remaniés, étaient en réalité bien en place et d’âge pliocène. Longtemps restée inexplorée en Tunisie, la CSM (Hsü et al., 1973) a donc eu plus de retentissements dans les travaux géologiques et géomorphologiques conduits dans les régions de la rive nord-méditerranéenne. Les travaux réalisés ultérieurement aux travaux de K.J. Hsü et al. (1973) ont surtout porté sur l’étude du faciès marin du Messinien de la plateforme tunisienne (Bismuth, 1984 ; Beseme et Kamoun, 1987 ; Gaaloul et Razghallah, 2008 ; Mannai-Tayech, 2006). Longtemps marginalisés en raison de leur faciès continental monotone et azoïque, les dépôts usuellement attribués au Mio-Pliocène continental du Sud tunisien pourraient faire l’objet, après notre découverte du Pliocène marin, d’une relecture, comme cela a été déjà le cas pour leurs analogues de la rive nord de la Méditerranée (Clauzon et al., 1996 ; Mocochain et al., 2006 ; Berggren, 2008 ; Garcia et al., 2009).

3En Tunisie, à cause de l’aridité messinienne, la continuité des transferts d’eau au cours du Messinien n’étant pas assurée en permanence, la sédimentation détritique s’est alors faite majoritairement en milieu continental, tout comme dans d’autres régions méditerranéennes (Fauquette et al., 2006 ; Costeur et al., 2007 ; Favre et al., 2007 ; Gladstone et al., 2007). Mais en dépit de cette crise climatique, en amont des vallées, l’érosion avait profondément affecté des reliefs en cours de formation. Dans le sud de la Tunisie, l’érosion régressive a été à l’origine de l’incision de plusieurs plis en cours de soulèvement et de nombreuses cluses ont été entaillées (Sghari et Mercier, 2010). La plupart d’entre elles se trouvent dans l’Atlas méridional tunisien (i.e., bassin de Gafsa).

4Cette note s’insère dans le prolongement d’une étude entamée depuis plusieurs années sur l’identification et la cinématique des principales modifications géomorphologiques imposées par la CSM et ses conséquences au Pliocène, dans un territoire vaste de plus de 50 000 km2 correspondant au Sahel et au sud tunisiens. Le caractère chaud et sec du climat durant cet événement exceptionnel que constitue la CSM reste pour l’instant hypothétique, à travers l’omniprésence des cristaux de gypse disséminés dans les limons et les sables des puissants dépôts deltaïques azoïques. Nos dernières prospections nous ont permis de comprendre pour la première fois la localisation et l’origine d’une formation gypseuse identifiée par A. Sghari (1991). En outre, la découverte du littoral Pliocène marin dans le sud tunisien permet d’approfondir la caractérisation du climat chaud et sec du Messinien. Ce dernier doit être replacé dans son contexte global, à savoir celui d’une région de l’Atlas saharien dans sa totalité en phase de déformation tectoniques et subissant une crise eustatique et climatique sans précédent.

Une dépression isolée depuis le Miocène inférieur

5La zone étudiée, la dépression de Bou Omrane, fait partie intégrante de la terminaison orientale de l’Atlas saharien tunisien qui surplombe les plaines littorales du Sahel méridional tunisien s’ouvrant directement sur la Méditerranée (fig. 1A). Elle s’intercale entre deux principaux massifs montagneux, le Jebel Orbata, qui culmine à 1 164 m, et le Jebel de Chemsi, qui culmine à 730 m en s’allongeant parallèlement à la première chaîne (fig. 1B). Il s’agit d’une dépression ceinturée par des massifs montagneux avec, à l’ouest, les jebels Orbata, Hamadi et Biadha ; à l’est, la chaîne de Chemsi-Belkhir dont le passage avec le Jebel Orbata se fait par le col du Jebel Ank et dont la terminaison septentrionale se fait par le Petit Jebel de Maizila (fig. 2 et fig. 3). Le fond de cette dépression est à une altitude de 250-350 m (i.e., sensiblement plus élevée que celle des plaines environnantes de Talah au nord-est et de Gafsa au sud-ouest). Depuis la dernière phase orogénique du Plio-Gélasien, la dépression de Bou Omrane est efficacement abritée des vents sahariens chauds, de sorte qu’elle ne présente pas aujourd’hui les caractéristiques d’une sebkha. En revanche, les dépressions salées prédominent dans les secteurs plus méridionaux, largement plus ouverts sur le Sahara et aux conditions optimales d’évaporation. De nombreuses sebkhas entourent la dépression de Bou Omrane comme celles de Sebkhet Naoual au nord-est, de Sebkhet sidi Mansour à l’est, de Chott el Guettar ou de Sebkhet el Melah près de Gafsa, qui forment ainsi une couronne autour de notre zone d’étude. Plus vers le sud s’étend l’un des plus grands chotts du monde : le chott el Jerid (fig. 1B et fig. 3).

Fig. 1 – Localisation de la Tunisie dans le bassin méditerranéen (A). Détail de la zone étudiée, intercalée entre deux chaînes de montagne, la chaîne de Gafsa au nord et la chaîne de Chemsi au sud (B)
Fig. 1 – Location of Tunisia in the Mediterranean basin (A). Detail of the study area, between two mountain chains: north Gafsa chain and south Chemsi chain (B)

Fig. 1 – Localisation de la Tunisie dans le bassin méditerranéen (A). Détail de la zone étudiée, intercalée entre deux chaînes de montagne, la chaîne de Gafsa au nord et la chaîne de Chemsi au sud (B)Fig. 1 – Location of Tunisia in the Mediterranean basin (A). Detail of the study area, between two mountain chains: north Gafsa chain and south Chemsi chain (B)

Une couronne de chotts et de sebkhas entoure le synclinal de Chemsi, plus élevé que le compartiment occidental (Sebkhet el Guettar) et le compartiment oriental (Sebket Naoual). 1 : Jebel ; 2 : dépression fermée et salée (sebkha) ; 3 : zone d’étude (Bou Omrane) ; 4 : tracé des profils topographiques in fig. 3 ; 5 : localisation des coupes in fig. 4, fig. 6 et fig. 7.
The Chemsi syncline higher than the western compartment (Sebkhet el Guettar) and the East bay (Sebkhet Naoual) is rounded by a belt of saline lakes and sebkhas. 1: Jebel; 2: closed, salty depression (sebkha); 3: study area (Bou Omrane); 4: location of topographic profiles in fig. 3; 5: location of the section in fig. 4, fig. 6 and fig. 7.

Fig. 2 – Carte des principales structures géologiques de l’Atlas méridional tunisien et des limites des chotts et sebkhas (A). Carte géologique du synclinal d’Orbata-Chemsi (Tunisie méridionale) réalisé à partir de la carte géologique au 1/200000 (B)
Fig. 2 – Map of the main geological structures of the southern Tunisian Atlas and limits of chotts and Sebkhas (A). Geological map of the Orbata Chemsi syncline (southern Tunisia) derived from the 1:200000 geological map (B)

Fig. 2 – Carte des principales structures géologiques de l’Atlas méridional tunisien et des limites des chotts et sebkhas (A). Carte géologique du synclinal d’Orbata-Chemsi (Tunisie méridionale) réalisé à partir de la carte géologique au 1/200000 (B) Fig. 2 – Map of the main geological structures of the southern Tunisian Atlas and limits of chotts and Sebkhas (A). Geological map of the Orbata Chemsi syncline (southern Tunisia) derived from the 1:200000 geological map (B)

A noter le remplissage messinien inclus dans le Mio-Pliocène (en gris clair).
Note that Messinian deposit is included in the Mio-Pliocene.

Fig. 3 – Physiographie de la dépression de Bou Omrane (voir aussi fig. 1B)
Fig. 3 – Topographical features of the depression of Bou Omran (see also fig. 1B)

Fig. 3 – Physiographie de la dépression de Bou Omrane (voir aussi fig. 1B)Fig. 3 – Topographical features of the depression of Bou Omran (see also fig. 1B)

A : Dépression de Bou Omrane enserrée entre deux massifs montagneux orientés SW-NE. B : Topographie au sud-ouest et au nord-est de la dépression de Bou Omrane.
A: Depression of Bou Omrane between two mountains oriented SW-NE. B: Topographic elements in the southwest and northeast of the depression of Bou Omran.

6Dans la dépression de Bou Omrane, le réseau hydrographique actuel se distingue de celui des régions limitrophes par l’absence d’artère ou de collecteur principal, la faible densité de drainage et l’insignifiance de l’incision dans cette dépression, qui fait office de bassin-versant entouré par des reliefs imposants (cf. supra). L’hypothèse pour expliquer cette originalité est essentiellement d’ordre géomorphologique, en relation avec l’arrêt de la subsidence du bassin de Bou Omrane depuis la fin du Pliocène. Cette hypothèse vaut également pour justifier l’absence de plusieurs modelés et formations quaternaires, tels les grands glacis du Pléistocène inférieur scellés par des coûtes calcaires, par ailleurs observés dans des secteurs proches de Bou Omrane, les cônes de déjection du Pléistocène moyen ou les limons du Pléistocène supérieur décrits par R. Coque (1962) et A. Sghari (1991). En revanche, la subsidence est toujours active dans les bassins limitrophes dont les épicentres sont occupés par des sebkhas (fig. 1B et fig. 3). Les eaux pluviales s’écoulent donc aisément vers les zones basses. Ces dernières constituent des zones d’accumulation sédimentaire dans lesquelles le réseau hydrographique n’a pas réussi à s’encaisser. Les écoulements se font souvent en nappe sur des terrains inondables. L’hydronyme oued kébir (grand oued) est trompeur car il fait référence aux grands oueds seulement présents dans la région de Gafsa.

7La géologie de la dépression de Bou Omrane est parfaitement conforme à celle de l’Atlas saharien tunisien, avec une épaisse série sédimentaire en structure plissée, composée de la succession suivante : argiles salifères du Trias ; alternances argilo-calcaires du Jurassique ; sables et grès sur lesquels repose la puissante série calcaire et marneuse du Crétacé inférieur. Les terrains éocènes affleurent largement dans le Jebel Chemsis sous la forme de calcaires, de marnes et de gypse. La structure est contrôlée par de deux accidents tectoniques majeurs (Burollet, 1956 ; Coque, 1962 ; Zargouni, 1985 ; Sghari, 1991) : la faille sud-atlasique, affectant les plis méridionaux de l’Atlas saharien à environ 200 km au sud de la zone d’étude, et la faille de Gafsa située à proximité du bassin de Bou Omrane, d’ampleur régionale et de rejet vertical de plus de 1000 m est (fig. 4B). Les rejets répétés de la faille de Gafsa, en soulevant le compartiment nord et abaissé le compartiment sud, ont eu des impacts sédimentaires puisqu’ils ont contribué à réduire considérablement le remblaiement détritique miocène à proximité de la faille. C’est le cas par exemple des sables de Beglia, d’âge Langhien-Serravalien, et des argiles gypseuses marines ou lagunaires du Tortonien dont l’extension est considérable dans le bassin méridional de Gafsa mais qui, ne s’étendant pas au delà d’un seuil situé au niveau de l’actuel Jebel Ank, n’atteignaient donc pas la dépression de Bou Omrane (fig. 2A et fig. 4).

8Tous ces arguments permettent d’avancer que durant une grande partie du Miocène, la dépression synclinale de Bou Omrane a fonctionné indépendamment du bassin de Gafsa. Cet isolement s’est poursuivi durant le Messinien et le Pliocène. Ces deux périodes sont plus particulièrement étudiées ici car elles encadrent la CSM durant laquelle l’isolement a permis d’atteindre le stade de confinement, donnant lieu à la formation d’un dépôt d’évaporites. Les preuves d’une fermeture totale [i.e., au nord-est (Maizila) et au sud-ouest (Jebel Ank)] de la dépression de Bou Omrane sont toujours perceptibles (fig. 1B et fig. 2A). C’est l’une des causes déterminantes de la concentration exclusive des évaporites dans cette dépression.

Fig. 4 – Coupe géologique montrant la succession des couches géologiques plissées et l’emplacement des dépôts messiniens dans le synclinal de Bou Omrane (A). Coupe géologique longitudinale montrant l’affaissement des blocs occidental (bassin de Gafsa) et oriental (bassin de Naoual) et le soulèvement du bloc central (Bou Omrane ; B)
Fig. 4 – Geological section showing the sequence of folded strata and location of Messinian deposits in the Bou Omrane syncline (A). Longitudinal geological section showing the collapse of the western (Gafsa basin) and eastern (Naoual basin) compartments and elevation of the central compartment (Bou Omran; B)

Fig. 4 – Coupe géologique montrant la succession des couches géologiques plissées et l’emplacement des dépôts messiniens dans le synclinal de Bou Omrane (A). Coupe géologique longitudinale montrant l’affaissement des blocs occidental (bassin de Gafsa) et oriental (bassin de Naoual) et le soulèvement du bloc central (Bou Omrane ; B) Fig. 4 – Geological section showing the sequence of folded strata and location of Messinian deposits in the Bou Omrane syncline (A). Longitudinal geological section showing the collapse of the western (Gafsa basin) and eastern (Naoual basin) compartments and elevation of the central compartment (Bou Omran; B)

Localisation in fig. 1B. A – 1 : calcaires, sables et marnes sableusec de l’Aptien ; 2 : calcaires dolomitiques de l’Albien-Cénomanien ; 3 : marnes et gypses du Cénomanien-Turonien ; 4 : calcaires dolomitiques du Turonien ; 5 : argiles calcaires, phosphates et gypses de l’Eocène ; 6 : argiles gréseuses assez gypseuses (rouge à ocre, continentale) du Messinien ; 7 : argiles gréseuses beaucoup moins gypseuses (rouge à ocre, continental) du Messinien surmontées par le Pliocène marin (Sghari et Mercier 2008). B – Cette structuration est postérieure au Messinien au cours duquel s’est formé un chott à Bou Omrane (zone centrale de la coupe). 1 : argiles rouges de l’Aquitanien (Miocène inférieur) ; 2 : sables fluvio-deltaïques du Langhien-Serravalien (Miocène moyen) ; 3 : argiles vertes marines du Tortonien (Miocène supérieur) ; 4 : argiles gréseuses ocres légèrement gypseuses, conglomératiques au sommet du Messinien ; 5 : argiles limoneuses ocres très gypseuses (banc de 20 à 25 m de gypse), sous contrôle de la CSM ; 6 : argiles sableuses à huîtres (voir fig. 8 et fig. 9) mises en évidence par A. Sghari et J.-L. Mercier (2008).
Location in fig. 1B. A – 1: Aptian limestone, sand and sandy marl; 2: Albian-Cenomanian dolomitic limestone; 3: Cenomanian-Turonian clay and gypsum; 4: Turonian dolomitic limestone, 5: Eocene clay, limestone, gypsum and phosphate; 6: Messinian continental red ocher clayed sandstone including abundant gypsum; 7: Messinian continental red ocher clay sandstone including rare gypsum recovered by marine Pliocene (Sghari and Mercier, 2008). B – This structure is post-Messinian during which Chott Bou Omrane formed (central zone of the section). 1: Aquitanian (Lower Miocene) red clay; 2: Langhian-Serravalien (Middle Miocene) fluvio-deltaic sands; 3: marine Tortonian (Upper Miocene) green clay; 4: Messinian ocher sandy clay with rare gypsum and conglomerate at the top; 5: silty clay including abundant gypsum (thickness of gypsum: 20-25 m) under control of the MSC; 6: sandy clay with oysters (see fig. 8 and fig. 9) revealed by A. Sghari and J.-L. Mercier (2008).

La CSM et ses conséquences en Tunisie méridionale

9Ouvert à la fois sur les bassins occidental et oriental de la Méditerranée (fig. 1A), le territoire sur lequel se trouve aujourd’hui la Tunisie a subi les effets des variations eustatiques. La plus ample variation eustatique, mise en évidence par K.J. Hsü et al. (1973), est incontestablement celle provoquée par la CSM, en lien avec une crise eustatique déclenchée dès l’arrêt des communications entre la Méditerranée et l’Atlantique, consécutivement à la fermeture du détroit de Gibraltar entre 5,96 Ma et 5,33 Ma. C’est l’un des événements marquants de l’histoire de la Méditerranée, associé à la tectonique, la sédimentogenèse, la stratigraphie et la géomorphogenèse. G. Clauzon et al. (1996) ont proposé un schéma d’évolution de la CSM dont on rappelle ici les principaux temps forts : début de la CSM vers 7,25 Ma ; prolongement au Messinien par la crise eustatique liée à l’effondrement du niveau marin. L’abaissement du niveau marin, de 1 500 m dans le bassin occidental et de 1 500-2 000 m dans le bassin oriental de la Méditerranée, a eu des effets morphologiques majeurs : sur la rive nord et dans les régions humides abondamment alimentés par les fleuves, l’érosion régressive a creusé d’impressionnants canyons (Rhône, Var, Tech, Têt, Orb, Hérault, Durance...) qui se sont transformés en rias lors de la transgression du Zancléen. Des analyses biostratigraphiques réalisées dans le nord de la Tunisie sur le Messinien marin (Beseme et Kammoun, 1987 ; Mannai-Tayech, 2006 ; Gaaloul et Razghallah, 2008) ont apporté des éléments de précision concernant la biostratigraphie marine de la CSM.

10Le Messinien de la zone continentale du Sud tunisien n’a pas fait l’objet de recherches géologiques et géomorphologiques. Pourtant, de nombreux arguments comme les basses altitudes, le caractère endoréique des cours d’eau au Messinien et l’ouverture de vastes plaines sur la Méditerranée montrent que la CSM a largement bouleversé les zones continentales situées en arrière des lignes de rivage. D’autant plus que de nombreux événements géomorphologiques, sédimentaires et paléoclimatiques se rapportant à cette période mio-plio-quaternaire demeuraient obscurs malgré de nombreuses études ayant abordé la caractérisation du Villafranchien sous l’angle de la chronostratigraphie (Vaufray, 1934 ; Laffite et Dumone, 1948 ; Coque, 1962 ; Coque et Jauzein, 1965 ; Ben Ouezdou, 1987 ; Sghari, 1991), celui des croûtes et encroûtements calcaires et gypseux (Coque, 1962), de l’âge de l’entaille des cluses, et de leur concentration dans le sud-ouest tunisien (Coque, 1962 ; Sghari, 1991) ou de la formation des chotts et des sebkhas (Coque, 1962 ; Amari et Bedir, 1989). L’éclaircissement de ces différents points, du fait de leur importance pour la compréhension de la géomorphologie du Sud tunisien, passait par une nouvelle analyse des sédiments mio-pliocènes. Des faunes marines pliocènes avaient déjà été identifiées dans de nombreuses localités (Sghari et al., 2008 ; Sghari, 2009 ; Sghari et Mercier, 2010). Les récentes déterminations biostratigraphiques et analyses sédimentologiques que nous avons effectuées ont permis de lever l’ambiguïté sur l’enregistrement des étapes de la CSM avec toutes ses conséquences eustatiques, géologiques, paléogéographiques et géomorphologiques.

11En effet, lors de fouilles effectuées dans les niveaux du sommet du Messinien et du conglomérat terminal, du reste longtemps considéré d’âge villafranchien (Coque, 1962), nous avons reconnu (Sghari, 1991) une biocénose composée essentiellement d’huîtres et, en particulier, de l’espèce littorale pliocène Ostrea lamellosa var. Offreti (Kilian, 1889), récoltées d’abord dans le Jebel Oum el Kecheb (fig. 5) puis sur plus de 20 sites dans le Sahel méridional et dans le bassin de Gafsa. Dès lors, cette découverte permet de reconstituer autrement l’évolution géomorphologique au Messinien et au Pliocène puis de la corréler avec les résultats issus des travaux réalisés sur la rive nord de la Méditerranée, en particulier avec ceux du bassin du Rhône et de l’Ebre. C’est dans ce cadre que les dépôts gypseux du Mio-Pliocène du Jebel Chemsi prennent toute leur importance.

Fig. 5 – Le Messinien et le Pliocène marin du Jebel Om el Kecheb (34°19”25N ; 8°27’34”E), 40 km au sud-ouest de Gafsa dans le Sud-ouest tunisien (A). Huîtres pliocènes (Ostrea lamellosa var. Offretti ; Kilian, 1889) longueur 5 cm (B)
Fig. 5 – Messinian and Pliocene marine deposits of Jebel Om el Kecheb (34°19’25”N; 8°27’34"E), 40 km southwest of Gafsa in the south-western part of Tunisia (A). Pliocene oysters (Ostrea lamellosa var. Offretti; Kilian, 1889) length 5 cm (B)

Fig. 5 – Le Messinien et le Pliocène marin du Jebel Om el Kecheb (34°19”25N ; 8°27’34”E), 40 km au sud-ouest de Gafsa dans le Sud-ouest tunisien (A). Huîtres pliocènes (Ostrea lamellosa var. Offretti ; Kilian, 1889) longueur 5 cm (B) Fig. 5 – Messinian and Pliocene marine deposits of Jebel Om el Kecheb (34°19’25”N; 8°27’34"E), 40 km southwest of Gafsa in the south-western part of Tunisia (A). Pliocene oysters (Ostrea lamellosa var. Offretti; Kilian, 1889) length 5 cm (B)

Photos : A. Sghari et J.-L. Mercier, 2008.
Photos: Sghari and Mercier, 2008.

Un chott formé lors de la crise de salinité Messinienne

12En Tunisie, des faciès évaporitiques (gypse et anhydrite) avaient été signalés dans le golfe d’Hammamet (Gaaloul et Razgallah, 2008). En revanche, nous avons été les premiers à découvrir en 1985 la présence d’évaporites continentales énigmatiques, à les signaler entre 1985 et 1989 dans différents rapports trimestriels internes rédigés pour la Compagnie des Phosphates de Gafsa et le Projet de Cartographie Géologique du Bassin de Gafsa ou lors d’excursions scientifiques puis à les publier (Sghari, 1991 ; fig. 6). Notre coupe géologique du Jebel Chemsi (fig. 7) fut mentionnée dans les travaux géologiques des rapports sus-mentionnés et par des collègues ayant participé à la cartographie géologique de Gafsa (Mannaï-Tayech, 2006).

13Dans le Sud tunisien, les dépôts continentaux argilo-limoneux plus ou moins gypseux, azoïques, de couleur ocre à beige, de quelques centaines de mètres d’épaisseur, remblaient de vastes synclinaux (Burollet, 1956 ; Coque, 1962 ; Sghari, 1991). Ils sont l’expression d’un intense phénomène d’érosion affectant des structures tectoniques en cours de formation, qui formeront ultérieurement (au Pliocène) le corps de l’Atlas saharien. Au Messinien supérieur, des conditions optimales pour la concentration du gypse ont permis le dépôt d’une couche pouvant atteindre jusqu’à 25 m d’épaisseur (fig. 6). Cette épaisseur est unique et fait l’originalité de la dépression de Bou Omrane, qui a pu évoluer de façon indépendante par rapport aux régions environnantes. Sur le piémont septentrional du Jebel Chemsi, les coupes stratigraphiques levées dans les affleurements les plus complets de la série messinienne montrent que cette série, épaisse de 300 m, est composée, de bas en haut, des termes suivants (fig. 7) :
- a : calcaires dolomitiques et gypse de l’Eocène ;
- b : argiles sableuses vertes à oogones de characées, épaisses de 4 m et datant de l’Oligocène (Sghari, 1991) ;
- c : argiles gréseuses rouge-brique à taches blanches, carbonatées, épaisses de 20 m à 30 m et renfermant d’abondantes empreintes de gastéropodes continentaux pouvant être attribués à la « formation Messiouta » (Aquitanien ; Biely et al. 1972) ;
- d : 3 niveaux conglomératiques de 0,5-0,6 m d’épaisseur alternant avec des limons rouges de même épaisseur (épaisseur totale : 3 m), pouvant avoir une origine climatique ou tectonique du début du Messinien puisque ces niveaux conglomératiques reposent sensiblement en discordance de ravinement sur les argiles rouges aquitaniennes ;
- e : limons ocres monotones à cristaux de gypse (épaisseur totale : 110 m) ;
- f : 5 à 7 lames de gypse, ne dépassant pas chacune 7 cm d’épaisseur, interstratifiées dans des limons ocres (épaisseur totale 30 m ;
- g : gypse massif d’épaisseur variable (15-25 m) composé de 3 niveaux : un niveau basal (4 m d’épaisseur) composé de gypse fibreux consolidé, un niveau moyen (5-7 m d’épaisseur) composé de gypse friable saccharoïde et un niveau supérieur (6 m d’épaisseur) composé de gypse consolidé. Ce terme est comparable au terme « f » mais il comprend en plus des passées conglomératiques qui pourraient traduire une tectonique limitée (la répétitivité de ces passées conglomératiques semble être en rapport avec un mouvement de soulèvement lent associé à chaque fois à des processus d’érosion d’origine continentale des strates géologiques calcaires/calcaires dolomitiques d’âge tertiaire ou crétacé supérieur. Cependant, la nature limoneuse du matériel encaissant n’est pas commode pour des mesures de discordance. Pour se faire, il est indispensable de se déplacer sur quelques dizaines de kilomètres le long du flanc sud du Jebel Chemsi en sélectionnant des sites de mesure) ;
- h : limons ocres plus grossiers à passées conglomératiques et à rares lames de gypse (épaisseur totale : 100 m) ;
- i : conglomérat sommital mal cimenté et fortement érodé.

Fig. 6 – Vue générale de la couche de gypse dans les limons continentaux messiniens du piémont nord du Jebel Chemsi (A). Détail du gypse messinien (blanc) contrastant avec les limons ocres du Jebel Chemsi (nord ; B)
Fig. 6 – General view of the gypsum layer in the Messinian, continental silts northern piedmont of Jebel Chemsi (A).. Detail of the Messinian gypsum (white), opposed to reddish-brown silts in Jebel Chemsi (north; B)

Fig. 6 – Vue générale de la couche de gypse dans les limons continentaux messiniens du piémont nord du Jebel Chemsi (A). Détail du gypse messinien (blanc) contrastant avec les limons ocres du Jebel Chemsi (nord ; B)Fig. 6 – General view of the gypsum layer in the Messinian, continental silts northern piedmont of Jebel Chemsi (A).. Detail of the Messinian gypsum (white), opposed to reddish-brown silts in Jebel Chemsi (north; B)

Localisation sur la fig. 1B.
Location in fig. 1B.

Photo : A. Sghari.
Photo: A. Sghari.

Fig. 7 – Coupe du Miocène supérieur sur le piémont nord du Jebel Chemsi (Sud tunisien ; localisation in fig. 1B)
Fig. 7 – Section of the late Miocene in the northern foothills of Jebel Chemsi (southern Tunisia; location in fig. 1B)

Fig. 7 – Coupe du Miocène supérieur sur le piémont nord du Jebel Chemsi (Sud tunisien ; localisation in fig. 1B) Fig. 7 – Section of the late Miocene in the northern foothills of Jebel Chemsi (southern Tunisia; location in fig. 1B)

A : description générale de la coupe. B : Gypse messinien (terme g). C : Lames de gypse intercalées dans le Messinien limoneux (terme f). D : Conglomérat à la base du Messinien légèrement discordant sur l’Aquitanien (terme d).
A: General description of the section. B: Messinian gypsum (unit g). C: Gypsym laminae inserted in Messinian silt (unit f). D: Conglomerate at the base of the Messinian slightly discordant with Aquitanian (unit d).

14S’il apparaît que les couches gypseuses de l’Eocène constituent la principale origine des évaporites messiniennes, leur condition de mise en place dans la paléocuvette de Bou Omrane reste plus difficile à expliquer. En effet, la dissolution d’un important volume d’évaporites (fig. 8A) et leur stockage dans la cuvette de Bou Omrane (fig. 8B) au cours de la CSM nécessiteraient des quantités non négligeables d’eau pluviale, ce qui reste contradictoire avec ce que l’on sait du climat au cours du Messinien (Clauzon, 1982 ; Rouchy, 1982 ; Orszag-Sperber et al., 2000). Le premier épisode correspond au dépôt de plus de 5 m de gypse dans des conditions d’aridité intenses avant l’arrêt du phénomène qui permet la consolidation du dépôt à l’air libre. Le deuxième épisode correspond à la reprise d’une sédimentation évaporitique, peut-être effectuée sous une tranche d’eau salée à partir d’une altération des premières accumulations gypseuses (la présence prolongée d’eau probablement par émergence de la nappe souterraine n’a pas permis une cristallisation suffisante du CaSO4-2H2O). Le troisième épisode correspond à l’assèchement du chott de Bou Omarane et au durcissement des horizons supérieurs de la couche gypseuse continentale.

15L’intervention de la nappe phréatique pourrait alors être envisagée pour expliquer l’épaisseur du gypse accumulé au Messinien dans cette paléocuvette. Dans ce cas, l’eau de la nappe phréatique, assez proche de la surface chargée en sel, se serait évaporée, conduisant aux accumulations d’évaporites et, en particulier, celles de gypse (CaSO4-2H2O) et de chlorure de sodium (NaCl) mais aussi de carbonate de calcium (CaCO3). Ce phénomène caractérise les sebkhas actuelles, affectées par la remontée capillaire des eaux souterraines qui forment, à terme, des croûtes de sel (Tricart, 1979). C’est également le cas lorsque les sebkhas sont inondées par des eaux pluviales qui atteignent rapidement le seuil de saturation en sulfates auxquels peuvent être associés des carbonates. Très vite, le gypse commence à précipiter et des plaques de gypse ou de halite cristallisés peuvent se former et durcir eu égard à la présence du calcaire (Pierre et Ortlieb, 1980). Pour D.J. Shearman (1971), l’habitus cristallin du gypse est le plus souvent celui de cristaux allongés ou de prismes trapus souvent maclés, formes caractéristiques d’une cristallisation sous-aquatique. Dans le cas des évaporites de Bou Omrane, des analyses géochimiques approfondies pourraient préciser leur composition minéralogique et les conditions du milieu de cristallisation.

Fig. 8 – Paléoenvironnements contemporains de la CSM et formation du paléochott de Bou Omrane (A). Bloc diagramme de la chronostratigraphie messinienne dans la dépression de Bou Omrane (B)
Fig. 8 – Palaeoenvironments during the MCS and palaeochott of Bou Omran (A). Diagram block of the Messinian chronostratigraphy in Bou Omran depression (B)

Fig. 8 – Paléoenvironnements contemporains de la CSM et formation du paléochott de Bou Omrane (A). Bloc diagramme de la chronostratigraphie messinienne dans la dépression de Bou Omrane (B)Fig. 8 – Palaeoenvironments during the MCS and palaeochott of Bou Omran (A). Diagram block of the Messinian chronostratigraphy in Bou Omran depression (B)

1 : gypse et marnes (Crétacé) ; 2 : dolomies, calcaires et marnes (Crétacé) ; 3 : calcaires (Eocène) ; 4 : gypse (Eocène) ; 5 : argiles rouges encroûtées (Oligo-Miocène). Messinien à l’apogée de la crise. 6 : limons ; 7 : gypse continental déposé lors de la CSM.
1: gypsum and marl (Cretaceous); 2: dolomitic limestone and marl (Cretaceous); 3: limestone (Eocene); 4: gypsum (Eocene); 5: red encrusted clay (Oligo-Miocene). Messinian at the maximum of the MCS. 6: silt; 7: continental gypsum deposited during the MCS.

Chronologie simplifiée des événements messiniens

16La série de Bou Omrane est continentale et azoïque, sa datation faunistique est impossible : nous tenterons donc une approche stratigraphique puis chronostratigraphique. Par ailleurs, une discordance d’environ 13 Ma de l’Aquitanien au Messinien implique une émersion précoce et l’existence d’une phase d’érosion à la base du Messinien (niveau d) ; le Pliocène n’étant pas identifié dans cette coupe, cette série, sans références au mur ni au toit mais caractérisée par son banc de gypse, est très difficilement datable.

Situation probable des gypses de Bou Omrane dans le Messinien péri-méditerranéen : discussion

17Un état des lieux et une synthèse ont été proposés (CIESM, 2007 ; Roveri et al., 2008). J.-M. Rouchy et A. Caruso (2006) ont fait la synthèse des travaux réalisés en zone méditerranéenne continentale et marine ; cinq schémas différents ont été identifiés par ces auteurs. De ces descriptions, aucune ne correspond complétement avec l’affleurement décrit à Bou Omrane : certaines sont proches, d’autres sont plus éloignées. Néanmoins, quelques accords existent : sur le début du Messinien à 7,246 Ma (Hilgen et al., 2000) ; sur le début des évaporites à 5,96 Ma (Krijgsman et al., 1999). Le dernier accord porte sur la transgression pliocène (Zancléen) datée à 5,33 Ma (Van Couvering et al., 2000), ceci étant dû à la rapidité de l’ouverture du détroit de Gibraltar et à la brutalité du remplissage du bassin méditerranéen.

18Les différends entre auteurs sont dus à 1) des conceptions générales différentes, 2) des espaces différents, 3) une tectonique différente. W. Krijgsman et al. (1999) donnent les épaisseurs de sédiments pré-évaporites : 125 m à Sorbas, 31 m à Gavdos (Grèce) et 50 m en Sicile, ces grandeurs correspondant à celles de Bou Omrane (niveaux d-e-f). Ces auteurs décrivent les évaporites marginales superposées aux évaporites profondes : la durée de dépôt des évaporites supérieures est de 175 ka mais ce schéma ne s’applique pas à Bou Omrane. Le schéma proposé par J.-M. Rouchy (1982) et J.-M. Rouchy et J.-P. Saint-Martin (1992) sépare plusieurs niveaux d’évaporites profondes d’un niveau d’évaporites supérieures : ce second schéma ne s’applique pas à Bou Omrane. Les schémas de G. Clauzon et al. (1996), R.W.H. Butler et al. (1995, 1999) et R. Riding et al. (1998) s’appliquent mieux car ils séparent la sédimentation évaporitique des bassins profonds de la sédimentation marginale. Pour G. Clauzon et al. (1996), les évaporites marginales s’installent au début de l’abaissement du niveau marin à 5,96 Ma et sont antérieures de 260 ka aux évaporites profondes ; pour R.W.H. Butler et al. (1995), un niveau d’évaporites s’établit antérieurement à la fermeture de la méditerranée vers 6,88 Ma ; un second niveau s’établit à la fois dans les fosses profondes et dans des sous bassins continentaux entre 5,8 et 5,5 Ma ; un troisième niveau évaporitique correspond à la fin du Messinien. La dépression de Bou Omrane et le bassin de Sicile ont des caractéristiques communes : ils sont localisés dans une petite unité synclinale affectée d’une tectonique synsédimentaire. Pour R. Riding et al. (1998), qui décrivent le petit bassin marginal de Sorbas (Espagne), le système comporte une phase d’évaporites périphériques, la seconde correspondant aux évaporites profondes la troisième à la restauration de la circulation marine avec le dépôt des gypses de Yesares. Pour Bou Omrane, l’intérêt de cette construction comme de la précédente est la présence d’évaporites continentales antérieures à la crise de salinité principale ; à l’opposé, à Bou Omrane, la présence de 110 m de sédiments continentaux (niveaux h-i) au-dessus du niveau évaporitique s’oppose aux interprétations de R.W.H. Butler et al. (1995) et à celle de R. Riding et al. (1998). Dans ces deux derniers cas, il s’agit d’interprétations géographiques limitées au centre de la Sicile pour R.W.H. Butler et al. (1995) et au bassin de Sorbas pour R. Riding et al. (1998).

19A l’opposé, G. Clauzon et al. (1996) ont une interprétation à la fois marine et continentale car ils tiennent compte du creusement des fleuves péri-méditerranéens et de la mise en place de surfaces d’abandon ; la fin de la sédimentation marginale serait datée de 5,7 Ma et ces dépôts seraient tronqués par une surface d’érosion. Ce schéma ne correspond qu’en partie à Bou Omrane : en effet, la partie supérieure des dépôts est tronquée par des conglomérats (niveau i) discordants sur les formations sous-jacentes. Mais l’existence de 100 m de dépôts continentaux (niveau h) séparant le niveau à gypse (g) des conglomérats supérieurs n’est décrite par aucun autre auteur. L’inadaptation partielle du schéma « Clauzon et al. (1996) » vient de l’origine continentale des gypses, de la faible extension géographique de la dépression de Bou Omrane et de la tectonique d’effondrement. Ces caractéristiques qui associent tectonique, séquences marines, sont décrits par de nombreux auteurs (Murcia : Krijgsman et al., 2006 ; Sicile : Manzi et al. 2011 ; Grèce et Chypre : Stefano et al., 2010).

20L’existence de dépôts marins cycliques au Messinien a permis un fort développement de la chronologie astronomique. Par ailleurs, l’analyse des faciès continentaux peut apporter des éléments. En effet, si en l’absence de Tortonien, trois conglomérats (niveau d) ravinent l’Aquitanien, ceux-ci ne peuvent exactement correspondre au début du Messinien, il s’agit alors de dépôts associés à la fin d’une phase de tectonique active ou à une période « glaciaire » du Messinien associant érosion et accumulation. Ces phases (« glaciaires » pour l’Atlantique 65°N) sont connues à partir de 7 Ma au Groenland (Larsen et al., 1994) et le site ODP 982 montre 18 oscillations « glaciaire-interglaciaire » entre 6,29 et 5,5 Ma (Hodell et al., 2001 ; Vidal et al., 2002 ; Van der Laan et al., 2005) ; ces cycles seraient contrôlés par l’obliquité avec une périodicité à 41 ka et les plus importants seraient TG20 (5,75 Ma), TG12 (5,51 Ma), TG28, TG32 (5,95 Ma). Dans cette série, une glaciation « ancienne » à 6,29 Ma ou TG34 à 5,98 Ma (Shackleton et Crowhurst, 1997 ; Shackleton et Hall, 1997) seraient de bons candidats pour la mise en place de ces conglomérats. La tectonique ne serait lisible que sur une plus longue durée.

21Pour la mise en place des 15-25 m de gypse (niveau g), F.J. Hilgen et al. (2007) ont montré que les deux paramètres de précession et d’obliquité contrôlaient le climat. La précession avec une périodicité de 21,7 ka (Krijgsman et al., 1999) serait liée aux formations à cyclicité plus réduite et aux dépôts de gypse. Les dépôts de gypse correspondraient aux précessions maximales (insolations minimales) et à un climat relativement sec (Krijgsman et al., 2001). Dans le cas de Bou Omrane, l’épaisseur de la formation n’impliquerait qu’une à deux phases de précession. Deux pics pourraient satisfaire cette double condition : autour de 5,75 Ma et 5,59 Ma (Laskar et al., 2004) mais ces dates correspondent à l’installation des évaporites profondes et ne permettraient pas le dépôt de 110 m de sédiments (niveau e). Les pics suivants d’insolation minimale sont à 5,48 Ma et 5,37 Ma, la plus ancienne pourrait être propice à la mise en place de la dalle de gypse dans un chott messinien. Inversement, on pourrait associer le banc de gypse aux UE « Upper Evaporites » formées de 5 à 7 cycles de dépôts durant 175 ka. Pour intéressant qu’il soit, ce schéma de E. Van der Laan et al. (2005, 2006) et F.J. Hilgen et al. (2007) n’est pas totalement applicable à Bou Omrane car il introduit la transgression pliocène dès la base des évaporites supérieures et ne tient pas compte des 100 m de dépôts continentaux sus-jacents aux gypses.

Origine et signification des dépôts continentaux

22A. Sghari et al. (2008) ont montré que cette région a sans doute subi « de plein fouet » les impacts de la CSM dont les principales signatures ont été l’érosion à l’amont et la sédimentation à l’aval. C’est à notre sens ce qu’expriment les dépôts continentaux messiniens rouges du Sud tunisien que P.-F. Burollet (1956) a classé dans la « formation Segui ». En effet, à l’opposé du versant Nord de la méditerranée, et même du Nord de la Tunisie, dans cette région, la régression eustatique messinienne n’a pas permis le creusement de canyons comme ceux des fleuves bien alimentés en eau. Dans le sud-tunisien, l’aridité, l’éloignement des isobathes profonds et l’existence de synclinaux ou de fossés sédimentaires ont favorisé un endoréisme. Ces dépôts (e, f) correspondent donc à une sédimentation continentale de piémont contemporaine de l’assèchement de la Méditerranée. Sans avoir l’importance qu’elle a en Italie et Sicile, la tectonique a aussi joué son rôle dans le dépôt du niveau h-i. Postérieurement, la transgression et la répartition des gisements fossilifères pliocènes (mis en évidence dans nos travaux) dessinent un important golfe marin signalant la large extension de la transgression zancléenne dans le Sud tunisien (fig. 9). Ces observations s’accordent avec l’évolution géologique à cette période dans l’ensemble du bassin méditerranéen.

Fig. 9 – Limites de la transgression zancléenne en Tunisie méridionale
Fig. 9 – Limits of the Zanclean transgression in southern Tunisia

Fig. 9 – Limites de la transgression zancléenne en Tunisie méridionale Fig. 9 – Limits of the Zanclean transgression in southern Tunisia

1 : incursion de la mer zancléenne ; 2 : situation du paléochott messinien de Bou Omrane ; 3 : aucune donnée disponible sur le Pliocène marin du sud de l’Algérie.
The Messinian palaeochott of Bou Omran is situated between the edge of the Pliocene sea. 1: incursion of Zanclean sea; 2: location of Messinian palaeochott of Bou Omrane; 3: no data are available concerning the marine Pliocene situated in the south of Algeria.

D’après Sghari et al., 2010.
After Sghari et al., 2010.

Du chott Messinien aride et froid aux chotts actuels arides et chauds

23Les évaporites constituent des roches omniprésentes dans la série lithostratigraphique sédimentaire du nord au sud de la Tunisie (Burollet, 1956 ; Busson, 1967). Elles se présentent sous la forme de gypses massifs à la transition Trias-Jurassique et d’argiles bariolées gypseuses anhydritiques dans le Wealdien (Castany, 1953). Elles associent les caractéristiques habituelles d’aridité et d’isolation (Rouchy et Blanc-Valleron, 2007). A Metlaoui (région de Gafsa), les gypses éocènes sont composés des minéraux suivants : SiO2 (3,2 %) ; Al2O3 (0,5 %) ; CaO (30,1 %) ; Fe2O3 (0,08 %) ; SO3 (46,1 % ; CPG et SOMMI, 2000). Ces dépôts éocènes, qui affleurent largement dans le Jebel Chemsi, constituent la principale source de gypse du paléochott de Bou Omrane durant la CSM. A cette période, le plissement de la série sédimentaire n’était encore qu’à ses débuts et les couches éocènes étaient en surface et en position relativement tabulaire : le paléopaysage de cette zone correspondait alors au Messinien à un vaste plateau gypseux. L’analyse géochimique des matériaux évaporitiques de Bou Omrane pourrait permettre de préciser d’avantage « le » ou « les » types de climats au Messinien, en particulier celui à l’origine des accumulations du niveau « g » de la coupe de Bou Omrane et des variations inverses des deux éléments principaux, CaO et SO3. La proportion du premier élément serait sensiblement élevée à la base et au sommet du terme « g » alors que le second serait dominant dans la partie médiane. C’est ce qui explique la consolidation des deux couches inférieures et supérieures et le caractère pulvérulent du membre moyen.

24Les sebkhas holocènes sont aujourd’hui disposées en couronne, à quelques kilomètres autour de la dépression de Bou Omrane (fig. 1B à fig. 3) : ce phénomène ne nous paraît pas être le fruit du hasard mais sans doute lié à l’évolution géomorphologique de la dépression de Bou Omrane après le Messinien. En effet, les sebkhas de la région doivent leur formation entre autres au désenclavement de la cuvette de Bou Omrane dès la fin du paroxysme tectonique de la fin du Pliocène. Profitant du rajeunissement des reliefs pour entailler profondément les deux extrémités sud-occidentale et nord-orientale de la cuvette de Bou Omrane, les cours d’eau ont contribué à l’érosion d’une grande partie de la série messinienne, dont les évaporites. Enfin, au moins deux grandes sebkhas (el Guettar et Naoaul) se sont précocement formées dès le retrait de la mer pliocène (fig. 5B). On est alors entré dans la période de formation des grands chotts du Sud tunisien, qui se sont développés progressivement en s’étendant sur de vastes dépressions. Ces chotts ont été mis en eau à plusieurs reprises lors d’émergences d’eau souterraine (sources) et/ou par des eaux pluviales au cours de périodes humides propices au développement de milieux saumâtres (e.g., niveaux à Cardium edule, observés dans de nombreux endroits à faibles profondeurs, autour des grands chotts, sur les rivages de Chott el Jerid et de Chott el Gharsa en particulier, et à proximité des palmeraies). La décantation de limons gypseux et salés a été possible dans le courant du Messinien. Ces mêmes zones, qui sont toujours très basses et parfois même à des altitudes négatives comme Chott el Gharsa à -19 m, ont été occupées par la mer pliocène.

25Les pulsations climatiques humides au cours du Quaternaire n’ont pas fondamentalement modifié la tendance climatique générale à l’aridification. Rien n’indique pour autant que la fin du paléochott de Bou Omrane soit due à un changement climatique notable. Il ne s’agissait peut-être que du raccourcissement de la saison de précipitation du gypse au profit de l’allongement de la saison de l’alluvionnement limoneux. En dépit de nouvelles conditions climatiques (recrudescence de l’humidité) et paléogéographiques acquises dès le début du Pliocène, la dépression de Bou Omrane n’a pas beaucoup changé. Les dépôts restent imprégnés par le gypse et conservent un caractère azoïque franc, alors qu’ailleurs, dans les montagnes en particulier, s’est amorcée une phase de karstogenèse. Au cours du Gélasien-Pléistocène, la dépression de Bou Omrane a joué un rôle non négligeable dans l’exportation de gypse et de sels par le ruissellement vers les zones basses du nord et du sud, contribuant ainsi à la formation des sebkhas. Cependant, le point climatique reste encore à travailler. En effet, il s’agit de relier la dynamique actuelle chaude et aride des chotts à la dynamique froide et aride que propose l’astro-chronologie pour le dépôt des évaporites du Messinien.

Conclusions

26La coupe du Jebel Chemsi (dépression de Bou Omrane), constitue l’un des rares secteurs mettant en évidence la formation d’un chott due à de stricts processus continentaux (i.e., endoréisme total, bilan hydrologique négatif, aridité) durant le Messinien. La coupe étudiée montre les faits suivants : l’Aquitanien serait le niveau « c » ; il serait raviné en discordance par un niveau « d » messinien ; l’absence du Tortonien indiquerait que Bou-Omrane était en phase d’érosion continentale au début du Messinien. A ce niveau se placerait la surface d’érosion pré-messinienne (Clauzon et al., 1996) ; les niveaux conglomératiques « e-f » seraient associés à l’une des phases glaciaires du Messinien inférieur (6,29 Ma ou TG34 ≈ 6 Ma ?) ; le niveau gypseux « g » daterait des phases sèches et froides vers 5,48 Ma ; les dépôts continentaux (niveaux e-f) correspondraient à une série fluvio-deltaïque mise en place sur le continent durant la régression marine et correspondraient à des taux de sédimentation de 20-30 cm/ka ; les sédiments (niveau « h ») sur 100 m correspondraient à la poursuite de la subsidence du bassin de Bou Omrane avec un taux de sédimentation de 60 cm/ka environ. Les taux de sédimentation sont donc beaucoup plus élevés à la fin de la crise qu’à son début. La tendance à l’humidification se poursuit d’une façon soutenue au Pliocène inférieur et conduit même à une importante karstogenèse dans l’ensemble de la Tunisie, y compris dans des régions aujourd’hui présahariennes (Sghari, 2011). Pour l’instant, en l’absence de traces de la transgression pliocène dans cette dépression, il est impossible d’attribuer une limite d’âge aux conglomérats supérieurs (niveau « i ») comme cela a été fait dans le bassin de Gafsa (Sghari et al., 2008 ; Sghari, 2009 ; Sghari et Mercier, 2010).

Au terme de ce travail, je tiens à remercier les deux relecteurs anonymes et Gilles Arnaud-Fassetta, rédacteur en chef de la Revue, pour l’intérêt qu’ils ont porté à mon travail et pour leurs remarques pertinentes qui ont contribué à l’amélioration sensible de cet article, tant sur le fond que sur la forme. Qu’ils trouvent ici l’expression de toute ma gratitude et ma reconnaissance. Je remercie également Blaise Videt (université Rennes 1), recommandé par Danièle Groshény (université Strasbourg 1), pour la détermination de Ostrea lamellosa var. Offreti.

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Orszag-Sperber F., Rouchy J.-M., Blanc-Valleron M.M. (2000)

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Annexe

Abridged English version

The Messinian salinity crisis (MSC) is considered as one of the most spectacular marine events that occurred in the Mediterranean region. Geomorphological expressions are frequent, but mostly of a dynamic nature, through increased erosion in areas uncovered by the sea, following the rapid lowering of sea level, or on the continent in connection with the Mediterranean basin. After highlighting of MSC by K.J. Hsü et al. (1973), particular interest has been granted to the functioning of river basins in areas opening onto northern Mediterranean (Clauzon, 1982, 1990; Clauzon et al., 1990; Mocochain, 2007). This is the case of south-eastern France where a number of geomorphological research have brought new and remarkable precision the behaviour of large rivers like the Rhône, facing the spectacular collapse of the Mediterranean base level (Clauzon, 1982, 1990; Clauzon et al., 1990, 1996). Faced with this unprecedented eustatic crisis, rivers and their tributaries have been forced to entrench by regressive erosion, which was at the root of the digging of deep canyons (Clauzon, 1982; Mocochain, 2007).

The Tunisian territory, despite a geographic location conducive to granting it the registration of the MSC, has been the object only a few geological and geomorphological studies to trace this remarkable event. Widely spread in central and southern Tunisia, the continental sediments of Messinian age has always been stored in an integrated Mio-Pliocene series (Castany, 1951) and upper limb interposed between the Tortonian and the Quaternary has been classified in the “Segui formation” by P.-F. Burollet (1956). This drew our attention (Sghari, 1991) by the regular presence of gypsum in all the sediment whose thickness can reach 500 m. These sediments show fluvial-deltaic facies marked by the frequent presence of sedimentary features indicating a disruption of the river system. Complementing these geomorphological observations, morphoscopic analysis shows a clear predominance of broken quartz grains, indicating a high energy of the environment (Sghari, 1991). But the idea to link these deposits with the MSC has actually materialised when the results of the biostratigraphic analysis showed that fossil oysters from the top of the “Segui formation”, long considered as removed were actually in place and were of late Pliocene age. Remaining unexplored in Tunisia, for a long time the MSC has had more impact in the geological and geomorphological studies conducted in the regions of the Northern Mediterranean shore. The works done later in the work of K.J. Hsü et al. (1973) basically focused on the study of marine facies of the Tunisian, Messinian platform (Bismuth, 1984; Beseme and Kamoun, 1987; Mannai-Tayech, 2006; Gaaloul and Razghallah, 2008). Long marginalised because of their monotonous and azoic continental facies, deposits usually attributed to the continental Mio-Pliocene of the south Tunisia may be, after our discovery of the marine Pliocene, proofread, as was already the case for their analogues on the north shore of the Mediterranean (Clauzon et al., 1996; Mocochain et al., 2006; Berggren, 2008; Garcia et al., 2009).

In Tunisia, because of the Messinian aridity, the continuity of water transfers during the Messinian was not assured at all times, clastic sedimentation was then done mostly in a continental environment, as in other Mediterranean regions (Fauquette et al., 2006; Costeur et al., 2007; Favre et al., 2007, Gladstone et al., 2007). However, despite this climate crisis erosion had deeply affected surrounding reliefs. In southern Tunisia, regressive erosion has been the source of the incision several folds during the uprising and many gullies were incised (Sghari and Mercier, 2010). Most of them are located in the southern Tunisian Atlas (i.e., basin of Gafsa).

This note is part of an extensive study started several years ago on the identification and kinematics of the major geomorphological changes imposed by the MSC and its implications in the Pliocene, in an area of ​​over 50,000 km2 referring to the Sahel and the corresponding Tunisian south. The hot and dry nature of climate during this exceptional event represented the MSC remains hypothetical for now, through the ubiquity of gypsum crystals scattered in the silt and sand of powerful deltaic azoic deposits. Our recent surveys in the south of Tunisia for the first time demonstrated continental mass interposed in the evaporitic Mio-Pliocene (Sghari, 1991). This discovery of marine Pliocene in southern Tunisia deepens the characterisation of the chott, dry climate of the Messinian. The letter must be seen in its global context, namely that of a region of the Saharan Atlas in its entirety in a tectonic deformation phase an unprecedented undergoing eustatic and climate crisis.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation de la Tunisie dans le bassin méditerranéen (A). Détail de la zone étudiée, intercalée entre deux chaînes de montagne, la chaîne de Gafsa au nord et la chaîne de Chemsi au sud (B)Fig. 1 – Location of Tunisia in the Mediterranean basin (A). Detail of the study area, between two mountain chains: north Gafsa chain and south Chemsi chain (B)
Légende Une couronne de chotts et de sebkhas entoure le synclinal de Chemsi, plus élevé que le compartiment occidental (Sebkhet el Guettar) et le compartiment oriental (Sebket Naoual). 1 : Jebel ; 2 : dépression fermée et salée (sebkha) ; 3 : zone d’étude (Bou Omrane) ; 4 : tracé des profils topographiques in fig. 3 ; 5 : localisation des coupes in fig. 4, fig. 6 et fig. 7.The Chemsi syncline higher than the western compartment (Sebkhet el Guettar) and the East bay (Sebkhet Naoual) is rounded by a belt of saline lakes and sebkhas. 1: Jebel; 2: closed, salty depression (sebkha); 3: study area (Bou Omrane); 4: location of topographic profiles in fig. 3; 5: location of the section in fig. 4, fig. 6 and fig. 7.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-1.png
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Titre Fig. 2 – Carte des principales structures géologiques de l’Atlas méridional tunisien et des limites des chotts et sebkhas (A). Carte géologique du synclinal d’Orbata-Chemsi (Tunisie méridionale) réalisé à partir de la carte géologique au 1/200000 (B) Fig. 2 – Map of the main geological structures of the southern Tunisian Atlas and limits of chotts and Sebkhas (A). Geological map of the Orbata Chemsi syncline (southern Tunisia) derived from the 1:200000 geological map (B)
Légende A noter le remplissage messinien inclus dans le Mio-Pliocène (en gris clair).Note that Messinian deposit is included in the Mio-Pliocene.
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Titre Fig. 3 – Physiographie de la dépression de Bou Omrane (voir aussi fig. 1B)Fig. 3 – Topographical features of the depression of Bou Omran (see also fig. 1B)
Légende A : Dépression de Bou Omrane enserrée entre deux massifs montagneux orientés SW-NE. B : Topographie au sud-ouest et au nord-est de la dépression de Bou Omrane.A: Depression of Bou Omrane between two mountains oriented SW-NE. B: Topographic elements in the southwest and northeast of the depression of Bou Omran.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-3.png
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Titre Fig. 4 – Coupe géologique montrant la succession des couches géologiques plissées et l’emplacement des dépôts messiniens dans le synclinal de Bou Omrane (A). Coupe géologique longitudinale montrant l’affaissement des blocs occidental (bassin de Gafsa) et oriental (bassin de Naoual) et le soulèvement du bloc central (Bou Omrane ; B) Fig. 4 – Geological section showing the sequence of folded strata and location of Messinian deposits in the Bou Omrane syncline (A). Longitudinal geological section showing the collapse of the western (Gafsa basin) and eastern (Naoual basin) compartments and elevation of the central compartment (Bou Omran; B)
Légende Localisation in fig. 1B. A – 1 : calcaires, sables et marnes sableusec de l’Aptien ; 2 : calcaires dolomitiques de l’Albien-Cénomanien ; 3 : marnes et gypses du Cénomanien-Turonien ; 4 : calcaires dolomitiques du Turonien ; 5 : argiles calcaires, phosphates et gypses de l’Eocène ; 6 : argiles gréseuses assez gypseuses (rouge à ocre, continentale) du Messinien ; 7 : argiles gréseuses beaucoup moins gypseuses (rouge à ocre, continental) du Messinien surmontées par le Pliocène marin (Sghari et Mercier 2008). B – Cette structuration est postérieure au Messinien au cours duquel s’est formé un chott à Bou Omrane (zone centrale de la coupe). 1 : argiles rouges de l’Aquitanien (Miocène inférieur) ; 2 : sables fluvio-deltaïques du Langhien-Serravalien (Miocène moyen) ; 3 : argiles vertes marines du Tortonien (Miocène supérieur) ; 4 : argiles gréseuses ocres légèrement gypseuses, conglomératiques au sommet du Messinien ; 5 : argiles limoneuses ocres très gypseuses (banc de 20 à 25 m de gypse), sous contrôle de la CSM ; 6 : argiles sableuses à huîtres (voir fig. 8 et fig. 9) mises en évidence par A. Sghari et J.-L. Mercier (2008).Location in fig. 1B. A – 1: Aptian limestone, sand and sandy marl; 2: Albian-Cenomanian dolomitic limestone; 3: Cenomanian-Turonian clay and gypsum; 4: Turonian dolomitic limestone, 5: Eocene clay, limestone, gypsum and phosphate; 6: Messinian continental red ocher clayed sandstone including abundant gypsum; 7: Messinian continental red ocher clay sandstone including rare gypsum recovered by marine Pliocene (Sghari and Mercier, 2008). B – This structure is post-Messinian during which Chott Bou Omrane formed (central zone of the section). 1: Aquitanian (Lower Miocene) red clay; 2: Langhian-Serravalien (Middle Miocene) fluvio-deltaic sands; 3: marine Tortonian (Upper Miocene) green clay; 4: Messinian ocher sandy clay with rare gypsum and conglomerate at the top; 5: silty clay including abundant gypsum (thickness of gypsum: 20-25 m) under control of the MSC; 6: sandy clay with oysters (see fig. 8 and fig. 9) revealed by A. Sghari and J.-L. Mercier (2008).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-4.png
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Titre Fig. 5 – Le Messinien et le Pliocène marin du Jebel Om el Kecheb (34°19”25N ; 8°27’34”E), 40 km au sud-ouest de Gafsa dans le Sud-ouest tunisien (A). Huîtres pliocènes (Ostrea lamellosa var. Offretti ; Kilian, 1889) longueur 5 cm (B) Fig. 5 – Messinian and Pliocene marine deposits of Jebel Om el Kecheb (34°19’25”N; 8°27’34"E), 40 km southwest of Gafsa in the south-western part of Tunisia (A). Pliocene oysters (Ostrea lamellosa var. Offretti; Kilian, 1889) length 5 cm (B)
Crédits Photos : A. Sghari et J.-L. Mercier, 2008.Photos: Sghari and Mercier, 2008.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-5.png
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Titre Fig. 6 – Vue générale de la couche de gypse dans les limons continentaux messiniens du piémont nord du Jebel Chemsi (A). Détail du gypse messinien (blanc) contrastant avec les limons ocres du Jebel Chemsi (nord ; B)Fig. 6 – General view of the gypsum layer in the Messinian, continental silts northern piedmont of Jebel Chemsi (A).. Detail of the Messinian gypsum (white), opposed to reddish-brown silts in Jebel Chemsi (north; B)
Légende Localisation sur la fig. 1B.Location in fig. 1B.
Crédits Photo : A. Sghari. Photo: A. Sghari.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-6.png
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Titre Fig. 7 – Coupe du Miocène supérieur sur le piémont nord du Jebel Chemsi (Sud tunisien ; localisation in fig. 1B) Fig. 7 – Section of the late Miocene in the northern foothills of Jebel Chemsi (southern Tunisia; location in fig. 1B)
Légende A : description générale de la coupe. B : Gypse messinien (terme g). C : Lames de gypse intercalées dans le Messinien limoneux (terme f). D : Conglomérat à la base du Messinien légèrement discordant sur l’Aquitanien (terme d).A: General description of the section. B: Messinian gypsum (unit g). C: Gypsym laminae inserted in Messinian silt (unit f). D: Conglomerate at the base of the Messinian slightly discordant with Aquitanian (unit d).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9911/img-7.png
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Titre Fig. 8 – Paléoenvironnements contemporains de la CSM et formation du paléochott de Bou Omrane (A). Bloc diagramme de la chronostratigraphie messinienne dans la dépression de Bou Omrane (B)Fig. 8 – Palaeoenvironments during the MCS and palaeochott of Bou Omran (A). Diagram block of the Messinian chronostratigraphy in Bou Omran depression (B)
Légende 1 : gypse et marnes (Crétacé) ; 2 : dolomies, calcaires et marnes (Crétacé) ; 3 : calcaires (Eocène) ; 4 : gypse (Eocène) ; 5 : argiles rouges encroûtées (Oligo-Miocène). Messinien à l’apogée de la crise. 6 : limons ; 7 : gypse continental déposé lors de la CSM. 1: gypsum and marl (Cretaceous); 2: dolomitic limestone and marl (Cretaceous); 3: limestone (Eocene); 4: gypsum (Eocene); 5: red encrusted clay (Oligo-Miocene). Messinian at the maximum of the MCS. 6: silt; 7: continental gypsum deposited during the MCS.
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Titre Fig. 9 – Limites de la transgression zancléenne en Tunisie méridionale Fig. 9 – Limits of the Zanclean transgression in southern Tunisia
Légende 1 : incursion de la mer zancléenne ; 2 : situation du paléochott messinien de Bou Omrane ; 3 : aucune donnée disponible sur le Pliocène marin du sud de l’Algérie.The Messinian palaeochott of Bou Omran is situated between the edge of the Pliocene sea. 1: incursion of Zanclean sea; 2: location of Messinian palaeochott of Bou Omrane; 3: no data are available concerning the marine Pliocene situated in the south of Algeria.
Crédits D’après Sghari et al., 2010. After Sghari et al., 2010.
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Pour citer cet article

Référence papier

Abdeljalil Sghari, « Un dépôt évaporitique du Miocène supérieur dans le Sud tunisien : une conséquence de la crise messinienne ? », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 18 - n° 3 | 2012, 279-294.

Référence électronique

Abdeljalil Sghari, « Un dépôt évaporitique du Miocène supérieur dans le Sud tunisien : une conséquence de la crise messinienne ? », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 18 - n° 3 | 2012, mis en ligne le 04 novembre 2014, consulté le 23 septembre 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/9911 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.9911

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Auteur

Abdeljalil Sghari

Université de Sfax - Faculté des Lettres et Sciences Humaines - Département de Géographie - Laboratoire de Géomorphologie - Tunisie (sghariabdeljalil@yahoo.fr)

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© Groupe français de géomorphologie

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