République Algérienne Démocratique et Populaire Ministère de l’enseignement supérieur et de la Recherche scientifique
Université Larbi Ben M’hidi. Oum El Bouaghi Faculté des Sciences de la Terre et de L’Architecture
DEPARTEMENT DE GEOLOGIE
MEMOIRE PRESENTE EN VUE DE L’OBTENTION DU DIPLOME DE MASTER en Géologie de l’Ingénieur
Présenté Par
Bouraoui Sara
Thème :
CONTRIBUTION A L’ETUDE STRUCTURALE DE LA LOCALITE DE YABOUS, WILAYA DE KHENCHELA
Devant le Jury
Dr. CHOUAI Said (Président)……………………………...Université d’Oum El Bouaghi Mr. AOUISSI Ryad (Examinateur)………………………...Université d’Oum El Bouaghi Pr. KHIARI Abdelkader (Encadreur)……………………..Université d’Oum El Bouaghi Dr. ZEDAM Rabah (Co-Encadreur)……………………...Université d’Oum El Bouaghi
Juin 2016
DEDICASSES
A mon père
A ma mère
A mon frère : Amine
A ma sœur : Ilhem
A ma cousine Faiza
A mes amis : Asma, Housna, Reda
A ceux qui n’ont jamais cessé de m’encourager
A ceux qui m’ont donné leur temps et leurs connaissances
A ceux qui sont les plus chers à mon cœur
A vous tous, je dédie ce modeste travail Remerciements
Au terme de ce travail, je remercie Dieu le tout puissant qui m’a donné la force et la volonté d’achever ce travail et nous lui rendons grâce. En premier lieu, je tiens à remercier le Professeur KHIARI Abdelkader mon encadreur, qui s’est toujours montré à l’écoute et disponible tout au long de la réalisation de ce mémoire, ainsi que pour son inspiration, l’aide et le temps qu’il a bien voulu me consacrer et sans qui ce travail n’aurait pas pu être mené à bon port. En second lieu, je tiens à exprimer ma profonde gratitude et mes vifs remerciements à mon Co-encadreur le Docteur ZEDAM Rabah. Comment, en effet, ne pas souligner, l’aide exceptionnelle qu’il m’a apportée. Ses conseils, sa disponibilité continuelle, son suivi minutieux de mon travail et son soutien, m’a permis de mener à bien ce travail. Qu’il veuille bien trouver ici témoignage de ma reconnaissance. J’exprime également mes vifs remerciements à Mr CHOUAI Said pour l’honneur qu’il m’a fait en présidant mon jury de mémoire, et à Mr Aouissi Ryad pour avoir accepté d’examiner cet humble travail. Je ne peux qu’être infiniment reconnaissante envers mes parents pour leur soutien indescriptible, leur patience, leur confiance et leurs nombreux sacrifices. Je leur dédie avec plaisir ce travail. Qu’ils sachent que je suis consciente de ce que je leur dois.
Un merci très respectueux à mes amis dont la présence m’a permis de mener à bien mon travail. Finalement, il m’est particulièrement agréable d’exprimer ici ma reconnaissance envers tous ceux qui ont contribué de près ou de loin, à la réalisation cette contribution scientifique.
À vous tous, je dis merci. Sommaire
Page INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : CADRE GEOGRAPHIQUE
I Situation géographique 01 II. Aspect géomorphologique 02 II.1. Relief 03 II.2 Morpho-structure de l’oued Tagharist 03 II.3. Pédologie 04 III. Hydrographie 06 IV. Hydrogéologie 07 V. Climat 09 VI. Végétation 10 VII. Cadre socio-économique 11 VII.1. Démographie 11 VII.2. Population et emploie 11 VII.3. Situation social de la commune de Yabous 11 VII.4. Situation économique 12
CHAPITRE II : CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
I. Géologie régionale 13 I.1. Evolution sédimentaire 13 I.1.1 Introduction 13 I.1.2. Description litho — stratigraphique 14 I.1.2.1. Le Trias 14 I.1.2.2. Le Jurassique 15 I.1.2.3. Le Crétacé 15 I.1.2.4. Hauterivien 17 I.1.2.5. Le Paléogène 18 I.1.2.6. Le Néogène 19 I.1.2.7. Le Quaternaire 19 I.2. Evolution tectonique 21 II. Géologie de la localité de Yabous 23 II.1. Introduction 23 II.2 Description litho — stratigraphique locale 24 II.2.1. Formations quaternaires 24 II.2.1.1. Les éboulis à blocs 24 II.2.1.2. Les alluvions récentes ou actuelles 24 II.2.1.3. Terres arables et les alluvions anciennes 24 II.2.1.4. Glacis polygéniques nappant les reliefs 24 II.2.1.5. Villafranchien probable (croutes calcaires) 24 II.2.2. Formations d’âge miocène 26 II.2.2.1. Tortonien sommital continental 26 II.2.2.2. Tortonien (s.s) 26 II.1.2.3. Langhien-Serravalien 28 II.1.3. Formations d’âge crétacé 28 II.1.3.1. Campanien 28 II.1.3.2. Santonien 29 II.1.3.3. Coniacien 30 II.1.3.4. Turonien moyen et supérieur 31 II.1.3.5. Turonien basal 32 II.1.3.6. Cénomanien supérieur 32 II.1.3.7. Cénomanien inférieur 33 II.1.3.8. Albo-aptien 33
CHAPITRE III : EVOLUTION TECTONIQUE
I. Evolution tectonique des Aurès 34 I. 1. Introduction 34 I.2. Tectonique plicative 37 I.3. Tectonique cassante 42 I.4. Conclusion 44 II. Structures locales 45 II.1. Le massif du Chélia 45 II.2. Dépression de Timgad – Khenchela 47 III. Structures de la localité de Yabous 49 III.1. Structures plissées 49 III.2. Les structures cassantes 50 III.2.1. Les failles anté-miocène 50 III.2.2. Les failles Mio –pliocènes (probablement quaternaires) 51 IV. Sismicité de la zone d’étude 54 V. Conclusion 57
Conclusion générale 58
Références bibliographiques 60
Annexe
Liste des figures
N° Titre Page
01 Situation géographique de la commune de Yabous 01
02 Carte hypsométrique de l’Ichemoul-Chélia. 03
03 Carte de typologie des sols dans le bassin versant de 05 Tagharist, ANBT, 2006.
04 Carte du Réseau Hydrographique, bassin versant de 07 Tagharist, ANBT 2006 Carte simplifiée des zones bioclimatiques de l’Est Algérien 05 (Côte, 1998) 09
06 Carte d’occupation du sol du bassin versant de Tagharist, 10 ANBT, 2006.
07 Position du Bassin Aurèsien par rapport aux grands 13 ensembles structuraux de l’Algérie Orientale.
08 Carte géologique des Aurès simplifiée, d’après SONAREM 16 (1970).
09 Colonne stratigraphique globale simplifiée des monts du 20 Hodna et des Aurès septentrionaux (SONAREM, 1970).
10 Carte géologique schématique de la localité de Yabous – 25 Chélia (ANBT, Khenchela, 2005)
11 Esquisse structurale des Aurès, simplifiée (Laffitte, 1939, 40 modifiée)
12 Esquisse géologique montrant la structure de l’Ich Moul – 45 Chélia (R. Laffitte, 1939)
13 Esquisse structurale des Aurès (R. Guiraud, 1990) 46
14 Carte de sismicité du Nord de l’Algérie (Ayadi et 53 Bezzeghoud, 2015)
Liste des photos
N° Titre Page
01 Vue satellitaire de la localité de Yabous 02
02 Grès Tortoniens à dragées de quartz 26
03 Grès Tortoniens diaclasés. 26
04 Grès Tortoniens ravinés. 27
05 Grès Bio-construits. 27
06 Phénomène de ferrification affectant les Grès Tortoniens 27
07 Fragment de test de lamellibranche dans les Grès 27 Tortoniens
08 Grès et argilites du Tortoniens basal 28
09 Grès fins et argilites du Serravalien 28
10 Marnes gris bleuté du Campanien 29
11 Phénomène de nodulation dans les marno-calcaire du 30 Santonien
12 Barre de calcaire Coniacien diaclasé 30
13 Zone de broyage dans les calcaires du Coniacien. 31
14 Alternance de marne et marno-calcaires du Turonien. 32
15 Plan de faille (p) de direction N 180° et d’inclinaison 40°E, 50 dans Les calcaires turoniens, à Diar El Gaid, rive gauche
16 Faille normale dans les grès tortoniens, (rive droite de 51 l’oued Tagharist)
17 Faille verticale (F) favorisant le passage de l’oued 51 Tagharist, en aval des sites de retenue
18 Décrochement dextre affectant le bloc des grès Tortoniens. 52
Résumé
La cuvette du barrage de Tagharist, commune de Yabous, est située selon l’itinéraire du décrochement régional de Chélia en troncature, causant un effondrement à rejet considérable.
Cette position présente un certain enjeu en matière de stabilité, de déperditions et d’infiltrations des eaux.
L’analyse structurale entrepris dans cette étude qui repose sur un fond tectono- sédimentaire, basée sur une méthodologie de prospection directe au terrain et une documentation et recherche bibliographiques, permet de cerner les propriétés tectoniques et sismiques de la zone d’étude, ainsi que leurs impacts sur la stabilité de ce barrage.
Mots clés : Yabous - Tagharist – Chélia - Décrochement régional – Stabilité – Infiltrations des eaux - Analyse structurale - Fond tectonosédimentaire.
Absract
The basin of the Tagharist dam, town of Yabous, is situated around a regional indentation of Chélia in truncation area, causing a collapse with considerable discharge; this position represents a certain issue with regards stability, losses and infiltration of waters.
Structural analysis undertaken in this study which is based on a tectono-sedimentary layer relying on the methodology of direct prospecting in the ground, as well as documentation and a bibliographical search, allow to identify the tectonic and seismic properties in the study zone, and their impacts on the stability of the Tagharist dam.
Keywords: Yabous - Tagharist – Chélia - Regional indentation, discharge, stability, structural
analysis, tectono-sedimentary, direct prospecting
ملخص
ان حوض سد تاغريست، والية يابوس، يقع على مسا ر الشق اإلقليمي للشلية الذي تسبب في انهيار ذو ابعاد كبيرة.
ان هذه الوضعية تشكل تهديدا الستقرار حوض السد وقد تؤثر في حجم التسربات المائية
ان التحليل البنائي المنتهج في هذه الدراسة يقوم أساسا على عمق تكتوني رسوبي يعتمد طريقة استكشاف مباشرة
في الميدان وكذا البحث والوثيق في المعطيات العلمية المتاحة. ان هذا العمل يسمح باإللمام بالخصائص التكونية والزلزالية
على مستوى منطقة الدراسة وتحديد اثارها استقرار هذا السد.
الكلمات المفتاحية: يابوس -تاغريست – للشلية -الشق اإلقليمي – الستقرار -التسربات المائية -التحليل البنائي -عمق تكتوني رسوبي.
INTRODUCTION GENERALE
La localité de Yabous représente un maillon de transition au point de vue structural, au niveau du segment médian des Aurès. Elle est caractérisée par une position particulière, limitée au sud par le massif de l’Ichemoul- Chélia tectonisé par des phases successives ayant laissé leur impact avant et après la phase de serrage majeur fini lutétienne à bartonienne.
Au nord, la dépression de Timgad – Khenchela, constitue une véritable suture pour cette localité, où elle présente une discrète lacune tectonique légèrement perceptible entre les formations crétacées d’une part et miocènes d’autre part.
La localité de Yabous revêt également un cachet particulier au plan scientifico-économique, du moment qu’elle abrite le site de la cuvette du barrage de tagharist, bâti sur l’itinéraire d’une faille décrochante, qui se prolonge à la fois dans les formations crétacées et miocènes.
La problématique de stabilité de cet ouvrage et les éventuelles déperditions ou infiltrations qui peuvent en découler, constitue un point essentiel dans l’analyse structural et tectonique des environnements proche et lointain de ce barrage.
De plus, la position structurale particulière de l’ensemble de la localité, représente un maillon de transition entre deux structures tectoniques locales environnantes ; le massif de Chélia et la dépression de Timgad- Khenchela.
Dans cet optique, nous entreprenons une démarche scientifique fondée sur l’analyse structurale dans un fond tectono-sédimentaire. Une telle démarche repose essentiellement sur une méthodologie de prospection directe au terrain, ainsi qu’une documentation et recherche bibliographiques qui peut dévoiler certains aspects cachés ou ambigus, relevant surtout, des traits pratiques concernant les propriétés tectoniques de la localité de Yabous en général et leurs impacts sur la stabilité du barrage en particulier.
A cet effet, la prise en considération du facteur de la sismicité au niveau de la zone d’étude, demeure indispensable. Premier Chapitre
CADRE GEOGRAPHIQUE
CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
I. Situation géographique
Yabous (ex, Tagharist), est une localité située au Nord-Ouest de la willaya de
Khenchela et aux limites Sud-Est de la wilaya de Batna. Elle s’étend sur une superficie de 157 km², elle confine avec les communes de Taouzient, Touffana au
Nord, Bouhmama, Ichemoul au Sud, Timgad, Foum-Toub à l’ouest, et Fais, Chélia à l’Est. Elle est limitée par :
Les parallèles 35° 15’ au Nord et 36° au Sud.
Les méridiens 6° 15 à l’Est et 7° 45’ à l’Ouest.
Fig. 01 : Situation géographique de la commune de Yabous. GOOGLE EARTH
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
II. Aspect géomorphologique
Sur le plan géomorphologique, la structure physique du territoire de la commune de yabous est hétérogène. Caractérisée par deux zones distinctes, cette morphologie prévaut sur plus de 100km dans la direction Est-ouest, entre Batna et
Khenchela, ou le réseau hydrographique débouche dans le bassin néogène de Timgad, par des gorges entaillées franchissant la forme atlasique ancien (Foum Toub, Foum
Tagharist, Foum Gue
Au Sud ; c’est un relief montagneux accidenté à de fortes pentes disséquées par l’érosion à différents stades, avec des vallées profondément encaissées et gorges parfois infranchissable, il en ressorte un paysage sauvage, très raviné. La vallée est généralement dissymétrique, présentant des talus avec une inclinaison moyenne de
14° à 18°. La partie centrale le long des oueds principaux, laisse apparaitre une plaine agricole. Au Nord le relief change est devient de type collinaire.
Photo 01 : Vue satellitaire de la localité de Yabous.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
II.1.Relief
Yabous constitue une zone de transition orographique, au Sud les structures aurésiennes offrent une orographie accidentée avec des altitudes dépassant les 2 000 m : Djebel Chélia 2183 m, Djebel Tkhizzrannt 1795 m, Djebel Bou Djeza 1614m,
Djebel Ifersane 1580m et Djebel Khaled 1520m. Au Nord ces massifs sont limités par la plaine de touffana qui se prolonge jusqu’au bassin de Timgad offrant un relief plus adouci (900à 1200 m). .
Fig. 02 : Carte hypsométrique de l’Ichemoul-Chélia.
II.2 Morpho-structure de l’oued Tagharist L’oued Tagharist traverse des structures géologiques orthogonales à sa direction d’écoulement. Il débouche dans la plaine de yabous, en franchissant une série de barres gréseuses qui soulignent la limite entre la plaine et le domaine montagneux,
Dans ce contexte morpho-structurale la vallée est étroite et la prédominance des
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE alluvions grossières dans le lit mineur témoigne d’un écoulement torrentiel de ce cours d’eau.
Le réseau hydrographique qui lui est associé est représenté essentiellement par deux thalwegs en rive droite, au niveau des lieux dits : Touchent et Aghlane, et un thalweg en rive gauche, au niveau de Diar el Gaid. Ces thalwegs, orientés NE-SW sont, contrairement au cours d’eau principale, conformes à la direction des couches et des creusés dans les formations les plus faciles à l’érosion (marnes et pélites crétacées).
La vallée de l’oued Tagharist et son affleurement sont délimité par des reliefs suffisamment boisé de pentes moyennes de 20° à 40°, à l’exception de quelques barres rocheuses qui forment des arêtes bien visibles sur le terrain. La dénivelée entre la vallée et le sommet de la cuvette ne dépasse pas 150 m et le raccordement topographique se fait progressivement par une accumulation de colluvions à dominante argileuse.
II.3. Pédologie Les sols de la région de Yabous sont développés sur des roches mères à : calcaires dolomitiques, calcaire gréseux, marnes, et sur des alluvions et colluvions provenant de ces matériaux originels. Sur la base de la classification française, on rencontre dans les bas-fonds des sols minéraux bruts et peu évolués (régosols et régosoliques), sur les calcaires et les calcaires gréseux des sols bruns calcareux et des sols peu évolués et minéraux brut (lithosols et lithosoliques), enfin sur les marnes des sols peu évolués (régosoliques).
Il est aisé de constater sur le terrain la forte dégradation subie par les sols : une faible épaisseur du volume voire sa disparition, le tassement de l’horizon superficiel,
4
CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE les surfaces parsemées de cailloux et de blocs, la morphologie superficielle de ruissèlement et de ravinement, et les micro-bads lands sur les marnes.
La partie montagneuse de Yabous est dominée par des sols insaturés, au-delà ce sont des sols calcareux qui prédominent, jusqu’à la gorge de Tagharist ou on trouve des sols calciques. Apres la gorge de Tagharist le cours d’eau passe par une petite zone limitée par la roche mère et des sols calciques, en se rapprochant du village de
Boulefries ce sont les sols alluviaux basiques qui prédominent avant le rejet au chott
(Garat et Tarf) caractérisés par des sols salins solontchak.
Fig. 03 : Carte de typologie des sols dans le bassin versant de Tagharist, ANBT, 2006.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
III. Hydrographie
Le bassin versant du barrage de Tagharist appartient au bassin principal des hauts plateaux Constantinois, il se trouve à la limite méridionale entre Batna et
Khenchela. La région fait partie de la région hydrographique Constantinois Seybouse
Mellègue. S’étalant sur une superficie de 77km2, il chevauche sur deux zones : les hautes plaines de Yabous-Ouled Fadhel au nord qui sont disséquées par un chevelu hydrographique très dense et le flan Nord du massif montagneux des Aurès (Dj Chélia
2326m, Dj Tkhizzrannt 1795m) au Sud, d’où prends ses origines Oued Tagharist qui est un grand torrent de montagne, assurant toujours son premier rôle d’évacuateur des eaux, ces apports sont estimés à une moyenne de 7.41 millions m3 par an.
Le premier torrent affluent dans L’oued Tagharist est Oued Talha, qui prend ses sources (neige et pluie) à partir du sommet d’Oum Keltoum (2326m). Après avoir coulé au N-W, le cours d’eau prend le sens N-NE, traversant la vallée entre Dj. Chélia et Dj. Tkhizzrannt (Fig.0). A 1Km avant le site du barrage de Tagharist l’oued reçois d’autre affluents : du côté Est oued Touchent prenant sa source de Dj Ifersane
(1580m), du côté Ouest Chaabet Khaled, c’est un torrent venant du flanc Nord de Dj
Tkhizzrannt. Après la gorge de Tagharist, l’oued travers la plaine de Yabous, une haute plaine disséquée par un chevelu hydrographique très dense, en direction Nord-
Est. Apres un parcours de 500m l’oued se concentre dans un chenal unique avant de recevoir un autre torrent (oued Meroui), il travers le douar de Taouzient et devient alors oued Taouztenni, qui conflue plus loin avec l’oued Martoum (ancien Oued
Yabous) en formant l’oued Boulefreis. Le nouveau cours d’eau suit son chemin entre les plaines d’Ouled Fadhel – Rhemila avec une pente quasiment nulle, une sinuosité remarquable et un écoulement fluvial dominant avant de se disperser au chott Et -
Tarf entre Khenchela et Ain Beida.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
Fig. 04 : Carte du Réseau Hydrographique, bassin versant de Tagharist, ANBT 2006
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
IV. Hydrogéologie
Trois systèmes aquifères sont distingués dans la wilaya de Khenchela : le Quaternaire, le Crétacé et le Miocène. On dénombre quatre nappes aquifères, l’une est superficielle, il s’agit de nappes phréatiques hétérogènes et le reste constitue des nappes profondes représentées par la nappe des plaines d’effondrement, la nappe des calcaires fissurés et la nappe des formations continentales. La profondeur de ces formations aquifères varie de 500 à 600 m. Le volume total prélevé à partir de l’ensemble des aquifère est de 34 millions de m3/an. (Chaffai et all., 2013).
Dans la région de Yabous les formations susceptibles d’être aquifères correspondent aux colluvions quaternaires, aux grès tortonien, probablement aux horizons décomprimés et altérés des terrains crétacés et enfin aux terrasses alluviales
étroites et peu épaisses de l’oued Tagharist, qui renferment des eaux souterraines assez localisées.
Les profiles piézométriques reportés sur le bassin versant de l’oued Tagharist permettent les commentaires suivants :
Les eaux sont contenues dans : les alluvions de l’oued Tagharist, les
colluvions argileuses à blocs et galets et les argiles jaunâtres recouvrant les
marnes campaniennes.
La profondeur des eaux aie en moyenne entre 4 et 8 m ; elle peut être plus
profonde, jusqu’à 13 m au toit des marnes grises et jusqu’à 14-15m à la
basse des colluvions
Ces eaux souterraines sont drainées par, l’oued Tagharist et ne forment pas
d’aquifère épais, au-dessus du substratum marneux imperméable.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
V. Climat
La localité de Yabous montre un climat semi-aride, elle est caractérisée par un bilan climatique négatif. Néanmoins, l'irrégularité du climat dans cette région peut provoquer certains événements pluvieux exceptionnels.
Cette localité montre une période estivale (Mai – Août), et deux autres pluvieuses (janvier - Mai) et (Août - Décembre).
La température moyenne annuelle est de l’ordre de 14 °C, les précipitations moyennes annuelles avoisinent les 440.96 mm (Station météorologique de
Bouhmama, Poste pluviométrique de l’ANRH, 2014), ce qui influe sur le régime des eaux souterraines et Superficielles. L’étude climatologique établie met en évidence un climat semi-aride, contrasté, avec un été rude sec et un hiver froid humide.
Fig. 05 : Carte simplifiée des zones bioclimatiques de l’Est Algérien (Côte, 1998)
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
VI. Végétation
La localité de Yabous est une zone à vocation agro-forestière, présentant une couverture végétale riche et diversifiée.
- Au Nord se trouvent les terres agricoles des hautes plaines occupant une superficie d’environ 6000 ha.
- Au Sud, nous avons la prédominance des zones montagneuses constituant un bioclimat subhumide, sur une superficie d’environ 9000 ha occupant les forêts denses de Béni Oudjana (Pins d’Alep, Chênes verts, Cèdres, Garrigues, forets dégradées constituées essentiellement de Genet, Ciste, Bruyère, Lentisque, Disse...). Ce couvert forestier joue un rôle important en matière de stabilité et de rétention des eaux de ruissellement dans les périmètres du bassin versant.
Fig. 06 : Carte d’occupation du sol du bassin versant de Tagharist, ANBT, 2006.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
VII. Cadre socio-économique
VII.1. Démographie
La commune de Yabous fait partie du découpage administratif communal de l’ère coloniale. Elle a joué un rôle important pendant la guerre de libération nationale. Son statut de commune date du découpage administratif de 1985. Actuellement, Yabous est une commune rurale de près de 11800 habitants (recensée fin 2014) qui s’étend sur une superficie de 157 km².
VII.2. Population et emploie
La population de la commune répartie en population urbaine et éparse, est essentiellement composée de petites tribus, dont les principales sont : Ouled Abdallah,
Ouled Mahboub, Ouled Abdelaziz, Ouled Mafrej, Ouled Mohammed, et Ouled
Mjahed.
Dépourvue de ressources et de surcroit isolé, la commune de Yabous ne connait pas de développement particulier. Les opérations d’investissement les plus significatives ont concerné surtout le secteur des travaux publics. Cependant elle connaît un taux de chômage très faible d’une valeur de 9.6% (Statistiques communales 2014) et cela grâce à l’agriculture qui offre le plus grand nombre d’emplois entre saisonniers et permanents.
VII.3. Situation social de la commune de Yabous
Au niveau de l’enseignement, la commune de Yabous dispose de trois niveaux d’enseignement, 1er , 2ème et 3ème cycle. Le nombre d’élèves scolarisés étant de 1944 dans le 1e ret 2ème cycles et 563 dans le 3ème cycle. La scolarisation des 1er et 2ème cycles est assuré par 13 écoles tandis qu’seul établissement assure la scolarisation des élèves du 3ème cycle.
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CHAPITRE I CADRE GEOGRAPHIQUE
En ce qui concerne le domaine sanitaire, la commune est mal dotée en matière d’infrastructures sanitaires et en médecins spécialistes. Elle dispose d’une polyclinique, d’un centre de maternité, 04 salles de soins et 03 pharmacie. Ces équipements restent insuffisants et mal répartis compte tenu d’une population en croissance cotinue.
VII.4. Situation économique
L’agriculture est l’activité économique principale dans la commune de Yabous, elle absorbe la majorité de la main d’œuvre. Le nombre de paysans qui travaillent dans le secteur agricole de la commune est estimé à plus de 900 individus.
Avec un effectif plus de 13300 têtes, l’espèce ovine est dominante. Ceci est lié au système agricole basé sur l’extensif. L’élevage bovin compte un effectif de 1200 têtes composé de bovins locaux et bovins améliorés. D’autre part, la production laitière est relativement importante et varie de 9 à 16L/vache.
Compte tenu de la superficie forestière de la commune et de la présence d’une flore diversifiée, la commune possède un potentiel mellifère important pour le développement de l’élevage apicole. En effet, le nombre de ruches que détient la commune s’élève à 345 ruches chacune ayant un rendement de 5 à 8 kg.
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Deuxième Chapitre
CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
I. Géologie régionale
I.1. Evolution sédimentaire
I.1.1 Introduction
Le bassin des Aurès fait partie de l’Atlas saharien oriental, sa position intermédiaire entre la plateforme saharienne et le domaine tellien mobile, explique les variations de faciès qu’il présente (Fig.07.).Les formations du Crétacé caractérisées par des faciès de plateforme interne sur la marge sud et sud-ouest du bassin passent à des séries marno-calcaires à faunes et microfaunes pélagiques vers le nord et le nord-est.
M E R M E D I T E R R A N I E N N E ●
Fig. 07 : Position du Bassin Auresien par rapport aux grands ensembles Structuraux de l’Algérie Orientale. 0° 5° 10°
Les caractéristiques tectoniques actuelles de ces formations représentent un "héritage" de la phase atlasique (fini-lutétienne à bartonienne) de direction NE-SW (Aoudjehane et al.
1992).La structure géologique du massif de l’Aurès est relativement simple et monotone.Les formations détritiques et carbonatées sont des séries bien stratifiées contenant le plus souvent une faune abondante.
Au Lias, il y a un développement des dolomies et des calcaires dolomitiques, tandis qu’au
Dogger les marnes et les marno-calcaires font leur apparition avec des intercalations gréseuses devenant aussitôt prépondérantes à la fin du Jurassique. Ainsi, la répartition spatiale des faciès
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL triasiques et jurassiques serait contrôlée essentiellement par trois facteurs : les variations eustatiques, les variations des apports sédimentaires et la tectonique.
L’arrivée de la transgression aptienne dépose une sédimentation carbonatée au niveau des
Aurès et l’Atlas Saharien en général. La régression amorcée dès la fin de l’Aptien, favorise le développement des formations récifales.
Une deuxième phase transgressive apparaît dès l’Albien moyen et s’étend rapidement pour atteindre son apogée à la fin du Cénomanien et au début du Turonien durant lequel la sédimentation devient typiquement carbonatée sous forme de calcaires, de marnes et d’intercalations de calcaires récifaux à rudistes. La mer se retire dès le Sénonien avec une influence pélagique bien marquée. Au Paléogène, la phase de serrage majeur provoque le raccourcissement des structures syn-sédimentaires et les dépôts formés à la fin du Crétacé supérieur pour mettre en place un système de synclinorium. La dernière phase compressive
Plio-quaternaire provoque l’exagération des plissements éocènes surtout au niveau des terminaisons orientales du massif de l’Aurès (Khomsi et al.2006). En somme, la grande quantité de sédiments accumulés dans les Aurès (Trias - Pliocène), est due à la proximité du continent africain où l’action de l’érosion s’exerçant sur de grandes surfaces pouvait alimenter une sédimentation importante. Les sédiments s’accumulaient dans le fossé qui se trouvait sur l’emplacement de l’Atlas Saharien (Laffitte, 1939; Vila, 1980).
I.1.2. Description litho — stratigraphique
I.1.2.1. Le Trias
Le Trias affleure en masses chaotiques dans lesquelles divers types de formations sont identifiables : cargneules jaunâtres, dolomies noirâtres, marnes bariolées gypseuses, grès, gypses fibreux emballés dans des argilites vertes, livides, parfois lie-de-vin. Les formations triasiques ont une plasticité due à la présence d’évaporites, elles constituent les noyaux des
"structures diapiriques".(Busson, 1974).
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Plusieurs "extrusions triasiques" de dimensions importantes, morcelant la couverture crétacée, affleurent dans le paysage des Aurès : El Outaya, Menaa, Narah, Maafa, Médina,
Khenchela, Tazouguert (Fig. 8)
I.1.2.2. Le Jurassique
Les formations jurassiques restent limitées à l’ouest et au nord-ouest du massif de l’Aurès. En plus de l’affleurement situé au nord-ouest de Seriana, ceux de Chellala, Takharbi,
Ain EL K’sar, T’fouda sont situés au nord-ouest de Batna, ils sont liés à un accident tectonique
à vergence NE – SW. Les formations jurassiques sont caractérisées par le développement des faciès carbonatés. Ils sont composés essentiellement de : calcaires, calcaires dolomitiques et dolomies dans lesquelles alternent des schistes argileux et des calcaires argileux siliceux à intercalations de marnes jaunes et rouges pouvant atteindre les 400 m (Laffitte, 1939 ; Vila,
1980).
I.1.2.3. Le Crétacé
. Berriasien Il est formé d’une alternance de bancs décimétriques à métriques de marno-calcaires et de dolomies grisâtres. Ils s’agit d’un faciès typiquement néritique à brachiopodes dont les plans de stratification des couches sont ravinés et craquelés. Ce ravinement accompli par le
Valanginien suppose la présence de phases d’émersion épisodiques de courte durée(Wildi, 1983
; Bouillin, 1986).
. Valanginien Il représente le passage du précédent faciès néritique carbonaté vers un autre faciès néritique détritique. Ce changement de nature lithologique préconise une variation du milieu de dépôt, où l’on constate l’arrivée des décharges périodiques du matériel silico-clastique dans les carbonates. Dans ce faciès les dépôts marneux sont à intercalations de bancs décimétriques à métriques de calcaires et de grès quartzeux granoclassés à structures plus ou moins planaires dont l’épaisseur peut atteindre 150 à 200 mètres (Chaib, 1999).
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
0 10 Km
QUATERNAIRE: cailloutis, sable, limons NEOGENE: calcaires, grès, argiles, conglomérats PALEOGENE: calcaires, marnes, argiles, gypse CRETACE SUPERIEUR: calcaires, marnes, argiles
CRETACE INFERIEUR : calcaires, marnes, dolomies, grès JURASSIQUE: calcaires, marnes, dolomies TRIAS: marnes bariolées, gypse, cargneules Accidents tectoniques certains
Accidents tectoniques supposes Accidents tectoniques caches Grande flexure
Fig.08 : Carte géologique des Aurès simplifiée, d’après SONAREM (1970). 16
CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
I.1.2.4. Hauterivien
Il est caractérisé par des formations de type calcaires et dolomies surtout dans les régions
Nord des monts de l’Aurès. Dans l’anticlinal de Djebel Lazreg, le Valanginien est représenté par une auréole régulière constituée de calcaires gréseux et de calcaires pisolithiques à algues vertes. L’épaisseur de cet étage est variable, elle est comprise entre 400 et 1000 mètres.
. Barrémien
Réputé par la prédominance de niveaux métriques de grès essentiellement quartzeux à stratifications entrecroisées nettes devenant parfois planaires à sub-planaires. Ces niveaux constituent des corniches bien visibles dans le paysage. Cependant les calcaires, les dolomies et les marnes restent assez fréquents. Le Barrémien a une épaisseur considérable pouvant atteindre les 900 m.
. Aptien
Dans ce faciès, la dominance de la nature lithologique carbonatée est nette. Les calcaires sont souvent à orbitolines, les calcaires dolomitiques et les dolomies renferment des intercalations de matériel détritique dans lesquelles alternent de nombreuses passées de marnes vert – jaunâtre et de grés quartzeux. L’épaisseur moyenne des formations aptiennes oscille entre
300 et 450 mètres.
. Albien
Le passage vers les formations albiennes annonce un changement remarquable dans le type de sédimentation par rapport aux dépôts sous-jacents. La base de l’Albien est constituée de marnes bariolées à niveaux décimétriques de grès grossiers. Ces grès sont par endroit d’origine continentale ou lagunaire (Laffitte, 1939 ; Nourredine et Mazouz, 2000).Au sommet de l’étage la sédimentation devient nettement carbonatée où les calcaires récifaux sont largement développés. L’Albien a une épaisseur variant entre 400 et 500 mètres (Fig. 09).
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
. Cénomanien
Il constitue une auréole autour des dépôts du Crétacé inférieur pratiquement dans toutes les structures anticlinales des Aurès. Le Cénomanien est fortement représenté à sa base par les formations marneuses et marno-argileuses, par contre les marno-calcaires prédominent dans sa partie supérieure. Dans cet étage, il y a absence totale de la sédimentation détritique, son
épaisseur peut atteindre 1000 mètres.
. Turonien
Dans le centre des Aurès le Turonien est constitué de marnes à intercalations centimétriques et décimétriques de marno-calcaires peu fossilifères à échinodermes et à rares céphalopodes, dont l’épaisseur peut dépasser les 800 mètres. Par contre sa périphérie est représentée par des calcaires à Rudistes ayant une épaisseur qui varie entre 100 et 300 mètres.
(Piqué et al., 2002).
. Sénonien
Le Sénonien est constitué d’un ensemble de faciès néritiques formés sous une faible tranche d’eau, il est omniprésent dans toutes les structures synclinales du massif de l’Aurès. Il est caractérisé par la présence de dépôts calcaro-argileux. Les grès sont remplacés progressivement vers le sommet de la série par des intercalations de marnes et de marno- calcaires en bancs décimétriques dans lesquelles se trouvent des variétés dolomitiques et phosphatées. Les formations sénoniennes peuvent atteindre les 2500 à 3000 mètres.
I.1.2.5. Le Paléogène
Les formations d’âge Paléogène sont bien développées au niveau des Aurès. Elles s’étendent vers les Nemamcha au SE et les monts de Tébessa à l’Est. Elles sont situées surtout dans les zones synclinales correspondant aux vallées contemporaines et dans la flexure saharienne (Dubourdieu, 1956). Le Paléogène est constitué de calcaires, de marno-calcaires et
18
CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL de marnes renfermant parfois du gypse et/ou du phosphate. Il est important de noter l’apparition de sables, de conglomérats et de brèches au sommet de l’étage.
Sur le plan stratigraphique, il est subdivisé en deux parties essentielles :
– Une série marine à la base, à riche contenu faunistique, d’âge Eocène inférieur–Eocène
moyen.
– Une série continentale au sommet, d’âge Eocène supérieur–Oligocène.(Vila et al.,
1996).
I.1.2.6. Le Néogène
A la limite de la zone centrale du Massif de l’Aurès, les dépôts néogènes sont constitués essentiellement par des conglomérats d’âge Miocène, remplacés vers le sud par des formations marines (calcaires, marno-calcaires et marnes gypseuses). Durant cette période les dépôts sont caractérisés par de fréquents changements selon diverses directions. La présence des conglomérats est due à l’émersion lutétienne marquée dans les limites de la partie Nord orientale des Aurès. Ces conglomérats associés aux couches marno-calcaires sont recouverts par des dépôts continentaux traduisant "une étape caractéristique d’une intense phase de plissement instigatrice d’un chamboulement de relief (Laffitte, 1939).
Dans les zones synclinales, la disposition particulière de concordance des conglomérats et poudingues d’âge Miocène avec les couches sous – jacentes et sus – jacentes, peut être expliquée par la fin d’une période de sédimentation marine.
Dans les zones anticlinales, le néogène repose en nette discordance sur les formations sus-jacentes. Son épaisseur peut atteindre 300 mètres.
I.1.2.7. Le Quaternaire
Les formations quaternaires s’étendent sur de grandes superficies, elles sont d’origine continentale. Ce sont des formations largement répandues à la périphérie des Aurès bordant les massifs montagneux. Elles sont constituées d’éboulis à blocs, d’éboulements et de glacis
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Système/ Série/ Période Epoque Etage Lithologie Description lithologique succincte
Pliocène Conglomérats, grès, limons, calcaires lacustres, marnes.
Argiles calcareuses rouges gypseuses, calcaires sableux, Tortonien grès quartzeux à grains grossiers, àintercalations de lits de limons plus ou mois sableux. Miocène
Helvétien Conglomérats, calcaires àbioclastes, argiles calcareuses gypseuses, grès.
N E O O E N N E G E Aquitanien Argiles rouges, limons calcaro-sableux, marnes, grès.
Eocène Lutétien Marnes, argiles calcareuses, calcaires bioclastes et PALEOGENE Yprésien à à silex, marnes argileuses sableuses, calcaires argileux. Paléocène Dano-montien Maestrichtien Argiles calcareuses, calcaires argileux à débris de Campanien bioclastes, marnes, calcaires argileux à rares intercalations Supérieur Coniacien de sables et de grès fins, calcaires sableux à fragments de Turonien bioclastes.
Cénomanien
Albien Argiles calcareuses, marno-calcaires, marnes, calcaires à
fragments de bioclastes, calcaires argileux.
Dolomies, calcaires ± dolomitiques, calcaires àbioclastes, Aptien marnes, grès carbonatés, calcaires récifaux, argiles calcareuses.
C R R C E A T E C Inférieur
Barrémien Grès quartzeux, calcaires argilo sableux, marnes argileuses, calcaires argileux, grès carbonatés.
Hauterivien Argiles calcareuses, grès carbonatés, calcaires, argiles, calcaires dolomitiques, marnes.
Valanginien
Thitonique
Calcaires récifaux dolomitisés, argilites, calcaires argileux Supérieur Kimméridgien àbioclastes et nodules de silex avec intercalations de marnes et de marno-calcaires.
Oxfordien Callovien Bathonien Moyen Bajocien Marnes, argiles calcareuses, calcaires argileux à nodules de silex, marnes et marno-calcaires. Toarcien
J U A R S S I E U Q 200m Dolomies massives,
Inférieur calcaires dolomitiques,
calcairesà rares niveaux d’argilites,
0 intercalations de marno-calcaires. Supérieur Marnes bariolées, argiles versicolores gypseuses à T R I A S intercalations de cargneules et de blocs de dolomies.
Fig.09 :Colonne stratigraphique globale simplifiée des monts du Hodna et des Aurès septentrionaux (SONAREM, 1970).
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL polygéniques. Dans les zones basses se développent de larges et épaisses nappes alluviales, des sebkhas, des terrasses et des sols hydro-morphes. Par endroits se trouvent des croûtes calcaires d’âge villafranchien, entaillées et probablement karstifiées ainsi que des tufs carbonatés liés à des sources hydrothermales (Aissaoui, 1984).
I.2. Evolution tectonique
Les Aurès représentent un édifice structural appartenant au domaine Atlasique, ils sont constitués de plis plus ou moins réguliers, souples dont l’orientation globale se situe entre le N
55° E à N 60° E. Les plissements se seraient effectués entre le Lutétien et le Burdigalien
(Bureau, 1986 ; Aoudjehane et al., 1992). Ils sont caractérisés par un phénomène d’étranglements ou de dilatations brusques des plis en plusieurs points, chose qui peut être traduite en réalité par les rejeux d’accidents profonds au niveau de la couverture post-triasique
(Guiraud, 1990).
La multiplication des réseaux de fractures qui accompagnent les grands accidents ainsi que leur désorganisation, représentent des indices indirects de l’existence de couloirs de décrochements ou de mouvements combinés (décrochements et mouvements inverses).
Certaines fractures tardives recoupent pratiquement toutes les structures : telles que les failles
N100°E–N110°E. Les caractères de la tectonique Aurésiennes reflètent la superposition de deux niveaux structuraux correspondant à deux phases compressives principales :
Le plissement s’est effectué sous une charge moyenne d’environ 4100 m donnant
ainsi naissance à des structures du "niveau moyen".
Après la mise en place, les structures ont continué à évoluer sous une charge plus
réduite du fait de l’érosion forte et rapide.
La phase de serrage majeure dite "Atlasique" devrait avoir un âge intra–lutétien.
Cependant les formations miocènes sont déformées par l’effet d’un rejeu de certaines structures atlasiques avec apparition de nouvelles structures sur les bordures du massif obliques aux
21
CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL précédentes. La deuxième phase de plissement est attribué au quaternaire basal : Plio- quaternaire (Laffitte, 1939 ; Guiraud, 1990).
L’étude morpho-structurale des plis de l’Aurès met en évidence plusieurs formes, parmi lesquelles : Anticlinaux coffrés, Anticlinaux semi-coffrés, Anticlinaux à déversement sur un seul flanc,…. Les structures plissées prennent plusieurs directions (Douihasni, 1976 ; Delfaud,
1986) : N35°E , N45°E, N55°E, E-W, N10°E , N20°E… Les travaux antérieurs montrent que la tectonique plicative des Aurès se caractérise par plusieurs phases de plissement :
a. Les plissements anté–burdigaliens (orientés SW-NE) : La phase principale de
plissement majeure se situe entre le Lutétien et le Burdigalien (formation de poudingues
dès le Lutétien – Burdigalien transgressif et discordant).
b. Les plissements post–burdigaliens (orientés E-W) : Le massif des Aurès émerge à
l’Helvétien et les conglomérats se forment à sa périphérie, alors La sédimentation
cesse dans le bassin Aurèsien mais elle persiste dans les bassins voisins.
c. Les mouvements quaternaires et actuels : Les phénomènes de creusements des
vallées sont nets, ils sont dus à un abaissement du niveau de base causé par des
déformations d’origine tectonique.
d. Les accidents transversaux : Les structures anticlinales de l’Aurès sont affectées
d’accidents transversaux très nets (ex. accident transversal du Chélia).
Le réseau de fracturation est dense, ramifié et désorganisé. La fracturation est sub- verticale et semble avoir évolué avec les plissements, à l’exception de la famille N100°–
N110°E, à cinématique dextre, qui n’est pas déformée. Par contre les fractures N140°– N160°E sont à cinématique senestre, elles recoupent la majorité des structures et peuvent être reliées aux coulissages postérieurs à la phase principale de plissement (Vila, 1980; Vila et al., 1996).
Les accidents tectoniques sont multiples, ils se répartissent selon les directions suivantes :
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Les accidents obliques NW – SE
Les accidents E – W
Les accidents directionnels (N50°E–N60°E)
Les accidents sub-directionnels (N30°E–N40°E)
Les accidents proches N– S
Globalement, les accidents NW ou EW ont joué en décrochements dextres, alors que ceux
NE ou NS ont joué en décrochements senestres. L’étude et l’analyse de la fracturation ont montré que les accidents liés au plissement principal ont été déformés postérieurement et que les fractures tardives peuvent être reliées surtout aux décrochements.
Enfin, il faut noter que la tectonique Aurésiennes se caractérise par la superposition d’une couverture mésozoïque assez épaisse sur un socle paléozoïque par l’intermédiaire des formations triasiques. Cette couverture devrait " mouler" les différents " panneaux" de socle, elle est soumise à la fois aux répliques des jeux du socle et influencée par la mobilité du Trias.
II. Géologie de la localité de Yabous
II.1. Introduction
La partie Nord-Est de l’Aurès se caractérise par un empilement régulier et épais de formations autochtones d’âge Jurassique et Crétacé, qui sont entrainées par une série de plissements de direction SW-NE, d’âge Eocène, conditionnant l’assiette orographique de la région.
La plaine de Yabous - Ouled Fadel se situe à une altitude de 900-1100m et délimite au nord le massif de l’Aurès. Elle est recouverte à la surface par un glacis de piedmont quaternaire, en grande partie encrouté, qui cache une puissante série (700m environ) de sédiments gréseux datés du miocène Tortonien. Cette formation est relativement plissée à la lisière du bassin. Mais horizontale dans le cœur de l’Aurès.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Yabous est une zone de transition entre deux domaines géologiques qui influencent son aspect géomorphologique : celui des pélites et des marnes Crétacé et celui des grès miocène.
Pour donner un aperçu litho stratigraphique des différents domaines paléogéographique ainsi de préciser leurs répartition spatiale, la description stratigraphique qui va suivre concerne uniquement les formations rencontrées dans le bassin versant de Tagharist.
II.2 Description litho — stratigraphique locale
II.2.1. Formations quaternaires
II.2.1.1. Les éboulis à blocs
Ces formations subsistent sur des versants à forte pente, elles sont dominées par des reliefs calcaires ou gréseux qui alimentent de vastes nappes d’éboulis. Le type de morphologie réalisé tend vers la réalisation de glacis.
II.2.1.2. Les alluvions récentes ou actuelles
Elles sont constituées par des sables, des graviers et des limons gris avec de gros galets calcaires ou gréseux émoussés.
II.2.1.3. Terres arables et les alluvions anciennes
Ces formations sont installées sur des alluvions anciennes, elles supportent un sol brun composé de matériaux limoneux sableux jusqu’aux alluvions grossières dans une matrice limoneuse.
II.2.1.4. Glacis polygéniques nappant les reliefs
Ces glacis couvrent de très vastes surfaces, ils sont constitués de croutes massives. Il s’agit d’un phénomène de nappage complexe à débris bien calibrés et encroutés.
II.2.1.5. Villafranchien probable (croutes calcaires)
Il est marqué par la présence d’encroutements massifs développés sur des horizons tuffacés surmontant eux même des niveaux calcaires.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Fig. 10 : Carte géologique schématique de la localité de Yabous – Chélia (ANBT, Khenchela, 2005).
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
II.2.2. Formations d’âge miocène
II.2.2.1.Tortonien sommital continental Il s’agit d’un épais ensemble (350 à 400 m) argilo-gréseux violacé rougeâtre donnant un cachet particulier aux zones de Bad-Lands. Ce facies s’exprime en bancs de grès métriques alternant avec des argiles violacées verdâtres et des argiles marneuses, d’épaisseur moyenne allant de 10 à 12m.
Les formations du tortonien supérieur contiennent une microfaune remaniée : globorotalia mayeri, globigerinoides trilobus immaturus, globoquadrina altispira globosa…
II.2.2.2. Tortonien (s.s) Cette formation est composée de grés blancs grossiers, en bancs plurimétriques, à dragées de quartz. Parfois le facies devient marno-argileux sous forme d’intercalations décimétriques à Dragées de quartz
Photo. 02 : Grès To rtoniens à dragées de quartz. Photo.03 : Grès Tortoniens diaclasés.
Notons également la présence de grandes masses de bio-constructions et des chenaux de ravinement (parfois en micro chenaux) traduisant les caractéristiques du milieu de dépôt, ainsi que des plages d’enduits ferrugineux (oxydes de fer et de manganèse). Les mesures géométriques ont donné des valeurs de N60°E à N65°E et une inclinaison de 50°NW à
90°NW.L’épaisseur totale moyenne est de 250 à 300m.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Photo.04 : Grès Tortoniens ravinés. Photo. 05 : Grès Bio-construits.
Photo. 06 : Phénomène de ferrification Photo. 07 : Fragment de test de lamellibranche dans affectant les Grès Tortoniens. les Grès Tortoniens.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
II.1.2.3. Langhien-Serravalien
Il s’agit d’un ensemble de marnes, de biomicrites, de biomicrosparites et d’une alternance de passées gréseuses claires, centimétriques à la base. Les grés sont compactes fins à ciment argileux et silteux, ils augmentent de puissances vers le sommet de la série, ils sont ferruginisés, témoignant la présence d’un hard-ground qui traduit les caractéristiques du milieu de dépôt.
L’épaisseur totale moyenne est de 50 à 55m.
Les formations du Langhien-Serravalien contiennent une microfaune remaniée :
Globigerinoides biosphaericus, Globigerinoides trilobus immaturus, Orbulina suturalis,
Amphistegina sp, Lithophyllum sp, Mesophyllum sp…
Photo.08. : Grès et argilites du Tortoniens basal. Photo. 09 : Grès fins et argilites du Serravalien.
II.1.3. Formations d’âge crétacé
II.1.3.1. Campanien
Ce facies est représenté par un épais paquet de marnes très micritiques, gris-bleuté, parfois très sombres, organisées en plaquettes fines à débris régulier d’une épaisseur totale moyenne est de 180 à 200m. Ces marnes contiennent de rares intercalations de calcaire ocre noduleux en bancs décimétriques.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Au sommet de la série, en contact directe avec les formations miocènes, ces marnes prennent un teint verdâtre. La microfaune est riche avec : Globotruncana elevata,
Globotruncana stuartiformis, G. fornicata, Protobuntonia numidica, Ventilabrella eggeri,
Pseudotextularia varians et Spiroplectammina loevis…
Photo. 10 : Marnes gris bleuté du Campanien.
II.1.3.2. Santonien
Le Santonien est représenté par une série épaisse de 230 à 250 m de marnes gris alternant avec des bancs décimétriques à métriques de marno-calcaires riches en débris d’inocérames.
Ce facies est strictement noduleux à sa base. La microfaune qui existe dans cette série est :
Globotruncana lapparenti, Frondicularia sp, G sigali, G concavata, Protobuntonia numidica,
Nodosaria sp…
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Photo.11 : Phénomène de nodulation dans les marno-calcaire du Santonien.
II.1.3.3. Coniacien
Il est constitué par des alternances de marnes grises et de marno-calcaires zoogènes à inocérames. Cette série est organisée en bancs décimétriques à métriques noduleux. Les formations coniaciennes contiennent une microfaune riche en : Protobuntonia numidica,
Brachycythere sp, Ammomarginulina sp, Rotalia sp, Allomorphina sp, Nodosaria sp,
Brachycythere cf. sphénoïdes…
Photo.12 : Barre de calcaire Coniacien diaclasé.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Sur le plan tectonique nous avons relevé la présence de zones de broyage tectonique, de torsion ou de virgation des accidents N-S et NNW-SSE, ainsi qu’un réseau de diaclases orientées NW-SE et NE-SW. L’épaisseur totale moyenne est de 180 à 200 m.
Photo.13 : Zone de broyage dans les calcaires du Coniacien.
II.1.3.4. Turonien moyen et supérieur
Ce facies est organisé en une série d’alternance de calcaires beigeâtres biomicritiques, ocres, noduleux à débris de mollusques, de marnes gris-bleuté à huitres et de bancs décimétriques de calcaires biodétritiques noduleux. L’épaisseur totale moyenne de cette formation est de150 à 180 m. La microfaune à Globotruncana renzi, Globotruncana sigal,
Globotruncana helvetica, Lenticulina sp…
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
Photo.14 : Alternance de marne et marno-calcaires du Turonien.
II.1.3.5. Turonien basal
Le Turonien basal est formé de marno-calcaires bitumineux, fétides, en plaquettes à patine blanchâtre et à cassure noire. Ces formations alternent avec des marnes bleues et de bancs décimétriques de marno-calcaires. L’épaisseur totale moyenne est de200 m. La microfaune abondante dans cette série est : les Pithonelles, Globotruncana helvetica, Hedbergella sp,
Heterohelix sp...
II.1.3.6. Cénomanien supérieur
Le facies du cénomanien supérieur est typiquement calcaire avec des alternances de micrites gris-bleuté à cassure sombre et en bancs métriques. La microfaune abondante dans cette série est : Thalmanninella, brotzeni Sigal, Hedbergella sp, Rotalipora greenhornensis, et d’autres Ostracodes.
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CHAPITRE II CADRES GEOLOGIQUES REGIONAL ET LOCAL
II.1.3.7. Cénomanien inférieur
Il est composé de marnes grises à intercalations métriques et décimétriques de calcaires.
La microfaune contient : Rotalipora greenhornensis, Praeglobotruncana stephani,
Globigerinelloides, Cythereis maghrebensis. Cette série à une épaisseur totale moyenne est de
150 m.
II.1.3.8. Albo-aptien
Il s’agit d’une série d’alternance formée de marnes, grés et dolomies surmontant des assises calcaires. Ces formations constituent une ceinture caractéristique plus ou moins continue jalonnant les roches du Crétacé supérieur, caractérisé par des bancs épais de grés clairs fins et d’alternance de marnes, dolomies et biosparites. L’épaisseur totale de cette série peut atteindre les 450 à 500 m.
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Troisième Chapitre
CADRE TECTONIQUE
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
I. EVOLUTION TECTONIQUE DES AURES
I. 1. Introduction
La chaine des Aurès constitue un édifice structural dans le domaine Atlasique, elle est constituée de plis vastes, assez réguliers, souples dont l’orientation est voisine de N 60° E.
Les structures du massif relèvent d’un niveau structural moyen, du fait que les fréquentes fractures de tension sont perpendiculaires aux axes de ces structures.
Les traits de la tectonique actuelle représentent un historique de la phase atlasique. La structure géologique de l’Aurès est simple, les formations détritiques et carbonatées sont représentées par des séries stratifiées contenant une faune abondante. Le taux de subsidence est considérable surtout durant la période Trias-Lias (environ 5000 m), il commence à décroître au Dogger. L’épaisseur des formations triasiques augmente de l’Est vers l’Ouest.
Au cénozoïque, l’accident sud-atlasique a divisé l’Afrique du Nord, en deux grands domaines : au Sud, la plate-forme saharienne, et au Nord, la chaine alpine. Ce deuxième ensemble est lui-même divisé en deux grandes zones, la première zone septentrionale alpine s.s. caractérisée par une tectonique de nappes de charriage, la deuxième zone méridionale, correspondant à l’Atlas Saharien montrant un style tectonique plus simple et caractérisé par une succession de vastes synclinaux et anticlinaux. Ce domaine est généralement considéré comme autochtone, l’Aurès en constitue la partie centrale dans le tiers oriental de l’Afrique du nord. (Ghandriche, 1991)
Au Paléogène, la phase de serrage majeur a causé un phénomène de raccourcissement des structures syn-sédimentaires et la mise en place d’un système de synclinorium. La transgression burdigalienne fait rattacher les Aurès à l’Atlas tunisien méridional et la dernière phase compressive Plio-quaternaire provoque l’exagération des plissements éocènes surtout au niveau des terminaisons orientales du massif de l’Aurès (Khomsi et al., 2006).
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Il existe une importante tectonique tangentielle post-Miocène au cœur du massif de l’Aurès. Cet événement se superpose aux plis régionaux atlasiques NE - SW dont les crêtes anticlinales ont été fortement érodées puis cachetées lors de la transgression miocène.
(Ghandriche, 1991).
Structuralement, les sommets de l’Aurès correspondent à des crêtes anticlinales ouvertes dans le cénomanien, séparées par de longues vallées synclinales. Ces structures plurikilométriques montrent une orientation moyenne NW - SE et résultent pour l’essentiel d’une phase dite atlasique, d’âge Lutétien-Burdigalien (Laffitte, 1939) ou post-éocène inferieur et anté-oligocène (Boudjema, 1987). Vers le sud en direction de la flexure saharienne, on constate une diminution de l’altitude et de la dimension des plis ainsi qu’une inflexion de leur direction qui devient E - W. (Ghandriche, 1991)
Plusieurs points du massif sont caractérisés par la présence d’étranglements ou de dilatations brusques des plis. Ce phénomène significatif de certaines anomalies, traduit en réalité les rejeux d’accidents profonds au niveau de la couverture post-triasique (Guiraud,
1990). Dans les Aurès les plissements se situeraient entre le Lutétien et le Burdigalien, et les diapirs triasiques sont généralement associés à des failles inverses longitudinales ou à des décrochements longitudinaux ou transverses qui apparaissent au cœur des plis (Bureau, 1986 ;
Aoudjehane et al., 1992).
Les grands accidents s’accompagnent d’une intense fracturation caractérisée par des réseaux parallèles ou légèrement obliques aux directions majeures, d’une multiplication et d’une désorganisation de ces réseaux. L’augmentation et la multiplication des réseaux de fractures ou leur désorganisation, sont des indices indirects de l’existence de couloirs de décrochements ou de mouvements combinés (décrochements et mouvements inverses).
35
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Une partie de cette fracturation est donc liée au plissement et se trouve ensuite reprise par les différents types de rejeux. Certaines fractures sont tardives et recoupent presque toutes les structures : c’est le cas des failles N100°E–N110°E. Ces accidents se disposent selon trois systèmes par rapport aux plis :
– Un système longitudinal
– Un système N80°E à N110°E, orthogonal à cinématique dextre.
– Un système oblique N150°E à N170°E, à rejets senestres.
Les deux derniers systèmes sont conjugués et déterminent le plus souvent des "coins enfoncés". Ils sont également contemporains des structures N35°E et sont responsables des torsions (Bureau, 1986 ; Perthuisot et al., 1988 ; Guiraud, 1990 ; Perthuisot, 1994).
Les caractères de la tectonique Aurésiennes semblent s’associer pour indiquer que le faciès tectonique reflète la superposition de deux niveaux structuraux correspondant à deux principales phases de compression différentes :
Le début du plissement s’est opéré sous une charge moyenne d’environ 4100 m
donnant naissance à des structures du "niveau moyen".
Une fois mises en place, ces structures ont continué à évoluer mais sous une
charge plus réduite du fait de l’érosion forte et rapide.
Les propriétés et caractères essentiels définissant les grands traits de la tectonique
Aurésiennes peuvent être résumés comme suit (Piqué et al., 2002 ; Yelles-Chaouche et al.,
2006):
Les failles inverses qui sont généralement des failles axiales ayant les mêmes
directions des structures et qui, par conséquent, leurs sont parallèles.
Les décrochements nets caractéristiques de la tectonique cassante de l’Atlas
saharien en général, ils s’expriment en failles conjuguées.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
La combinaison des décrochements et des mouvements inverses qui est un
Caractère plus fréquent.
Les failles d’effondrement (failles normales)sont à faibles rejets et peuvent
correspondre à des diaclases moyennes ou majeures à faible déplacement vertical.
Les traces tectoniques exprimées en étirements exagérés suivant certaines
directions et qui s’étendent sur de grandes distances.
Les éjections triasiques situées au cœur des structures anticlinales, elles sont
nombreuses et affleurent le plus souvent en "pointements".
I.2. Tectonique plicative
Les premières déformations ont pu s’amorcer dès la base de l’Eocène et surtout pendant le Lutétien. Cependant la phase de serrage majeure dite "Atlasique" devrait avoir un âge intra–lutétien. Le Miocène est déformé à la suite d’un rejeux de certaines structures atlasiques avec apparition de nouvelles structures sur les bordures du massif obliques aux précédentes.
Le deuxième épisode de plissement peut être attribuable à la phase du quaternaire basal : Plio- quaternaire (Laffitte, 1939 ; Guiraud, 1990).
D’un point de vue géodynamique interne, les plissements des Aurès possèdent une architecture contrôlée par les facteurs essentiels suivants :
La disharmonie (déplacement de la couverture mésozoïque sur le socle
paléozoïque, grâce au matériel triasique lubrifiant).
Les rejeux successifs d’accidents cassants.
La superposition de phases tectoniques "souples".
La position de panneaux de socle sous-jacents.
La nature du matériel mis en œuvre.
Ainsi l’étude morpho - structurale des différents plis de l’Aurès et la description générale des structures anticlinales met en évidence plusieurs formes :
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
. Anticlinaux à flancs pentés mais non verticaux.
. Anticlinaux coffrés.
. Anticlinaux semi-coffrés (un flanc vertical et un autre incliné).
. Anticlinaux à déversement sur un seul flanc.
. Anticlinaux à double déversement.
L’ensemble des données recueillies à partir du terrain montre que les plissements des
Aurès sont dus soit à des mouvements de compression, soit à des mouvements de coulissage.
Cependant, les structures plissées prennent plusieurs directions (Douihasni, 1976) :
Les structures N35°E
Plusieurs structures principales ou secondaires sont représentées dans cette catégorie.
Les structures N45°E
Sont une exagération des structures N35°E par rejeux des mouvements cassants. Ce sont
des orientations intermédiaires entre ces structures et celles orientées N55°E.
Les structures N55°E
Elles sont de plus en plus prédominantes de l’Ouest vers l’Est. Ces structures
peuvent être orientées N50°E et N60°E. Celles-ci sont exagérées par endroits et
ramenées jusqu’à N75°E ou une direction Est-Ouest.
Les structures Est-ouest
Elles sont peu nombreuses et sont à séparer des structures précédentes et ne
constituent nullement une déviation de celles-ci (Douihasni, 1976 ; Delfaud, 1986).
Elles nous aident à dégager l’influence des accidents du socle sur la couverture.
Les structures N10°E – N20°E
Ce sont les structures les plus rares, elles apparaissent par endroits, très
espacées.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
D’après les anciens travaux effectués au début du 20ème siècle, la tectonique plicative des Aurès a été étudiée par plusieurs auteurs (E. Ritter, J. Savornin, P. Russo,…). La systématique des plissements adoptée selon la synthèse établie par (Laffitte, 1939 ; Aris,
1994 ; Piqué et al., 2002 ; Yelles-Chaouche et al., 2006) peut être résumée comme suit
(Fig.10) :
i. Les plissements anté–burdigaliens (orientés SW-NE)
La stratigraphie des Aurès montre que la phase de plissement majeure se situe entre le
Lutétien et le Burdigalien (formation de poudingues dès le Lutétien – Burdigalien transgressif et discordant). Plus exactement, la phase principale se produisit à la fin de l’Eocène moyen et au début de l’Eocène supérieur.
ii. Les plissements post–burdigaliens (orientés E-W)
A l’Helvétien, le massif des Aurès émerge et les conglomérats se forment à sa périphérie. La sédimentation cesse dans le bassin Aurèsien mais elle persiste dans les bassins voisins, ce qui prouve qu’il y a un mouvement relatif entre le massif et les bassins avoisinants ; l’un s’élevant, les autres s’affaissant.
Après les dépôts des cailloutis pliocènes, il se produit un nouveau mouvement très important post-pliocène et anté – quaternaire. Les mouvements post-miocènes n’ont produit de plissements que dans certaines zones limitées des Aurès : ils ont eu pour effet de relever en blocs le centre du massif, ce qui provoqua un rajeunissement très marqué du relief.
iii. Les mouvements quaternaires et actuels
Les phénomènes de creusements des vallées sont évidents, ils sont produits par un abaissement du niveau de base du nécessairement à des déformations d’origine tectonique.
iv. Les accidents transversaux
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Les structures anticlinales de l’Aurès sont affectées d’accidents transversaux très nets
(ex. accident transversal du Chélia). Probablement les plis et les accidents transversaux se sont produits simultanément.
En 1990, Guiraud reprend les propriétés de cette tectonique plicative dans son cadre régional (Atlas saharien oriental) en introduisant de nouveaux éléments :
a. La phase Laramienne
Les premières déformations importantes apparaissent au sommet du Tortonien et se poursuivent souvent pendant le Sénonien. Localement, la région de Khenchela semble avoir
été affectée par cette phase avec des cassures conjuguées NE et NW ayant joué en décrochements, faisant apparaître des figures de Raccourcissement–Allongement, parmi lesquelles certaines ont permis la mise en place de pointements triasiques.
b. La phase Atlasique
Après le dépôt des séries conglomératiques épaisses concordantes sur leur substratum, au Lutétien moyen à supérieur, lors de l’émersion complète des régions autochtones ; intervient alors un très important épisode de structuration : C’est la phase Atlasique.
c. Les déformations Intra - néogènes
Les déformations consistent le plus souvent en de légères discordances et en de rares failles normales à faible rejet. Il s’agit d’une surrection épisodique de certains massifs ; liée peut être à une compression passagère. Ces déformations se sont produites entre le Miocène et le Pliocène.
d. La phase du Quaternaire basal
Cette phase se traduit par les déformations qui se sont produites au début du
Quaternaire et qui ont affecté les séries détritiques grossières et souvent épaisses du Pliocène.
Ces déformations résultent d’un régime compressif général.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
e. Les déformations quaternaires postérieures
Ces déformations se limitent à un rejeux de certains plis et à l’ascension de quelques pointements triasiques principalement à matériel salifère.
Ainsi il est important de noter que, pratiquement toutes les études effectuées tiennent compte du fait que les principaux paroxysmes orogéniques ayant touché les Aurès sont situés au Cénozoïque. Ils se sont déroulés selon la chronologique suivante :
Une phase post-lutétienne dite "Atlasique", phase de serrage majeure.
Une phase fini-oligocène.
Une phase miocène.
Une phase pliocène (post-Pontienne).
Une phase récente provoquant un rehaussement atlasique, ce qui donne un
rajeunissement marqué du relief. Cette phase est située à la limite du tertiaire et
du quaternaire (Laffitte, 1939).
Fig. 11 : Esquisse structurale des Aurès, simplifiée (Laffitte, 1939, modifiée).
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
I.3. Tectonique cassante
Dans les Aurès, le réseau de fracturation est dense, ramifié et semble beaucoup plus désorganisé. La fracturation est généralement sub-verticale, elle s’exprime par :
– Des familles axiales (N20°E–N30°E), (N50°E–N60°E),…
– Deux familles obliques orientées (N100°– N110°E) et (N80°– N110°E)
Cette fracturation semble avoir évolué avec les plissements, à l’exception de la famille
N100°– N110°E, qui elle, n’est pas déformée. Les plans de fractures axiales portent souvent des stries de mouvements mineurs inverses, alors que ceux des familles tardives N100°–
N110°E sont le plus souvent caractérisés par des stries de mouvements mineurs obliques.
Les fractures axiales sont plus fréquentes sur les voûtes et dans les zones axiales des structures anticlinales. Les fractures N100°– N110°E à cinématique dextre et N140°– N160°E
à cinématique senestre s’expriment nettement et se retrouvent en plusieurs endroits du massif de l’Aurès et de l’Atlas saharien oriental en général. Ces fractures recoupent la plupart des structures, elles peuvent être probablement reliées avec les coulissages postérieurs à la phase principale de plissement atlasique (Vila, 1980; Vila et al., 1996).
Les accidents tectoniques sont nombreux et se répartissent selon les directions suivantes :
Les accidents obliques NW – SE
Elles se comportent en décrochements dextres postérieurs à la phase de plissement majeure de la fin de l’Eocène moyen (Lutétien supérieur). Ces failles ont pu rejouer en failles normales localement, surtout après le Miocène supérieur. Les autres failles d’orientation voisine de NW–SE sont fréquemment décalées par des accidents E–W qui servent de relais en quelque sorte.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Les accidents E – W
Vraisemblablement, ce sont des cassures anté – miocènes qui remontent à la phase tectorogénique atlasique, elles sont à cinématique dextre et ont rejoué lors des phases ultérieures ; principalement après le Pliocène (Douihasni, 1976). Ces accidents doivent être séparés des autres structures, ils ne constituent nullement une déviation de celles-ci et indiquent probablement l’influence des accidents du socle sur la couverture.
Les accidents directionnels (N50°E–N60°E)
Les structures anticlinales des Aurès sont généralement parcourues, au niveau de leurs zones axiales, par des failles parallèles à la structure qui tantôt en effondrent la voûte ou l’un des flancs (ex. versant nord du Djebel Aidel – Faraoun). Ces failles de direction voisine de
N60°E, ont peut être suivi de très près la formation des grands plissements, elles montrent souvent un rejeux post-miocène provoqué par une phase cassante ultérieure (Nourredine et
Mazouz, 2000 ; Benabbas, 2006).
Les accidents sub-directionnels (N30°E–N40°E)
Ce sont des accidents sub-parallèles aux axes des plissements, ils peuvent être exagérés pour devenir N45°E–N50°E. Ils ont joué en décrochements senestres, et seraient probablement contemporains aux accidents obliques NW–SE de direction N140°– N160°E.
(Zedam, 1998; Zedam et al., 2007).
Les accidents proches N– S
Ils sont peu représentés et semblent être profonds, liés probablement aux coulissages des accidents du socle. Ils paraissent détenir un rôle important et ont joué en décrochements senestres.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
I.4. Conclusion
La structure du massif de L’Aurès résulte de l’action conjuguée de plusieurs phases tectoniques de style et d’extension variables. Une première phase a probablement affecté le massif pendant le sénonien inférieur et moyen. A la même époque certaines cassures locales ont favorisé la mise en place des premiers "pointements triasiques ".
La tectogenèse majeure se situe durant l’Eocène moyen. Cependant, les plis s’orientent suivant les directions comprises entre N40°E et N60°E ; par contre les accidents montrent des directions variées. Les accidents NW ou EW ont joué en décrochements dextres, alors que ceux NE ou NS ont joué en décrochements senestres. L’étude de la fracturation montre que les accidents liés au plissement principal ont été déformés postérieurement et que des fractures tardives sont associées à diverses manifestations tectoniques majeures ; en particulier les décrochements.
D’autre part, la tectonique Aurésiennes est caractérisée par la superposition d’une couverture mésozoïque assez épaisse sur un socle paléozoïque par l’intermédiaire du Trias.
Cette couverture " moule" les différents " panneaux" du socle, elle est soumise à la fois aux répliques des jeux du socle et influencée par la mobilité du Trias. Cette mobilité se fait soit horizontalement (disharmonie due à un matériel argilo–gypseux) entraînant la couverture, soit verticalement.
Les décrochements longitudinaux ont participé au développement de certaines structures rectilignes aux proportions inhabituelles. Ce genre de décrochements ne peut pas se faire dans une couverture épaisse de 4100 mètres sans l’influence du socle. Les directions
N45°E résulteraient de l’exagération par étirement des différentes structures N30°E–N35°E.
Cependant ce sont des structures intermédiaires entre N35°E et N55°E.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
La cause de cette évolution est à rechercher dans la tectonique de socle ; dans lequel les accidents continuent à jouer souvent dans les mêmes directions. Ils aboutissent à des déversements, des accidents longitudinaux (cisaillante ou inverses) et des torsions de la couverture. Ces accidents de socle peuvent avoir une direction légèrement différente par rapport à ceux de la couverture.
Au Miocène moyen et supérieur se produit une surrection saccadée de tout l’ensemble des Aurès, caractérisée par une reprise des manifestations orogéniques surtout durant l’époque
Burdigalien inférieur – Langhien moyen. Enfin, à la base du quaternaire les bordures ouest et sud de L’Aurès sont affectées par des déformations intenses. Cette série de rejeux récents fut accompagnée par une accentuation des reliefs. Quelques anciens plis rejouent, d’autres plis nouveaux prennent des directions voisines d’E–W, accompagnés de failles inverses traduisant une compression selon la direction Nord – Sud.
II. STRUCTURES LOCALES
II.1. LE MASSIF DU CHELIA
Le massif du Chélia appartient à l’axe majeur de l’Aurès où affleurent les termes les plus anciens (Jurassique). Cet axe s’étend de la dépression d’El Outaya, jusqu’à celle de
Timgad-Khenchela, sur une longueur d’environ 30 km.
Le Djebel Chélia est limité par une faille incurvée à concavité Nord d’orientation E-W
(R. Laffitte, 1939), et ce à l’Est de la faille de Médina.
Il s’agit d’une faille verticale soulevant le compartiment Nord d’une hauteur d’environ
5000 m au droit de la charnière anticlinale. Selon cette conception, la structure du Djebel
Chélia correspondrait à un léger décalage axial près du prolongement de l’axe anticlinal de
Djebel Azerag juste interrompu par la plaine de Médina ayant valeur de graben.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Selon les données disponibles au niveau de la carte géologique de l’Algérie au
(1/500.000) éditée en 1952, les formations d’âge Miocène se trouvent discordantes sur la dite faille, ce qui conduit Laffitte à considérer que cet accident serait dû à la phase de plissement majeur Eocène.
La carte ci-dessous (R. Laffitte, 1939) montre l’étendue spatiale de cet accident qui recoupe l’anticlinal de Djebel Lazreg au NE dans sa première branche sur une distance d’environ 3 Km. La deuxième branche recoupe l’anticlinal de l’Ichemoul selon une vergence
NW-SE sur une distance d’environ 2 Km.
Dans sa troisième branche l’accident prend une forme archée et s’étend sur environ 7 km tout en limitant vers le SW l’anticlinal de Chélia. Cet accident dextre déplace pratiquement toutes les formations de Djebel Chélia vers le SE sur une longueur d’environ 13 km.
Fig. 12 : Esquisse géologique montrant la structure de l’Ich Moul – Chélia (R. Laffitte, 1939).
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
L’esquisse structurale dressée par R. Guiraud (1990) montre que cet Accident prend un caractère régional et s’étend sur une longueur de plus de 70 Km du NW vers le SE.
Fig. 13 : Esquisse structurale des Aurès (R. Guiraud, 1990).
II.2. DEPRESSION DE TIMGAD - KHENCHELA
Vers le NE de l’Aurès, les plis sont interrompus latéralement par des failles d’orientation NW-SE dont les principales failles de Médina et de Bou H’mama s’alignent sur la limite Ouest de la dépression de Timgad-Khenchela. A l’échelle cartographique, on constate cependant qu’il n y a pas de continuité entre ces divers éléments qui ne s’expriment en réalité qu’au niveau des structures anticlinales épargnant les synclinaux. Des structures de même type mais de plus petite dimension ont été découvertes dans les anticlinaux du bassin de Timgad – Khenchela.
Les terrains néogènes de la dépression Timgad - Khenchela, situés au dos de l’anticlinal du Chélia ont été transportés avec lui lors du fonctionnement du chevauchement de Chélia.
Par ailleurs les limites de ces formations néogènes correspondent à des limites d’érosion et
47
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE non à des limites structurales. Cependant, le terme de bassin qui lui est affecté dans la littérature semble impropre. Il s’agit en fait d’un synclinorium (Ghandriche, 1991).
Guellal et Vila (1977), précisent la géométrie des plis et mettent en évidence le développement d‘un réseau serré de diaclases NW-SE et NE-SW dont la branche NW-SE correspond à de grandes failles interprétées comme des décrochements dextres. Dans ses travaux synthétiques sur l’Algérie du nord, Kazi-Tani (1986), lie la genèse du bassin de
Timgad au jeu de deux accidents majeurs dextres appartenant à cette famille.
Les formations néogènes de la région de Timgad - Khenchela incluant la dépression d’El Madher jusqu’au chevauchement qui la borde au nord (Vila, 1980) sont affectées par le chevauchement de Djebel Sarif- Djebel Guellif (seul structure chevauchante de la dépression
Timgad - Khenchela) et un ensemble de plis appartenant à deux catégories. Les premiers d’axe E - W semblent relever uniquement de la phase tectonique poste – miocène, alors que dans les seconds à axes courbés (NE - SW à E - W) l’impact de l’héritage anté-Miocène est bien visible. En fait, cette distinction est en grande partie une question d’échelle et les plis E-
W constituent souvent les terminaisons périclinales des structures en baïonnette d’échelle plus réduite.
Dans la dépression de Timgad-Khenchela, les anticlinaux sont hachés par des failles normales NW-SE déterminant des séries de blocs basculés d’échelle cartographique. Ces failles montrent tantôt un pendage Ouest, tantôt un pendage Est. A la bordure méridionale de la dépression et à l’aplomb du Djebel Chélia, ce réseau de failles strictement limité aux structures anticlinales est synchrone ou postérieur aux plis qu’il découpe.
Les terrains néogènes sont directement impliqués dans une tectonique de chevauchement – plissement. En effet, la dépression de Timgad - Khenchela n’est pas un bassin post - tectonique. La dépression de Timgad -Khenchela apparait, en fait comme un vaste synclinal issu du morcellement par plissement puis érosion d’un bassin beaucoup plus
48
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE vaste incluant au sud le lambeau situé sous le chevauchement du Chélia et au Nord toute la dépression d’El Madher -Guellif.
La tectonique de plissement - chevauchement post miocène reprend une tectonique plus ancienne de même type mais d’orientation différente. La reconnaissance de celle-ci est cependant fondamentale dans la mesure où certains plis post miocène sont localisés sur des plis atlasiques préexistants.
III. STRUCTURES DE LA LOCALITE DE YABOUS
La zone d’étude est située au nord du Djebel Chélia, vers les confins Nord des Aurès
Méridionaux et à la limite Sud du bassin de Timgad. Elle se réserve la particularité d’être recoupé du reste des Aurès par l’un des plus grands décrochements connus dans le Nord de l’Algérie : Le décrochement de Chélia.
Au niveau de notre secteur d’étude, nous avons pu relever plusieurs types de failles, d’envergures moindres par rapport au décrochement régional de Chélia. Ces failles ont des directions diverses que nous avons mesuré sur terrain. Il faut remarquer que le site d’emplacement du barrage de Tagharist a été choisi sur l’une de ces failles, de direction NS pratiquement. Le tracé de cette faille montre qu’elle est responsable de l’érosion du relief au niveau de Foum Tagharist, provoquant ainsi le creusement de son oued.
III.1. Structures plissées
La géologie locale montre une structure monoclinale au niveau de l’ensemble de la série stratigraphique Néogène - Crétacée, suivant une direction N40°E à N60°E, avec une inclinaison des couches de 50° à 85° vers le NW. Cette structure correspond au flanc nord de l’anticlinal du Chélia. L’augmentation progressive de la valeur de l’inclinaison vers l’amont de la cuvette du barrage (base de la série stratigraphique) ébauche le style de plis coffré que l’on observe, plus au sud, à Djebel Keltoum.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
La dite structure se caractérise par la très faible discordance angulaire (très peu apparente) entre les terrains serravaliens-tortoniens et crétacés, malgré la lacune stratigraphique de tout le paléogène. En aval du barrage, la structure monoclinale est noyée sous des terrains plus récents (argiles rougeâtres du Tortonien supérieur, glacis quaternaire et encroutements) jusqu’au relief collinaire qui délimite la plaine de Yabous vers le nord et où réapparaissent les grès et argiles tortoniens. Ces derniers montrent (route qui mène de
Touffana à yabous) un pli droit, anticlinal d’échelle kilométrique. La plaine de yabous correspond ainsi à un synclinal à grand rayon de courbure de sa zone axiale.
III.2. Les structures cassantes
D’après l’âge des terrains affectés par la tectonique cassante et la cinématique observée, nous pouvons distinguer deux générations de failles sur le site du barrage, perceptibles sur des distances limitées :
Les failles anté-miocènes Les failles Mio-pliocènes. III.2.1. Les failles anté-miocène
Observées en deux endroits : sur la rive droite de l’oued Tagharist et à proximité de la route longeant ce cours d’eau.
La première est observée à Diar El Gaid, dans la barre calcaro-dolomitique formant la base du Santonien. Cette faille de direction N60°E et de pendage 30° NW parallèle à la stratification, montre un soulèvement du compartiment NW.
La seconde est observée à Zkakat, au niveau des bancs calcaires massifs de la formation inferieure du Turonien (Photo.15.)
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Photo 15 : Plan de faille (p) de direction N 180° et d’inclinaison 40°E, dans les calcaires turoniens, à Diar El Gaid, rive gauche
Elle est de direction N180°E et de pendage 40°E. Ces failles sont signalées au niveau de la formation marneuse campanienne.
Dans les deux cas, il s’agit de failles inverses générées par une compression E - W à
NW - SE. La direction de contrainte NW - SE est bien connue dans le domaine atlasique.
Sur le terrain Les mesures ont donné des valeurs de N55°E et une inclinaison de 65°NW dans les facies Coniaco-santoniens, au niveau de la rive droite du barrage.
Sur sa rive gauche, on a relevé un décrochement dextre de direction N 135°E à N140°E sur une distance d’environ 350 m, toujours dans les mêmes facies. Nous avons relevé aussi deux autres accidents, l’un N-S et l’autre de direction N135° E.
III.2.2. Les failles Mio –pliocènes (probablement quaternaires) Sont les plus prépondérantes, aussi bien sur le site du barrage qu’a plus grande échelle
dans la région.
Elles sont de direction N160°E à N180° E, bien visibles dans les barres gréseuses tortoniennes. Elles sont fortement redressées (souvent verticales photo 17) et leur composante principale est en décrochement dextre et senestre (photo 16). Les déplacements générés sont de l’ordre de quelques mètres.
51
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Photo 16 : Faille normale dans les grès tortoniens, (rive droite de l’oued Tagharist).
Photo.17 : Faille verticale (F) favorisant le passage de l’oued Tagharist, en aval des sites de retenue.
Le rôle joué par ces failles Mio - pliocènes est remarquable sur le plan hydrologique.
Elles ont permis à l’oued Tagharist de franchir, suivant leur propre direction N 160°E, les
52
CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE fréquentes barres calcaires et gréseuses assez orthogonales au cours d’eau. Le reste du réseau hydrographique de la cuvette demeure en relation avec la lithologie (lits creusés dans les formations marneuses tendres).
Sur la rive gauche de la cuvette du barrage, au niveau des formations d’âge Miocène
(Tortonien), les mesures ont donné une direction de N75° E à N 80°E et une inclinaison de
40° à 45 NW.
Sur sa rive droite, toujours au niveau des couches Miocènes (Serrvalo-tortonien), les mesures ont donné une direction de N50°E et une inclinaison de 20° NW.
Nous avons relevé également sur la même rive, la présence d’une faille normale de direction N15°E à N20°E, qui peut être interprété dans le cadre général d’un couloir de décrochement N-S ayant causé un décalage dextre au niveau des formations crétacées et miocènes de la localité de Tagharist.
Photo.18. : Décrochement dextre affectant le bloc des grès Tortoniens.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Enfin, une série de mesures a été relevée toujours dans les formations d’âge miocène, elle a donné : N65° E, inclinaison 50° NW N60°E, inclinaison 50° NW N60°E, inclinaison 90° NW
IV. SISMICITE DE LA ZONE D’ETUDE
Des études sismiques effectuées pour le nord de l’Algérie, basées sur des données historiques et instrumentées pour la période 1357-1996, ont indiqué qu’il y avait une séismicité active associée avec l’Atlas Tellien et l’Atlas Saharien, elle est considérée comme modérée à basse. D’après la carte sismique du Nord-Est de l’Algérie, les épicentres des tremblements de terre historiques ont tendance à se concentrer dans les zones de failles principales exceptées aux alentours de Batna, où des tremblements de terre ont eu lieu dans le passé mais jusqu’à ce jour les failles n’ont pas été relevées.
Fig.14 : Carte de sismicité du Nord de l’Algérie (Ayadi et Bezzeghoud, 2015)
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Les données sur les tremblements de terre importants qui se sont produits dans le passé à l’intérieur d’un rayon de 150 Km autour du site du barrage de Tagharist montrent des intensités variant entre 5.2 et 6.2, sur des distances allant de 45 à 140 Km. Ces tremblements ont affecté localement les régions de Biskra, Batna, Guelma et Constantine.
L’analyse sismique des barrages est basée sur les indications données dans le bulletin
CIGB N°72, elle consiste à établir la sécurité du barrage pour deux tremblements de terre d’étude représentatifs :
SBE- le séisme de base d’exploitation (OBE en anglais)
SMD- le séisme Maximal de Dimensionnement (MCE en anglais)
1. Le modèle SBE
En se basant sur la carte des zones sismiques extraite de la carte sismique de l’Algérie, le site du barrage Tagharist est situé dans la zone sismique 1 avec une accélération sismique d’étude (A) de 0.12 associée avec des structures de classe 1 (c’est-à-dire barrages etc…) . Le code recommande d’appliquer deux facteurs :
- Un facteur de réduction B qui varie de 0.2 - 0.67 selon le type de structure
- Un facteur d’amplification dynamique D qui dépend du type de sol et de la
période d’oscillation de la structure, il varie entre 0.56 et 2.0.
Pour le barrage de Tagharist, nous avons sélectionné une accélération de pointe horizontale du sol, pour un tremblement de terre SBE de 0.80 g, qui a typiquement une période de retour de plus de 200 ans.
2. Le modèle SMD
La région où le barrage est situé a subi quelques tremblements de terre significatifs au cours des derniers siècles, le plus important étant celui de Biskra. Ce dernier a affecté la région des Aurès et a eu lieu en 1869 avec une intensité Ms = 6,2 et un épicentre situé à 100
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
Km du site du barrage. Le tremblement de terre de Batna, est lui aussi significatif, il a eu lieu en 1924, d’intensité Ms = 6.0 et d’un épicentre situé à 45 Km du site du barrage. Il est supposé que les tremblements de terre avaient une profondeur du foyer d’environ 10 Km.
En se basant sur les données géologique, tectonique et sismique analysées dans cette
étude, il peut être conclu que la zone où le barrage est situé, se caractérise par une activité sismique modérée à basse, associée avec les bordures de la région des hauts plateaux moins actifs.
V. CONCLUSON
En conclusion, il ressort que la structure de la région de Yabous, comme celle du domaine Aurèsien , résulte de l’action conjuguée de plusieurs tectoniques de style et d’extension variables dont la tectogenèse majeure se situe durant l’Eocène moyen (phase atlasique) ; Elle a engendré de vastes plis et de nombreux accidents et qui a été suivit d’une autre phase de rajeunissement des reliefs à l’Oligocène. Le site d’étude est donc affecté par une tectonique polyphasée qui l’a compartimenté en blocs dont les accidents sont nettement exprimés. La phase compressive, située à la limite pliocène-quaternaire, serait à l’origine du modelé du relief actuel.
Le massif des Aurès est une structure atlasique de direction générale N50°E à N60°E, caractérisé par la présence de plusieurs types de structures tectoniques cassantes ou plicatives.
Les données de terrain révèlent la superposition de plusieurs phases tectoniques anté et poste
Miocène, relevant d’un niveau structural moyen.
La zone d’étude est limitée au nord par la dépression de Timgad Khenchela, représentant un synclinal repris par la tectonique post – Miocène, et au sud par le mont de
Chélia ayant subi un décrochement vers le Sud et Sud – Ouest en troncature causant un effondrement à rejet très considérable.
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CHAPITRE III EVOLUTION TECTONIQUE
La localité de Yabous présente plusieurs types de failles et structures anté et post
Miocène. Ces failles représentent des décrochements dextres et sénestres, elles montrent des déplacements importants. Elles se sont exprimées sur des formations crétacées et miocènes.
Le site du barrage de Tagharist est fondé sur un accident tectonique décrochant de direction NS, qui peut présenter un certain enjeu concernant sa stabilité. L’étude de sismicité de la région montre que la zone d’étude est caractérisée par une activité sismique modérée à basse, associée aux bordures des hauts plateaux.
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CONCLUSION GENERALE
La localité de Yabous est caractérisée par une position paléogéographique particulière au point de vue structural et évolution tectonique. Elle représente une zone de jonction entre deux types de formations principales.
Les formations d’âge Crétacé de natures carbonatées s’étalent de l’Albo - aptien jusqu’au campanien. Elles sont constituées de marnes micritiques, marno-calcaires en bancs décimétriques à métriques, marnes et marno-calcaires zoogènes, calcaires beigeâtres biomicritiques, marno-calcaires bitumineux et calcaires en bancs métriques à décimétriques.
Les formations d’âge Miocène sont représentées par des grés blancs grossiers, en bancs métriques et à dragées de quartz, d’âge Tortonien ainsi qu’une épaisse série de marnes, biomicrites, biomicrosparites à passées gréseuses claires, d’âge Langhien-Serravalien.
Sur le plan structural cette localité est située entre deux structures tectoniques au niveau du segment médian des Aurès. Elle est limitée au Sud par le massif de Chélia ayant subi un décrochement de type régional, et au Nord par la dépression de Timgad Khenchela qui n’est pas en réalité un bassin mais un simple synclinorium.
Localement, la zone d’étude présente une tectonique cassante polyphasée, dans laquelle nous distinguons des failles anté Miocène et d’autres post Miocène (probablement Plio- quaternaire). Ces failles se présentent en décrochements dextres et parfois senestres, elles montrent aussi un jeu normal et parfois inverse, traduisant ainsi les symptômes d’un grand couloir régional de décrochement N-S ayant causé un décalage dextre au niveau des formations crétacées et miocènes de la localité de Tagharist.
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La cuvette du barrage de Tagharist est située selon l’itinéraire de ce décrochement régional, ce qui représente un véritable enjeu en matière de stabilité, de déperditions et d’infiltrations.
L’étude sismique de la région de Yabous montre qu’elle est caractérisée par une sismicité modérée à basse, associée aux bordures des hauts plateaux moins actifs.
Vu l’importance et la sensibilité de cette localité au point de vue structural, nous recommandons l’approfondissement de l’aspect tectonique en :
Etablissant une analyse microtectonique plus détaillée dans le but de cerner les
différentes phases tectoniques ayant affecté la région.
Dressant des profils sismiques pour investiguer les structures tectoniques en profondeur.
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Annexe
Vue générale sur le mont du Chélia
Vue générale sur la digue du barrage
Formations gréseuses et argileuses tortoniennes.
Phénomène de ferruginsation dans les grès Tortoniens.
C
Colluvions argileuses ( Dar El Gaid ).
Marnes grises Campaniennes (Bouhazra).
Marnes et Marno-calcaires Claires du Santonien. (Diar El Gaid).
Alternance de marno-calcaires et pélites du Coniacien (piste de Touchent).
Bancs de calcaires Cénomaniens au Sud-Ouest de la cuvette (Cantina).
Phénomène d’enrobage dans les Marno-calcaires du Santonien.
Affleurements de bancs calcaires épais redressé au pied du Chélia.
Bioconstruction (Huitres) dans les grès miocènes.
Fragments d’ammonites dans les formations tortoniennes.
Localisation des profils sismiques dans la projection UTM zone 32 / Nord Sahara.
Position
Vitesse (m/s) Epaisseur (max) Site sur le profil
1ère couche Tagharist
1ère couche 2ème couche en mètre en mètre
233 à 325 1700 à 2760 4 0 à 200 m Ligne 1 255 à 338 1300 à 1500 3.5 200 à 400 m
173 à 382 900 à 1700 2 400 à la fin
300 à 500 1300 à 1450 3 0 à 200 m Ligne 2 260 à 345 950 à 1200 2 200 à 350 m
320 à 365 1400 à 600 3 350 à la fin
362 à 405 1500 à 1700 4 0 à 100 Ligne 3 225 à 400 1500 à 1560 4 100 à la fin
300 à 320 1600 à 1700 3 0 à 150 m Profil 4 173 à 400 900 à 1330 3 150 à 250 m
300 à 380 1500 à 1700 2.5 250 à la fin
Ordre des vitesses des ondes de compression dans la projection UTM zone 32 / Nord Sahara