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Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie.

I. INTRODUCTION. Les limites naturelles de l’Algérie sont la Mer Méditerranée au Nord (1200 km), le Maroc à l’Ouest, la Tunisie et la Libye à l’Est, la Mauritanie et le Sahara Occidental au Sud- Ouest et finalement le Mali et le Niger au Sud. Le méridien d’origine (Greenwich) passe à proximité de la ville de Mostaganem. Par sa superficie (2.381.741 km2), l’Algérie après le Soudan, est le deuxième plus grand pays d’Afrique et du monde arabe. Les distances y sont très grandes, environ 2000 km de la côte méditerranéenne au massif du Hoggar et 1800 km d’In Amenas à l’Est jusqu’à Tindouf à l’Ouest.

I.1. Morphologie Générale. L'Algérie comprend quatre grands domaines du Nord au Sud:  L’Atlas Tellien (ou le Tell), constitué de reliefs escarpés et de plaines littorales dont les plus riches sont la Mitidja au centre, le Chélif à l’Ouest et le Seybouse à l’Est.  Les hauts plateaux, c’est les zones plates élevées par rapport le niveau de mer.  L’Atlas saharien, forme une longue suite de reliefs orientés NE-SO s’étendant de la frontière Marocaine à celle de la Tunisie.  Le Sahara, qui recèle l’essentiel des ressources en hydrocarbures, est un désert formé de grandes étendues de dunes (Erg Oriental et Erg Occidental), de plaines caillouteuses (Regs) et parsemé d’oasis, qui sont autant de centres urbains comme les villes d'El Oued, Ghardaïa et Djanet... Le massif des Eglab à l’Ouest et le massif du Hoggar à l’Est forment, pratiquement, la limite méridionale du Sahara Algérien.

I. 2. Aspects structuraux. L’Algérie est divisée en deux unités tectoniques majeures séparées par la flexure Sud- atlasique: Le Nord de l’Algérie portant l’empreinte de la tectonique alpine. Il est délimité par les éléments suivants: Au Sud, l’atlas saharien, une chaîne de montagnes d’origine alpine. Au centre, des plates-formes comme la Méséta Oranaise à l’Ouest et le môle d’Ain Regada à l’Est.

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Dans la partie septentrionale, l’Atlas Tellien est une zone complexe constituée de nappes mises en place au Miocène inférieur. Des bassins néogènes tardifs comme le Chélif et le Hodna se sont installés sur ces nappes.

La plate-forme saharienne qui est le sujet de ce travail, relativement stable, où la tectonique est moins prononcée. Elle est constituée d’un socle précambrien recouvert de sédiments phanérozoïques 1 transgressifs. Différents éléments tectoniques délimitent des bassins sédimentaires dans lesquels la lithostratigraphie est plus ou moins complète.

Fig.02. Les unités géologiques d’Algérie. Contribution de SONATRACH Division Exploration, Centre de recherche et Développement.

II. LA PLATE-FORME SAHARIENNE. La plate-forme saharienne, située au Sud de la flexure Sud-atlasique s’étend sur une superficie de 8.000.000 km2, concernant plusieurs pays du Nord du continent africain (Fig.3). Elle constitue un domaine cratonique stable depuis le Paléozoïque. On y rencontre des terrains très anciens, du Protérozoïque mis en place à l’Archéen et lors de l’orogenèse éburnienne,

1 Division stratigraphique (éon) rassemblant l’ensemble des temps géologiques depuis le début de l’ère Paléozoïque. 5

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Trompette 1995. Ces formations constituent de vieux boucliers stables, comme le bouclier Réguibat par exemple, Rocci et al 1991. Le bouclier du Hoggar, également très ancien, a subi de surcroît les effets de l’orogenèse panafricaine, Liégeois et al 2003. Les différentes parties du socle de la plate-forme saharienne font partie du Gondwana, super- continent formé par le collage de blocs continentaux lors des événements orogéniques panafricains. Parmi les témoins de ce cycle orogénique ancien 625- 550 Ma, Black et al 1979, Caby et al 1981, Fabre 1988, Ziegler 1988, Scotese et McKerrow 1990, Black et Liégeois 1993, Trompette 1995, Schandelmeier et al 1997, on reconnaît la zone de suture de la chaîne panafricaine de l’Ouest, Trompette 1995, qui correspond à une chaîne de collision. On retrouve des traces de cette suture, en particulier au niveau des Monts de l’Ougarta.

Fig.03: Carte des principaux éléments morphostructuraux de la plate- forme saharienne (Modifiée d'après Boote et al, 1998).

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On reconnaît dans cette plate-forme plusieurs zones subsidentes qui ont conduit au développement d’importants bassins sédimentaires qui se développent entre les boucliers (Fig.3). Ils sont caractérisés par des subsidences et des déformations variables et sont limités par des môles. Dans la partie algérienne de la plate-forme, les bassins les plus importants sont ceux d’Illizi-Berkine à l’Est, d’Hassi Messaoud, d’Hassi R’mel et de l’Oued Mya au centre, et de Tindouf, de Bechar, de Reggane, d’Ahnet, Sbaâ, et de Timimoun à l’Ouest (Fig.4). Les séries paléozoïques, discordantes sur le socle et qui forment le remplissage de ces bassins, ont des épaisseurs importantes dépassant souvent les 8000 m, Aliev et al 1971, Beuf et al 1971, Fabre 1976 et 1988, Legrand 1985. Les épaisseurs sont très variables et des lacunes sédimentaires ont été identifiées. Les séries sédimentaires du Paléozoïque, essentiellement détritiques, ont été affectées par les déformations du cycle orogénique calédono-varisque, Fabre 1988, Donzeau et al 1981, Zazoun 2001.

Fig.04: Les bassins les plus importants de la plate- forme saharienne en Algérie. (Carte SONATRACH, Division Exploration).

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La série sédimentaire méso-cénozoïque de la plate-forme saharienne, peu épaisse (< 850 m), repose en discordance sur le Paléozoïque, Busson 1970, Beuf et al 1969, Boudjemaâ 1987, Takhrist 1990, Bekkouche 1992, Khennous 1997, Boote et al 1998. D’importants cordons dunaires recouvrent la plate-forme, comme les Grands Ergs Occidental et Oriental au Nord, l’Erg Chech qui recouvre en partie la désolante surface du plateau du Tanezrouft et l’Erg Iguidi aux confins de la Mauritanie.

II.1. Aperçu paléogéographique. Les affleurements, les études de carottes et les nombreux travaux réalisés sur la plate- forme saharienne nous permettent de donner un aperçu sur le milieu et la paléogéographie de ce secteur d'étude:  Au Cambrien: Les dépôts sont attribués à un milieu fluviatile en tresses ayant permis la mise en place d'épandages sableux sur la surface infra-tassilienne.  A l'Ordovicien: Le milieu est marin, car la transgression Trémadocienne1, duré jusqu'au Caradocien2. A La fin de cette période il y a installation de la calotte glaciaire.  Au Silurien: Après la fonte des glaciers, une transgression glacio-eustatique a marqué cette période du Paléozoïque. La fin du Silurien est marquée par les mouvements épirogéniques3 calédoniens qui ont conduits à l'émersion de vastes régions dont l'érosion constitue la source d'apport des séries détritiques du Dévonien inférieur.  Le Dévonien inférieur gréseux: Il est rattaché à un réseau fluviatile méandriforme.  Le Dévonien inférieur argileux-gréseux: Marqué par le début d'une transgression marine qui se poursuit jusqu'au Dévonien supérieur.  Au Dévonien moyen et supérieur: La sédimentation est essentiellement argileuse à intercalations de niveaux carbonates fossilifères témoignant l'installation d'un milieu marin à la fin du Dévonien.  Au Carbonifère: Dès le début du Tournaisien, une sédimentation argilo- sableuse entrecoupée de niveaux d'oolithes ferrugineux indique une régression marine et l'installation d'un milieu de transition.  Au Mésozoïque: Les sédiments rattachés à cet ensemble sont de type continental à lagunaire. L'installation respective d'un milieu continental puis lagunaire s'est manifestée durant tout le Mésozoïque.

1 Premier étage de l’Ordovicien (ère primaire). 2 Cinquième étage de l’Ordovicien (ère primaire). 3 Lente mouvements de montée ou de descente des domaines continentaux se traduisant par des régressions ou par des transgressions. 8

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 Le Cénozoïque: Marqué par la reprise d'une sédimentation détritique témoignant d'une régression généralisée sur toute la plate-forme saharienne.

II.2. Les phases tectoniques qui sont affectée la plate-forme saharienne.  La phase panafricaine. Elle s'est déroulée 600-500 Ma en créant la chaîne panafricaine, par collision du paléocontinent de l'Ahaggar contre le craton Ouest-africain. La fin de cette phase correspond à une pénéplanation de cette chaîne et au début de l'histoire cratonique de la plate-forme saharienne.  La phase Taconique. Une importante discordance de ravinement glaciaire sépare la formation d'In Tahouite ou argilo-gréseux supérieur du complexe terminal dénommé formation de Tamadjert due à la phase Taconique qui s'est produite dans tout le Sahara. Les effets de cette phase, sont amplifiés par les glaciations finies ordoviciennes. Ainsi, la discordance Taconique suivie de l'érosion glaciaire va façonner les bassins sahariens essentiellement méridionaux.  La phase calédonienne. Elle se situe entre le Silurien et le Dévonien inférieur, où cette phase a joué un rôle primordial dans leur mise en place des discordances et une importante érosion est observée durant cette période. On observe aussi une érosion et une interruption de la sédimentation dévonienne.  La phase Frasnienne (Dévonien supérieur). Elle est considérée comme une phase calédonienne tardive, elle se traduit par un non dépôt de sédiments et une érosion profonde au niveau du môle d'Ahara (discordance Frasnienne).

II.3. Les principaux éléments structuraux de la plate-forme saharienne. La plate-forme saharienne algérienne (Fig.3) est recouverte par des ergs (massifs de dunes de sable) et des regs (plateaux caillouteux). Seuls les monts d’Ougarta présentent des reliefs significatifs. Ailleurs, les affleurements se rencontrent dans le lit des oueds limités par des hamadas (plateaux). La plate-forme saharienne qui occupe une très grande surface de la partie septentrionale du continent africain (Fig.3) correspond à l’une des plus grandes plates- formes précambriennes au monde. Elle est aujourd’hui constituée de l’association de plusieurs bassins intracratoniques d’âge Paléozoïque. On distingue deux grands ensembles de bassins

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie. situés de part et d’autre de la suture panafricaine marquée, entre autres, par l’alignement des monts d’Ougarta. II.4. Les Province pétrolières de la plate- forme saharienne. 1. La Province Occidentale. Cette province comprend les bassins de Béchar, Tindouf, Ahnet, Mouydir, Timimoun et Sbaa. Ces dépressions sont à remplissage paléozoïque, Cambrien, à Namurien. Le Meso- Cénozoïque y est peu développé (Fig.5-1). La puissance des séries varie de 3500 à 8000 m. les bassins de Tindouf et de Reggane sont des dépressions dissymétriques situées sur les bordures N et NE du massif des Eglab. Les sédiments paléozoïques atteindraient 8000 m dans le bassin de Tindouf et 6000 m dans celui de Reggane. Le bassin de Bechar est limité au Nord par le Haut Atlas, au Sud et à l'Ouest par la chaîne de l'Ougarta, et à l'Est par le Haut fond de Meharez. La puissance des séries est de l'ordre de 8000 m. Le bassin de l'Ahnet-Tindouf est limité au Nord par le Haut fond d'Oued Namous, à l'Ouest par le bouclier Touareg et à l'Est par les dorsales de Foum Belrem et M'zab. Le bassin du Mouydir est limité à l'Ouest par la dorsale de Foum Belrem et à l'Est par celle d'Amguid- El-Biod. La série sédimentaire peut atteindre plus de 3000 m.

2. La Province Triasique. Située dans la partie septentrionale de la Plate-forme Saharienne, la province triasique est un anticlinorium de direction E-O où les éléments majeurs suivants ont été individualisés:  La voûte de Tilrhemt et le Haut fond de Talemzane.  Le système structural de Djemâa-Tougourt.  Le système de dislocation d'El Agreb-Messaoud.  Le môle de Dahar. Ces élément sont séparés par des dépressions (Oued Mya) où l'on rencontre les séries types de la province triasique (Fig.5-2) les dépôts paléozoïques sont souvent très érodés, aussi profondément que l'Ordovicien ou le Cambrien. Le Mésozoïque, discordant sur le Paléozoïque, est présent du Trias au Crétacé. Le Cénozoïque est représenté par une série détritique du Mio- Pliocéne.

3. La Province Orientale. Cette province, appelée synéclise Est Algérie, se compose des bassins d'Illizi et de Berkine séparés par le môle d'Ahara. La série sédimentaire type (Fig.5-3) discordante sur le Précambrien, présente tous les termes, du Cambrien à l'actuel. Une série sableuse d'âge Mio-

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie. pliocène recouvre localement les formations terminales du Mésozoïque. Enfin le Quaternaire discontinu, de faible épaisseur, constitue le dernier élément de la série stratigraphique.

Document SH/EXP Document SH/EXP Document SH/EXP Fig.5-1: Stratigraphie de la province Fig.5-2: Stratigraphie de la province Fig.5-3: Stratigraphie de la province occidentale. triasique. orientale.

II.5. Les bassins sédimentaires. Les bassins sédimentaires de la plate-forme saharienne correspondent à de grandes dépressions remplies de sédiments marins, fluviatiles et lacustres qui reposent en discordance sur la surface infra-tassilienne formée avant le Cambrien Caby 1968. Le substratum de cette surface, dont les structures sont héritées de la déformation panafricaine, correspond à un ensemble de panneaux qui demeurent mobiles au cours du Paléozoïque Caby 1968. Cette organisation structurale contribue, entre autres, aux remarquables variations d’épaisseurs des accumulations sédimentaires du Paléozoïque d’une zone à l’autre de la plate-forme saharienne. C’est dans ce contexte que se développent les bassins sédimentaires qui sont de

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie. caractère intracratonique Petters 1991. Parmi les grands bassins sédimentaires de la partie occidentale de la plate-forme saharienne algérienne on reconnaît Khennous 1997, Logan et Duddy 1998.

II.6. Evolution générale des bassins et de leur remplissage. L’évolution des bassins sédimentaires intracratoniques de la plate-forme saharienne s’inscrit dans celle du contexte géodynamique général du continent africain Bumby et Guiraud 2005. Les colonnes sédimentaires des bassins de la plate- forme saharienne sont des témoins indirects de l’évolution géodynamique au cours du Phanérozoïque. Beaucoup de structures géologiques du continent africain sont héritées de la structuration panafricaine finiprotérozoïque dont les linéaments contrôlent la distribution des champs de contraintes au cours du Phanérozoïque Guiraud et Bosworth 1999. Ces zones de sutures sont réactivées à plusieurs reprises pendant le Phanéorozoïque. Depuis la fin du Précambrien, le continent africain a subi des phases d’extension se traduisant par l’individualisation de bassins sédimentaires et par la formation de rifts intracontinentaux. Les zones en compression se limitent au domaine atlaso-tellien et à la chaîne varisque plissée du l’Afrique du Sud, situés tous deux en bordure du continent africain. Dès lors les monts d’Ougarta font figure d’exception dans ce schéma structural globalement extensif. Ils se développent cependant à l’aplomb de la suture panafricaine par le plissement d’une couverture en extension décollée. Le cycle Panafricain a été suivi d’une phase d’érosion intense qui nivellé toutes les structures et reliefs antérieurs Caby 1968. Cette phase de pénéplanation conduit à l’individualisation de la discordance infra-tassilienne Beuf et al 1971, dont la surface plane est affectée pente très douce orientée vers le Nord. Cette disposition structurale va contrôler l’essentiel des apports sédimentaires dans les bassins paléozoïques. Les événements épirogéniques qui se produisent ensuite au cours du Méso-Cénozoïque ne modifient que peu les structures formées auparavant. D’une manière générale, les bassins sédimentaires paléozoïques de la plate-forme saharienne se développent dans un régime en extension, favorable à leur subsidence variable suivant les régions. Après le cycle panafricain, au Paléozoïque inférieur, le régime extensif, par l’effondrement gravitaire post-orogénique et l’érosion importante qui l’accompagne (formation de la pénéplaine infra-tassilienne), est favorable à la formation et à l’évolution des bassins sédimentaires dont la structuration se calque sur l’ancien domaine orogénique Coward et Ries 2003. L’ensemble se développe au niveau d’une très vaste marge bordant au Sud la Paléotéthys qui sépare la bordure septentrionale du Gondwana de la Laurentia. L’héritage tectonique panafricain influence

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie. l’individualisation de la cuvette de Sbaâ au sein d’un demi-graben d’orientation NO-SE d’âge cambro-ordovicien, mais également des bassins de l’Ahnet et de Reggane.

L’ensemble de ces bassins se développe le long de l’ancienne suture panafricaine entre les cratons de l’Afrique de l’Ouest et du Sahara oriental. L’orientation globalement Nord- Sud des structures panafricaines influence également la distribution des sédiments dans les bassins dont les apports se font, selon la même orientation, du Sud vers le Nord. Les bassins de Tindouf et de Taoudenni, en revanche, se développent à l’aplomb du craton Ouest-africain Villeneuve 2005. À l’Ordovicien, les effets de mouvements compressifs se font sentir le long des accidents sub-méridiens en formant des plis à axes N-S, accompagnés de soulèvements régionaux affectant en particulier les boucliers Réguibat et du Hoggar qui entraînent des érosions importantes, parfois jusqu’au socle Beuf et al 1971. À partir du Dévonien supérieur et au cours du Carbonifère, l’ensemble des bassins est affecté par les effets tectoniques lointains de l’orogenèse varisque qui se traduisent par une déformation intraplaque au niveau de la plate-forme saharienne et dont les effets se font particulièrement sentir dans le bassin de l’Ahnet Beuf et al 1971, Haddoum et al 2001. La série sédimentaire de l’Ahnet est plissée selon une orientation grossièrement N-S et les structures sont représentées par de grands anticlinaux allongés Logan et Duddy 1998. Le massif de l’Ougarta est plissé au cours du Viséen supérieur1, et cette déformation se poursuit au long du Carbonifère supérieur. Elle se traduit entre autres par la surrection du socle qui forme alors une ride d’orientation NW-SE entre le bassin de Reggane et la cuvette de Sbaâ. L’ensemble des bassins est également affecté par une tectonique intraplaque entraînant des rejeux de failles de décrochement qui affectent le socle de la plate- forme et qui limitent à l’Est le bouclier éburnéen jusqu’au Golfe de Guinée, Leur mouvements sont dextres au Permien, puis à sénestres au cours du Crétacé inférieur, et enfin au cours du début de l’Eocène supérieur 37-36 Ma, Guiraud et al 2005. C’est à l’Eocène supérieur également que le socle du Hoggar subit une surrection d’origine thermique liée au fonctionnement du panache mantellique sous- jacent et au magmatisme associé Dautria et Lesquer 1989. Outre le contrôle tectonique de l’évolution des bassins, les variations du niveau de mer contrôlées par l’évolution du climat, jouent un rôle majeur dans l’évolution de la sédimentation. D’origine eustatique, les transgressions majeures se produisent au Cambrien inférieur, à l’Ordovicien inférieur, au début du Silurien, au Dévonien moyen et supérieur et,

1 Etage du Carbonifère inférieur (ère primaire). 13

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie. enfin, au Carbonifère inférieur et supérieur Carr 2002, Bumby et Guiraud 2005. Ces transgressions se traduisent généralement par le passage de dépôts fluviatiles au Sud à des dépôts marins peu profonds au Nord, c’est-à-dire vers la Paléotéthys. Les zones de sédimentation les plus profondes du Paléozoïque sont aujourd’hui reconnues dans le domaine plissé du Haut- Atlas occidental au Maroc Coward et Ries 2003. La migration vers le Nord du Gondwana permet le développement d’un inlandsis en Afrique de l’Ouest à l’Ordovicien supérieur. La poursuite de la dérive vers le Nord s’accompagne de la disparition de l’inlandsis et d’une remontée eustatique importante au cours du Silurien. Les discordances discrètes reconnues dans les séries siluriennes témoignent de déformations tectoniques associées à la collision acadienne 1 dans les domaines varisques européen et appalachien. La régression marine générale qui marque le début du Dévonien dans le Nord de l’Afrique conduit à l’accumulation de séries fluviatiles, alors qu’une nouvelle transgression se traduit par les dépôts carbonatés du Dévonien moyen à supérieur. Les niveaux eustatiques sont ensuite importants au cours du Carbonifère et se traduisent par une sédimentation marine peu profonde qui passe vers le Nord à des plates-formes carbonatées Guiraud et Bosworth 1999.

Fig.06: Coupe géologique du Sahara algérien (d’après SCHLUMBERGER 1979).

1 Acadienne: Phase tectonique contemporaine de la phase bretonne (base de Carbonifère). 14

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II.7. Lithostratigraphie de la Plate-forme Saharienne. La stratigraphie type de chaque province, les corrélations des séries paléozoïques mettent en évidence des variations latérales de faciès et d’importantes discontinuités.

II.7.1. Le Paléozoïque. 1. Le Cambrien. Les dépôts cambriens reposent sur le socle cristallin et sont représentés par des grès et des quartzites à passées conglomératiques. Dans la province triasique, ou ils sont le mieux connus, ces dépôts constituent d’importants réservoirs, divisés en unités. Dans les autres régions, ces dépôts sont subdivisés en unités ou formations d’épaisseur moyenne de 300 m (Hassi Messaoud). 2. Ordovicien. Il constitue un ensemble 500 m, allant du Trémadoc à l’Ashgill. Les coupes le plus complètes se situent dans les dépressions de l’Oued Mya et de Timimoune. Les dépôts proximaux (fluviatiles) s’agencent autour des régions émergées et forment les falaises du Tassili interne. Les dépôts marins se rencontrent au Nord en subsurface et dans ce qui est devenu les chaines de l’Ougarta. Des traces de glaciation ont été décelées dans l’Ordovicien terminal. 3. Silurien. Cette période est caractérisée par une sédimentation terrigène fine, argileuse en milieu marin. Cette série d’apparence homogène environ 600 m, est représentée par des argiles noires à Graptolites et des argiles à passées gréseuses et rares bancs carbonatés. Les argiles noires sont un repère stratigraphique connu sur l’ensemble de la Plate- forme Saharienne. 4. Dévonien. 4.1. Dévonien inférieur. Ces dépôt, essentiellement argilo- gréseux, présentent des faciès très variés :  Le Lochkovien est représenté par des sédiments argilo- gréseux d’une puissance maximum de 850 m dans le Sud Ouest de la dépression de l’Oued Mya. Ils se réduisent en direction du Nord- Est et peuvent être absents dans le bassin d’Illizi.  Le Praguien, plus développé que le Lochkovien, est surtout gréseux à variations de faciès tant latérales que verticales. Dans le bassin d’Illizi, il peut être discordant sur différents niveaux siluriens. Les plus fortes épaisseurs ont été enregistrées dans les régions Nord de la dépression de Tindouf (340 m à 400 m) et dans la coupe type de l’Ougarta (350 m à 400 m).

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 L’Emsien, argilo- calcaire à gréseux, termine le Dévonien inférieur. Dans les régions occidentales, sa limite inférieure est à la base d’un banc calcaire. Dans les régions orientales ou sont définis les réservoirs gréseux, la limite est caractérisée palynologiquement. 4.2. Dévonien moyen et supérieur. La coupe stratigraphique du Dévonien moyen et supérieur est caractérisée par des lacunes de sédimentation. Les dépôts ont été les plus touchés par l’érosion frasnienne ou famennienne et pré- mésozoïque. Le Dévonien moyen, dont l’épaisseur varie de 100 m à 250 m, est moins développé que la série précédente. Dans les régions ouest, il est à faciès argilo- carbonaté et évolue, vers l’Est, à des argiles à passées marneuses et calcaires avec des bancs de grès. La coupe type du Dévonien moyen a été relevée dans les affleurements de l’Ougarta. Le Dévonien supérieur est d’extension identique au Dévonien moyen. Dans les régions occidentales, il atteint 1700 m sous un faciès argilo- carbonaté tandis que, dans les régions orientales, ses dépôts argilo-silteux n’atteignent que 900 m environ. La paléontologie distingue le Frasnien, le Famennien et le Strunien. 5. Carbonifère. Le Carbonifère correspond au cycle sédimentaire paléozoïque final ; on peut l’observer dans les domaines occidentaux et orientaux, séparés par le mole d’Amguid-El Biod- Messaoud d’où les dépôts sont absents. Les faciès varient, de marin profond jusqu’à continental; De même, les épaisseurs varient de 900 m à l’est pour atteindre 2800 m à l’ouest. Le maximum de dépôt, 5000 m environ, se situe dans le sillon de Bechar ou se trouve la coupe la plus représentative du Carbonifère. Dans les autres régions, les dépôts dépendent de l’importance de la lacune Pré- Mésozoïque.

II.7.2. Le Mésozoïque. 1. Trias. Le Trias transgressif, discordant sur les formations paléozoïque, est représenté par des dépôts argilo-gréseux et lagunaires (Sel et Anhydrite). La série gréseuse constitue de bons réservoirs notamment dans le champ de Hassi Rmel. 2. Jurassique. Le Jurassique, largement développé dans la province triasique, est composé de sédiments marins et lagunaires. Il débute par un niveau dolomitique caractéristique.

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3. Crétacé. Le Crétacé est présent partout sur la plate- forme Saharienne. Il comporte des faciès gréso- argileux à la base évoluant vers un pôle essentiellement carbonaté au sommet. II.7.3. Le Cénozoïque. Le Cénozoïque est représenté par une série de dépôts détritiques d’environnements très différenciés et d’âge Mio- Pliocène.

II.8. Exemples des bassins sédimentaires de la plate-forme saharienne. II.8.1. Province Occidentale: Ex ; Le bassin de Bechar. II.8.2. Province Centrale: Ex ; Le bassin de Oued Mya. II.8.3. Province Orientale: Ex ; Le bassin d'Illizi.

II.8.1. Le bassin de Bechar. 1. Situation géologique. Le bassin de Bechar se situe dans la partie Nord-Ouest de la plate-forme saharienne et représente l’avant fosse de la chaîne hercynienne Fig.07, ou les formations du Carbonifère constituent l’essentiel des affleurements. Il est limité. - Au Nord par l’accident Sud Atlasique. - Au Sud- Ouest par les monts de l’ougarta. - Au Nord- Est par le sillon de Benoud.

Fig.07: Situation géologique du bassin de Bechar.

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2. Historique de recherche. Dés l’an 1900, le bassin de Bechar a connu plusieurs phases d’exploration. Les motivations économiques ont été le moteur. En 1907, la découverte de niveau de charbon laissait entrevoir des espérances en domaine minier. C’est ainsi qu’en 1938 et 1958, des prospections sérieuses et approfondies ont été entreprises par des chercheurs en collaboration avec le service de la carte géologique. Des travaux de sondages miniers furent exécutés sur la bordure septentrionale du bassin d’Abadla, ayant pour objectif la recherche du charbon, la recherche pétrolière quant à elle n’a débuté qu’en 1956. De nombreuses coupes de terrain ont été réalisées par les pétroliers de la SN.REPAL puis par la SONATRACH.

3. Richesse, Qualité et maturité de la matière Organique. La série du Paléozoïque a été testée sur des intervalles allant de l’Ordovicien au Carbonifère. Il y à plusieurs niveaux sont riches en matière organique et présentent des potentiels pétroliers intéressants, qui sont résumés par formations et structures.

4. Les potentiels pétroliers. La zone Les potentiels pétroliers résiduels moyens son faibles (de 0,3 à 0,78 mg HC/ g Roche). Les index d’hydrogène moyens ne dépassent pas 80 mg HC/ g. Les valeurs de T max sont supérieures à 465°C. Ce qui placerait cette roche mère en zone à gaz sur la voûte de Méharez. Compte tenu du niveau de maturité atteint, ces niveaux du Silurien sont roches mères à potentiel résiduel. La majeure partie de leurs hydrocarbures liquides a été déjà libérée était beaucoup plus élevé, ce qui renforce l’idée que le Silurien a été une très bonne roche mère.

5. Réservoirs principaux. - Les grès du Faménnien (Dévonien supérieur). - Les grès du Siègénien- Gédinnien (Dévonien inférieur).

5.1. Réservoirs secondaires. - Les carbonates et les grès du Namurien (Carbonifère). - Les carbonates et les grès du Viséen supérieur (Carbonifère). - Les carbonates et grès du Viséen inférieur. - Les grès quartzites de l’Ordovicien. - Les grès et quartzites du Cambrien.

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5.2. Roches couvertures. De nombreux niveaux argileux plus ou moins développés, se rencontrent dans les différents termes du Paléozoïque. En plus, dans le bassin de Bechar-Kenadza, les épais dépôts salifères du Crétacé peuvent constituer de bonnes couvertures pour les dépôts sous-jacents.

5.3. Les pièges. C’est l’élément géologique de base indispensable à l’accumulation des hydrocarbures. Il est constitué d’une roche réservoir, d’une roche couverture et d’une fermeture empêchant les hydrocarbures de se dissiper. Les motifs d’arrêt de la migration des hydrocarbures peuvent être soit d’ordre tectonique, soit d’ordre stratigraphique.

5.3.1. Pièges structuraux. Il s’agit de plis anticlinaux et contre faille formés lors des différentes phases tectoniques pendant le Paléozoïque et à des degrés moindres durant le Mésozoïque. Ils sont parfois associés à des failles inverses.

5.3.2. Pièges stratigraphie. Ce sont généralement des corps gréseux fermés par biseautage latéral. On peut citer les biseaux d’érosion du Dévonien. On remarque le même type de biseau pincé sous discordance Hercynienne ou Intra-Viséenne mis en place à la fois au Dévonien et au Carbonifère. Ce sont également des lentilles gréseuses qui font office de réservoir. Ils sont essentiellement connus dans les calcaires Carbonifères (Viséen supérieur et Namurien), développés sur les flancs Est et Nord de la voûte de Méharez.

II.8.2. Le bassin de Oued mya. 1. Situation géographique. La région d’Oued Mya se situe dans la partie Nord du Sahara algérien, elle se localise plus précisément dans la province centrale. Cette région a la configuration d’une dépression, allongée d'orientation NE-SO acquise au cours du Paléozoïque, elle est limitée: - Au Nord par la zone haute de Djemaâ-Touggourt constituée de terrains d’âge Combrien et Ordovicien reposant sur un socle rhyolitique antécambrien. - Au Nord- Ouest, le môle de Talemzane- Hassi R'mel.

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- Au Sud- Est, le môle de Hassi- Messaoud qui se prolonge au Nord par la zone haute de Touggourt. - A l’Est, on note la présence d’un axe positif constitué par la dorsale d’El- Agreb, El- Gassi qui se prolonge jusqu’à Messaoud au Nord.

Fig.08: Situation géologique du bassin d’Oued Mya.

2. La situation géologique.

La dépression d’Oued Mya appartient à la plate-forme saharienne, dont elle ne constitue qu’un sous bassin intracratonique, sa bordure Nord s’ennoie progressivement vers la flexure saharienne où l’existence d’un fossé très subside au Mésozoïque donnera naissance à la chaîne péricratonique de l’Atlas saharien.

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2.1. Champ de Haoud- Berkaoui.

Le champ de Haoud-Berkaoui fût découvert en Mars 1965 par la Compagnie française de pétrole algérien (CFPA) par le forage du puits OK101 situé au sommet de la structure. Il s’étend sur une superficie de 175 Km2. La mise en production de ce gisement a eu lieu en Janvier 1967. La profondeur moyenne est de 3550 m. Il produit par sa propre pression de réservoir aidée par l’injection d’eau pour le maintien de pression (dans certaines zones) et le gaz lift.

2.2. Champ de Benkahla. Découvert en Novembre 1966 par la même Compagnie (CFPA) par le forage du puits OKP 24 sur une superficie de 72 Km2. Le champ de Benkahla a été mis en production le 02 Mai 1967. La profondeur moyenne est de 3550 m. Il produit par sa propre pression de réservoir aidée par le maintien de pression et le gaz lift.

2.3. Champ de Guellala. Ce gisement est découvert le 28 Octobre 1969 par le forage de GLA 01. Il s'étend sur une superficie de 35 Km2. Sa mise en production a eu lieu en Février 1973. La profondeur moyenne est de 3500 m. Sa production est assurée comme Berkaoui et Benkahla par déplétion naturelle, le maintien de pression et le gaz- lift.

3. Historique du bassin. Les études géophysiques réalisées dans la région de Ouargla ont permis de connaître l’existence de deux structures appelées: Haoud- Berkaoui et Benkahla, toutes les deux situées sur une surface d’exploitation de 1600 Km2. Le test de production effectué par la CFPA donna un débit de 11 m3/heure avec une pression de gisement de 520 kg/cm2. Ce test réussit était promoteur, il persuada les producteurs à implanter d’autres puits aux alentours de la structure, ce qui a permis de mettre en évidence d’autres gisements périphériques. A ce jour, 100 puits sont en exploitation, repartis sur l’ensemble des champs, dont 73 puits en gaz lift et 27 éruptifs. Les autres puits qui sont au nombre de 26 sont des puits injecteurs d’eau du maintien de pression. La production cumulée depuis l’origine est de 86 millions de m3, pour des réserves en place de 472 millions de m3. Toutes les quantités d’huiles et de gaz récupérées sont acheminées vers les différents centres de production de la région. Les activités principales de la région sont:

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- La production d’huile et du condensât. - La production de gaz associé (gaz de vente et gaz lift). - L’injection d’eau. La dépression d’Oued Mya est en effet caractérisée par la présence d’une série paléozoïque résiduelle renfermant les argiles radioactives d’âge Silurien, très riches en matière organique et bien développées qui constituent la roche mère principale, malheureusement érodée sur de vastes secteurs de la région. Cette série est recouverte par une puissante série mésozoïque comprenant à sa base les principaux réservoirs du bassin et leur couverture salifère (Trias- Lias). L’intérêt pétrolier majeur du bassin est lié à la présence des réservoirs du Trias, toutefois la compréhension des résultats pétroliers obtenus à ce jour et des guides pour l’exploration doit être recherchés dans l’évolution paléozoïque de ce bassin.

4. Historique de production. Le gisement a été mis en production en Janvier 1967. La pression de gisement initiale était de 518 kg/cm2, supérieur de 318 kg/cm2 sur la pression de bulle qui est de 190 kg/cm2. Le champ produisait en déplétion naturelle jusqu’à 1977, sa pression a chuté d’une manière considérable. Les responsables ont mis en œuvre le système de maintien de pression par injection d’eau en 1978 avec deux puits injecteurs. L’année 1993, constitue l’année de la mise en service des stations d’injection d’eau de Benkahla et de Guellala d’une part, la mise en service de l’unité de traitement de gaz de Guellala et le démarrage des puits en gaz-lift d’autre part. Actuellement plus de 70 puits ont été forés dans le champ dont quelques puits sont fermés pour des raisons diverses (faible potentiel, work- over, venu d’eau… etc.

II.8.3. Le bassin d’Illizi. Le bassin d'Illizi est situé dans la partie Sud- Est du Sahara Algérien. Il est limité au Nord par la mole d'Ahara et le bassin de Ghadamès, et au Sud par le massif du Hoggar et à l'Ouest par les axes d'Amguid-El biod et de Baguel et se prolonge à l'Est jusqu'en Libye. Le bassin d'Illizi est essentiellement Paléozoïque, renferme, en pourcentage, autant d'huile (15%) que de gaz (14%). Le bassin d'Illizi occupe la 3ème position avec 14% des réserves initiales en place. Après ceux des provinces d’Oued Mya et de Hassi Massoud, où sont situés les deux gisements géants de Hassi Rmel (gaz) et Hassi Massoud (huile).

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1. La situation géographique de bassin d'Illizi.

Le bassin d'Illizi, se situe dans le Sahara oriental entre les longitudes 6°E et 10°E, et les latitudes 29°45'N et 26°30'N, couvant ainsi une superficie de 100000 Km2 jusqu'au massif du Hoggar qui le borde au Sud (Fig.08). Ce bassin s'étend jusqu' en Libye à l'Est dont la plus grande partie se trouve en Algérie et au Nord par la mole d'Ahara qui le sépare du bassin de Ghadamès.

2. Cadre géologique régional.

De point de vue structural, le bassin d'Illizi est un grand synclinal affecté par plusieurs phases tectoniques qui engendrent une grande modification structurale à cette région. Le bassin d'Illizi est situé dans la partie Sud- Est du Sahara algérien. Il est limité au Nord par la mole d'Ahara et le bassin de Ghadamès, et au Sud par le massif du Hoggar et à l'Ouest par les axes d'Amguid-El biod et de Baguel et se prolonge à l'Est jusqu'en Libye (Fig. 09). Une grande partie de cette région est recouverte de dunes notamment la partie septentrionale ou se trouve le grand Erg oriental, d'accès difficile à cause des hautes dunes qui le recouvert. Le bassin d'Illizi fait partie de la synéclise Est algérienne, La série stratigraphique comprend des terrains d'âge Paléozoïque qui affleurent dans sa partie méridionale et d'âge Mésozoïque à Cénozoïque qui affleure dans sa partie septentrionale (Fig. 10).

Fig.09: Les domaines structuraux de l'Algérie (Sonatrach, Division Exploration).

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Fig.10: La carte géologique du bassin d'Illizi. (Avril 1998).

3. La lithostratigraphie du bassin d'Illizi. La couverture sédimentaire du bassin d'Illizi repose en discordance majeure sur la surface Infra-tassilienne qui nivelle un socle plissé constitué de roches sédimentaires métamorphiques, cristallophylliennes1 et volcanique (Fig.10). La coupe lithologique type du bassin d'Illizi est constituée d'une série sédimentaire globalement détritique allant du Cambrien au Paléogène dans laquelle les terrains paléozoïques occupent les deux tiers de l'épaisseur totale de la série. La lithostratigraphie des séries Paléozoïques tassiliennes a été établie grâce aux études réalisées sur les affleurements par Beuf et Al 1963 et 1971, Dubois 1967 et Biju -Duval et Al 1968. Le découpage lithostratigraphique est principalement basé sur une description morphologique des séries sédimentaires. La série stratigraphique type du bassin d'Illizi (Fig.11) épaisse de plus de 3000 m est la suivante:

1 Roches cristallines montrant des feuillets riches en phyllites (Micas), cette expression désigne en particulier les roches du métamorphisme générale, schistes, micaschistes, gneiss et par les migmatites. 24

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3.1. Cambrien. II est constitué par une succession de formation détritique, essentiellement gréseuse.  L'unité I:(conglomérats d'EI Moungar) épaisse de 300 m, est principalement formée de lentilles de grés conglomératiques, c'est une série très localisée et représente les derniers termes de démantèlement de la chaîne panafricaine.  L'unité II: Sa puissance est de l'ordre de 200 à 300 m. Les dépôts de base sont essentiellement des grès moyens à grossiers à stratifications obliques avec quelques graviers et galets de quartz. La partie supérieure de cette unité est représentée par des grès fins à ciment siliceux et épaisse de plusieurs mètres avec des intercalations de minces bancs argilo- silteux, Ces bancs montrent des traces de bioturbation. L'âge présumé de cette unité est Cambrien.

3.2. L’Ordovicien. A l’échelle du bassin d'Illizi, l'Ordovicien est subdivisé en quatre unités.  L'unité III: Son épaisseur est variable, d'âge Trémadocien, elle est représentée par une alternance de grés fins à stratification oblique et de galets d'argiles avec des intercalations de niveaux silteux. Elle contient des traces de bioturbations.  L'unité IV : Son épaisseur est de 100 à 300 m en moyenne. Elle est composée de grés et d'Argiles d'origine glaciaire. Cette formation repose en discordance sur l'unité III, elle comprend: L'unité IV-1 qui est une série de comblement des paléotopographies façonnées par l'avancement des glaciers est constituée de dépôts variés. L'unité IV-2 appelée dalle terminale est essentiellement gréseuse.

3.4. Le Silurien. Le Silurien est composé de bas en haut par les formations suivantes:  Formation de l'Oued Imirhou formée d'argiles à Graptolites d'une épaisseur moyenne de l'ordre de 300 m avec de rares intercalations silteuses, caractérisée par une série condensée appelée argiles radioactives très fossilifère et très riche en matière organique d'une épaisseur de plus de 30 m.  Zone de passage formant le réservoir basal épais d'environ 100 m. Cette unité est constituée d'alternance de grés, d'argiles et de silt, les grés sont fins à moyens à stratifications obliques.

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 Barre inférieure, il s'agit de grés fins à moyens à stratifications obliques d'une épaisseur moyenne de 30 m.  Talus à bioturbation, son épaisseur varie de 40 à 50 m. Cette unité est formée d'alternances d'argiles silteuses et de grés fins argileux associés à des terriers. Les argiles à Graptolites s'étendent globalement à l'échelle de toute la plate-forme saharienne et fournissent l'une des plus importantes roches mères.

3.5. Le Dévonien. A l'échelle de la région d'étude il est représenté en général par le Dévonien inférieur d'une puissance de l'ordre de plus de 200 m et sa stratigraphie est comme suit:  La barre moyenne d'âge Géddinien, présente une épaisseur d'environ 50 m. Elle est constituée de grés fins à grossiers à stratifications obliques à entrecroisées.  Les trottoirs d'âge Géddinien, son épaisseur varie entre 20 et 30 m. Elle est représentée par des alternances de grés et d'argiles silteuses soulignant un environnement fluvio- estuarien.  La barre supérieure d'âge Siégénien, elle est essentiellement gréseuse, son épaisseur varie de 80 à 100 m. Elle est assez caractéristique sur le gamma ray, sa configuration est cylindrique. Le dévonien moyen et supérieur qui correspond à la formation d'IIrheme d'âge Strunien. Ce sont de grés fins à moyens passant latéralement à des silts et des argiles de l'ordre 40 à 70 m.

3.6. Le Carbonifère. Dans le bassin d’Illizi le Carbonifère est représenté par une épaisse formation argilo- gréseux (de 100 m environ) qui renferme des roches carbonatées et se termine par des sédiments continentaux. Cette série englobe:  Le Tournaisien argilo gréseux.  Le Viséen argilo-gréseux caractérisé par l’existence de deux chenaux (Sillon allongé creusé), il correspond souvent à l’érosion, par un courant d’un dépôt an cours de la sédimentation. adj. chenalisé).  Le Westphalien représenté à la base par un chenal et une série argilo-calcaire avec une zone à gypse, des dolomies et des bancs oolitiques.  La série de Tiguentourine, constituée par des argiles rouges à gypse.

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Fig. 11: La stratigraphie du bassin d'Illizi. 4. Structure et Tectonique. Le bassin d'Illizi ne représente qu'une entité de la plate-forme saharienne. Il se range dans la catégorie des bassins infracratoniques stables de type synéclise qui se sont formés dans la partie Nord du Gondwana, et comprenant d'Est en Ouest: Les bassins de Koufra et de Murzuk (Libye), du Mouydir, de l'Ahnet, de Sbaa, de Reggan et de Tindouf (Algérie) (Fig. 09). L'image structurale actuelle est reliée aux différentes phases tectoniques ayant affecté la région depuis le Cambrien jusqu'au Quaternaire. L'individualisation du bassin s'est faite à la fin du Silurien et au cours du Dévonien inférieur. Le bassin d'Illizi est traversé par des accidents subméridiens pour la plupart panafricains (600 Ma). Au Nord, cette région est recouverte par le plateau Crétacé supérieur de Tinhert. A son extrême Sud, les formations Paléozoïques offrent des affleurements d'une qualité exceptionnelle sur la bordure septentrionale du Hoggar. (Fig.10).

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4.1. Les principaux éléments structuraux du bassin d'Illizi. Le bassin d'Illizi est constitué d'éléments géotectoniques à grand rayon de courbure (bombement de Tin Fouyé, haut fond de Tihemboka, Monoclinal d'Illizi) (Fig.09), il est divisé en une succession de dépressions ou de sillons par une série d'axes majeurs qui sont d'Ouest en Est (Fig.12) - L'axe d'Amguid El Biod qui forme la bordure occidentale du bassin et qui le sépare du bassin de Mouydir à l'Est. - L'axe de Tan Elak. -L'axe d'Essaoui Méllene. - L'axe passant par Maouar Tin Tayart. - L'axe de Fadnoun. - L'axe de la Tihemboka. Les directions de tous ces axes sont proches de la direction N-S. Ils sont accompagnés de failles importantes dues au rejet de failles profondes du socle. Celles-ci sont le prolongement des accidents panafricains qui affectent le socle du Hoggar sur des centaines de kilomètres et qui le divisent en plusieurs compartiments. Ces failles majeures accompagnées de faisceaux de failles secondaires, ont rejoué au cours des temps géologiques lors des phases tectoniques successives en affectant la couverture sédimentaire du bassin. En fonction des directions des failles et de celles des contraintes tectoniques, il y a eu des phases de compression, de distension et de décrochement. La plupart des structures anticlinales de la région sont en relation avec des failles. C'est dans le contexte particulier de cette région que se place notre zone d'étude puisqu'elle se situe dans le permis In Amenas qui correspond en gros au môle de Tihemboka, Les épaisseurs de toutes les séries paléozoïques diminuent sur sa partie centrale la plus haute.

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Fig.12: Esquisse structurale schématique de la synéclise Est algérienne.

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4.2. Evolution géodynamique du bassin d'Illizi. Les principaux événements tectoniques qui ont affecté le bassin d'Illizi se sont déroulés: (Fig. 13)  Du Précambrien terminal Cambrien inférieur: événement panafricain.  A l'Ordovicien supérieur: phase Taconique du Silurien supérieur.  Au Dévonien inférieur : phase calédonienne.  Au Dévonien supérieur: phase frasinienne.  Au Carbonifère - Permien: phase hercynienne.  Au Crétacé inférieur (Aptien): phase autrichienne.  Au Tertiaire (Eocène à Oligocène): phase pyrenienne. Ces différentes phases tectoniques, (compressives et distensives) se traduisent sur la sédimentation du bassin par des discordances ou des discontinuités sédimentaires.

Fig.13: L'évolution structurale de bassin d'Illizi (model synthétique).

5. Gisement d’hydrocarbure. Le bassin d’Illizi (Fig.14), d’une superficie de 108 424 km2, est le siège d’un effort d’exploration assez important qui a débuté en 1956 avec la découverte d’Edjeleh. Depuis, pas moins de 413 puits d’exploration et 281 d’appréciation ont été forés, avec un taux de succès de 23 %. On dénombre 54 découvertes d’huile et 44 découvertes de gaz (qui ont donné lieu à des gisements) telles que celles de Tin Fouyé, Zarzaïtine, Edjeleh, Alrar, Ohanet et Stah.

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Au cours de son histoire, le bassin d’Illizi a été, pour l’essentiel, un bassin marin peu profond situé près d’une marge continentale soumise à une période d’érosion intense qui a permis l’installation d’une importante colonne sédimentaire Paléozoïque. Ce bassin, de type polycyclique, possède une séquence mésozoïque séparée de la séquence paléozoïque par la discordance hercynienne qui comporte les plus importants systèmes pétroliers de cette région (réservoirs cambro-ordoviciens et dévoniens) (fig.15).

Fig.14: Contexte régional du bassin d’Illizi.

Fig.15: Coupe géologique Sud-Nord du bassin d’Illizi.

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Roche mère Silurien argileux Roche couverture Argiles intra-formationnelles et une puissante série argileuse silurienne qui présente une épaisseur de 200 à 500 m. Piège De type structural, principalement des anticlinaux parfois faillés.

Fig.16: Roche mère, roche couverture, et type de pièges dans le Cambro- Ordovicien.

Roche mère Silurien argileux et Frasnien basal. Roche couverture Niveaux argileux intra-formationnels et une importante série argileuse Frasnienne. Piège De type structural, principalement des anticlinaux parfois faillés.

Fig.17: Roche mère, roche couverture, et type de pièges dans le Siluro- Dévonien. 6. Conclusion partielle. Au terme de ce travail nous résumons les principaux résultats obtenus dans les régions étudiées, suivis de quelques recommandations. Le bassin de Bechar est situe au Nord Ouest de la plate-forme saharienne. La série lithostratigraphique est constituée de terrains allant du Cambrien au Carbonifère. Ce dernier représente l’essentiel des terrains qui affleurent dans la région. La province d’Oued Mya correspondant à un bassin essentiellement Mésozoïque, renferme surtout du gaz (50% des réserves) et une partie d’huile (6%). Dans le bassin d’Illizi, il est établi que les pièges structuraux identifiés qui n’ont pas encore été forés sont de petite dimension. Les évaluations montrent qu’un important volume d’huile et de gaz reste à découvrir (217 billions barils d’huile et 302 TCF de gaz). Ces hydrocarbures se trouvent dans des pièges hydro- dynamiques ou stratigraphiques dans les réservoirs paléozoïques et triasiques. L’état de nos connaissances actuelles nous permet de situer dans la partie Est des pièges stratigraphiques qui sont généralement associés à la sédimentation siluro-dévonienne, à l’exemple des biseaux siluro-dévoniens, dans le secteur de Tihemboka. Dans la partie Nord-Ouest, vers le môle d’Ahara, il a été identifié des zones de changement de faciès et des biseaux dans les formations silico-clastiques des unités cambro- ordoviciens.

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7. Potentialités en hydrocarbures. La plate-forme saharienne constitue une des régions de production de gaz et d’huile les plus importantes au monde.

7.1. Les grandes découvertes. Les premières découvertes d'hydrocarbures sur la plate-forme saharienne d’Algérie remontent à 1956 avec celles de Berga (Ahnet) pour le gaz et d'Edjeleh (Illizi) pour l'huile. Par la suite, de nombreuses découvertes ont été réalisées sur l’ensemble de la plate-forme. Les gisements d’hydrocarbures se rencontrent principalement dans les formations sédimentaires allant du Cambrien au Trias. Les principales roche- mères à l’origine des hydrocarbures sont liées aux argiles à Graptolithes du Silurien inférieur, aux argiles du Dévonien (Frasnien inférieur) et aux faciès de transition du Cénomanien au Turonien. Les formations argileuses de l’Ordovicien et du Carbonifère occupent une place moins importante. Les études géochimiques de l’ensemble des roches- mères réalisées au CRD de la SONATRACH. Dans le bassin de Sbaâ, le kérogène1 est immature, sauf dans le Sud- Est du bassin (fenêtre à huile). Aux abords de la voûte d’Azzène (entre les monts d’Ougarta et la cuvette de Sbaâ), le kérogène est immature. Aux abords des monts d’Ougarta, la fenêtre à huile est atteinte. Dans l’Ahnet, par contre, le kérogène a atteint la fenêtre à gaz, c’est également le cas dans le bassin de Tindouf et Reggane. Les réservoirs paléozoïques à hydrocarbures se développent dans différentes formations. Les dépôts gréseux fluvio- glaciaires de l’Ordovicien ont des porosités comprises entre 7 à 12 % en moyenne. Les réservoirs du Dévonien sont constitués de grès moyens avec des porosités qui dépassent parfois les 20 %, ailleurs elle est en moyenne de 6 à 12%. Dans les zones où le Trias (dépôts fluviatiles) et le Jurassique sont présents (centre et Est de la plate-forme algérienne), les réservoirs sont argilo-gréseux et présentent des porosités de 12 % en moyenne. L’ensemble des réservoirs est producteur. Les réservoirs paléozoïques sont scellés par les argiles gris-noir ordoviciennes d’El Gassi, qui forment une couverture imperméable épaisse d’environ 70 m dans tout le Sahara. Les roche-mères siluriennes constituent également par endroits d’épaisses couvertures (800 m en moyenne), tout comme les argiles du Frasnien (500 à 1800 m) et du Carbonifère (600 à 800 m).

1 Constituant organique d’une roche sédimentaire qui, au contraire des hydrocarbures, est insoluble dans les solvants organiques usuels. 33

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Les pièges structuraux dominent dans les gisements algériens. Ils correspondent à des plis anticlinaux formés lors des différentes phases tectoniques.

8. Sur le plan économique. Le pays possède plusieurs grands bassins producteurs (quatre selon le découpage choisi ici), de géologies assez comparables (roches sources siluriennes et parfois dévoniennes, pièges anticlinaux): 1. Le grand erg occidental (bassin d'Ahnet), qui produit surtout du gaz. Hassi R'Mel est le plus grand gisement de gaz d'Afrique (dont un de liquides), il est le cœur de la production de gaz de la Sonatrach (compagnie nationale): en plus de sa propre production, il centralise le gaz des autres régions et est le point de départ des gazoducs d'exportations vers l'Espagne (via le Maroc) et l'Italie (via la Tunisie). Du gaz est aussi exporté sous forme cryogénique. 2. Le grand Erg oriental, ou bassin de Berkine, est lui plutôt pétrolier. On trouve ici le gisement de Hassi Messaoud, plus grand gisement de pétrole d'Afrique, avec initialement de pétrole de très bonne qualité. Hassi R'mel et Hassi Messaoud ont été découverts à quelques mois d'intervalle, en 1956, ce qui explique en partie la réticence française à accorder l'indépendance. 3. Le bassin d'Illizi, un peu plus au sud, est principalement gazier. 4. Le bassin d'In Salah, prolongement méridional de celui d'Ahnet, dont les importantes réserves de gaz commencent à être développées. Les réserves prouvées totales actuellement annoncées sont de brut seulement pour l'Algérie. Le pays, malgré 40 ans d'activités pétrolières, semble avoir encore un certain potentiel d'exploration ainsi, ces 15 dernières années a trouvé un peu plus de 1 100 puits d'exploration ont été forés. Le pays est encore plus riche en gaz naturel, et la production, en équivalence énergétique, dépasse celle du pétrole. Avec les réserves en gaz, le pays peut maintenir sa production actuelle pendant des décennies.

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9. Les réserves de Pétrole de l'Algérie. Selon le Oïl and Gas Journal, les réserves de pétrole de l’Algérie seraient évaluées à 12,2 milliards de barils (Janvier 2010), ainsi l’Algérie serait la troisième plus grande réserve en Afrique (derrière la Libye et le Nigeria). La plus grande partie de ses réserves est localisé dans la partie Est du pays, près de la frontière libyenne. Les bassins de Hassi Messaoud et Berkine se situe dans ce domaine. Hassi Messaoud est plus grand champ pétrolifère du pays, il contient jusqu'à plus de 60 % des réserves prouvées du pays. Les champs d’Ourhoud situé dans le bassin de Berkine, deuxième plus grand bassin algérien de pétrole, a été sujet à de nombreuses récentes découvertes. Ceci a d’ailleurs permis à l'Algérie d'élever son niveau de production depuis 2003.

Fig.18: Classement des réserves africaines de Pétrole (2010).

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III. CONCLUSION GENERALE. En définitive, les bassins sédimentaires de la plate-forme saharienne dans lesquels se localise notre étude enregistrent les grandes étapes de l’évolution géodynamique du Nord- Ouest du continent africain. L’interprétation synthétique des travaux de recherche fondamentale, étayée par ceux des compagnies pétrolières sur des forages traversant les formations parfois jusqu’au socle, permet de préciser l’évolution des bassins intracratoniques de la plate-forme saharienne qui se décline selon le triptyque suivant: - L’étape cambrienne est caractérisée par l’accumulation de sédiments en discordance sur la surface infra-tassilienne Beuf et al 1971. Ces dépôts, qui marquent le début de la sédimentation au niveau de la plate-forme saharienne, proviennent de l’érosion de la chaîne panafricaine Fabre 1976 dont ils constituent les molasses (série de l’Ahnet). - L’étape paléozoïque- post cambrienne est caractérisée par l’accumulation d’épaisses séries principalement détritiques dans des domaines fortement subsidents. Les bassins s’individualisent. Le Paléozoïque correspond à l’âge d’or (noir) des bassins de la plate-forme saharienne. La sédimentation est contrôlée par la subsidence tectonique variable suivant les secteurs (panneaux mobiles), mais également par les variations climatiques (phases glaciaires entre autres) et eustatiques. Ces dernières sont inféodées aux débordements de la Paléotéthys au niveau de la plate-forme saharienne Carr 2002, Bumby et Guiraud 2005. Des surfaces de discordances viennent recouper les colonnes sédimentaires qui sont également affectées d’un plissement généralement discret, ce sont autant de témoins des effets lointains de l’orogenèse varisque au cours du Paléozoïque supérieur. Parmi ces plissements, la structuration de l’Ougarta conduit au plissement et à la fracturation des formations sédimentaires de la cuvette de Sbaâ au cours du Carbonifère. - L’étape méso-cénozoïque, contemporaine de la dislocation du super- continent du Gondwana et de l’ouverture de l’Atlantique. Les dépôts sédimentaires ont une épaisseur variable et qui demeure limitée. Les lacunes de sédimentation sont nombreuses, en particulier au Permo- Trias. Un bombement thermique affecte la partie occidentale de la plate-forme saharienne. Il précède l’ouverture de l’Océan Atlantique qui s’accompagne de l’intrusion des dolérites au Jurassique. La phase de refroidissement qui suit la fin de la seconde période de rifting (Jurassique supérieur - Crétacé inférieur) conduit à une subsidence thermique de la plate- forme saharienne et à son envahissement par la mer au Crétacé supérieur.

Les bassins de la plate-forme saharienne-Algérie.

Au cours du Cénozoïque, la mise en place d’importants corps magmatiques plutoniques1 dans le Hoggar va conduire à la surrection de ce massif et plus distalement, à l’évolution thermique par réchauffement des bassins sédimentaires et à la fin de la maturation de la matière organique. En définitive, l’évolution de la sédimentation des bassins sahariens, enregistre la succession des événements géodynamiques et climatiques qui affectent la plate-forme saharienne au cours du Phanérozoïque: 1. Individualisation des bassins dont la subsidence est contrôlée par l’héritage tectonique panafricain au Paléozoïque inférieur. 2. Effets épirogéniques de l’orogenèse varisque au Carbonifère. 3. Bombement thermique précédent l’ouverture de l’Océan Atlantique. 4. La subsidence thermique post- rifting de la plate-forme. 5. Les effets thermiques du panache mantellique cénozoïque du massif du Hoggar. À ces phénomènes tectoniques et thermiques s’ajoutent les variations climatiques et eustatiques qui contrôlent également et parallèlement le remplissage des bassins.

1 Les roches plutoniques sont formées par cristallisation lente d’un magma à une certaine profondeur (R. endogènes). 37