domaine parmi les unités externes. Tous les auteurs s’accorde sur son caractère autochtone (Vila, 1980, 1981 ; Harket, 1998 ; Chadi, 1989 ; Guiroud et Marmi, 2006 ; Kowalski et al 2002), contraires aux précédentes unités. Il est constitué de manière générale de :
Les monts du Mellègue a trias diapirique : occupant la grande zone des coffins
Algéro-Tunisiens, dont fait partie notre secteur d’étude ; son caractère stratigraphique sera détaillé dans la géologie locale.
Les monts des Aurès : la continuité vers l’ouest de l’atlas tunisien, avec
d’épaisses séries a sédimentation marneuse, reliées avec l’immense charpente carbonatée qui structure les massifs Aurèsiens.
I .7.cadre géologique régionale Aspect stratigraphique
Le Trias de la région d’étude se présente sous forme diapirique et ce depuis les travaux de Flandrin (1932). Les formations triasiques se rencontrent dans les parties centrales des structures anticlinales soulevées. Elles constituent des étendues chaotiques, intensément déformées, bréchifiées et écrasées.
Plusieurs coupes du Trias de la région des confins algéro-tunisiens ont été décrites depuis longtemps par divers auteurs. Dans la région de Souk Ahras par Blayac et Gentil (1897), puis par Blayac (1907) dans la région d’ElAouinet et de l’Ouenza par Dubourdieu (1956, 1959), et enfin dans la Haute Medjerda par David (1956) et plus récemment dans le Sud-Est Contantinois par Vila et al., (1994).
Dans sa majeure partie ce Trias est représenté par un mélange d’argiles bariolées, de marnes, de grès et de gypse emballant des blocs rocheux insolubles de dolomies noires, de grès micacés, de calcaires, de cargneules et d’ophites (Dubourdieu, 1956).
Dans l’ensemble de la région, les masses triasiques extrudées sont bordées par d’importantes formations calcaires, classiquement rapportées à l’Aptien et attribuées à une sédimentation récifale (Dubourdieu, 1956 et 1959).
Le crétacé inférieur : comprend des terrains barrémiens et aptiens. Il débute par des
affleurements du Barrémien qui est exclusivement limités aux parties centrales de certains horst-anticlinaux. L’absence de faune caractéristique ne permet pas de définir avec exactitude les limites inférieure et supérieure de cet étage. Au Djebel Harraba, il est représenté par plus de 200 m de marnes argileuses grises non fossilifères que Dubourdieu (1956) attribue au Barrémien. Au niveau de l’anticlinal de Sidi Embarka à 2 Km au SE du Djebel Harraba, le même auteur décrit un Barrémien d’épaisseur totale ne dépassant pas les 240 m. Il est constitué par des formations
marno argileuses à intercalations de calcaires argileux, surmonté par un Bédoulien marno gréseux et calcaro-gréseux.
Les formations aptiennes se rencontrent souvent dans le noyau des structures anticlinales et au voisinage immédiat des formations triasiques. Elles constituent la majeure partie de tous les reliefs importants. L’Aptien occupe à lui seul la plus grande partie des affleurements de la région (Ouenza, Mesloula, M’Khiriga, Kef Rekhma et Boudjaber). Dans cette région, l’épaisseur totale de cette formation aptienne atteint 700 m en moyenne, ce qui traduit une forte subsidence du bassin.
Dubourdieu (1956) a attribué ces formations calcaires à faciès urgonien à une sédimentation récifale. Il considère que la période aptienne a été caractérisée par des bombements sous-marins (qui seraient les premiers indices de l’activité diapirique), favorables à la formation des constructions récifales. Il a décrit ces formations aptiennes à Mesloula et à Ouenza. Elles comprennent comme partout, de bas en haut :
-une formation inférieure anté-récifale, d’une épaisseur moyenne de 200 m, constituée par des marnes jaunes parfois argileuses, à passées de grès rouille et de marno-calcaires pétris d’Orbitolines.
- une formation récifale, constituée par une succession de bancs plurimétriques de calcaires dolomitisés d’épaisseur pouvant atteindre les 300 m riches en fossiles (Orbitolines, Rudistes Echinodermes, tests de Mollusques et Milioles). Cette formation constitue l’ossature des massifs de Mesloula, M’khiriga et de Kef Rekhma en raison de sa grande rigidité et de sa résistance à l’érosion.
-une formation post–récifale de 100 à 150m de sédiments à dominante argileuse constituant la couverture des calcaires récifaux. Ces argiles sont rarement visibles car elles sont dans la majorité des cas érodées ou recouvertes par des éboulis. Néanmoins elles subsistent dans certains endroits où elles sont connues à Mzeïta (Mesloula).
-un niveau dit à Clansayes qui termine la formation aptienne ; il montre une faible épaisseur et il est difficilement identifiable du fait qu’il est constitué par des marnes jaunes qui peuvent être facilement confondues avec les marnes de l’Albien. Néanmoins, Dubourdieu (1959) décrit un horizon de 40m d’épaisseur à trois termes qu’il rattache à la zone à Clansayes, avec des marnes jaunes à petites intercalations calcaires où il a récolté des Ammonites de grande taille de genre indéterminé suivi par un banc de 0,60m de calcaire noir à patine grise et qui se termine par des marnes jaunes fossilifères avec quelques Ammonites indéterminables.
L’Albien dans le bassin du Sud-Est Constantinois, montre parfois une série très épaisse qui peut dépasser les 1300 m. Comme dans lecas du Djebel Hameima (Dubourdieu, 1956). Ailleurs les sondages du DjebelGuelb (Ge-1) et d’Es Souabaa (SB1) (Sami, 2004), donnent respectivement des épaisseurs de 1050 m et de 680 m (Beghoul 1974).
A l’Ouenza et à Mesloula, Dubourdieu (1956 et 1959), distingue dans l’Albien trois termes: un premier terme épais de 20 à 50 m est constitué par des marnes argileuses jaunes brunâtres riches en Gastéropodes ; un deuxième terme de 100 m d’épaisseur constitué par des calcaires noirs à Bélemnites à intercalations marneuses et enfin un troisième terme de 75 m d’argiles et de marnes noires bitumineuses à Bélemnites et nombreuses empreintes d’Ammonites, avec de minces intercalations marno-calcaires .
Le Vraconien quand à lui est représenté par un faciès argilo-marneux marquant ainsi un changement dans la sédimentation qui était essentiellement calcaire à marno-calcaire jusqu’à l’Albien.
La série représentative de ce Vraconien a été décrite à Boukhadra (Dubourdieu (1956). Elle comprend une épaisse série de 600 m qui ressemble à celle de l’Albien supérieur. Elle est constituée de marnes à passées calcaires et marno calcaires à empreintes d’ammonites. Par contre, à Mesloula, il observe des marnes vertes qu’il n’arrive pas à séparer de celles du
Vraconien transgressif remanie des éléments triasiques (Smati, 1986 ; Perthuisot et al., 1988; Masse et Thieuloy, 1979).
Le Cénomanien des Monts du Mellègue est représenté en majeure partie par des marnes argileuses verdâtres qui atteignent une puissance de 750 m à 1100 m. Ces dépôts sont tout à fait semblables à ceux du Vraconien supérieur. Ces marnes sont caractérisées par des intercalations de calcite fibreuse décrites sous le nom de « beef » par les auteurs anglo-saxons. Ces structures sont composées de fibres perpendiculaires à leur allongement et présentent toujours une structure « cône in cône».
A Ouenza et à Mesloula Dubourdieu (1959) distingue deux niveaux : à la base, des marnes jaunes avec des intercalations marno-calcaires blancs feuilletées, qui passent vers le sommet à des calcaires argileux gris blanchâtres, contenant quelques niveaux de calcaires gris noir, très durs. Ces intercalations présentent le plus souvent un caractère lumachelliques renfermant beaucoup d’huîtres, de la mellibranches et de gastéropodes.
A l’approche du Turonien, la sédimentation change rapidement en même temps que disparaissent les fossiles. Les marnes argileuses sont remplacées par des couches chargées en carbonates de chaux (Duboudieu, 1956).
Dans la région de Morsott, Fleury (1969) décrit une série d’environ 600 m d’épaisseur, qu’il subdivise en trois niveaux, avec de la base vers le sommet :
- 200 à 250 m de marnes grises à échinodermes avec des plaquettes de calcite fibreuses. Au sommet de ces marnes apparaît une faune d’Ammonites qui indiquerait qu’il s’agit d’un niveau élevé du Cénomanien inférieur et peut être de la base du Cénomanien supérieur ;
- 350 m de marnes à lumachelles à nombreuses passées calcaires ; - Enfin un mince niveau de 20 m d’épaisseur, de marno calcaires gris foncé un peu schisteux qui fait la transition avec les calcaires turoniens. Il s’agit là du faciès dit de Bahloul (Burollet, 1956; Orgéval, 1986).
Le Turonien est très bien développé, son épaisseur peut atteindre 1000 m (Dubourdieu 1956, 1959). Il est constitué par des calcaires et marno-calcaires à la base avec de nombreuses empreintes d’Inocéramus. Ces calcaires et marno-calcaires sont suivis par une puissante formation de marnes argileuses riches en ammonites, huîtres, et divers laméllibranches.
A Mesloula, l’assise calcaire du Turonien disparaîtau nord-est, près du diapir de Débidba. Cette configuration serait le résultat d’une déformation tectonique légère, matérialisée par une discordance (Dubourdieu, 1959). Dans cette région, cette discontinuité est caractérisée par un hard ground ferrugineux qui disparaît progressivement vers le sud-ouest, au même temps qu’augmente légèrement sa teneur en argile.
Duboudieu (1959) pense que des conditions régnant au Turonien ont semble t-il été rapidement modifiées. En effet, cet auteur pense qu’une phase tectonique s’est produite entre le Cénomanien et le Sénonien basal.
Le Sénonien débute par une formation de calcaires marneux et de marnes du Sénonien inférieur de puissance ne dépassant pas les 300 m (Dubourdieu, 1959); suivi par une formation du Sénonien supérieur (Campanien-Maastrichtien), d’épaisseur variant de 200 à 600 m, visible au sud de Tébessa, qui débute par des calcaires marneux du Campanien qui passent à des marnes gypsifères et seterminent par des calcaires massifs à rognons de silex riches en Inocéramus du Maastrichtien.
Le Miocène, est peu épais dans la région (100 m). Il affleure à Ouenza et à Mesloula ainsi qu’au Nord de Morsott. Il débute par une formation marine transgressive et discordante sur les terrains crétacés. Elle comprend des calcaires roux, suivis de marnes argileuses de couleur verte devenant rouge foncé et enfin par des argiles à intercalations de grès grossiers.
Plus récemment Herkat et al., (2008), ont mis en évidence dans la région de Oued Damous (Es Souabaa), un niveau carbonatée non signalé dans la carte géologique. Ce niveau apparaît
discordant sur le Crétacé et montre des bancs d’aspect lenticulaire avec un faciès à algues. De tels faciès à algues (Lithothamniées) sont connus dans le Miocène des Aurès. Le niveau d’Oued Damous pourrait donc être attribué au Miocène, plus précisément au Burdigalien supérieur à Langhien inférieur auxquels sont rapportés les faciès calcaires à polypiers de l’Ouenza, signalés par Dubourdieu dans la région de Satour El Hamra.
Enfin les plus anciennes formations continentales appartiennent au Quaternaire supérieur (Dubourdieu, 1959). Celui-ci est représenté essentiellement par des dépôts argileux et conglomératiques.
Il est à noter qu’aucun dépôt pliocène ou pléistocène ancien n’a été observé dans la région. Selon Dubourdieu (1956 et 1959), ce phénomène serait à mettre en relation avec une surrection régionale suivi d’une érosion intense à cette époque.
Ces formations quaternaires constituent la plus grande partie du comblement du fossé d’effondrement Morsott-Tébessa dont l’épaisseur estestimée à plus de 170 m.
Fig. 3 -Colonne stratigraphique synthétique des monts du Mellègue (d’après : Dubourdieu 1956, 1959 ; David 1956; Madre 1969 ; Fleury 1969 ; Thibieroz et Madre 1976 ;Chikhi, 1980 ; Otmanine 1987, Bouzenoune 1993 et Vila et al, 2000).
Fig.4. Carte géologique de confins algéro-tunisiens (D’après cartes géologiques au 1/50.000 de Meskiana, Morsott, El Aouinet, Boukhadra, Oued Kébarit et Ouenza).
Tectonique
Du point de vue structural, la région d’étude est rattachée habituellement au domaine atlasique Kazi Tani, (1986), alors que Guiraud (1993), l’intègre dans le domaine préatlasique. Elle est caractérisée par un domaine plissé à anticlinaux complexes, incluant souvent de vastes affleurements de matériel triasique.
Dans cette région interfèrent deux directions structurales majeures : - la première NE-SW est marquée par les extrusions triasiques ;
- la seconde NW-SE à WNW-ESE, marquée par les fossés d’effondrements.
La zone des fossés est calquée sur les accidents anciens ayant fonctionné initialement Au Crétacé. Leur présentation actuelle est d’individualisation récente (Pléistocène) selon Blès, (1969).
Les fossés d’effondrement
Dans les confins Algéro–Tunisiens, les fossés d’effondrement sont orientés NW- SE et WNW - ESE. Ils sont bordés par des accidents majeurs à valeur de failles normales ayants un rejet différent d’un fossé à un autre. Ce rejet est évalué de 100 à 400 m dans le fossé de Tébessa – Morsott. (Du Bourdieu et al. 1950). Ces fossés sont comblés par des dépôts Plio–quaternaires pouvant atteindre une puissance de 170 m dans le fossé de Tébessa – Morsott (Du Bourdieu et al. 1950) et près de trois cents 300 mètres dans celui de Kasserine en Tunisie (Zaoui, 1984).
L’âge de ces fossés d’effondrement est très discuté. Pour certains auteurs, tels que Durozoy (1950), Castany (1951, 1954), Du Bourdieu (1956), David (1956), Kazi-tani (1986) et Othmanine (1987), ces fossés résultent d’une intense activité tectonique distensive post miocène inférieur ; alors que pour d’autres, (ex : Bismuth (1973), Chihi (1984), Chihi et al. (1984, 1991) et Ben Ayad (1991)), les premières manifestations sont enregistrées au cours de la distension crétacé et l’effondrement majeur a eu lieu durant le Pliocène.
Le fossé de Tébessa, d'orientation WNW-ESE, reste le plus important fossé de la région. Il présente le prolongement du fossé de Kasserine à l’Est (Tunisie) et se poursuit au NW par le fossé de Morsott orienté NW-SE. Si le fossé de Morsott s'est formé après le stade compressif de la phase pliocène inférieur, le fossé de Tébessa s'est effondré à la cour du Pliocène supérieur - Villafranchien inférieur (Kowalski et al. 2002). Sa stratigraphie a été récemment décrite par Kowalski et al. (1997, 2002).
• Litho stratigraphie du fossé d’effondrement de Tébessa
Le graben de Tébessa ne contient pas de sédiments miocènes. Les dépôts d’âge Miocène ne se sont pas sédimentés dans le fossé, mais ont été effondré avec leur substratum plus ancien et érodés au cours du remplissage du fossé au Pliocène. Les sédiments pliocènes se sont mis en place en discordance seulement dans les zones effondrées, en général sur des sédiments du Crétacé et de l’Eocène plissés et érodés. Les sédiments les plus anciens occupent la partie septentrionale et orientale du fossé, observable également au pied du Dj. Djébissa. Ce sont des conglomérats d’origine continentale, composés d’éléments de roches carbonatées et de quartz à ciment argileux brun rouge et des niveaux argileux, se désagrégeant en graviers et galets. Le forage X4 en montre une épaisseur de 120 m. Ces formations sont recouverte par 70 m de sables et graviers quartzeux, également visibles à l’affleurement près de Bekkaria. Durozoy (1956) leur a attribué un âge Pliocène. Les grès consolidés du Pliocène supérieur forment la base du forage 69, indiquant leurs existences au centre de la partie méridionale du fossé de Tébessa. Les sédiments du Pliocène supérieur (Villafranchien inférieur) appartenant au premier stade d'effondrement, ont été en grande partie érodés. Ceci en liaison avec le deuxième stade d'effondrement qui a affecté presque toute la surface du fossé au Villafranchien supérieur (Pléistocène inférieur) (Kowalski et al, 2002).
Les graviers et cailloutis calcaires provenant de cônes alluviaux anciens du Pléistocène inférieur occupent une grande partie des zones limitrophes et marginales des fossés (Tébessa, Morsott et Hammamet). Ces sédiments sont érodés dans la partie orientale du fossé de Tébessa près de Dj. Djébissa (Ceci est dû probablement à l'intensification périodique de la poussée diapirique dans le massif.
Le Pléistocène moyen est probablement formé de sédiments argileux. Les graviers et les cailloutis calcaires du Pléistocène supérieur se sont accumulés dans la partie centrale du fossé. Selon Zerdazi (1990), l'épaisseur totale de ces formations peut atteindre 5 km.
II.1- La genèse des évaporites
Les évaporites ou roches salines sont constituées d'un groupe de minéraux, d'origine essentiellement chimique, résultant des phénomènes évaporatoires survenant dans différents contextes géodynamiques continentaux ou marins.
Lorsque l'eau s'évapore, elle dépose les particules détritiques et les ions qu'elle contient ; précipitent sous forme de sels. Selon la température et la concentration des sels contenus dans les saumures, le sulfate de calcium est précipité soit sous forme hydratée (gypse), soit sous forme anhydre (anhydrite).
La séquence évaporitique est basée sur la solubilité des sulfates de calcium dans 1000g d’eau pure. Elle est équivalente à 1.75g à 0°C et passe par un maximum de 2.1g aux environs de 38°C pour retomber à 1.69g à 100°C.
La solubilité du gypse est sensiblement plus forte dans l’eau salée.
Les matériaux déposés constituent une séquence évaporitique avec un ordre de précipitation des sels: CaCO3-CaSO4- Na Cl - MgSO4sels de Br. et K (fig. 4).
Fig. 5: L’ordre de
précipitation des sels dans une saumure en cours d’évaporation (J.
Beauchamp, 2001).
Les minéraux principaux sont le gypse CaSO4, 2H2O ; l’anhydrite CaSO4et l’halite Na Cl. D’autres minéraux, quoique moins fréquents, peuvent être des constituants importants de certains dépôts salins.
Les évaporites se forment dans les bassins lagunaires des pays chauds et arides. Cependant, les milieux confinés des régions littorales tempérées sont également le siège d’une forte évaporation.
Précipitation
K Cl Sylvite (chlorure de potassium)
KMgCl3, 6H2OCarnallite (chlorure de potassium et de magnésium hydraté Na Cl Halite (sel gemme), (chlorure de sodium)
20 CaSO4, 2H2O Gypse (forme hydratée à 2 molécules d’eau), (Sulfate de calcium)
CaCO3Calcite (carbonate de calcium)
(Ca, Mg)(CO3)2Dolomite (carbonate double de calcium et de magnésium)
II.2- Le cycle gypse anhydrite
L’anhydrite a rarement une formation primaire dans les roches évaporitique. Généralement sa transformation est secondaire et vient de la déshydratation et recristallisation du gypse en anhydrite, au cours de l’enfouissement (compaction), qui provoque la perte d’eau suivant une réaction réversible : CaSO4, nH2O CaSO4+ nH2O Cette transformation est réalisée avec 38% de perte de volume.
La réhydratation de l‘anhydrite c’est le processus inverse, elle peut se produire lors du passage de couche d’anhydrite dans la zone phréatique. Le gypse secondaire se présente alors sous la forme de porphyrotope, l’albâtre, et gypse fibreux (Figure. 5).
Fig. 6: Les environnements de dépôts et de diagenèse des différents types de gypse et
II.3- Les minéraux de la séquence évaporitique
Plusieurs cristaux se forment à partir de solution sursaturées en certains éléments chimiques, c'est-à-dire une solution qui contient plus de sels qu'elle ne peut en dissoudre.
Les cristaux précipitent à partir de la solution selon divers processus. L'évaporation est l’un de ces processus. Pour comprendre la genèse et la constitution des dépôts évaporitique, il est nécessaire de revenir à la composition chimique des eaux de mer et des rivières, donnée dans le tableau(01).
Tableau(1) : Abondance relative des ions dissous dans l'eau de mer et l'eau de rivière (D’après
Livingstron, 1963 et Mason, 1966).
Les rivières contiennent principalement HCO3--et CO3--, avec une proportion moindre de Ca+2, H4SiO4-2, SO4-2, Cl-, Na+, Mg+ et K+, les océans contiennent en grande quantité du SO4
-2, Cl-, Na+et K.
Le schéma qui suit (Figure. 6) illustre de façon très simplifiée comment se forme les minéraux issus de ses ions.
Lorsque l'eau s'évapore, les différents sels contenus cristallisent au fur et à mesure, en commençant par les moins solubles, les sels dissous se déposent en ordre inverse à leur solubilité. L’eau de mer normale à une salinité de l'ordre de 35ppm.
A cette salinité, elle est légèrement sursaturée par apport au carbonate de calcium CaCO3
(calcite et aragonite).Ce dernier précipite naturellement et dépose une couche de cristaux de CaCO3.C'est ainsi que lorsque 74% de l'eau se sont évaporés, le sulfate de calcium commence à se déposer ; la solution est dite pénésaline. Quand l’évaporation atteint 91%, avec encore une augmentation de la salinité, vient la phase de précipitation du chlorure de sodium Na Cl La solution est dite saline.
22 Il faut qu'elle parvienne à 98% pour que le chlorure de potassium et les sels de magnésium se déposent, la solution est hyper-saline.
Fig. 7 : Ordre d’apparition et pourcentages relatifs des différents sels obtenus au cours d’une
expérience d’évaporation d’eau de mer. (P.Peycru et al, 2008).
La précipitation des minéraux évaporitique se fait, entre autres, dans les grandes lagunes en bord de mer, lagunes qui se mesurent en plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres carrés, dans des régions où l'évaporation excède la précipitation.
L’évaporation totale d’une colonne d’eau de mer de 1000 m donne seulement 16.5 m d’évaporites. Si l'on examine le dépôt évaporitique naturel, on constate que cette séquence idéale est rarement réalisée.
Des répétitions des cycles tronqués sont fréquentes: c'est le signe d'une évolution plus mouvementée du bassin évaporitique, alternant remplissage-évaporation, nouveau remplissage avec dissolution d'une partie des espèces précédemment précipitées, etc.
Figure. 8: Schéma illustre la suite de minéraux quand s’évapore de l’eau de mer.
II.4- Principaux paramètres contrôlant l’évolution des milieux évaporitique
Le développement de conditions évaporitique dans un bassin, soit marin, soit continental est réglé par deux paramètres :
le degré d’isolement.
l’aridité climatique.
24 Les conditions pour qu’un bassin évolue vers des conditions hyper-salines = la perte d’eau due à l’évaporation supérieur aux apports d’eau douce et compensées par les apports d’eau à salinité plus faible (réservoirs océaniques, marin ouvert ou lacustre).
1. Restriction des bassins (water inflow/water outflow) et l’endoréisme (absence d’exutoire),