Le J. Boudinar est situé à l'intersection de plusieurs directions rhegmatiques africaines. Il représente en effet un segment d'un des couloirs tectoniques atlasiques (NE-SW) de Tunisie centrale, affecté par l'axe N-S et ses satellites (faille Essouda-Bagra) et les failles de Kasserine (au NE) et de Mezzouna (au SW) de direction NW-SE. L'étude stratigraphique et structurale de ce secteur s'appuie sur une cartographie au 20 000 eme. STRATIGRAPHIE - SEDIMENTOLOGIE : L'examen banc par banc de nombreuses coupes de terrain a permis de préciser l'âge de certaines unités lithostratigraphiques et de caractériser les variations d'épaisseur de chaque Formation du Jurassique à l'Actuel. Ainsi , la base de la Formation Aleg est datée du Turonien terminal, et la Formation Abiod du Campanien à Maastrichtien inférieur. 7 mégaséquences de comblement ont été définies du Tithonique à l'Actuel. Elles sont délimitées par des discontinuités, dont 3 majeures situées à l'Albien inférieur-moyen (?), au Turonien terminal et au Maastrichtien à l'Eocène moyen. Elles sont liées soit à des émersions, soit à une submersion des plates-formes antérieurement exondées, soit encore à une érosion sous-marine. Toutes sont accompagnées d'une induration en milieu aérien ou sous une faible tranche d'eau. HISTOIRE STRUCTURALE : Des variations dans le temps du champ de contraintes appliqué à un bâti structuré aboutissent à une succession et une alternance de stades d'extension et de compression accompagnés à chaque fois par une halocinèse. 5 étapes de déformations ont été distinguées au J. Boudinar : 1 - Une extension N-S caractérise le Crétacé inférieur. Elle provoque le jeu de fractures à toutes échelles selon 4 directions (N 65-85; N100-110; N 130-140; N 165-170). Le couloir tectonique atlasique induit l'effondrement d'un graben kilométrique orienté N 65-85. 2 - Une extension à dominante NE-SW caractérise le domaine de l'Albien supérieur au Turonien. Elle provoque la formation d'aires plus ou moins subsidentes et de blocs basculés orientés N 120-140, N 45-50 et N-S. 3 - L'halocinèse domine du Sénonien à l 'Eocène supérieur. Elle se traduit par la mise en place de rides salifères orientées NE-SW et N-S donnant lieu à une intrusion salifère à leur intersection. Elle pourrait représenter un écho des compressions at1asiques. 4 - Une extension multidirectionnelle caractérise le Miocène moyen, et mobilise des failles orientées N 60 et N 140. 5 - A partir du Miocène supérieur et jusqu'à l'Actuel, le domaine est le Siège de compressions atlasiques provoquant la formation d'un anticlinal à coeur évaporitique et d'un synclinal superposé au collapse salifère Sénonien-Eocène supérieur. Les extrémités du pli sont crochonnées lors du jeu senestre des couloirs tectoniques N-S. Un rejeu dextre est envisagé pour expliquer la rotation horaire de la branche centrale du pli. Le J. Boudinar résulte d'une inversion structurale positive au droit d'un couloir tectonique atlasique (NE-SW). SUBSIDENCE: L'analyse de la courbe des épaisseurs cumulées permet d'individualiser des anomalies (=crises) dans l'évolution de la subsidence. Une corrélation avec l'ensemble la Tunisie montre qu'il s'agit de phénomènes régionaux liés aux évolutions générales africaine, tethysienne-atlantique, et méditerranéenne.

L'analyse sédimentologique des Grès d'Annot affleurant au NW du massif de l'Argentera-Mercantour amène à distinguer deux domaines de sédimentation actuellement séparés par la faille du Camps des Fourches. Chaque domaine correspond à un cône sous-marin profond avec des directions d'alimentation en provenance du SE. Le cône ouest-Argentera constitue le remplissage d'une dépression étroite structurée en grande partie pendant le dépôt des Calcschistes à Globigérines. Le cône nord*Argentera s'est développé par progradation dans un bassin ouvert. Dans les deux domaines, la complexité des relations Grès d'Annot - Schistes à blocs traduit un changement brutal de la paléogéographie lié au soulèvement des Alpes internes. L'étude pétrographique et la typologie des zircons des grès et des conglomérats de la série ouest-Argentera révèlent le caractère corso*sarde de ce matériel dont la patrie d'origine est probablement à rechercher dans les prolongements orientaux de ce massif (ou dans la partie sud du domaine des "cordillières nummulitiques"). Les sources d'apport proposées jusqu'ici par divers auteurs sont donc remises en question: Argentera (socle et couverture), Maures-Estérel, Flysch à Helminthoïdes, ... Ces résultats s'accordent assez bien avec une position originelle plus orientale des séries étudiées et permettent de proposer un schéma paléogéographique de l'ensemble du domaine des Grès d'Annot au Nummulitique.

La Formation Ayabacas est une unité resédimentée, affectée de déformations spectaculaires, qui affleure irrégulièrement dans les Andes du sud du Pérou. Elle résulte du collapse sous-marin, aux alentours de la limite Turonien-Coniacien (~91-89 Ma), de la quasi-totalité de la plate-forme carbonatée qui s'était mise en place au cours de deux transgressions, entre l'Albien inférieur et l'Albien supérieur (~108,5 - ~102 Ma) pour la première, et entre le Cénomanien supérieur et le Turonien supérieur (~95 - ~90 Ma) pour la seconde. Le collapse a affecté une surface d'au moins 80 000 km2 et les dépôts, parfois absents à l'amont, atteignent plus de 500 m d'épaisseur à l'aval. Il a été déplacé, au cours d'un événement unique à l'échelle des temps géologiques, un volume de matériaux estimé à > 10 000 km3. Ces dimensions, de l'ordre de celles des glissements sous-marins géants récents, font du collapse Ayabacas le plus grand glissement sous-marin fossile actuellement connu.<br />Le collapse s'organise du NE au SW en six zones basées sur les faciès de déformation, en relation avec deux importants systèmes structuraux d'échelle lithosphérique (une septième zone, à l'extrême NE, correspondant aux dépôts non déstabilisés). Dans les parties amont du collapse (zones 1 à 3, au NE), les dépôts forment une méga-brèche, avec des éléments de taille décamétrique à kilométrique (principalement des nappes et des radeaux calcaires, souvent plissés plastiquement ; plus rarement des blocs rigides dérivés de formations crétacées et paléozoïques) flottant dans un mélange de petits clastes carbonatés ou siliciclastiques et de matériaux pélitiques rougeâtres. Ce mélange de matériaux enclins à se liquifier et à se déformer plastiquement a servi de semelle de glissement aux plus gros éléments. Ces zones se caractérisent également par des déformations et des faciès bréchiques quelle que soit l'échelle d'observation. Les parties aval, au SW, sont exclusivement carbonatées, avec un empilement de masses calcaires de tailles croissantes, une disparition de la semelle de glissement très ductile et une organisation croissante des dépôts marquant un amortissement du collapse.<br />Le collapse Ayabacas, qui s'est produit sur une marge qui paraissait a priori stable, est atypique comparé aux autres glissements actuels ou fossiles. Intervenant immédiatement avant la rapide continentalisation du bassin d'arrière-arc sud-péruvien, et donc l'émergence des Andes, le collapse est une des conséquences de changements géodynamiques à l'échelle de la cellule de convection mantellique du Pacifique, qui ont notamment entraîné une brusque modification des conditions de subduction dans le sud du Pérou. Ce bouleversement a provoqué une flexure de la lithosphère de l'arrière-arc et un découpage du substratum ante-Ayabacas en blocs basculés par des failles normales, créant des pentes favorables au collapse de la plate-forme.