1 Introduction

The Campanian–Maastrichtian interval was described from the first regional geological investigations [2–4,14]. Successive works proposed a biozonal chart using foraminifera [10,16].

Biostratigraphic subdivision attributed to the Abiod formation a Campanian–Maastrichtian age, in spite of a notable reduction of the later in some outcrops [1,3,7,12]. The first allusion to a possible reworking process was made by [8,12].

The purpose of this paper is to show that Campanian–Maastrichtian sedimentation was controlled by a tectonic activity, responsible for a structuring having generated deposit area without being able to modify deeply the palaeogeography. This sedimentation was occasionally disturbed on undergone blocks and thus sub-marine erosion.

2 Micropalaeontological and sedimentological data

The southeastern ending of the J. Serj anticline (Fig. 1) shows, above the Lower Campanian Marls, a few-metre-thick reduced limestone series that underlies, in an apparent continuity, the shaly succession of the El Haria Fm. The whole is topped by a carbonated bar attributed to the Ypresian [17].

Upwards, the strata, subject of this stratigraphic revision (Fig. 2), are:

• (A) an alternation of limestone beds and marly levels 5–6-m thick, successively the Elevata and Ventricosa Campanian biozones. The limestone upper part of this unit (2–3 m) begins by a burrowed bottom surface. Its top is marked by laminated thin alternations. Microfauna gathered in this level A indicates Ventricosa and Stuartiformis zones of Lower Campanian;
• (B) a metric carbonate level in apparent continuity on term A and limited in its top by a gullying surface. The microfacies indicate an Upper Maastrichtian age, as testified by the coexistence of taxa belonging to both Contusa and Gansseri zones;
• (C) the uppermost carbonated bed of the term B, underlying a marly and glauconitic series (El Haria Fm.). The analysis of the microfaunistic content reveals the coexistence of planktic foraminifera taxa indicating various biozones. The first association that indicates an Upper Palaeocene age (P5), Morozovella velascoensis, is associated to Lower Palaeocene taxa as well as Cretaceous microfauna in a pelagite facies.

3 Synsedimentary and tectonic data

4 Interpretation of the reworked microfauna

5 Tectonic and eustatic signature

6 Conclusion

L'intervalle Campanien–Maastrichtien a été décrit dès les premières études géologiques régionales en Tunisie centrale [3,4,8,14]. Les travaux ultérieurs ont précisé le découpage des séries de cet âge par la microfaune, montrant la superposition de biozones caractéristiques [10,16].

Dans la description des anticlinaux atlasiques à coeur aptien, les découpages stratigraphiques et surtout les documents cartographiques ont ainsi assimilé souvent la formation Abiod à l'intervalle Campanien–Maastrichtien, malgré sa réduction d'épaisseur, parfois notable [1–3,7,12]. Les premiers travaux ont envisagé un processus de remaniement [14,15,17], mais sans l'expliquer [14]. La coupe de Khanguet Zelga [3] montre que le Maastrichtien supérieur supporte le Paléocène supérieur.

Ce travail a pour but de montrer que la sédimentation campano-maastrichtienne a été contrôlée par une activité tectonique, responsable d'une structuration ayant engendré des aires de dépôt particulières, sans pouvoir modifier profondément la paléogéographie. La sédimentation a été occasionnellement interrompue au niveau de ces aires de dépôt, exhaussées par la tectonique et soumises ainsi à l'érosion sous-marine.

La terminaison sud-est de l'anticlinal du J. Serj (Fig. 1) montre, au-dessus des marnes du Campanien inférieur, une série carbonatée réduite à une dizaine de mètres et qui supporte, en continuité apparente selon les auteurs, la série argileuse de la formation El Haria. L'ensemble est coiffé par une barre carbonatée attribuée à l'Yprésien [17].

La coupe de Khanguet Zelga, qui fait l'objet de cette révision stratigraphique (Fig. 2), comporte, de bas en haut :

• • un ensemble marno-calcaire (5 à 6 m), où le contenu microfaunistique des niveaux marneux a permis d'identifier les deux premières biozones du Campanien, successivement la biozone à Elevata, puis celle à Ventricosa. Au milieu de cet ensemble, débute un niveau carbonaté (2–3 m), dont la base est très bioturbée et dont le sommet est formé par des alternances centimétriques à stratification fine. L'analyse du microfaciès nous a révélé la présence de deux biozones (Ventricosa et Stuartiformis), qui indiquent le Campanien inférieur ;
• • un terme (1 m), massif et en apparente continuité sur le terme A, limité, à son sommet, par une surface ravinante. Le microfaciès atteste un âge Maastrichtien supérieur par la présence de : Rosita contusa et Gansserina gansseri associées à Rosita plummerae, Globotruncana angulata, Gl. ventricosa, Gl. linneana, Gl. bulloides, Gl. stuartiformis et Gl. arca ;
• • un passage brutal entre B et C, le dernier banc carbonaté du terme B supportant une série marneuse et glauconieuse, avec des intercalations calcaires présentant un faciès biomicritique à foraminifères planctoniques de type pélagite et correspondant à la formation El Haria. L'analyse du contenu faunistique de la série marneuse a révélé la présence simultanée de plusieurs taxons planctoniques appartenant à des biozones différentes. Une première association, qui indique le Paléocène supérieur, contient le microfossile de zone (P4) Morozovella velascoensis avec M. angulata, Planorotalites pseudomenardi et M. chapmani. Ce fossile de zone est associé à des taxons qui indiquent le Paléocène inférieur, dont Subbotina triloculinoides et Globoconusa daubjergensis, ainsi qu'à des Globotruncanidae du Crétacé supérieur et à des prismes d'inocérames.

Il convient de signaler l'absence de la biozone à Mayaroensis, signature d'une lacune de dépôts du sommet de Maastrichtien.

Régionalement et au cours de l'intervalle Campanien à Paléocène, les auteurs ont signalé une activité tectonique synsédimentaire, matérialisée par des « collapses de structures » [12,17]. Nos observations sur le flanc sud-est du massif du J. Serj indiquent l'existence de brèches intraformationnelles liées à l'activité d'un accident bordier. La série d'âge Crétacé supérieur de ce massif comporte localement des olistolithes, qui seraient mis en place par écroulement ou glissement à la suite d'une réactivation tectonique, sur le prolongement de l'affleurement étudié.

La tectonique au cours de cette période s'est effectuée en deux pulsations correspondant aux lacunes respectivement du Maastrichtien inférieur et du Paléocène inférieur, dans une région caractérisée par une mobilité relativement permanente au cours de ces intervalles.

La coupe levée à Khanguet Zalga est située sur le tracé de cet accident bordier NE–SW, responsable de la mise en place de figures de gravité au cours du Campanien–Maastrichtien.

Le premier contact sédimentaire, en apparente transition ménagée entre A et B, dissimule en fait une lacune de l'intervalle Campanien supérieur–Maastrichtien inférieur, caractérisée par l'absence des biozones à Globotruncana calcarata et Gl. falsostuarti. Ceci s'explique par une activité tectonique synsédimentaire, montrant une subsidence très faible dans ce secteur, comparativement au reste du massif [12,16].

La reprise (B) de la sédimentation a été contemporaine d'un remaniement sous-marin. Le J. Serj faisait parti d'un bassin distal, structuré en blocs ayant enregistré une subsidence variable. Les zones les moins subsidentes ont subi préférentiellement une érosion sous-marine, attestée par la coexistence de plusieurs taxons de biozones successives.

Le contact entre B et C correspond à une discontinuité sédimentaire, qui sépare la barre calcaire (formation Abiod) de la formation argileuse El Haria sus-jacente. Latéralement, le premier niveau transgressif fossilise une activité tectonique synsédimentaire, attestée par un réseau de failles qui provoquent un compartimentage en horst et graben.

Le jeu de ces failles a généré des blocs soulevés, réduisant l'espace disponible. Cette aire de dépôt, ainsi circonscrite, n'a été surmontée de sédiment qu'au Paléocène supérieur [5], dont les dépôts sont venus recouvrir uniformément plusieurs domaines paléogéographiques, différenciés à la fin du Crétacé supérieur.

Cette transgression majeure serait liée à une montée eustatique exceptionnelle qui a masqué les effets d'une activité tectonique d'âge fini-Crétacé. Cette dernière a été favorable à des épisodes de remaniements sous-marins, sur des blocs exhaussés au milieu du bassin distal. La composition de la biophase est en faveur d'une érosion sous-marine, accompagnée d'un faible taux de sédimentation.

Ainsi, l'analyse biostratigraphique de cette section de la formation Abiod nous a permis de reconstituer les épisodes de sédimentation, accompagnés au moins par deux phases distinctes de remaniement sous-marin. La réduction en puissance de la formation Abiod ne se produit pas, contrairement à ce qu'on avait admis, selon une direction privilégiée, et ne s'explique pas non plus par une condensation [16] ou par un ravinement in situ [17]. Elle serait le résultat d'une première érosion sous-marine (Campanien supérieur–Maastrichtien inférieur) et d'une deuxième du Maastrichtien supérieur (zone à Abathomphalus mayaroensis).

Les auteurs [7,14,18] ont écrit que la tectonique était responsable de la variation simultanée des puissances et des faciès, mais cette affirmation est souvent invérifiable dans un même domaine paléogéographique. Dans un certain domaine paléogéographique, la variation de puissance est une signature matérielle de l'activité tectonique, responsable de la variation de la subsidence. Dans le secteur étudié, elle a joué à deux reprises. Elle est également matérialisée à proximité de la faille bordière par des figures de gravité, des brèches synsédimentaires, des slumps et des olistholites, nos observations confirmant celles de nos prédecesseurs dans cette région [17]. Les indices de cette tectonique ont été également signalés par plusieurs auteurs dans d'autres domaines paléogéographiques [6,13].

La tectonique synsédimentaire semble jouer un rôle primordial au cours du Campanien–Maastrichtien [6,13,17]. Elle a perturbé profondément la subsidence et également la signature eustatique. Les séquences de dépôt de cet intervalle sont difficiles à déchiffrer dans le détail. En effet, le contexte tectono-sédimentaire engendre une sédimentation discontinue et un remaniement sous-marin, surtout à l'apex des blocs exhaussés, où les limites des séquences s'amalgament. Ce télescopage des limites est matérialisé par le remaniement de microfaunes en milieu de bassin distal. Les deux limites, de part et d'autre de l'ensemble B, peuvent être considérées comme des limites de séquences de type 1. Les directions NW–SE et NE–SW des fractures sembleraient déterminer la répartition des aires de dépôts circonscrits en blocs plus ou moins exhaussés. Ces derniers ont été soumis à l'érosion sous-marine. En revanche, les blocs effondrés ont enregistré le maximum de sédimentation.

L'analyse biostratigraphique du Crétacé supérieur sur le flanc sud-est du J. Serj nous a révélé que certains contacts sédimentaires correspondaient à des ravinements majeurs, accompagnés de remaniement sous-marin.

La formation Abiod étudiée ici, rapportée au Campanien–Maastrichtien [12], montre en fait une série sédimentaire incomplète qui comporte directement, au-dessus du Campanien inférieur à moyen, caractérisé par ses deux premières biozones, le Maastrichtien supérieur, daté notamment par Rosita contusa.

Le Paléocène supérieur transgressif, à Morozovella velascoensis (C), vient à son tour raviner son substratum (B), le mécanisme étant attesté par la coexistence de microfaune de différentes biozones.

Les faciès analysés ne présentent aucune signature de courant. Ceci est confirmé par les microfaciès, qui ne renferment pas d'éléments indiquant la proximité d'un continent. Cette dynamique sédimentaire est influencée par une tectonique contemporaine de la sédimentation et dominée par une distension [7,14] ou par une compression [11].