I - Introduction

1Les accumulations carbonatées continentales du Quaternaire suscitent un intérêt de plus en plus marqué dans le monde, du fait de leurs apports significatifs dans les études sur l'environnement au moment du dépôt, notamment en matière de climat, et sur la néotectonique. De nombreuses études et synthèses permettent de préciser les caractéristiques morphologiques, pétrographiques et environnementales des carbonates continentaux (T.E. CERLING et J. QUADE, 1993 ; V.P. WRIGHT et al. 1995 ; I. ARMENTEROS et al., 1997 ; E.H. GIERLOWSKI-KORDESCH, 1998 ; A.M. ALONSO-ZARZA et J.P. CALVO, 2000 ; A.M. ALONSO-ZARZA, 2003 ; H. ABDUL AZIZ et al., 2003 ; V.P. WRIGHT, 2007 ; I. TURKEM et al., 2007 ; G.M. ASHLEY, 2009 ; A.M. ALONSO-ZARZA et al., 2011 ; H. ALÇIÇEK et JIMENEZ-MORENO, 2013 ; N. GHANNEM et al., 2016).

2Les accumulations carbonatées continentales quaternaires, de type lacustre et/ou palustre ou de type croûte, sont développées en Tunisie centrale, notamment dans les régions de Oueslatia et Hajeb El Ayoun. Elles ont été évoquées par de nombreux auteurs (P.F. BUROLLET, 1956 ; A. HAMZA,1977, 1988 ; H. BANNOUR et H. BOUALLEGUE, 1979 ; J. BONVALLOT et J.P. DELHOUME, 1978 ; J.P. DELHOUME, 1980 ; M.R. KARRAY, 2007), qui ont décrit leurs faciès et leur mode de dépôt. Cependant les études effectuées sur la région de Hajeb El Ayoun sont rares (K. REGAYA, 2000). Dans le travail présenté ici, nous nous sommes attachés à reconstituer le paléoclimat au moment du dépôt des accumulations étudiées, en nous appuyant sur des observations de terrain et sur des analyses, essentiellement pétrographiques et minéralogiques.

II - Matériels et méthodes

1 ) Contexte géographique et géologique

3Le secteur d'étude se situe à 5 km au sud du village de Hajeb El Ayoun, sur les marges orientales des hautes plaines tunisiennes. Il est séparé des basses plaines de la région de Kairouan, par les anticlinaux de la chaîne de Nara, de direction méridienne, qui culmine à 480 m au djebel Touati et 600 m au djebel Nara (Fig. 1). Vers le nord, ces anticlinaux rejoignent les structures des djebels Zaouia et El Hendi, de direction NE-SO. Les deux directions de plissement (NE-SO et N-S) ont connu leur paroxysme à la fin du Miocène (G. CASTANY, 1947). Elles ont été accompagnées de fractures.

4Entre le djebel Zaouia et la chaîne de Nara, le bassin versant de l'oued El Hejel correspond à un synclinal d'une largeur allant de 12 km environ au sud à 1 km seulement au nord (en aval). À la sortie du synclinal, l'altitude avoisine 280 m.

5Le cœur du synclinal est occupé par des dépôts quaternaires (A. HAMZA, 1977) épais de plusieurs dizaines de mètres, connus grâce aux forages de recherche d'eau. L'évolution quaternaire a laissé des cônes de déjection, des glacis et des glacis-terrasses. Les glacis sont coiffés de croûtes calcaires. L'étagement des glacis indique une évolution complexe depuis le Pléistocène inférieur (A. HAMZA, 1988).

2 ) Choix du site et méthode d'échantillonnage

6Les carbonates continentaux quaternaires ont été étudiés près de Aithet Ennsa (Y = 35°18'56" de latitude Nord ; 9°36'27" de longitude Est ; Z = 300 m), sur la bordure nord du synclinal. Ce site permet d'observer à l'affleurement des formations quaternaires d'une puissance supérieure à 13 mètres. On est loin des épaisseurs révélées par les forages au cœur du synclinal. Mais le site offre comme autres intérêts, la grande diversité des faciès carbonatés au-dessus des conglomérats pontiens et la faible dégradation des matériaux.

7Les observations ont été effectuées sur plusieurs centaines de mètres le long d'un affluent de l'oued El Hejel, encaissé de 3 à 5 mètres dans un glacis. Le pas d'échantillonnage a été modulé en fonction des faciès et de l'épaisseur des bancs.

8Les déterminations minéralogiques ont porté sur la partie fine des matériaux (matrice des formations indurées et fraction des matériaux meubles sans éléments grossiers de conglomérat).

9L'identification des minéraux a été réalisée par diffraction des rayons X après broyage (< 100 µm). La détermination des phases minéralogiques a été effectuée en utilisant le logiciel PANalytical X'Pert HighScore Plus.

10Pour la fraction <2 µm, 20 g environ des matériaux broyés ont été attaqués à l'eau oxygénée, pour éliminer la matière organique, puis à l'acide chlorhydrique N/10, pour éliminer les carbonates. Le résidu a été lavé à l'eau distillée et mis en suspension pour en extraire la fraction < 2 µm. Celle-ci a été montée sur trois lames, dont l'une n'a pas subi de traitement, une autre a été chauffée à 490 °C et la dernière a été glycolée.

11Afin de définir les structures sédimentaires, des lames minces ont été taillées dans des roches dures aussi bien que dans des formations meubles (après induration). Les descriptions pétrographiques ont été effectuées selon les recommandations de R. BREWER (1964) et de P. BULLOCK et al. (1985). Les observations au microscope ont en outre permis de vérifier que les diffractions RX des poudres avaient bien détecté tous les types de minéraux présents.

12À titre indicatif, nous présenterons des analyses granulométriques effectuées pour nous par le Laboratoire Milieu Marin de l'Institut des Sciences et Technologies de la Mer (Salambo) par tamisage à sec pour les éléments > 63 µm et par diffraction laser (voie humide à l'aide d'un granulomètre Malvem) pour ceux < 63 µm.

III - Résultats

1 ) Architecture stratigraphique des accumulations carbonatées continentales

13Sur le flanc oriental du Djebel Hendi (un élément de la chaîne du djebel Zaouia ‒ 484 m), au niveau de Bateun Sidi Bel Haj (Fig. 2), les séries cénomaniennes carbonatées constituent les niveaux supérieurs du Mésozoïque plissé. Elles sont surmontées, en discordance, par les dépôts attribués au Pontien sur la carte géologique de Hajeb El Ayoun au 1/50000 (G. CASTANY et al., 1947). Le Pontien associe des séquences limoneuses à deux bancs conglomératiques mis en saillie par l'érosion différentielle.

14Dans les dépôts de Bateun Sidi Bel Haj, l'ensemble supérieur d'âge pléistocène formé de limons sableux à paléosols de couleur rougeâtre, croûtes et encroûtements calcaires est discordant sur les calcaires lacustres et/ou palustres du Pliocène supérieur, eux-mêmes discordants sur le Pontien.

2 ) Étude pétrographie de l'ensemble lithologique inférieur du site de Aithet Ennsa

a. Description macroscopique

15L'ensemble inférieur est visible dans la partie haute du transect. Les pendages des bancs carbonatés étant beaucoup plus forts que la pente topographique, qui ne fait que quelques degrés, les matériaux à l'affleurement sont de plus en plus récents en descendant le long du transect.

16Épais de 4 m (Fig. 3 et Photo 1), cet ensemble débute par 2 m de dépôts fins de couleur beige, chargés de calcite et de dolomite (35 et 10 % respectivement) dispersées dans la masse ou sous forme de concrétions (nodules centimétriques de 1 à 5 cm de diamètre ; poupées calcaires ; pédotubules de 3 à 5 cm de diamètre et d'une dizaine de centimètres de longueur, dressés à la verticale et rappelant des manchons radiculaires). Ces dépôts fins renferment des éléments d'origine conglomératique disposés en chenaux, ce qui indique une mise en place par du ruissellement. Leur fraction < 2 µm est composée de 70 % de palygorskites (attapulgites), 20 % de smectites et 10 % de kaolinites.

17Des niveaux grossiers lenticulaires, constituées de cailloux et graviers calcaires (3 à 5 cm de diamètre ‒ Photo 2), cimentés, et corrodés dans leurs parties supérieure et médiane après le dépôt, sont intercalés dans les sédiments fins.

18Ces dépôts détritiques fins et grossiers sont surmontés, sans disconcordance apparente, par un banc carbonaté (80 % de calcite et 15 % de dolomite) de 50 cm d'épaisseur, ayant un aspect de cargneule, renfermant des galets calcaires disséminés (Photo 3).

19Cet ensemble se poursuit vers le haut par une succession de trois séquences carbonatées affectées, comme le banc sous-jacent, d'un pendage de 30° vers le sud-est. Leur toit est visible à 304 m d'altitude, 24 m au-dessus du talweg de l'oued el Hajel, distant de 750 m à vol d'oiseau.

20Chaque séquence est formée par la superposition de trois faciès (voir Fig. 3). À sa base, elle débute par un lit marneux de 2 à 5 cm d'épaisseur. Celui-ci est surmonté par une dalle carbonatée (80 % de calcite et 15 % de dolomite) de 20 à 50 cm d'épaisseur, d'induration croissante vers le haut, de couleur beige à saumon, parfois nodulaire et assez riche en éléments détritiques (galets et graviers calcaires) de 1 à 4 cm de diamètre. La fraction < 2 µm de cette dalle est composée de 80 % de palygorskites, 15 % de smectites et 5 % de kaolinites. Enfin, la séquence se termine par un niveau carbonaté de 2 à 5 cm d'épaisseur, qui tapisse la surface de la dalle compacte et en pénètre les fissures. Il s'agit d'une croûte zonaire, caractérisée par des lamines parallèles et ondulées successivement claires et sombres (Photo 4) d'origine cyanobactérienne (K. REGAYA, 2000).

21À son sommet, le banc calcaire de la séquence inférieure est affecté par une porosité intense de type microkarst (P. FREYTET et al. 1982), sous la forme de fins canalicules (rhizocrétions) d'origine radiculaire (C. F. KLAPPA, 1980) et de pores curvilignes qui rappellent les beards eyes (B.H. PURSER, 1980). Dans cette séquence, les couches supérieures, et notamment la croûte zonaire, sont affectées par une fissuration de forme polygonale, liée à une dessiccation intense (Photo 5), ce qui indique une diagenèse précoce.

22Dans la deuxième des trois séquences, le banc très induré montre par endroits des structures sédimentaires provenant de phénomènes diagénétiques, comme des pseudo-anticlinaux, ou tipis, analogues à ceux décrits dans les dépôts péritidaux (G. GERDES et al., 1994).

23Les calcaires des trois séquences du haut de l'ensemble inférieur renferment les restes d'une faune d'eau douce : gastéropodes (seul le genre Hélix a été déterminé) et lamellibranches. Au sommet du banc calcaire de la séquence supérieure, la faune de gastéropodes est particulièrement abondante (Photo 6), ce qui est probablement lié à un assèchement brutal du milieu. Une telle faune n'a pas été mise en évidence dans la dalle calcaire sous-jacente aux trois séquences.

24La nature lacustre et/ou palustre de tous les calcaires de l'ensemble inférieur, ne fait évidemment aucun doute.

b . Description microscopique

25Au microscope optique polarisant, les calcaires montrent deux microfaciès bien distincts.

26Le premier est celui d'une boue carbonatée (packstone) dans laquelle on distingue des éléments détritiques exogènes (quartz grossiers de 200 à 300 µm de diamètre, minéraux opaques, nombreux rhomboèdres dolomitiques, lithoroliques d'âge mésozoïque et tests de malacofaune brisés) (Photo 7-A). Les grains de quartz sont, le plus souvent, entourés d'une auréole de calcite micro-sparitique à sparitique indiquant un milieu submergé (phréatique). Les fragments de roches anciennes sont, quant à eux, secondairement affectés par une altération ménagée, qui a formé une alternance d'auréoles rousses de teintes variables (Photo 7-B). Des vides de dissolution, de type moldic voids (M.C. RABENHORST et L.P. WILDING, 1986), affectent les tests de lamellibranches brisés ou de gastéropodes terrestres (Photos 7-C et 7-D).

27Dans les calcaires palustres, la matrice de couleur jaunâtre est relativement abondante (50 % de la roche totale). Elle est constituée d'un mélange de micrite et de dolomicrite. Cette matrice est traversée par de nombreuses discontinuités physiques (mécaniques ou biologiques). Il s'agit :

• De fissures de dessiccation plus ou moins larges (quelques centaines de microns). Les fissures planes et obliques donnent à la roche un aspect bréchique, alors que les fissures courbes individualisent des nodules pédologiques de quelques centaines de microns à plus de 1 mm de diamètre. Ces fissures sont, le plus souvent, secondairement colmatées par de la sparite ou de la microsparite diagénétiques (Photos 8-A et 8-B).

• De vacuoles et de pores (Photos 8-A et 8-C) engendrés, respectivement, par la dissolution de la matrice micritique et par celle de la sparite secondaire.

• D'une porosité de type moldic voids (Photo 8-D), liée à la dissolution de débris de coquilles.

3 ) Étude de l'ensemble lithologique supérieur du site de Aithet Ennsa

a. Description macroscopique

28L'ensemble supérieur apparaît dans la partie basse du transect. Il est constitué de dépôts détritiques limono-sableux (Fig. 4), d'origine éolienne, reposant sur les calcaires de l'ensemble inférieur. Il montre une large variété de faciès sédimentaires, avec des horizons beiges, des horizons rougeâtres et des encroûtements calcaires de faciès variés.

29Les encroûtements ayant ici un pendage très faible et leur mode de mise en place restant énigmatique, l'interprétation chronologique des dépôts de cette partie du transect est délicate. Nous y distinguons cependant trois éléments (voir Fig. 3) :

• La partie inférieure est essentiellement constituée par une formation limono-sableuse (Fig. 4 : OAS 16), rougeâtre à la base. Elle comporte des encroûtements diffus.

• La partie supérieure est formée uniquement de limons sableux (Fig. 4 : OAS 21). Elle précède le sol actuel.

• Ces deux accumulations meubles sont séparées par un niveau encroûté discontinu, qui sera présenté avec la séquence inférieure. D'un développement longitudinal d'une dizaine de mètres en moyenne, les formations carbonatées sont fusiformes. Distantes les unes des autres d'une vingtaine de mètres, elles ont chacune leurs propres caractéristiques. Dans le profil décrit, les encroûtements sont surmontés par une dalle compacte tapissée par une croûte zonaire.

Séquence inférieure (Photos 9-A)

30Cette séquence est épaisse de 8 m environ. De bas en haut, elle est formée par :

• La matrice encaissante (OAS16) : il s'agit d'une formation limoneuse métrique qui se distingue dans le paysage par sa couleur rouge brique. Cette roche, à forte porosité infra-millimétrique, s'agglomère par endroits en mottes décimétriques, laissant apparaître des fissures anastomosées. Les carbonates, peu fréquents, sont dispersés ou organisés en nodules friables de 2 à 3 cm de diamètre et en pédotubules qui ont un diamètre de 2 cm et une longueur de 5 cm.

• L'encroûtement discontinu (OAS17) : vers son sommet la matrice limoneuse passe progressivement à un niveau limoneux de couleur beige d'épaisseur métrique. À la base, cette roche est constituée de limons sableux de 1 m d'épaisseur, peu carbonatée, de couleur rougeâtre, montrant une microporosité intense. Les carbonates sont dispersés ou organisés en nodules et pédotubules centimétriques. Ces dépôts sont caractérisés par la présence de lentilles conglomératiques à galets et graviers calcaires.

• L'encroûtement pulvérulent (OAS18) : au-dessus de ces carbonates, un encroûtement pulvérulent de 2 m d'épaisseur s'est mis en place. Ce terme est caractérisé par l'absence quasi totale des lithoreliques (débris de roches altérées de la taille des graviers ou plus petits) et un enrichissement accru en carbonates légèrement lithifiés. Il s'agit notamment de nodules et de pédotubules calcaires coalescents ou englobés dans une matrice calcaire pulvérulente. Ces éléments sont détachés le plus souvent de la formation encaissante par des microfissures courbes.

• L'encroûtement feuilleté (OAS19) : au-dessus de l'encroutement pulvérulent, on passe brutalement à un encroûtement de calcaire feuilleté de 0,5 à 1 m d'épaisseur. Cet encroûtement se distingue par son induration, sa structure laminée horizontale et sa richesse relative en carbonates. Il est séparé des limons formant l'encaissant par des fentes subhorizontales. Dans le détail, cet encroûtement se débite en fuseaux ou en "queues de poisson", dont le centre est riche en micronodules calcaires de taille millimétrique dispersés dans une masse calcaire plus ou moins indurée et dont les bords sont tapissés par un enduit de calcaire laminé de 0,5 m d'épaisseur rappelant une croûte zonaire.

• La croûte massive (OAS20) : une croûte calcaire de 20 à 50 cm d'épaisseur, de structure fusiforme, indurée, de couleur blanchâtre dans l'ensemble et présentant une structure interne complexe, occupe le sommet de cette séquence. À la cassure, cette croûte présente une variété de teintes beiges, des pisolithes, de petits fragments d'éléments détritiques carbonatés et surtout des rubanements fins correspondant à une croûte zonaire (OAS20z).

Séquence supérieure (Photos 9-B et 9-C)

31Cette séquence surmonte la croûte zonaire. D'une épaisseur de 4 m, elle est formée par :

• Les limons beiges (OAS21 et OAS22) : sur la dalle d'encroûtement du sommet de la séquence précédente, repose de façon nette une séquence sédimentaire limoneuse de 2 à 3 m d'épaisseur. Ces dépôts beiges sont peu indurés par les carbonates, dispersés ou organisés en nodules et pédotubules calcaires de couleur blanchâtre.

• Le sol actuel (OAS23) : le profil se termine à son sommet par 1 m de limons sableux très friables. Ces dépôts à rares nodules et pédotubules calcaires (10 % du tout-venant) se débitent en prismes pluridécimétriques. Les limons sont riches en matière organique, comme l'atteste leur couleur brun foncé, et contiennent quelques Hélix et des fragments de roches ou de croûte calcaire.

b. Description microscopique

32En observant la formation encaissante au microscope, on peut distinguer les éléments squelettiques (c'est à dire reconnaissables au microscope polarisant) qui sont essentiellement formés de grains de quartz (80-200 µm de diamètre ‒ Photos 10-A, 10-B et 10-C) et accessoirement de grains de glauconie de couleur verte, de feldspaths et de minéraux opaques. Les lithoreliques sont représentées par des fragments de roches mésozoïques de nature calcitique et/ou dolomitique et de nombreux tests de lamellibranches (Photo 10-B) et d'Hélicidés brisés (Photo 10-B). Le plasma est constitué d'enduits argileux autour des grains de quartz (argilanes) et de plages micritiques et dolo-micritiques dispersées ou individualisées (Photo 10-D) en nodules séparés de la formation encaissante par des fentes courbes.

4 ) Minéralogie des accumulations carbonatées continentales

33Dans les calcaires lacustres et/ou palustres, la calcite domine (70 %) devant la dolomite (20 %), le quartz (5 %) et les argiles (5 %). Dans la fraction fine (< 2 µm), le taux de kaolinites varie de 5 à 10 %, celui de smectites de 10 à 15 % et celui de palygorskites de 70 à 90 %.

34Dans les encroûtements, la calcite (65-90 %) et la dolomite sont également dominantes. La composition minéralogique est bien sûr influencée par celle de la formation détritique encaissante, le plus souvent riche en quartz (45-55 %) et en minéraux argileux (20-25 %). La fraction fine est très riche en palygorskites (50 à 70 % le plus souvent, parfois jusqu'à 90 %). Le taux de smectites est compris entre 20 et 55 %. Les kaolinites sont moins omniprésentes et restent peu abondantes (de l'état de traces à 20 %).

IV - Discussion et interprétation

35Au cours du Quaternaire, l'accumulation d'éléments à partir des reliefs encadrant le bassin versant de l'oued El Hajel (djebels Zaouia, Hendi, Bou Gobrine, etc.) a généré la formation de deux ensembles sédimentaires superposés.

36Au sein de ces ensembles, les faciès carbonatés continentaux quaternaires de Hajeb El Ayoun sont de trois types : calcaires lacustres, calcaires palustres et encroûtements calcaires. Les données analytiques sont résumées dans le tableau I.

1 ) Les faciès de l'ensemble inférieur

37Au Quaternaire inférieur s'est produite une mobilisation intensive, vraisemblablement dans des conditions de relative humidité, de carbonates à partir des reliefs mésozoïques environnants (A. HAMZA, 1988).

38Les calcaires lacustres de Aithet Ennsa se sont alors déposés dans un bassin d'eau douce peu profond où venaient aussi s'accumuler des dépôts détritiques, comme cela peut se faire dans un delta. Á la fin de chacune des trois dernières séquences, la tranche d'eau peu épaisse, a permis le développement d'algues responsables de la formation d'une croûte zonaire.

39Les calcaires de ces trois séquences renferment des restes de gastéropodes d'eau douce. Le comblement des discontinuités de la roche par des cristaux de sparite indique une diagenèse phréatique.

40Au sommet de la séquence la plus récente, la transition vers l'aride s'est traduite par des faciès palustres, à caractère pédogénétique, avec formation de microkarsts (A. PENTECOST et al. 2006 ; G.M. ASHLEY et al., 2009) et de figures carbonatées telles que des nodulisations (P. FREYTET, 1984). Les microkarts que nous y avons observés témoignent d'un climat semi-aride (E. SANZ et al.1999), également prouvé par des fentes de dessiccation, dont la réalisation a nécessité une émersion.

41Les traits morphologiques et microscopiques des calcaires de l'ensemble inférieur correspondent à des milieux lacustres ou palustres tels qu'ils ont été décrits par P. FREYTET et al. (1982). Cela implique la présence d'un bassin fermé immergé, dans lequel le niveau de l'eau a subi des fluctuations responsables de la superposition des séquences observées.

42Le climat qui a régné au cours de la mise en place des faciès lacustres/palustres de Hajeb El Ayoun n'a pas été constant. La formation des faciès lacustres a nécessité des conditions subhumides assurant un niveau de l'eau élevé. La preuve d'un tel climat est fournie par les tests de gastéropodes d'eau douce et par le comblement total des discontinuités physiques des dépôts par de la sparite, ce qui indique une diagenèse phréatique. En revanche, dans les faciès palustres, la présence de microkarsts et celle de fentes de dessiccation attestent une émersion et donc un climat évoluant vers le semi-aride (E. SANZ et al.1999).

43Les limons sableux d'origine éolienne (K. REGAYA, 2000) sont le signe d'un climat aride. L'abondance des encroûtements calcaires témoigne dans le même sens, mais en impliquant l'existence d'une saison suffisamment humide.

2 ) Les faciès de l'ensemble supérieur

44Les dépôts détritiques éoliens (quartz et feldspath) et fluviatiles (lithoreliques arrachées aux reliefs voisins lors des averses violentes) de l'ensemble supérieur sont des témoins de l'aridification du milieu (K. REGAYA, 2000). Mais des accumulations carbonatées de type encroûtement calcaire leur sont associées. Ces encroûtements sont caractérisés par un enrichissement croissant en carbonates depuis la formation détritique meuble jusqu'à la dalle calcaire compacte tapissée par une croute zonaire. Entre les deux, les dépôts carbonatés passent successivement par des niveaux à nodules, à nodules jointifs et carbonatés pulvérulents. Ces dépôts reflètent un milieu aride avec des périodes humides brèves (K. REGAYA, 2000) qui ont permis la mobilisation, la distribution et la réorganisation pédogénétique des carbonates de calcium (A. RUELLAN, 1970).

3 ) Les minéraux argileux

45Les analyses des minéraux argileux au diffractomètre RX ont révélé la présence de palygorskites, de smectites et de kaolinites.

46Dans l'ensemble inférieur, la formation limoneuse, mais aussi les calcaires lacustres et palustres, contiennent jusqu'à 90 % de palygorskites et accessoirement des smectites et des kaolinites. Cela suggère la néoformation des premières au niveau du lac et un héritage des autres à partir d'apports en provenance des massifs environnants (R.B. SINGER, 1979). Les milieux lacustres confinés et subissant une forte évaporation, donc très riches en cations, sont très favorables à la néoformation de palygorskites (P. LE BERRE, 1989).

47Dans l'ensemble supérieur, la teneur en palygorskites augmente sensiblement de la formation limoneuse basale vers l'encroûtement pulvérulent (voir Fig. 3), alors que celle en smectites diminue de 55 % à moins de 20 %. La teneur en kaolinites demeure faible dans tout l'ensemble supérieur (inférieure à 20 %). Cette évolution antagoniste des taux de palygorskites et de smectites suggère la transformation des smectites en palygorskites (D.H. YAALON et M. WIEDER, 1976). Par ailleurs, la présence de palygorskites néoformées ou transformées dans un milieu devenu non lacustre, atteste une pédogenèse sous un climat à tendance aride à semi-aride (J. PAQUET, 1969 ; P. DUTIL et J.L. BALLIF, 1971 ; C. BOULET, 1974), avec une saison humide suffisante pour assurer les réactions. Dans les secteurs où les précipitations sont aujourd'hui supérieures à 600 mm/an, les palygorskites sont quasi absentes des dépôts quaternaires en Tunisie (K. REGAYA, 2000 ; M. BOURGOU, 1991).

V - Conclusion

48Les carbonates continentaux quaternaires (Pléistocène moyen à supérieur) de Aithet Ennsa, dans la région de Hajeb El Ayoun en Tunisie centrale, s'inscrivent dans la morphologie faite de cônes de déjection, glacis et glacis-terrasses du bassin synclinal drainé par l'oued El Hajel.

49À la base des matériaux étudiés, les dépôts quaternaires débutent par des limons alluviaux renfermant des éléments conglomératiques. Ces limons sont recouverts par une couche calcaire, épaisse de 50 cm environ, elle-même surmontée par une succession de trois séquences associant chacune trois faciès, avec de bas en haut : un mince lit marneux, une dalle carbonatée (20 à 50 cm d'épaisseur) et une croûte zonaire peu épaisse.

50La dalle calcaire au-dessus des limons est massive. Les bancs carbonatés des séquences sus-jacentes renferment des fragments de gastéropodes et de lamellibranches, mais aussi de la sparite colmatant les vides. Tous témoignent d'un milieu continental inondé et donc d'un climat subhumide à humide. La présence de croûtes zonaires tapissant la surface des trois séquences supérieures rend compte de phases pendant lesquelles la lame d'eau a été peu épaisse. La mince couche marneuse à la base de chaque couche calcaire signe certainement le début d'une remise en eau aux points d'observation. La forte inclinaison des couches témoigne de la poursuite de la subsidence du bassin de Hajeb El Ayoun après leur dépôt.

51Au sommet de l'ensemble inférieur, la couche calcaire de la dernière séquence montre des fentes de dessiccation et des microkarsts, dont la formation a nécessité un milieu périodiquement exondé. Les conditions ainsi définies confèrent à ce dépôt un caractère palustre. Nous retrouvons là un contexte diagénétique déjà reconnu à Tajerouine, dans le Nord-Ouest tunisien (N. GHANNEM et al., 2016).

52L'ensemble supérieur, au-dessus des calcaires palustres, est constitué de dépôts détritiques (limons éoliens) au sein desquels se sont formés des croûtes et des encroûtements. Les conditions climatiques sont devenues plus sèches, semi-arides à arides, mais avec une saison humide suffisante pour assurer la néoformation de palygorskites.

Remerciements : Nous sommes reconnaissants à M^me Oula AMROUNI, du Laboratoire Milieu Marin de l'Institut des Sciences et Technologies de la Mer à Salambo, pour les analyses granulométriques et micro-granulométriques effectuées pour nous. Nous remercions aussi les réviseurs de notre texte, restés anonymes, qui ont contribué à son amélioration. Nos remerciements vont enfin à M. Claude MARTIN, pour sa patience et ses remarques constructives, aussi bien sur la forme que sur le fond. Qu'il trouve ici l'expression de notre profond respect.