Les anciens travaux sur les affleurements du Cénomanien et du Turonien dans les Monts des Ksour de l’Atlas Saharien Occidental d’Algérie demeurent insuffisants et imprécis au point de vue biostratigraphique et sédimentologique. Les deux étages ont été reconnus pour la première fois par Flamand (1911), qui les a présentés sur sa carte géologique au 1/800.000^ème, mais le détail de la succession restait imprécis. Il faut attendre les travaux de Cornet (1952), mais surtout de Bassoullet (1973), pour que soient décrites des coupes permettant de mieux connaître la succession des assises du Cénomanien-Turonien et que soient apportées de nouvelles données paléontologiques (notamment micropaléontologiques) et biostratigraphiques. A travers cette étude, dans leur ensemble les coupes des Monts des Ksour ne fournissent que peu d’éléments de datation. Les ammonites toujours rares, voire absentes, ne se rencontrent que dans quelques niveaux localisés et largement espacés, ce qui complique l’établissement d’une zonation détaillée et ne permet pas de situer facilement la limite Cénomanienne-Turonienne. Les deux seuls niveaux bien caractérisés et assez constants sont ceux des zones reconnus par Bassoullet. Ils ont été également mis en évidence dans plusieurs coupes (thèse en cours). Pour l’étude biostratigraphique et géochimique détaillées, le choix a été porté sur la coupe de M’daouer à série dilatée (Fig. 2) et ayant fourni le plus de données biostratigraphiques. La coupe de Tamednaïa se situe à environ 150 km vers le sud-ouest (Fig. 1), à série réduite et peu fossilifère a été étudiée à titre de comparaison. Il faut noter qu’aucune étude géochimique n’a été faite auparavant sur les niveaux de passage Cénomanien-Turonien des coupes de la partie occidentale des Monts des Ksour, à série dépourvue de dépôts de “black shales“. La comparaison de la signature géochimique notamment les trois pics d’excursion positive du δ¹³C a permis d’établir des corrélations entre les niveaux du passage Cénomanien-Turonien des deux coupes étudiées. Aussi, la zone d’anomalie positive de la courbe δ¹³C a pu être repérée et le traçage de la limite cénomanienne-turonienne a été précisé. De même, cette étude nous a permet de tester l’efficacité du signal géochimique δ¹³C dans des séries de plates-formes peu profondes pas ou peu documentées sur le plan biostratigraphique.

Les échantillons prélevés sur un pas d’un mètre environ dans les coupes du Djebel M’daouer et de Chebket Tamednaïa, ont été utilisés pour la réalisation des lames minces aux laboratoires du Centre de recherche et développement (CRD) de Boumerdès et au Laboratoire de Géologie à l’Université de Claude Bernard, Lyon I. L’étude du microfaciès a permis la caractérisation des textures et la fraction allochimique et orthochimique selon Dunham (1962) et Folk (1959). Une partie des échantillons a été broyée en poudre, pesé puis soumis à la réaction d’HCl (10%) sous l’appareil « Bernard » pour l’analyse de la calcimètrie. Après étalonnage, la lecture sur éprouvette graduée du volume de CO₂ dégagé suite à la réaction d’acide est portée sur un tableau de données à partir desquelles, une courbe d’évolution du taux de CaCO₃ est tracée le long de chaqu’une des deux coupes étudiées.

L’analyse des isotopes stables a été choisie sur des morceaux ou fragments de roches homogènes d’échantillons sélectionnés, intacts et non affectés par la fissuration ou la dolomitisation et ne contenant pas d’éléments allochémiques comme des bioclastes, par exemple. Pour cette analyse isotopique, les échantillons préparés sont concassés et broyés à l’aide d’un broyeur ordinaire où approximativement 5g de la roche totale en poudre sont requis pour une analyse complète de la roche. Un broyeur à billes de céramique est utilisé pour la réduction en poudre des échantillons qui sera, ensuite, représentative et prête pour l’attaque à l’acide phosphorique sous une température de 25°C. Le CO₂ dégagé est séparé grâce à un jeu d’extraction impliquant de l’azote liquide -270 °C, puis de la neige carbonique -50 °C. Les poudres obtenues sont ensuite passées en fusion et dosage grâce au spectromètre de masse de l’Université Claude Bernard de Lyon. Les données des isotopes stables δ¹³C sont reportées en (‰) relatifs par rapport au standard PDB (Pee Dee Belemnite, Crétacé des Etats-Unis). La mesure de ces standards se faisait au même moment que les échantillons permettent d’obtenir la précision analytique des mesures: δ¹³C ± 0.03 ‰.

Les coupes étudiées de Djebel M’daouer (Fig. 1C) et de Chebket Tamednaia (Fig. 1D), distantes de 150 km, font partie du versant sud-ouest des Monts des Ksour, à proximité de la flexure sud-atlasique. La série sédimentaire du Cénomanien-Turonien est sub-tabulaire avec un pendage très faible vers le sud-est, et formant une dalle ou barre calcaréo-dolomitique surmontant une vire marneuse (Fig. 1C-D). Au sud-est, les Monts des Ksour sont limités par le sillon pré-africain et la plate-forme saharienne, au nord-est par le Pré-Atlas et les Hauts-plateaux, à l’est par le Djebel Ben-Zireg et au nord-est par Chebket Brizina (Fig. 1 A-B). Les affleurements du Cénomanien-Turonien longent la flexure sud-atlasique et forment de larges synclinaux crétacés à fond plat encadrés par des anticlinaux jurassiques longs et étroits caractéristiques du style “jurassien“ des Monts des Ksour. Cette flexure sépare ces monts de la plate-forme saharienne où les terrains crétacés sont peu affectés par la tectonique alpine (Busson et al., 1999) à l’exception de la phase compressive de l’Aptien. Durant l’Albien-Turonien un régime d’extension à grande envergure jalonne le nord-est de la chaine atlasique créant ainsi un système de grabens et demi-grabens qui contrôle la distribution des carbonates de plate-forme et les faciès profonds du bassin, plus particulièrement les faciès riches en matière organique de l’intervalle cénomanien-turonien (Guiraud, 1990; Aris et al. 1998; Herkat et Delfaud, 2000; Herkat, 2001). Les Mésétas limitrophes de ce système, correspondraient à des blocs stables peu ou non déformés par les évènements compressifs du Cénozoïque (Frizon de Lamotte et al., 2000). Le passage cénomanien-turonien est considéré comme un intervalle de changement de dynamique d’extension d’un synrift (subsidence mécanique) à un post-rift (subsidence thermique), associé à une composante latérale de transtension en “pull-appart“ (Laville, 1985; Kazi-Tani, 1986).

La série crétacée étudiée des Djebels M’daouer et Chebket Tamednaïa comprend deux formations définies par Bassoulet (1973): M’daouer et Ghoundjaïa. A Djebel M’daouer, la Formation de M’daouer repose en concordance sur la Formation de Rhélida (Bassoullet, 1973). Dans la coupe de Tamednaïa, elle est discordante sur la Formation de Tiout qui fait partie de la succession désignée comme “Continental intercalaire“ (Conrad, 1969). Seule la Formation de Ghoundjaïa à faciès plus marin fera l’objet d’une étude géochimique dans les deux coupes.

En référence aux données biostratigraphiques issues de travaux réalisées par Collignon (1957, 1965), Amard et al. (1981), Amedro et al. (1996) et Busson et al. (1999) sur les ammonites du plateau du Sahara algérien (Tinhert), le calage des niveaux paléontologiques de la région d’étude a pu être établie suivant la zonation d’ammonites établie par ces auteurs. Ces derniers reconnaissent dans l’intervalle du Cénomanien supérieur-Turonien inférieur quatre zones:

La Formation de Ghoundjaia dans la coupe du Djebel M’daouer montre deux niveaux principaux à ammonites (Fig. 2). Le premier (Md 35), situé dans la partie inférieure du Membre inférieur, a livré de nombreux Neolobites vibrayeanus (D’Orbigny, 1841) (Fig. 3C) qui caractérisent la zone Vibrayeanus (Fig. 8). Le deuxième (Md 51-52), à l’extrême base du Membre médian, renferme de fréquents Vascoceras gamai (Choffat, 1897) (Fig. 3 D-E) qui indiquent la zone Gamai du sommet du Cénomanien supérieur. Au-dessus, dans le niveau Md 58, on rencontre de rares Vascoceras aff. cauvini (Chudeau, 1909) mal conservés (Fig. 3F).

Les ammonites sont toujours rares dans le Turonien inférieur des Monts des Ksour. Les spécimens dans le Membre médian de la Formation de Ghoundjaïa, se situent au-dessus du niveau riche en Vascoceras gamai, (Choffat, 1897) ce sont des Vascoceras fragmentaires, non déterminables. Un spécimen mieux conservé, provenant de la partie supérieure du Membre médian (banc Md 58, Fig. 2) est attribué à Vascoceras cf. cauvini (Chudeau, 1909) (Fig. 3 F). Cette espèce pourrait donc encore persister à la base du Turonien, en association avec des formes du Turonien inférieur.

Ces données paléontologiques permettent, d’une part, de caractériser clairement les zones à Vibrayeanus, à Gamai et à Cauvini du Cénomanien supérieur et d’autre part, de montrer que la discontinuité qui termine le Membre inférieur est située entre les zones à Gamai et à Cauvini (Fig. 2, 8), et qu’il n’y a pas de lacune biostratigraphiquement décelable à ce niveau. Enfin, la limite Cénomanien-Turonien se situe au sein du Membre médian, à un niveau qu’il est actuellement impossible de préciser par les ammonites.

L’intervalle d’épaisseur 25 m, situé entre le niveau à Neolobites vibrayeanus (d’Orbigny, 1841), et le niveau à Vascocera gamai (Choffat, 1897) n’a pas livré d’ammonites (Fig. 2, 8), ce qui ne permet pas de lui assigner un âge précis. Il semble être corrélatif sans doute, pour l’essentiel, à la zone standard à Geslinianum, si on compare le profil isotopique du carbone (δ¹³C) de la coupe de M’daouer et celui du stratotype du Turonien à Pueblo (Colorado, USA), qui est bien daté par les ammonites. Ces mêmes données géochimiques nous conduisent à placer la limite inférieure de la zone standard à Geslinianum au niveau du Membre inférieur, et le début du Turonien (base de la zone à Devonense), dans la partie inférieure du Membre médian (Fig. 2, 8).

Globalement, le niveau anoxique de la limite cénomanienne-turonienne « OAE-2 » (Oceanic Anoxic Event) définie par Schlanger & Jenkyns (1976) correspond à un intervalle de stockage du carbone organique (Schlanger et al., 1987; Arthur et al., 1988; Jenkyns et al., 1994), sous la forme de “black shales“, laminés et riches en matière organique (sup. 1% COT). En domaine téthysien, l’EAO-2 correspond à une augmentation du δ ¹³C, observée sur les carbonates (+ 2,5‰ en moyenne) comme sur la matière organique (+4‰ en moyenne) (Accarie et al. 1996, Jarvis et al. 1988, Schlanger et al. 1987). Le calibrage biostratigraphique de la courbe représentative des variations isotopiques de δ ¹³C confère à cette anomalie positive un caractère synchrone susceptible d’être utilisé pour des corrélations à grandes distances (Accarie et al., 1996, Jarvis et al., 1988, Schlanger et al. 1987). On sait que la plupart des études géochimiques du δ¹³C se font sur les séries profondes “black shales“ alors que peu de données géochimiques sont établies sur les séries de plate-forme peu profondes.

Le taux de CaCO₃ (calcimètrie) dépasse les 90% dans presque la totalité de la Formation de Ghoundjaïa au niveau du Djebel M’daouer (Fig. 2 et Tab. 1) et chute ponctuellement à 80 % juste après la limite cénomanienne-turonienne. A la base de la Formation de Ghoundjaïa dans la coupe de Chebket Tamednaïa (Fig. 6 et Tab. 1), les valeurs de calcimètrie oscillent entre 40 % et 80 %, puis augmentent à proximité de la limite cénomanienne-turonienne pour chuter ensuite autour de 20 % dans le Membre supérieur. On constate que ces faibles valeurs coïncident avec la chute de niveau marin.

Au niveau de Djebel M’daouer, la zone d’anomalie marquée par trois pics positifs du signal δ¹³C bien distincts (Fig. 2), est située entre les niveaux Md 39 et Md 55. Les valeurs s’accroissent au milieu du Membre inférieur de la Formation de Ghoundjaïa: Pic 1 (Md 40) = 4,73 ‰. Le δ¹³C montre des valeurs élevées: Pic 2 (Md 50) = 5.43 ‰ au sommet de ce membre et atteint la valeur maximale enregistrée au niveau du pic 3 (Md 55) = 5,49‰ qui se trouve dans le début du Membre marneux médian (b) (Tab.1). Ensuite, la courbe isotopique chute vers des valeurs négatives le long du deux tiers restants de l’intervalle du Membre médian pour atteindre -1‰ au niveau Md 61 et se stabilisent sur une grande partie du Membre supérieur, jusqu’à Md 68 (Tab. 1). Il faut noter que les échantillons de marnes Md 56, Md 57, Md 58 et Md 59, correspondant à cet intervalle, n’ont pas subi d’analyse isotopique.

Le profil de la courbe d’analyse isotopique du δ¹³C dans la coupe de Tamednaïa présente moins nettement les trois anomalies positives (Fig. 6). La valeur du pic 1 (TM 19) = 4, 83 ‰ qui est maximale se trouve à la base du Membre calcaire inférieur de la Formation de Ghoundjaïa. Les deux autres valeurs des pic 2 (TM 27) et pic 3 (TM 32) = 2,75 ‰ sont égales et se trouvent au sommet du même membre (Tab.1). Après la surface bioturbée TM 33 (discontinuité Sb) (Fig. 6, 7B), la courbe chute brutalement vers les valeurs isotopiques négatives pour atteindre un minimum de -8.20 ‰ au niveau TM 43 au sein du Membre intermédiaire (Tab. 1). Cette valeur minimale peut être liée à la dolomitisation. La courbe isotopique reprend ensuite des valeurs positives le long du Membre supérieur.

A priori, la différence d’épaisseur de la Formation de Ghoundjaïa entre la coupe de Tamednaïa (44 m) et celle de M’daouer (92 m) suggère bien une différentiation paléobathymétrique offshore-foreshore attestée au point de vue sédimentologique (Fig. 9). Il est important de signaler l’anomalie positive du δ¹³C qui débute au milieu du Membre inférieur et se termine au début du Membre médian pour les deux coupes. Ces deux membres sont séparés par une discontinuité d’importance régionale délimitant ainsi deux grandes séquences SI et SII dont la première a une surface transgressive basale (ST) bien claire sous forme de discordance angulaire au niveau de Tamednaïa. La deuxième séquence de dépôt se termine par des cortèges de haut niveau aprés une surface d’inondation maximale (Sim) (Fig. 9). Dans la coupe de Tamednaïa (Fig. 6, 9), le Membre inférieur enregistre deux pics 1-2 du δ¹³C qui coïncident avec deux phases de montée du niveau marin (Si1, Si2) séparées par une brève chute. La troisième montée (Sim de la S3) qui passe au milieu du Membre médian, est inscrite hors de l’anomalie positive dans la zone de retrait du signal du δ¹³C. Les fluctuations de la courbe δ¹³C dans la coupe de M’daouer (Fig. 2, 9) présente les trois pics distinctifs (1, 2 et 3) qui sont comparables aux ceux de la coupe de Tamednaïa (Fig. 9). Le premier pic coïncide aussi avec une montée marine (Si1). Les deux pics 1 et 2 se trouvent dans le Membre inférieur et le pic 3 se place déjà dans le Membre médian. La limite cénomanienne-turonienne passe juste avant le pic (3) et après la discontinuité régionale (sf) de Djebel M’daouer corrélable à celle de Tamednaïa.

A l’échelle régionale et mondiale, des exemples similaires de l’enregistrement de l’anomalie positive comme à la frontière algéro-tunisienne (Grosheny et al., 2013) et en Tunisie, où la Formation Bahloul comprend les trois pics I, II et III dont le premier débute dans le Pré-Bahloul (Barrett, 1998; Accarie et al., 1999; Accarie et al., 2000; Soua, 2006; Soua et Tribovillard, 2007, Soua et al., 2007) et la limite cénomanienne-turonienne se positionne après le retrait de l’anomalie positive, après le troisième pic. Les trois excursions positives ont été aussi observées au Tarfaya (Maroc) (Lebdel et al., 2013) et dans le Gabal Libni au nord de Sinai (Egypte) (El-Nady et Shahin, 2008).

Des excursions positives semblables ont été spectaculairement signalées dans le domaine des Apennins (Scholle et Arthur, 1980; Jenkyns et al., 1994; Erbacher et al., 1994), dans le SE de la France au sein du ˝Niveau Thomel˝ (Morel, 1998), et à Gubbio en Italie (Tsikos et al., 2004; Erbacher et al., 1996). Elles sont typiques et de courte durée, libellées “a“, “b“ et “c“ à Eastbourne (Angleterre) (Pratt et Threkeld, 1984; Gale et al., 2005; Jarvis et al., 1988), et dans le Colorado, dans la coupe de Pueblo (Leckie, 1985; Keller et al., 2004).

Bassoullet (1973) cite un niveau à Vascoceras cf. gamai (Choffat, 1897) dans le banc ferrugineux qui termine la première corniche calcaire (B1), correspondant au Membre carbonaté inférieur (a). Boualem (2006) a également récolté Vascoceras gamai (Choffat, 1897) (détermination par Atrops) dans ce même banc scellé par une discontinuité très nette qui a une large extension matérialisée par un surface durcie. Sur la coupe du Djebel M’daouer, il est donc intéressant de noter la présence de Vascoceras gamai (Choffat, 1897) sous le niveau Vascoceras cauvini (Chudeau, 1909), ce qui recoupe les observations faites par Amard et al. (1981), Luger et Gröschke (1989); Meister et Piuz (2013). Les deux biozones d’ammonites Neolobites Vibrayeanus (d’Orbigny, 1841) et Vascoceras gamai (Choffat, 1897) enregistrées dans la Formation de Ghoundjaïa de cette coupe, ont permis de situer avec imprécision la limite cénomanienne-turonienne qui était tracée d’une façon imprécise par les prédécesseurs.

Dans le Turonien inférieur, les ammonites sont toujours rares à travers les Monts des Ksour. Seule la présence, dans la partie supérieure du Membre marneux médian, de Leoniceras (Bassoulet, 1973), genre cité en Espagne dans la sous-zone à Luciae (Barroso-Barcenilla et Goy, 2007), de Mammites sp. et Thomasites sp. (Cornet, 1952), indique le Turonien inférieur. Des Vascoceras fragmentaires trouvés dans le Membre médian de la coupe de M’daouer, au-dessus du niveau riche en Vascoceras cauvini (Chudeau, 1909), sont, difficiles à déterminer spécifiquement. Un spécimen mieux conservé, provenant de la partie supérieure du Membre marneux (banc Md 58) est attribué à Vascoceras cf. cauvini (Chudeau, 1909) (Fig. 3F). Cette espèce pourrait donc encore persister à la base du Turonien, en association avec des formes du Turonien inférieur.

Au sein de la Formation de Ghoundajaïa, les organismes planctoniques ont enregistré des changements importants dans la composition du biofaciès (Fig. 2, 6). Ainsi, l’assemblage de faunes, relativement diversifié, observé dans le Membre inférieur, est dominé par des Hedbergella sp. (Fig. 4H, Md 38) et Whiteinella sp. à la base, associée à des Neolobites (Fig. 3C); tandis qu’au sommet de ce membre, les Heterohelix sp. (Md 52, Fig. 5C) sont accompagnés de Vascoceras cf. cauvini (Chudeau, 1909) (Fig. 3F, Md 58,) qui persistent jusqu’au Membre médian. On note une disparition progressive des foraminifères vers le haut. Ce bioévènement s’avère universel, comme il a été signalé dans la plupart des séries cénomanienne-turoniennes à faciès océanique. Il coïncide aussi avec le ˝Shift Heterohelix˝ (O’Dogherty, 1994; O’Dogherty et Guex,2001; Soua, 2005; Soua et Zaghbib-Turki, 2006; Ruault-Djerrab et al., 2012). La microfaune disparaît au Turonien dans les deux coupes étudiées de M’daouer et de Tamednaïa.

Dans les Monts des Ksour, l’événement anoxique océanique du Cénomanien-Turonien n’a pas donné de “black-shales“. Dans le Membre inférieur de la Formation de Ghoundjaïa de M’daouer, on enregistre une absence momentanée des foraminifères et ammonites (Fig. 2), qui coïncide avec le début de l’anomalie positive δ¹³C (pic 1) et la deuxième inondation (Si2). Elle est suivie par un renouvellement faunique durant le deuxième cycle transgressif (autour du pic 2 et 3). On peut expliquer cette raréfaction ou absence de la faune comme due au retrait d’organismes suite à l’installation de conditions environnementales défavorables probablement en liaison avec la diminution d’oxygène (l’anoxie) lors de la phase transgressive du Cénomanien supérieur (Schlanger & Jenkys, 2007). Comme on peut considérer cette raréfaction de la faune comme équivalente des niveaux profonds à “black-shales“ qui sont bien enregistrés dans les Aurès de l’est algérien (Grosheny et al., 2013), ceci est probablement lié à l’incidence de la stagnation des eaux sur cette partie de plate-forme carbonaté en formant ainsi une zone à oxygène minimum qui n’atteignait pas les eaux de surface où vivaient les foraminifères globuleux non carénés, comme les Whiteinella et Heterohelix.

Dans la coupe de M’daouer, seuls les deux premiers pics d’anomalies isotopiques δ¹³C ont été enregistrés; le pic 1 au milieu de la zone à Geslinianum du Cénomanien supérieur et le pic 2 dans la zone Gamai proche de la limite cénomanienne-turonienne (Fig. 2). La montée de la courbe au début du pic 1 dans la zone Vibrayeanus de la coupe de M’daouer est équivalente à la zone Calycoceras (Proeucalycoceras) guerangeri (Spath, 1926) de l’Europe. Le pic 2 de la même coupe, très proche, au-dessous de la limite cénomanienne-turonienne est équivalent au pic “c“ en référence à la coupe d’Eastbourne (UK), où cette limite se place juste au-dessus (Paul et al.,1999; Jarvis et al., 2006; Voigt et al., 2008). Le troisième pic de la coupe de M’daouer se trouve déjà dans la zone Cauvini du Turonien inférieur. Au-dessus de ce dernier, la courbe isotopique chute brusquement de 5.49 ‰ à -1‰, probablement en rapport avec une lacune entre les membres médian et supérieur. D’ailleurs, la barre carbonatée supérieure du Membre supérieur superpose aux marnes du Membre médian avec une surface ravinante (Sr) bien marquée en affleurement (Fig. 2 et Fig. 3A). Cette discontinuité peut être tracée régionalement et peut être comparée à l’érosion de sub-Plenus d’Eastbourne (UK) (Paul et al., 1999) et au changement du faciès de la base de la coupe de Thomel au pont d’Issole (Danzelle, 2019).

Les données paléontologiques ont permis d’individualiser les zones d’ammonites: Virayeanus, Gamai et Cauvini dans la coupe de M’daouer des Monts des Ksour de l’Atlas saharien. Les données isotopiques de l’excursion positive du δ ¹³C fournies par les coupes de M’daouer et Tamednaïa couplées aux données de la biostratigraphie ont, d’une part, facilité le traçage de la limite cénomanienne-turonienne, et d’autre part, de corréler localement la Formation de Ghoundjaïa dans les deux coupes étudiées. Le signal δ¹³C de la zone d’anomalie positive a fait ressortir les trois pics caractéristiques du passage cénomanienne-turonienne et qui sont utilisés pour une corrélation locale avec la coupe de Tamednaïa dépourvue de faune biostratigraphique valable. La configuration du signal δ¹³C avec ses trois pics dans la zone d’anomalie positive peut être comparé avec d’autres coupes à l’échelle régionale et même globale. Dans cette série de plate-forme étudiée des Monts des Ksour, les fluctuations de la courbe δ¹³C associeés à l’analyse séquentielle ont permis de mettre en évidence des montées de niveau marin au cours du Cénomanien supérieur et une inondation maximale en coïncidence avec la limite cénomanienne-turonienne.