Etude paleoenvironnementale des dépots quaternaires de l'oued Youkous

1. Généralités

La zone d'étude se situe dans l'Atlas Saharien, aux confins algéro-tunisiens, et précisément dans les Monts de Tébessa, qui constituent la partie orientale des monts de Nemmencha. Les formations géologiques de la région, uniquement sédimentaires, se composent de marnes, marnocalcaires et calcaires, d'un âge compris entre le Turonien et le Maestrichtien, le tout étant surmonté par des formations tertiaires, paléogènes et néogènes (plateau de Tazbent).

L'Oued Youkous se localise au Nord-Ouest de la ville de Tébessa (Fig. 1) et prend sa source à la sortie de la grotte de Bouakkous (située à quelques km au sud-ouest de la ville de Hammamet). Encadré de sommets calcaires, il s'agit d'un petit oued qui se jette dans l'oued Chabbro, lui-même se jetant dans l'oued Laksob, puis finalement dans l'oued Mellègue. Ce dernier traverse les villes de El Aouinet puis de l'Ouenza et continue sa course en Tunisie jusqu'à la mer Méditerranée. Les terrasses étudiées sont en position basse, et ne sont pas surmontées par d'autres terrasses.

De part et d'autres du tracé l'oued, à proximité immédiate de la coupe étudiée, nous avons découvert deux sites capsiens, remarquables par leur grande diversité en outillage lithique et en escargots. Un autre niveau archéologique, présent

au sein même de la coupe, a également attiré notre attention : un certain nombre d'outils sur éclats (racloirs...) nous semblent être de facture moustérienne ou atérienne, mais des études plus précises restent à mener.

2. Méthodologie

Au total, 45 échantillons ont été prélevés sur la coupe stratigraphique et ont fait l'objet de plusieurs types d'analyses, que nous allons détailler ci-dessous :

2.1. Méthodes destinées à l'étude sédimentologique

- analyses sédimentologiques classiques, destinées à étudier les fractions les plus grossières,

- analyses sédimentométriques pour l'étude des fractions les plus fines (limon et argile),

- analyses par diffraction des Rayons X, visant à identifier les différents minéraux argileux présents et leurs proportions relatives (réalisées au laboratoire de Géologie de l'Université d'El Manar en Tunisie),

- analyses calcimétriques,

- analyses morphoscopiques des grains de quartz.

Symbole	Signification
^Kbf ^et Khf	Susceptibilité magnétique volumique à basse fréquence (0,46 kHz) et à haute fréquence (4.6 kHz). Sans dimension.
ibf^et ihf	Susceptibilité magnétique massique à basse fréquence et haute fréquence : 3-1) ibf / hf = (^Kbf / hf.v)/p (m.kg avec v = volume et p = masse de l'échantillon.
ifd	Dépendance en fréquence de la susceptibilité magnétique : ifd = ((ibf-ihf)/ibf) x 100 % Utilisée pour estimer le pourcentage des grains magnétiques de taille SP
Tc	Température de Curie : au-dessus de laquelle tout corps perd ses propriétés magnétiques.
MD	MonoDomaine : Grains de petite taille
SP	SuperParamagnétique : Grains de taille très fine.
PD	PolyDomaine : Grains de plus grande taille. La limite de taille avec les gr. MD est variable (selon le type de matériau et sa forme notamment).
PMD	Pseudo-MonoDomaine
Karm	Susceptibilité anhystérétique
Kdia	Susceptibilité diamagnétique : Concerne les corps diamagnétiques, constituant en général la matrice (quartz, calcite, eau...)
ARIS	Aimantation Rémanente Isotherme de saturation (en A.m^2.kg^-1 si massique ou en A/m si volumique)
ARI	Aimantation Rémanente Isotherme
ARI- 1 00/ARIs	Rapport de l'ARI à 100 mT et de l'ARIS
ARA	Aimantation Rémanente Anhystérétique (en A.m^2.kg^-1 si massique ou en A/m si volumique)
H	Champ magnétique appliqué
Hcr	Champ coercitif rémanent1

Tableau 1. Définition des paramètres magnétiques utilisés.

Grâce à certains paramètres, il est possible de connaître la concentration, la taille ou la nature des grains magnétiques, ce qui permet ensuite d'obtenir des interprétations paléoenvironnementales. Ces paramètres sont les suivants :

- Susceptibilité magnétique massique (i) : permet d'estimer la concentration en grains magnétiques dans les sédiments. En effet, au-delà d'un certain diamètre, elle est peu sensible à la variation de la taille des grains de magnétite (Heider et al., 1996).

- Aimantation rémanente isotherme à saturation
(ARI s ) : un électro-aimant permet d'appliquer un

fort champ magnétique (1 T) sur l'échantillon suivant une direction déterminée, à la suite de quoi l'ARI

s est mesurée à l'aide d'un magnétomètre de

type spinner (Minispin). Finalement, une aimantation rémanente anhystéritique (ARA) est induite en appliquant un faible champ direct de 0,2 mT, puis un fort champ alternatif de 0,12 T sur l'échantillon dans le sens inverse de l'aimantation à saturation.

Le rapport ARI_s/ARA permet d'estimer la contribution respective de chaque type de grains magnétiques, l'ARA étant très influencée par la présence de grains de taille MD et PMD (Hunt et al., 1995).

- S-ratio (rapport ARI-0.3 T / ARI-1T) : caractérise la présence de grains magnétiques de champ coercitif fort, comme l'hématite et la goethite, et les grains de taille MD (Robinson, 1986; Bloemendal et al., 1992).

L'analyse de la courbe d'acquisition de l'ARI donne des informations sur la distribution des composantes magnétiques des échantillons et indique à quel champ magnétique l'échantillon a acquis sa rémanence (Mooney et al., 2002). Chaque spectre peut ainsi être ajusté par l'utilisation de la distribution du log gaussien cumulatif (CLG) (Robertson et France, 1994; Stockhausen, 1998).

Chaque composante magnétique est décrite par son aimantation à saturation (ARI_s), à l'aide du paramètre B 1/2 (champ magnétique pour lequel la moitié de l'ARI_s est atteinte) et du paramètre DP, représentant la dispersion de la distribution (Robertson et France, 1994; Kruiver et al., 2001 ; 2003).

Dans ce qui suit est décrite l'analyse de la courbe d'acquisition de l'ARI pour les échantillons Youk-02, Youk-20, Youk-28, Youk-37 et Youk-44 (prélevés respectivement entre -10 et -15 cm, -162 cm, -245 cm, -363 cm et -445 cm) :

- Pour l'échantillon Youk-02, trois composantes magnétiques sont présentes (fig. 6A et 6B). La première a un champ coercitif 27.5 mT et contribue à 91 % de l'ARI totale de l'échantillon : il s'agit de grains de taille PD de magnétite qui saturent très rapidement et qui présentent des propriétés magnétiques douces ou de faible coercivité (`soft component'). La deuxième composante présente un champ coercitif de l'ordre de 281.8 mT et contribue à 7 % de la valeur totale de l'ARI : il s'agit probablement de grains d'hématite ou de goethite. La troisième composante montre un champ coercitif de l'ordre de 724.4 mT, et ne contribue qu'à 2 % de l'ARI. Cette composante est portée par les grains de goethite ou d'hématite de taille fine.

- Les résultats obtenus pour l'échantillon Youk-20 (fig. 6C et 6D) sont différents de ceux de l'échantillon Youk-02. Les composantes magnétiques observées sont aux nombre de deux. La première présente un champ coercitif relativement faible, de l'ordre de 29.5 mT, et contribue à 45 % de l'ARI. Il s'agit vraisemblablement de grains de magnétite de taille variable (PD, PMD et MD) toutefois dominé par ceux de taille PD. La seconde composante présente un champ coercitif plus faible (14.5 mT) et contribue à 55 % de l'ARI totale de l'échantillon. Il s'agit essentiellement de grains de magnétite de taille PD.

- L'échantillon Youk-28 (Fig. 6E et 6F) présente trois composantes magnétiques, dont deux de faible champ coercitif (19.5 et 35.5 mT) qui contribuent respectivement à 59 et 30 % de l'ARI totale de l'échantillon. Il s'agit de grains PD pour la première composante et d'un mélange de grains (PD, PMD et MD) pour la deuxième composante. Quant à la troisième composante, son champ

coercitif est plus fort (223.9 mT) et elle contribue à 11% de l'ARI totale. Cette dernière est portée soit par l'hématite soit par la goethite.

- Les deux échantillons Youk-37 (Fig. 6G et 6H) et Youk-44 (Fig. 6I et 6J) montrent des propriétés magnétiques identiques à celles de l'échantillon Youk-28 (le champ coercitif de la troisième composante est plus fort (309 et 549 mT). L'aimantation à saturation de l'échantillon Youk37 est cinq fois supérieure à celle de l'échantillon Youk-44. Les grains magnétiques présents dans les deux niveaux sont les mêmes, mais leur concentration est cinq fois plus importante dans le niveau supérieur (échantillon Youk-37). Il est fort possible que les grains magnétiques du niveau supérieur aient migrés vers les niveaux inférieurs par l'intermédiaire des eaux interstitielles.

La représentation de Thompson et al. (1986) permet d'estimer la taille et la concentration en grains de magnétite [fig. 7]. On en déduit que les sédiments des terrasses fluviatiles et alluviales de l'Oued Youkous sont pauvres en magnétite. La concentration de la magnétite varie entre 0.00 1 et 0.01 %. La taille des grains de magnétite est supérieure à 256 um.

Le diagramme de King et al., 1982 (fig. 8) a été appliqué à l'ensemble des échantillons. Ce diagramme confirme les résultats obtenus par le diagramme de Thompson et al., et atteste la dominance de grains de magnétite de taille PD.

Pour les deux échantillons Youk-24 et Youk27 (prélevé à -200 et -235 cm), une représentation de la susceptibilité magnétique en fonction de la température est proposée (Fig. 9). On y observe une légère augmentation des valeurs de ê à partir de 100 C°, ce qui pourrait être due à la décomposition de la goethite en magnétite. La diminution des valeurs de ê entre 300 C° et 400 °C est probablement le résultat de la décomposition de la maghémite en hématite pendant le traitement thermique (Necula et al., 2005 ; Florindo et al. 1999) ou la transformation des sulfures de fer (pyrrhotite ou greigite). Le point de Curie de la magnétite est marqué par une chute totale des valeurs de ê.

Les deux échantillons montrent clairement : - soit le pic de Hopkinson à environ 520 °C,

- soit la réduction de l'hématite de faible signal magnétique en magnétite de fort signal magnétique, - soit la conversion sous l'effet de la température des silicates, des carbonates de fer ou des minéraux argileux en magnétite ou en maghémite (Zhu et al., 1999 et 2000).

La présence de ce pic montre que la phase magnétique est dominée par les grains de taille MD et PMD (Deng et al. 2000). L'hématite est aussi présente dans les sédiments, mais la contribution de ce minéral aux valeurs de la susceptibilité magnétique n'est pas significative, et la