1Les zones humides occupent de nos jours, une grande place dans le littoral tunisien, notamment dans ses parties orientale et méridionale. Elles sont de différents types (lagunes, sebkhas, chotts, marécages et marais maritimes à slikke et schorre). Une étude récente (APAL-PNUD, 2013) estime leur superficie à quelque 203 000 ha dont une majeure partie appartient à la façade orientale du pays. Une telle extension a été favorisée par des conditions topographiques et hydrologiques particulières ainsi que par la configuration du trait de côte. Ces zones humides se développent dans les régions caractérisées par (1) une grande faiblesse de la topographie et des pentes, (2) une grande sensibilité à la présence de la mer et (3) des positions d’abri comme le fond des baies et des golfes et les embouchures de certains cours d’eau. Or, toutes ces conditions sont réunies dans la frange littorale de la façade orientale de la Tunisie. Les zones humides sont par contre plus rares sur la façade septentrionale et son prolongement vers l’Ouest connus pour leur caractère souvent escarpé. C’est dans le golfe de Tunis et aux environs de Bizerte qu’elles sont les plus importantes. Dans le golfe de Gabès et ses abords méridionaux, par ailleurs, l’extension des terres humides du type marais maritimes, très souvent relayés par des sebkhas et des chotts, s’explique également par l’importance de la marée qui fait l’originalité de cette région.

2Les recherches géologiques et géomorphologiques ont montré que le développement de ces zones humides sur le littoral tunisien a constitué un phénomène récurrent au cours des interglaciaires holocènes et pléistocènes.

3Les dépôts lagunaires holocènes, très bien représentés le long du littoral tunisien, constituent d’importantes archives paléoclimatiques et paléoenvironnementales qui ont fait l’objet de plusieurs études sédimentologique, faunistique, pollinique et géochimique (FONTES et PERTHUISOT, 1971 ; PERTHUISOT, 1975 ; OUESLATI, 1992 ; GARGOURI, 2001 ; LAKHDAR et al., 2006 et 2009 ; ZAIBI et al., 2011). En revanche, les études pluridisciplinaires des dépôts lagunaires pléistocènes demeurent beaucoup plus rares dans la mesure où ces dépôts sont moins accessibles et moins bien conservés que les dépôts lagunaires holocènes.

4Des dépôts lagunaires interglaciaires du Pléistocène supérieur et moyen ont été identifiés sur les côtes orientales du Cap Bon et du Sahel (fig. 1).

5Leurs traces accompagnent souvent les dépôts marins littoraux, témoins de hauts niveaux marins interglaciaires pléistocènes, qui jalonnent la côte orientale de Tunisie (PASKOFF et SANLAVILLE, 1980, 1983 ; OUESLATI et al. 1982 ; MAHMOUDI, 1986, 1988 ; PASKOFF et OUESLATI, 1988 ; MEJRI, 2012 ; BRAHIM, 2005 et 2014). Mais leur extension a varié au cours du Quaternaire, d’une période interglaciaire à l’autre même si les segments côtiers qui les ont abrités ont toujours été les mêmes.

6Les dépôts lagunaires pléistocènes sont conservés à proximité des sebkhas actuelles (fig. 2) et la plupart d’entre eux sont interstratifiés à des dépôts marins littoraux pléistocènes.

7Certains reposent directement sous des dépôts lagunaires supposés holocènes (EL ALIA, MAHMOUDI, 1986 ; fig. 2). Les séquences littorales qui les renferment ont été observées occasionnellement le long des falaises actuelles et le plus souvent à l’intérieur des terres, à quelques kilomètres du rivage actuel, le long des berges d’oueds, dans des carrières, des puits ou des drains aujourd’hui disparus suite à des travaux d’aménagement.

8Ces dépôts lagunaires pléistocènes présentent un faciès à dominante limono-sableuse avec une fraction argileuse parfois importante (MEJRI, 2012). Ils renferment une faune diagnostique des milieux lagunaires (ostracodes, foraminifères, Cardium à coquilles jointives, Potamides, Cerithium, …) et présentent tous un faciès hydromorphe (de couleur gris-verdâtre qui rappelle les gleys) caractéristique des zones humides.

9C’est sur la façade orientale de la péninsule du Cap Bon et dans le golfe de Hammamet que les affleurements sont les plus nombreux (fig. 1). Des dépôts lagunaires pléistocènes y ont été identifiés à signalés à Menzel Temime (PASKOFF et SANLAVILLE, 1983), le long des oueds Lebna et Chiba (ZAOUALI, 1967 ; GROSSE, 1969 ; OUESLATI, 1994), le long de l’oued Dar Oufa (PASKOFF et SANLAVILLE, 1983 ; OUESLATI, 1994 ; MEJRI, 2012 ; MEJRI et al., 2014) et dans l’arrière-pays de Bouficha (PASKOFF et SANLAVILLe, 1983). Le premier travail détaillé a été réalisé par ZAOUALI (1967) qui a étudié un affleurement de sables à Cardium, au Cap Bon oriental, situé sur le plateau qui borde, du côté méridional, la vallée de l’Oued Lebna. Sur la base du contenu faunistique, l’auteur conclut, quant aux conditions du dépôt, à un milieu lagunaire, aux eaux plus chaudes que celles des lagunes actuelles qui bordent le rivage de la côte orientale du Cap Bon. Grosse (1969) pense qu’il s’agit de dépôts déformés compte tenu de leurs altitudes qui varient entre 30 et 50 m au-dessus du niveau marin actuel. Aucun âge précis n’a toutefois été donné.

10Au Cap Bon oriental, OUESLATI (1988 ; 1994) a identifié plusieurs générations de dépôts lagunaires au sein des séquences littorales pléistocènes (fig. 3).

11Il propose une chronologie relative en considérant leur position par rapport au cordon littoral du dernier interglaciaire d’une part, et des niveaux de glacis et de terrasses alluviales de l’arrière-pays immédiat d’autre part.

12Au Sahel, les travaux de GROSSE (1969) et ceux, plus récents, de PASKOFF et SANLAVILLE (1983) et de MAHMOUDI (1986 ; 1988) ont également attiré l’attention sur l’existence de dépôt à faciès lagunaire associé au cordon littoral hérité du dernier interglaciaire (SIM 5) dénommé tyrrhénien en Méditerranée. Ces dépôts ont été observés (fig. 2) à Hergla (MAHMOUDI, 1986, 1988 ; MEJRI, 2012 ; MEJRI et al. 2014), à Khniss, (MAHMOUDI, 1986, 1988 ; MEJRI, 2012), à Teboulba (MAHMOUDI, 1986, 1988), à El Alia (MAHMOUDI, 1986, 1988 ; BRAHIM, 2014) et à Chebba (MEJRI, 2012).

13Enfin, dans le Sud-Est tunisien, aucun dépôt lagunaire pléistocène n’a été répertorié par JEDOUI et al. (2001, 2003). MEJRI (2012) en revanche a récemment identifié un limon lagunaire sur l’île de Jerba à la base de la séquence littorale de Sidi Yati (fig. 1) qui a été attribuée par JEDOUI et al. (2001, 2003) au SIM 5.5.

14Ces dépôts lagunaires pléistocènes constituent d’importants horizons repères stratigraphiques au sein des séquences littorales. Ils renferment par ailleurs de précieux indicateurs paléoenvironnementaux dont l’étude s’avère très instructive pour la reconstitution des paléopaysages et pour la connaissance de l’histoire des zones humides. Leur âge, condition indispensable pour de telles reconstitutions, reste souvent indéterminé.

15La chronostratigraphie de ces dépôts lagunaires pléistocènes repose essentiellement sur des arguments stratigraphiques et morphologiques, ainsi que sur quelques rares données géochronologiques (taux de racémisation, âges U/Th, âges OSL) associées aux dépôts marins qui les encadrent.

16Les dépôts lagunaires rapportés à des interglaciaires pléistocènes sont inaccessibles à la méthode ¹⁴C qui est limitée à 40-50 ka. Par ailleurs, le matériel datable par la méthode U/Th y est rare voire absent. Enfin, l’application de la méthode U/Th aux coquilles de mollusques marins demeure souvent problématique. Les âges U/Th sont fréquemment sous-estimés en raison de l’ouverture du système et de l’incorporation post mortem d’Uranium (KAUFMAN et al., 1996). Par ailleurs, une contamination du dépôt marin par des coquilles remaniées de dépôts marins plus anciens engendrera une surestimation des âges U/ Th. La méthode de datation par luminescence par contre, applicable aux grains minéraux du sédiment (quartz ou feldspath), offre la possibilité de dater directement le dépôt lagunaire. Lorsque les grains de feldspaths et de quartz sont stimulés optiquement en laboratoire par une exposition à une lumière de longueur d’onde spécifique, ils émettent un signal OSL (« Optically Stimulated Luminescence ») qui mesure le temps écoulé depuis leur enfouissement ou leur dernière exposition à la lumière solaire. Lorsque les feldspaths potassiques (feldspath-K) sont stimulés par des photons du proche-infrarouge (λ = 880 nm), on parlera plus spécifiquement de signal IRSL (Infrared Stimulated Luminescence ; HÜTT et al., 1988). Ces méthodes OSL/IRSL sont par ailleurs très bien adaptées à la datation des sédiments marins littoraux (DULLER, 2004 ; WINTLE, 2008). Dans cet environnement, les grains minéraux sont bien exposés à la lumière solaire avant leur dépôt ; leur horloge interne ou leur luminescence héritée est dès lors bien remise à zéro au moment du dépôt final. Deux techniques IRSL sont aujourd’hui couramment utilisées : la technique standard qui repose sur la mesure du signal IRSL à 50 °C et une technique plus récente, la PIR-IR ou « post-IR elevated temperature IRSL » qui s’appuie sur la mesure du signal IRSL à une température plus élevée (225 °C ou 290 °C) précédée d’une stimulation IRSL à 50° C (BUYLAERT et al., 2012).

17Une première tentative de datation par luminescence de sédiment lagunaire pléistocène affleurant au Cap Bon oriental, a été réalisée par MEJRI et al. (2014). Ces derniers ont appliqué la technique IRSL 50 °C aux grains de feldspaths potassiques (K) du limon lagunaire de Dar Oufa, rapporté au SIM 7 (unité Douira). L’âge IRSL 50 °C obtenu (223 ± 35 ka) s’est révélé cohérent avec l’âge PIRIR 290 °C (172 ± 12 ka) du dépôt marin sous-jacent appartenant à la même unité Douira (THIEL et al., 2012).

18Dans le cadre de cette étude, nous nous proposons d’appliquer la technique IRSL 50 °C, préalablement testée au Cap Bon, à des dépôts lagunaires interglaciaires pléistocènes du Sahel et du Sud-Est tunisien. Dans un premier temps, la technique IRSL 50 °C est testée au Sahel sur deux dépôts intra-tyrrhéniens dont l’attribution chronostratigraphique est bien établie au sein de deux séquences tyrrhéniennes de référence : Hergla et Khniss (fig. 1). La technique IRSL 50 °C est ensuite étendue aux dépôts lagunaires qui affleurent sous les séquences tyrrhéniennes de référence de Chebba et de Sidi Yati (fig. 1), respectivement au Sahel et sur l’île de Jerba (MEJRI, 2012). Ces dépôts étaient jusqu’ici rattachés au « Villafranchien ».

19L’objectif de cette étude est de confirmer l’appartenance des limons lagunaires intra-tyrrhéniens au SIM 5 et de préciser l’âge des dépôts lagunaires reposant sous les séquences tyrrhéniennes.

20Enfin, pour tester la cohérence stratigraphique de nos résultats IRSL, ceux-ci seront comparés à l’âge IRSL du dépôt lagunaire du SIM 7 obtenu à Dar Oufa au Cap Bon oriental (MEJRI et al. 2014).

1 - Terrain d’étude

1.1 - Le contexte géomorphologique

21Le relief du Sahel correspond principalement à des collines peu élevées dans lesquelles prend naissance un réseau hydrographique très faible. Cette région n’a pas subi d’importants mouvements tectoniques verticaux au cours du Quaternaire mis à part le plateau de Monastir où les dépôts tyrrhéniens ont été portés à une altitude parfois supérieure à 20 m (KAMMOUN, 1981). L’essentiel des formations marines quaternaires sont rapportées au dernier interglaciaire (SIM 5) à l’exception des dépôts marins observés à Douira et à El Hajeb qui sont attribués au SIM 7 et au SIM 9 (MEJRI et al., 2010).

22La façade orientale de la péninsule du Cap Bon offre des conditions qui ont permis la conservation des formations du dernier interglaciaire ainsi que des dépôts marins plus anciens (SIM 7, 9 et 11 ?). Ceci a été favorisé par un relief plus important parfois très proche de la mer et caractérisé par de fortes pentes comme au niveau des villes de Hammamet et de Nabeul. Cette région a également subi d’importants soulèvements tectoniques depuis la phase Villafranchienne (COLLEUIL, 1976 ; BEN AYED, 1986 ; GROSSE, 1969 ; OUESLATI, 1994) qui ont favorisé l’encaissement du réseau hydrographique et l’étagement de trois terrasses ou plateformes marines (culminant entre 10 et 100 m au-dessus du niveau marin actuel).

23Dans le Sud-Est tunisien par contre, qui n’a pas subi d’importants soulèvements tectoniques au cours du Quaternaire, mais plutôt une légère subsidence (BOUAZIZ et al., 2003), aucun dépôt marin antérieur au dernier interglaciaire n’affleure au-dessus du niveau marin actuel. De plus, les dépôts tyrrhéniens culminent souvent à des altitudes inférieures à celles du Sahel et du Cap Bon (+3-6 m). Dans les régions connues pour leur subsidence active, comme l’archipel de Kerkennah et la côte de Sfax, la limite interne des dépôts tyrrhéniens ne dépasse pas la cote de 2 m. La plupart d’entre eux n’y sont rencontrés qu’en sondage sous les alluvions récentes.

24Dans un tel contexte, l’extension et la position des dépôts lagunaires pléistocènes par rapport au rivage actuel varient d’une région à l’autre. Sur la côte orientale du Cap Bon, entre Kelibia et Beni Khiar, ils ne s’éloignent jamais du cordon littoral tyrrhénien (SIM 5). Plus au Sud par contre, les conditions topographiques changeant, pour accorder une place importante aux plaines très basses, les dépôts lagunaires pénètrent plus loin vers l’intérieur des terres. Ceci est le cas en particulier dans le golfe de Hammamet et localement dans le Sahel (fig. 1). Dans le golfe de Gabès et ses abords méridionaux par contre, ce type de dépôts se raréfie ou fait défaut très vraisemblablement à cause de la subsidence évoquée plus haut.

25Enfin, pendant les périodes glaciaires, la baisse du niveau marin au large de la côte orientale de Tunisie fut accompagnée d’un important recul de la ligne de rivage vers l’Est en raison de la faible déclivité et de l’étendue du plateau continental. L’emplacement des lagunes interglaciaires était alors soumis à une dynamique continentale ainsi que l’atteste au Cap Bon, le recouvrement des dépôts lagunaires du SIM 7 par d’épais dépôts alluvio-colluviaux rubéfiés. Pendant les stadiaires du SIM 5, les épisodes de bas niveau marin, de plus courte durée, se sont traduits par le développement de paléosols sur des dépôts lagunaires ou dunaires (MEJRI, 2012).

1.2 - Le cadre stratigraphique

26Au Sahel, les dépôts littoraux du dernier interglaciaire (SIM 5) montrent une superposition de deux unités lithostratigraphiques (fig. 3) : l’unité Khniss surmontée de l’unité Réjiche (MAHMOUDI, 1986 ; 1988). Ces dépôts tyrrhéniens surmontent les dépôts littoraux attribués à l’unité Douira (SIM 7) et sont séparés de ces derniers par un limon sableux continental pédogénéisé qui témoigne d’une phase d’émersion en rapport avec un bas niveau marin supposé contemporain du SIM 6 (fig. 3, 4).

1. unité Douira (sous-unités 1a, 1b, 1c, 1d) :

2. 1a et 1b : sables marins quartzeux fins à Cardium séparés par une discontinuité stratigraphique ; 1c : calcaire gréseux bioclastique grossier à Cardium et à Glycymeris (lumachelle) ; 1d : sable limoneux continental pédogénéisé ; 
   unité Khniss (sous-unités 2, 3a, 3b) :

   1. 2 : sables quartzeux marins ; 3a : sables et marnes lagunaires ; 3b : sables quartzeux éoliens ;

3. unité Rejiche (sous-unités 4a, 4b, 4c)
   4a : sables bioclastiques et oolithiques à Strombus bubonius ; 4b : sables oolithiques éoliens ; 4c : conglomérat de la Chebba.

Réalisation : Michelle Laithier (UQAM, Montréal) d’après Mahmoudi (1986, 1988).

27L’unité Khniss est constituée de dépôts marins littoraux bioclastiques, parfois oolithiques, mais dépourvus de Strombus bubonius. Un dépôt lagunaire souligne le sommet de l’unité Khniss (fig. 4, sous-unité 3a de Mahmoudi, 1988). Ce faciès régressif marque la fin du premier cycle marin du SIM 5. Il a été observé à Khniss, Hergla, El Alia et Teboulba (fig. 2).

28L’unité Rejiche est caractérisée par des dépôts marins carbonatés, oolithiques à Strombus bubonius remainés surmontés d’un faciès régressif de dune carbonatée oolithique (MAHMOUDI, 1986, 1988). Elle correspond au second cycle marin du SIM 5.

29Ces deux unités ont été attribuées par MAHMOUDI (1986, 1988) au « Tyrrhénien » en l’absence de tout contrôle chronologique. Cette attribution au SIM 5 reposait sur des arguments stratigraphique, géomorphologique et biostratigraphique. Elle a été ultérieurement confortée par (1) les mesures du taux de racémisation des acides aminés des coquilles marines (MILLER et al. 1986), (2) un âge U/Th (126 ± 7 ka) obtenu sur un corail in situ à Monastir (Hearty et al. 1986), (3) l’âge OSL sur quartz (121 ± 10 ka) de l’unité Khniss à Khniss (MAUZ et al., 2009) et (4) l’âge PIRIR 290 °C sur feldspath-K (102 ± 6 ka) de l’unité Rejiche à Aïn Oktor (fig. 1) (THIEL et al., 2012).

30Au Cap Bon oriental, OUESLATI (1994) a identifié trois plateformes d’érosion marine étagées et accompagnées des dépôts corrélatifs de leur façonnement. Les dépôts marins littoraux du SIM 7 (unité Douira) surmontés des dépôts marins du SIM 5 (unité Rejiche) reposent sur la plateforme d’érosion marine inférieure. Ces deux unités sont séparées par des dépôts continentaux pédogénéisés attribués au SIM 6. Les unités Diar Ben Salem et Sidi Youssef (fig. 3) dont l’âge n’a pas encore été clairement démontré, se seraient mises en place au cours du SIM 9 et du SIM 11. Elles reposent sur les plateformes marines moyenne et supérieure. Le calage chronologique de ces unités repose sur des arguments géomorphologiques et stratigraphiques ainsi que sur les données de la racémisation des acides aminés (OUESLATI, 1994). Au sein des séquences littorales pléistocènes du Cap Bon oriental, OUESLATI (1994) a identifié, le long des oued Chiba, Lebna, el Hjar et Dar Oufa (fig. 2), trois générations de dépôts lagunaires (fig. 3) : une première au sommet de l’unité Diar Ben Salem (attribuée à la fin du SIM 9), une deuxième au sommet de l’unité Douira (mise en place à la fin du SIM 7) et une troisième à la base des dépôts marins du dernier interglaciaire (affleurant à la base de l’unité Rejiche).

31Dans le Sud-Est tunisien, les dépôts du dernier interglaciaire montrent une superposition de deux unités lithostratigraphiques (JEDOUI et al., 2001 ; 2003) : l’unité quartzeuse surmontée de l’unité carbonatée (fig. 3). L’unité quartzeuse est caractérisée par une superposition de dépôts marins siliciclastiques surmontés de sable éolien. L’unité carbonatée est constituée de dépôts marins carbonatés oolithiques à Strombus bubonius remaniés surmontés d’une dune oolithique. L’unité quartzeuse a donné des âges U/Th sur Ostrea compris entre 147 et 109 ka ; les âges U/Th de l’unité carbonatée s’échelonnent entre 141 et 91 ka (JEDOUI et al. 2001, 2003). Ces deux unités ont dès lors été attribuées par ces auteurs au SIM 5.5 mais restent néanmoins chronologiquement indifférenciées par la méthode U/Th. Elles ont été corrélées aux unités Khniss et Rejiche du Sahel. Notons enfin que JEDOUI et al. (2001, 2003) n’ont répertorié aucun dépôt lagunaire au sein des séquences du dernier interglaciaire du S.E. tunisien. MEJRI (2012) par contre, a identifié sur l’île de Jerba, à Sidi Yati, un dépôt lagunaire pédogénéisé affleurant sous l’unité quartzeuse.

2 - Présentation des sites datés par IRSL

32Les quatre coupes de référence échantillonnées pour la datation IRSL sont schématisées à la figure 5.

Réalisation : Michelle Laithier (UQAM, Montréal)

33Les quatre échantillons destinés à la datation IRSL ont été prélevés dans des limons sablo-argileux (MEJRI, 2012), non indurés et non pédogénéisés. Tous ces dépôts présentent un même faciès hydromorphe. Il s’agit de dépôts de couleur grisâtre-verdâtre caractéristique des gley. Leur partie sommitale renferme systématiquement des taches ou des concrétions carbonatées (calcrète) ainsi que des taches d’oxydation (fig. 6) qui témoignent d’une phase d’émersion et d’une altération en milieu subarérien. Ces dépôts lagunaires pédogénéisés soulignent donc au sein de chacune des séquences, la fin d’un cycle marin.

34Dans la carrière de Khniss, située à proximité de la sebkha actuelle de Monastir, au Sahel (fig. 2), le dépôt lagunaire intra-tyrrhénien attribué à l’unité Khniss culmine à environ 7 m au-dessus du niveau actuel de la mer. Il est surmonté par les dépôts marins bioclastiques carbonatés de l’unité Rejiche (MAHMOUDI, 1986 ; MEJRI, 2012). Il s’agit d’un limon sablo-argileux dont le sommet a été pédogénéisé (concrétions carbonatées). L’échantillon destiné à la datation IRSL (KH2) a été prélevé dans le dépôt lagunaire de l’unité Khniss, sous le paléosol.

35Au niveau de la falaise vive actuelle d’Hergla (secteur sud), adjacente à la sebkha Halik el Menzel (fig. 2), on observe la superposition des unités Khniss et Rejiche. Au sommet de l’unité Khniss, affleure un limon sablo-argileux lagunaire à Potamides, Cerithium et Cardium (Cerastoderma) dont la partie sommitale a été pédogénéisée et renferme de nombreuses concrétions carbonatées (MAHMOUDI, 1986, 1988). Il culmine entre 2 et 4 m au-dessus du niveau marin actuel. Sur ce limon repose un conglomérat intraformationnel (« boulder bed ») surmonté de dépôts marins carbonatés oolithiques à Strombus bubonius remaniés attribués à l’unité Rejiche. L’échantillon destiné à la datation IRSL (HER3) a été prélevé dans le dépôt lagunaire de l’unité Khniss, sous le paléosol.

36À Chebba, au Sahel méridional, un dépôt lagunaire a pour la première fois été identifié par MEJRI (2012) à la base de la falaise vive actuelle. Il s’agit d’un limon sablo‑argileux gris-verdâtre culminant entre 0 et 1 m au-dessus du niveau marin actuel et dont la partie sommitale a été pédogénéisée (concrétions carbonatées) (fig. 6). Il est surmonté par une calcarénite (banc de grès calcaire) oolithique rattachée par MEJRI (2012) à l’unité Khniss. Cette calcarénite est surmontée d’un conglomérat intraformationnel (« boulder bed ») équivalent à celui observé à Hergla au-dessus du dépôt lagunaire intra-tyrrhénien (MEJRI, 2012). L’échantillon destiné à la datation IRSL (SIDI 2) a été prélevé dans le dépôt lagunaire, sous le paléosol (fig. 6).

37Sur l’île de Jerba, la coupe de Sidi Yati constitue un site de référence pour l’unité quartzeuse du Sud-Est tunisien. Il s’agit d’un banc de grès calcaire bioclastique affleurant entre 1 et 3 m au-dessus du niveau marin actuel. Trois dates U/Th sur Ostrea y ont été obtenues : 109 ± 11, 119 ± 5 et 131 ± 10 ka (JEDOUI et al. 2003). La moyenne de ces trois dates (120 ka) conforte selon JEDOUI et al. (2003) une attribution au SIM 5.5. À la base de cette coupe, MEJRI (2012) a identifié un limon sablo-argileux lagunaire grisâtre dont le sommet est affecté par une pédogénèse (calcrète). Ce dépôt était jusqu’ici rapporté au Villafranchien (JEDOUI et al., 2001). L’échantillon YATI 5 a été prélevé dans le limon lagunaire, sous le paléosol.

38À Dar Oufa, au Cap Bon, l’unité Douira d’âge SIM 7 est recouverte par la calcarénite « tyrrhénienne » à Strombus bubonius (unité Rejiche) et repose sur la plate-forme d’érosion marine inférieure identifiée par OUESLATI (1994). Cette unité Douira montre une superposition de sables marins littoraux bioclastiques (unité D-M1 de Mejri [2012]) et de limons gris-verts (unité D-LL1 de Mejri [2012]) dont le sommet a été affecté par une importante pédogenèse soulignée par différentes accumulations calcaires. L’unité Douira est séparée de l’unité Rejiche par des niveaux sablo-limoneux et sablo-graveleux pédogénéisés, d’origine alluviale et colluvio-alluviale (unités D-C1 et D-C2, [MEJRI 2012]). Précisons qu’au Cap Bon oriental, les limons lagunaires attribués à l’unité Douira renferment une macrofaune à Cerastoderma, Ostrea, Cerihium et une microfaune à foraminifères benthiques et ostracodes caractéristiques d’environnement lagunaire (identifiés par J. ZAOUALI in OUESLATI, 1994). L’échantillon DAR 1 daté par IRSL par MEJRI et al. (2014) a été prélevé dans l’unité D-LL1. L’échantillon OD daté par la technique PIRIR290 °C (THIEL et al., 2012) a été prélevé dans l’unité marine D-M1 sous-jacente à l’unité lagunaire D-LL1.

3 - Méthodologie

39Les échantillons de limon sablo-argileux ont été tamisés et ensuite traités à l’HCl (10 %) pour éliminer les carbonates. Les grains de feldspaths potassiques (feldspath-K) (> 80 µm) de densité inférieure à 2,58 g.cm^-3 ont été isolés par densimétrie à l’aide d’une solution de polytungstate de sodium. Ces feldspaths-K ont été stimulés optiquement par des photons du proche-infrarouge (λ = 880nm) (stimulation IRSL) et mesurés sur un Daybreak automatique 1100 TL dans le laboratoire de luminescence LUX de l’Université du Québec à Montréal. La paléodose (De) ou dose totale de radiation reçue par le minéral depuis son dépôt, est estimée par la technique des doses γ additives appliquée à des aliquotes multiples (MDA). Différentes aliquotes multigrains (20 mg de grains par aliquote, 20 aliquotes) d’un même échantillon naturel sont exposées à des doses croissantes de rayonnement γ qui se cumulent à la dose naturelle. La courbe de croissance est ajustée par une fonction exponentielle saturante. La paléodose De est déterminée par extrapolation de la courbe de croissance sur l’axe des doses. Les aliquotes ont été irradiées au moyen d’une source γ de 60 Co et ensuite préchauffées à 160 °C pendant 8 heures.

40La technique MDA fut appliquée avec succès à de nombreux dépôts littoraux interglaciaires de la Manche (BALESCU et al., 1997a ; BALESCU et Lamothe, 1993) et de la Méditerranée (BALESCU et al., 1997b). Elle s’y est révélée d’une grande utilité pour la différenciation chronologique des paléorivages du SIM 5, 7 et 9. La nouvelle technique SAR quant à elle (« single-aliquot regenerative-dose technique » ; MURRAY et WINTLE, 2000 ; LAMOTHE, 2004), appliquée à des aliquotes uniques, fournit une estimation plus précise de l’âge du dépôt en réduisant l’erreur sur les mesures de la paléodose. Dans la mesure où le signal OSL/IRSL des sédiments littoraux est bien remis à zéro au moment du dépôt (DULLER, 2004 ; THIEL et al., 2010), l’application de la technique MDA à ce type de sédiment reste valide. Cette dernière fournit une estimation de l’« âge moyen » du dépôt qui sera comparable à l’âge SAR du dépôt mais dont la marge d’erreur sera légèrement supérieure. Pour les sédiments littoraux datés d’environ 100-120 ka en Sardaigne et en Tunisie, la précision des âges SAR (OSL/IRSL) varie entre 6 et 10 % (THIEL et al., 2010, 2012 ; ANDREUCCI et al., 2009, 2010), celle des âges MAD (IRSL) en Calabre et en Tunisie, est de 10-12 % (BALESCU et al., 1997b ; MEJRI et al., 2012, 2014). À ce stade de nos recherches, la précision de la technique MDA utilisée ici comme outil stratigraphique, s’avère donc suffisante pour (1) confirmer l’âge SIM 5 des dépôts lagunaires tyrrhéniens, et (2) différencier les dépôts lagunaires du SIM 5 et du SIM 7.

41Précisons que l’efficacité de la remise à zéro du signal IRSL des feldspaths-K des dépôts littoraux tunisiens a été préalablement contrôlée (MEJRI et al., 2012 ; 2014) par la mesure du rapport Ln/Tn sur aliquotes uniques (Ln : luminescence naturelle ; Tn : luminescence induite par une dose test β régénéré de 29 Gy). En particulier, pour l’échantillon DAR1 prélevé au Cap Bon dans le dépôt lagunaire du SIM 7, la bonne remise à zero du signal IRSL au moment du dépôt est attestée par la très faible dispersion des rapports Ln/Tn mesurés sur 30 aliquotes uniques (Ln/ Tn moyen = 4.42 ± 0.08).

42Notons enfin que les doses annuelles (Da) des dépôts lagunaires tunisiens analysés dans le cadre de notre étude étant très faibles (1,3-1,8 Gy/ka), leurs intensités naturelles demeurent dans la zone linéaire de la courbe de croissance. En conséquence, l’erreur sur la valeur De extrapolée, inhérente à la technique MDA, est ici réduite.

43En raison de l’instabilité du signal IRSL des feldspaths (« anomalous fading » ; WINTLE, 1973) qui se traduit par une perte spontanée du signal au cours du temps et donc une sous-estimation de l’âge, les âges IRSL mesurés ont été corrigés pour ce fading. Dans le cadre de la présente étude, nous avons utilisé le protocole de correction développé par MEJDAHL (1988 ; 1989) et décrit en détail dans BALESCU et al. (1997a). Ce protocole est le même que celui qui a été appliqué précédemment par MEJRI et al. (2012, 2014). Les signaux IRSL sont mesurés un an après l’irradiation (BALESCU et al., 2003 ; MEJRI et al., 2012) pour réduire les effets du » fading anormal » (SPOONER, 1992). Les âges mesurés un an après l’irradiation sont ensuite corrigés en appliquant le protocole de correction pour le « fading à long terme » de Mejdahl. Ce protocole s’appuie sur l’analyse IRSL de feldspaths-K d’âge « infini » (> 1 Ma) de provenance géologique et géographique identique à celle des échantillons tyrrhéniens. Cet échantillon « infini » (HER12) a été prélevé à Hergla dans le sable marin miopliocène affleurant sous les dépôts marins tyrrhéniens (MEJRI et al., 2012).

44Les contributions des rayonnements externes (α, β et γ) et internes (β) à la dose annuelle (Da) sont calculées à partir des teneurs en U, Th et K du sédiment et qui ont toutes été mesurées par activation neutronique (tab. 1). La teneur en K interne des grains est ici estimée à 12,5 ± 0,5 % sur base de l’hypothèse de HUNTLEY et BARIL (1997). La contribution du rayonnement cosmique est calculée à partir des données de PRESCOTT et HUTTON (1994) en tenant compte des profondeurs actuelles des échantillons.

4 - Présentation et discussion des résultats de la datation IRSL

45Les résultats de la datation IRSL sont présentés dans le tableau 1 et la figure 5.

46Au Sahel, le dépôt lagunaire intra-tyrrhénien affleurant au sommet de l’unité Khniss a été daté 105 ± 9 ka et 107 ± 12 ka, respectivement à Khniss et à Hergla. Ces âges IRSL corrigés sont cohérents entre eux et en accord avec l’attribution chronostratigraphique du dépôt lagunaire au dernier interglaciaire (SIM5). Ils sont stratigraphiquement cohérents avec (1) l’âge SAR-OSL (121 ± 10 ka) obtenu à la base de l’unité Khniss et (2) l’âge PIRIR 290 °C (102 ± 6 ka) de l’unité Rejiche qui surmonte l’unité Khniss. On notera cependant que la précision des âges IRSL (9‑12 %) ne nous permet pas de trancher entre une mise en place du dépôt lagunaire à la fin du SIM 5.5 (125-110 ka) ou au début du SIM 5.3 (100-90 ka). Il importe toutefois de souligner ici que le dépôt marin de l’unité Khniss daté 121 ± 10 ka (SIM 5.5) et le dépôt lagunaire sus‑jacent sont en continuité stratigraphique et appartiennent donc à un même épisode de haut niveau marin. En conséquence, le dépôt lagunaire se serait mis place plutôt à la fin du SIM 5.5 et le paléosol surmontant ce dernier se serait développé au SIM 5.4.

47À Chebba, au Sahel, le dépôt lagunaire sous-jacent à la calcarénite attribuée à l’unité Khniss, a été daté 123 ± 12 ka (SIDI2). À Sidi Yati, sur l’île de Jerba, le dépôt lagunaire sous-jacent à l’unité quartzeuse, a donné un âge IRSL corrigé de 119 ± 10 ka (YATI 5). Ce dernier est cohérent avec les trois âges U/Th (109 ± 11, 119 ± 5 et 131 ± 10 ka) sur Ostrea de l’unité quartzeuse sus-jacente. Les âges IRSL obtenus à Chebba et Sidi Yati sont similaires et suggèrent donc une mise en place au début du SIM 5. Ces derniers sont légèrement plus élevés mais pas significativement différents des âges IRSL des limons lagunaires intra-tyrrhéniens sus-jacents, compte tenu des marges d’erreur. Ils sont par contre significativement différents de l’âge IRSL (223 ± 35 ka) du dépôt lagunaire d’âge SIM 7 (unité Douira) obtenu à Dar Oufa au Cap Bon oriental (MEJRI, 2012 ; MEJRI et al., 2014).

48Les âges IRSL corrigés des dépôts lagunaires pléistocènes (SIM 5 et 7) de la côte orientale de Tunisie (fig. 6) sont donc stratigraphiquement cohérents.

49Ils confirment d’une part l’âge SIM 5 du dépôt lagunaire intra-tyrrhénien pédogénéisé préservé au sommet de l’unité Khniss. Ils démontrent d’autre part l’âge SIM 5 des dépôts lagunaires de Chebba et Sidi Yati jusqu’ici attribués au Villafranchien. Les âges IRSL obtenus à Sidi Yati et à Chebba suggèrent donc l’existence d’un nouveau dépôt lagunaire tyrrhénien antérieur à l’unité quartzeuse et à l’unité Khniss qui jusqu’ici étaient supposées représenter, en Tunisie, la première pulsation positive du niveau marin du dernier interglaciaire (MAHMOUDI, 1988 ; JEDOUI et al., 2002 ; BARDAJI et al., 2008). Les séquences littorales du dernier interglaciaire du Sahel et du Sud-Est tunisien enregistreraient dès lors trois cycles marins, et non plus deux tel qu’admis jusqu’ici. Ces trois cycles marins (fig. 6) seraient représentés successivement par (1) la « nouvelle unité tyrrhénienne » mise en évidence à Chebba et Sidi Yati, (2) l’unité Khniss (ou quartzeuse) et enfin (3) l’unité Rejiche (ou carbonatée). Chacun de ces cycles marins associés à des hauts niveaux marins interstadiaires, s’achève par un faciès émersif (paléosol ou dune littorale) corrélatif d’un épisode stadiaire.

50Des datations IRSL supplémentaires sur d’autres sites s’avèrent nécessaires pour conforter cette hypothèse d’une chronologie longue au sein des séquences tyrrhéniennes de la côte orientale de Tunisie.

Conclusions

51La datation des dépôts lagunaires pléistocènes fournit des jalons chronologiques indispensables à l’établissement d’un cadre chronostratigraphique fiable pour les séquences littorales pléistocènes de Tunisie.

52Cette étude chronologique confirme que les dépôts lagunaires pléistocènes préservés le long de la côte orientale de Tunisie sont datables par la méthode IRSL. La datation IRSL sur grains de feldspaths-K permet une discrimination chronologique entre les dépôts lagunaires du SIM 5 et du SIM 7, contrairement à la méthode OSL sur quartz qui, appliquée aux dépôts littoraux de Tunisie, ne permet pas de dater au-delà de 150 ka (MAUZ et al., 2009).

53Les données IRSL préliminaires obtenues dans le cadre de cette étude, fournissent un nouvel éclairage sur la chronostratigraphie des séquences littorales du SIM 5. Elles confortent d’une part l’âge SIM 5 du dépôt lagunaire intra-tyrrhénien préservé au sommet de l’unité Khniss du Sahel. Elles suggèrent d’autre part l’existence, d’une nouvelle unité littorale d’âge SIM 5, antérieure à l’unité quartzeuse et à l’unité Khniss qui jusqu’ici étaient supposées représenter le premier cycle marin du dernier interglaciaire. En conséquence, les séquences littorales du dernier interglaciaire au Sahel et dans le Sud tunisien, enregistreraient trois cycles marins plutôt que deux, chaque cycle s’achevant par un faciès émersif (paléosol ou dune littorale).

54À ce stade de nos recherches, le nombre de dépôts lagunaires datés par IRSL demeure limité. Une multiplication des sites et une extension de la méthode IRSL aux dépôts lagunaires antérieurs au SIM 7 s’avèrent nécessaires pour compléter, affiner et conforter notre schéma chronostratigraphique des dépôts lagunaires pléistocènes de la côte orientale de Tunisie. Cette extension spatiale et temporelle de la méthode IRSL devrait également fournir de nouveaux éléments de réflexion indispensables à la reconstitution de l’évolution des paléoenvironnements et des paléopaysages littoraux de la côte orientale de Tunisie au cours du Pléistocène moyen et supérieur.