Le thermalisme de la région de Mila

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REPUPLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE

MINISTRE DE L’ENSIGNEMENT SUPERRIEUR ET DE LA RECHERCHE SCINTIFIQUE UNIVERSITÉ MENTOURI CONSTANTINE 1

FACULTÉ DES SCIENCES DE LA TERRE, DE LA GEOGRAPHIE ET DE L’AMENAGEMENT DU TERRITOIRE

DEPARTEMENT DES SCIENCES GEOLOGIQUES MEMOIRE DE FIN D’ETUDE

POUR L’OBTENTION DU DIPLÔME DU MAGISTER EN GEOLOGIE OPTION : HYDROGEOLOGIE

THÈME

LE THERMALISME DE LA RÉGION DE MILA

Présentée Par

MAMMERI MADIHA

Membres du Jury:

Mr. N. CHABOUR Université de Constantine 1 Président Mme. H. DIB Université de Constantine 1 Rapporteur Mr. A. BENAISSA Université de Constantine 1 Examinateur Mr. A. DEMDOUM Université de Sétif Examinateur

Année 2015

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Avant Propos

Tous mes remerciements s’adressent tous d’abord à tout puissant ALLAH, d’avoir guidé mes pas vers le chemin de savoir.

Au terme de ce travail je tiens à exprimer ma profonde reconnaissance à toutes les personnes qui m’ont permis de mener à bien ce modeste travail.

Je ne saurai exprimer suffisamment toute ma gratitude à Mme Dib Hénia de m’avoir encadré et suivi mon travail avec ses précieux conseils et son soutien morale, je lui dis merci profondément. Je remercie les membres du jury : Mr. N.Chabour, Mr. A. Benissa et Mr. A. Demdoum

Toute ma gratitude à Mr. M. BOULARAK, le père des géologues, pour son aide précieuse et son assistance louable, sa tendresse et sa modestie.

Mes remerciements les plus vifs à tous mes enseignants de primaire jusqu’à l’université surtout les enseignants de la faculté des sciences de la terre Mr. A. Kassir, Mr. A. Ali Laouar, Mr. S.

Guebouli, Mr. R. Grirem, Mr. Y. Yousfi, Mr. N. Chabour, Mr. Bourfis, Mme M. Djebbar, Mr. A. Mébarki, Mr. N. Bennacef, Mr. Belhannachi, Mlle O. Laaziz.

Je remercie beaucoup Mr. Abd Lakrim le technicien du laboratoire de l’hydrogéologie de la faculté des sciences de la terre pour son aide.

Je tiens également à remercier mes collègues et mes amies, surtout le médecin généraliste

Mouass Zahia pour lui soutient morale et toutes personnes qui m’ont facilité la tache pour

acquérir les documents nécessaires à la réalisation de ce travail.

Enfin, je dédie ce travail à la mémoire de mon père Saïd, à ma chère mère Zohra, et mes touts frères et sœurs et ses enfants. Je dédie aussi ce modeste travail à mon époux Khenfri Ahmed

Zakaria, mon beau père Kheir et ma belle mère Helima.

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SOMMAIRE

Pages

Avant propos……….2

Introduction général………..9

CHAPITRE I : Cadre géographique 1. Situation géographique et morphologique ……….12

2. Climat et réseau hydrographique………....13

3. Situation démographique et infrastructures………14

4. Potentialités économiques ……….14

5. Potentialités touristiques……….15

CHAPITRE II : Cadre géologique Introduction………17

I. Cadre Géologique régional………17

1. Le domaine interne……….………17

1.1. Le socle kabyle………..……….17

1.2. La Dorsale Kabyle……….17

2. Le domaine des Flyschs………..17

3. Le domaine externe……….18

3.1. Les séries telliennes………18

3.1.1. Les unités ultra-telliennes……….18

3.1.2. Les unités telliennes sensu-stricto………...18

3.1.3. Les unités péni-telliennes……….19

3.2. Les séries de l’avant pays………...19

3.2.1. Les séries de l’avant pays allochtones……….19

3.2.1.1. L’organisation sétifienne………19

3.2.1.2. L’organisation Constantinoise………....19

3.2.1.3. L’organisation Algéro-Tunisienne……….19

3.2.2. Les séries de l’avant pays autochtone………...19

II. Etude lithostratigraphique de la zone d’étude………20

1. Le Trias……….20 2. Le Jurassique………21 3. Le Crétacé……….21 4. Le Paléogène……….22 5. Le Néogène ……….26 6. Le Quaternaire………..28

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1. Les phases tectoniques………..30

1.1. Les évènements tectoniques du Mésozoïque………...30

1.2.Les évènements du Tertiaire ………30

1.3.La tectonique récente………32

2. Cadre géostructural des sources thermales ………..32

2.1.Le style tectonique de la région d’étude………..32

2.2.Photos géologiques et interprétation des résultats ………...35

2.1.1. La région de Béni Haroun ………35

2.1.2. La région de Grarem………35

2.1.3. La région de Ain Tinn………...36

2.1.4. La région de Bouhama ………36

2.1.5. La région de Ferdjioua ………36

Conclusion ………37

CHAPITRE III: Cadre Hydroclimatologique Introduction………45

1. Aperçu sur le climat de la région étudiée………..45

2. Analyse des paramètres climatiques ………46

2.1.Les précipitations………47

2.2. Les températures………50

2.3. Les indices climatiques………..51

2.3.1. Diagramme Ombro-Thermique de Gaussen et Bagnoul ……….51

2.3.2. Indice de De-Martonne ………53

2.3.3. Indice de Moral ………53

2.4.L’évapotranspiration potentielle (ETP ………..54

2.5. Déficit d’écoulement (De) ou l’évapotranspiration (ETR)………55

2.5.1. Méthode de Coutagne ………55

2.5.2. La méthode de Turc ………56

2.5.3. La méthode de Verdeil………..56

2.5.4. La méthode de Thornthwaite .. ………57

3. Bilans hydrologiques ...………..58

3.1. Estimation du ruissellement et de l’infiltration ………60

3.2. Discussion des résultats ………61

3.3.Estimation de la lame d’eau ruisselée sur le bassin versant par la méthode de Thiessen..62

4. Etude des limites de la thermalité de la zone d’étude ...………64

(6)

CHAPITRE IV: Cadre Hydrogéologique

Introduction ………...66

1. Les aquifères superficiels ..………66

2. Les aquifères profonds ..………66

2.1. Les aquifères des séries telliennes type nappe de Djemila ...………66

2.2. Les aquifères des séries péni-telliennes .………...67

2.3. Les aquifères du néritique constantinois ……….. 67

2.3.1. Constituants du réservoir ……… 67

2.3.2. Couverture du réservoir ……….. 68

2.3.3. Substratum du réservoir………...69

3. Le système karstique hydrothermal.. ……….………69

3.1. Notion d’un système karstique ……….69

3.2. Fonctionnement d’un système karstique ………..69

3.2.1. La zone d’alimentation ………...69

3.2.2. La zone d’écoulement ………..71

3.3.le karst hydrothermal de la région d’étude ………71

3.3.1. Particularité de l’environnement ………..………71

3.3.2. Aire d’alimentation et circulation des eaux souterraines ……….72

CHAPITRE V: Géochimie des eaux thermales Introduction………74

1. Etude analytique des paramètres physiques des eaux thermales……….74

1.1. La température………..74

1.1.1. Définition de la thermalité………..74

1.1.2. Origine de la thermalité………..74

1.1.3. Classification thermique des eaux thermominérales………. 75

1.1.4. Les températures mesurées à l’émergence……….76

1.1.5. Evaluation de la température des eaux en profondeur à l’aide des géothermomètres chimiques………..77

1. Géothermomètre Na/K………78

2. Géothermomètre Na/K/Ca………..78

1.2. Potentiel hydrogène………..80

1.3. La conductivité……….81

2. Etude analytique des paramètres chimiques des eaux thermales………..82

2.1. Etude de la minéralité principale………..82

 Le calcium (Ca++_{)………...83}

 Le magnésium (Mg++_{) ………...83}

(7)

 Les sulfates (SO42-) ………83

 Les bicarbonates (HCO3-) ………..84

 Les nitrates (NO3-) ……….84

2.2. Origine de la minéralisation ………84

2.3. Etude de la minéralité secondaire……….87

2.4. Classification géochimique des eaux………...87

2.4.1. Diagramme de Piper………...87

2.4.2. Diagramme de Schoeller……….88

2.4.3. Analyse factorielle des eaux thermales ……….93

2.4.3.1. La première ACP………93

2.4.3.2. La deuxième ACP………..96

2.5. Identification et origine des gaz de quelques sources thermales étudiées……….100

Conclusion………101

CHAPITRE VI : Bilan thermal des sources Les eaux sulfatées………104

 Source Dar El Fouini………104

1. Situation géographique………...104

2. Conditions géologiques ……….104

3. Propriétés physico-chimiques des eaux………..105

4. Evolution chimique des eaux thermales……….105

 Hammam Abellah (Bouhama)……….107

1. Situation géographique………107

2. Conditions géologiques ………...107

3. Propriétés physico-chimiques des eaux………107

4. Evolution chimique des eaux thermales………...108

 Hammam Grouz………...110

2. Conditions géologiques………..110

Les eaux chlorurées………..114

 Hammam Beni Haroun………114

(8)

 Hammam Ouled Achour………...117

 Hammam Etouama………...120

 Les eaux thermales de telèghma ………..122

_{Hammam El Minen………124}

_{Hammam Ouled Issa………..125}

_{Hammam Menchar Ali………...126}

_{Hammam Menchar Ammar ………...127}

_{Hammam Chaouch……….128}

_{Hammam Safsaf……….129}

_{Hammam de Béni Guechat……….130}

1. Situation géographique……….130

2. Conditions géologiques………130

_{Hammam Dar Echikh……….133}

(9)

4. Evolution chimique des eaux thermales………133

Les eaux bicarbonatées……….136

 La source chaude d’Ain Tinn………..136

1. Situation géographique………..136

3. Propriétés physico-chimiques des eaux……….138

4. Evolution chimique des eaux thermales………138

CHAPITRE VII : La crénothérapie des eaux Introduction………..141

1. Définitions de la crénothérapie………...141

2. Généralités sur les principes de cures et leurs effets………..141

2.1. Les bains……….141

2.2. La douche ………..142

2.3. La boue ………..143

2.4. Les étuves ………..143

2.5. La boisson ………..144

3. propriétés thérapeutiques des eaux minérales et thermominérales……….144

3.1. Les eaux bicarbonatées………..144

3.2. Les eaux chlorurées………...144

3.3. Les eaux sulfatées………..144

3.4.Les eaux radioactives………..145

3.5. Les eaux sulfurées ………145

3.6. Les eaux ferrugineuses ……….145

4. La crénothérapie des eaux thermales du secteur d’étude………145

Conclusion………145

Conclusion générale……….147

Bibliographie………149

Liste des figures………152

Liste des tableaux……….157

Annexe………..159

Résumé ………176

Abstract ………177

(10)

9

Introduction générale

Les origines du thermalisme remontent à l'époque gallo-romaine. Le thermalisme est l'utilisation de l'eau minérale naturelle à des fins thérapeutiques. En Algérie, les traces retrouvées dans les stations thermales remontent à l’époque romaine, on peut citer Aquae Calidae (Hammam Righa), Aquae Sirouses (Hammam Bou Hanifia), Aquae Tibilinae (Hammam Meskhoutine). À coté de ces grands ensembles, on rencontre également l’existence des restes de piscines romaines telles que la piscine du Hammam Béni Ghechat et Hammam Salihine Khenchela, l’une circulaire, l’autre rectangulaire et bien conservées actuellement.

En effet les romains accordaient une importance très particulière aux sources thermales, très souvent ils construisirent leurs sites autour de ces sources. Il faut rappeler qu’en 1823 furent effectuées les premières études scientifiques sur le thermalisme en Algérie et fut mise en place la première réglementation en vigueur portant sur des données médicales précises.

Selon les études réalisées, il existe sur le territoire algérien plus de 200 sources thermales, le nombre croit régulièrement quand on se déplace vers l’Est algérien. Les températures mesurées à l’émergence varient de 19°C à Ben Haroune à 98 °C à Hammam Meskhoutine. Il est utile de citer quelques auteurs ayant contribué par leurs travaux en Algérie dans ce domaine :

En 1852, M. Ville publie ses recherches sur « Les roches, les eaux et les gites minéraux des provinces d’Oran et d’Alger ».

En 1888, J. Bails rédige une notice sur « Les sources thermales et minérales du département d’Oran ».

En 1889, M. Ville effectue une notice sur « Les sources thermales et minérales d’Algérie ». En 1911, Hanriot publiera un ouvrage intitulé « les eaux minérales de l’Algérie ».

En 1923, MM. Pouget et Chouchak rédigent une étude très détaillée sur « La radioactivité des eaux algériennes ».

En 1940 et 1947, S. Guigue étudie « Les sources thermo-minérales de l’Algérie » dans le cadre de service de la carte géologique de l’Algérie.

En 1974, thèse en Médecine de Mr. B. Laissoub un nouvel essai de synthèse sur le thermalisme de

l’Oranie.

En 1974, M. P. Verdeil établie une carte au 1/500000 des eaux minérales, thermales et thermo-minérales de l’Algérie. Dans le cadre de l’association internationale des hydrogéologues (A. I. H.)

Le même auteur publie deux essais de synthèse, l’une consiste sur l’application de l’analyse factorielle à la recherche d’une méthode générale de classification des eaux. Exemple des eaux

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10 minérales, thermales, et thermominérales d’Algérie (S. I. T. H. Tunisie 1976). L’autre est « les eaux minérales et thermales dans le cadre de la tectonique globale» en 1980.

En 1985, H. Dib-Adjoul a étudié « Le thermalisme de l’est algérien » dans le cadre de sa thèse de doctorat de troisième cycle.

En 1992, A. Issaadi publie « Le thermalisme dans son cadre géostructural » lors de l’élaboration de sa thèse de doctorat d’état.

En 2006, M. Athamena a présenté son mémoire de magister intitulé « Etude des ressources thermales de l’ensemble allochtone sud sétifien».

En 2008, H. Dib publia avec le concours du Ministère de l’énergie et des mines « Le Guide pratique des sources thermales de l’Est algérien ».

Dans ce contexte, la présence étude vient se greffer aux précédents travaux de recherche, et ce pour donner un aperçu général à l’étude des sources thermales de la région de Mila. Nous allons essayer de mieux comprendre l’origine des eaux thermominérales ainsi que leurs zones d’alimentation et leur processus d’acquisition de la température et de la minéralité et d’optimiser l’interprétation des analyses physico-chimiques en utilisant des moyens appropriés.

Dans le premier chapitre nous allons décrire les limites géographiques du secteur d’étude, ces caractéristiques morphologiques, et ces potentialités économiques et touristiques.

Ensuite dans le deuxième chapitre nous examinerons le contexte géologique, structural et leur influence sur le thermalisme de la zone étudiée.

Dans le troisième chapitre nous étudierons les paramètres hydroclimatologiques.

Dans le quatrième chapitre nous étudierons le complexe hydrogéologique et de préciser les différents aquifères constituants la région d’étude.

Dans le Cinquième chapitre nous étudierons les paramètres physico-chimiques des principales sources thermales et leur classification : minéralité principale et secondaire. Les géothermomètres chimiques permettent d’estimer la température en profondeur. Nous essayerons à partir de l’analyse en composantes principales d’interpréter les différentes relations entre les paramètres chimiques et physiques.

Dans le sixième chapitre nous étudierons le bilan thermal des sources étudiées et enfin dans le septième chapitre l’application des eaux thermales en crénothérapie.

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CHPITRE I :

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Le Termalisme de la région de Mila Généralités

12 1. Situation géographique et morphologique

La zone d’étude fait partie de la wilaya de Mila, qui est située au NE de l’Algérie. Elle est limitée au Nord par la wilaya de Jijel, à l’Ouest par la wilaya de Sétif, à l’Est par la wilaya de Constantine et d’Oum El Bouaghi et au Sud par la wilaya de Batna. (Fig. 1.1)

Figure 1.1 : Situation géographique de la zone d’étude.

La wilaya de Mila a été crée lors du dernier découpage administratif algérien de 1984, avec la ville de MILA comme chef lieu de la wilaya 43. Elle compte 13 Daïras divisées en 32 communes.

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Sur le plan morphologique, elle se caractérise par un relief varié, constitué essentiellement de :

 Zone montagneuse constituée essentiellement d’une succession de massifs montagneux (massifs telliens) limitant la wilaya dans sa partie septentrionale (Djebel Tamezguida 1600m, Djebel Zouara 1300m, Djebel M’Sid Aicha 1300m).

 Zone de piémonts et collines qui couvre la région centrale du piémont tellien, et constituée par les plaines intra-montagneuses de Ferdjioua et l’Oued Endja (400m), des collines présentant un relief montagneux très désordonné à l’Est et des dépressions de Ain Tinn, Sidi Khelifa, Ferdjioua à l’Ouest. Des basses collines (de 500m à 600m d’altitude) constituent la dépression de Mila avec des massifs isolés tels les djebels Akhel, Boucharef, Oukissène et Ahmed Rachedi.

 Zone des hautes plaines au Sud, constituée essentiellement par les vastes plaines (800 à 900m) de Chelghoum Laid, Tadjenanet et Télèghma. Dans cette zone émergent des massifs montagneux isolés tels que : Dj. Grouz (1187m), Dj. Meziot (1127m), Dj. Ghrour (1271m)…

Figure 1.3 : Extrait de MNT de Nord Est algérien avec un profil morphologique de la zone

d’étude.

2. Climat et réseau hydrographique

La wilaya de Mila est caractérisée par un climat humide et des terres fertiles au Nord et sec et semi-aride à arides au Sud. Elle appartient au bassin versant Kébir Rhumel avec un important réseau hydrographique composé de rivières (Oued Rhumel, Oued seguène, Oued bou Selah, Oued Endja, Oued Smendou, Oued Kebir …) et des barrages (barrage Béni Haroun, barrage Oued Athmania, barrage Hammam Grouz).

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14

Le barrage de Beni Haroun d’une capacité de 960millions de m3_{alimente les wilayas}

limitrophes (Constantine, Khenchela, Batna, Jijel, Mila, Oum El Baouaghi).

Figure 1.4 : Réseau hydrographique et situation des barrages dans la région d’étude (D’après

Mébarki. A, 2005).

3. Situation démographique et infrastructures

La wilaya de Mila compte une population de 768 669 habitants. (Estimation 2007) avec une superficie totale de 9373 km2

·

Le secteur de l’éducation nationale est doté d’un ensemble d’établissements scolaires dont 441 écoles primaires, 94 CEM et 36 lycées.

Le secteur de la santé est doté par 05 hôpitaux, 09 polycliniques et 134 salles de soin.

Le réseau routier dans cette wilaya est de 310 kms de routes nationales, 295 Kms de chemins de wilaya et 1522 Kms de chemins communaux. (www.interieur.gov.dz)

4. Potentialités économiques

Sur le plan économique, la Wilaya de Mila est une région à vocation agricole, elle recèle un potentiel foncier en termes de SAU (sol agricole utilisable) de l’ordre de 237.000 Ha, Les céréales (orge et blé), l’arboriculture (surtout les oliviers) et l’élevage (ovins, caprins et bovins avec l’installation de poulaillers à vocation industrielle) représentent la principale activité.

Le secteur industriel est réduit à quelques petites industries (publiques et privées) :  Unité briqueterie : Ferdjioua et Mila d’une capacité de 50000t/an.  Unité de mis en bouteille d’eau minérale : Tassala 16000.000b/an.

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 Pierres taillées : Sidi Khelifa 1000m3/an

 Unité de fabrication de faïences (carreaux et plaintes) : Mila 150.000m²/an.  Unité de détergents : Chelghoum laid.

Ainsi que des aires d’échanges commerciaux tels que le marché de gros des fruits et légumes de Chelghoum Laid.

5. Potentialités touristiques

La wilaya de Mila possède un important potentiel touristique riche et varié : paysages magnifiques, plans d’eau notamment le grand barrage de Beni Haroun qui s’étend sur une superficie d’environ 1000 Hectares, elle possède aussi divers sites archéologiques témoins des différentes civilisations qui se sont succédés à travers son histoire, parmi ses sites on notera l’ancienne ville de Mila ( vieux Mila ) la source romaine Ain el bled , el markz , la mosquée de Sidi Ghanem et la caserne romaine a bab el djamaa et beaucoup d’autres sites.

Cette wilaya renferme également un potentiel important composé de plusieurs sources thermales aux effets thérapeutiques indéniables pour la santé, pour ne citer que les bienfaits sur plusieurs maladies (voire chapitreVI), et pour bien connaitre les caractéristiques physico-chimiques de ces eaux thermales dans cette wilaya , nous avons réalisés ce présent travail.

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CHAPITRE II :

Cadre géologique

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Le thermalisme de la région de Mila Cadre géologique

Introduction

Notre zone d’étude appartient à la chaine des maghrébides ou chaine alpine du l’Afrique du nord qui fait partie de l’orogène alpin périméditerranéen. Elle s’étend sur plus de 1200km depuis l’Espagne méridionale à l’arc Calabro-Sicilien.

Dans cette partie d’étude, nous essayerons de définir le cadre régional, local et géostructural de la zone d’étude sur une étude lithostratigraphique détaillée d’une part et une analyse morphostructurale d’autre part.

I. Cadre Géologique régional :

1. Le domaine interne :

Ce domaine est formé d’éléments issus de la dilacération de la plaque d’Alboran, Il regroupe les massifs kabyles à matériaux antécambriens et paléozoïques, c’est le socle Kabyle, et une couverture calcaire qui constitue la chaîne calcaire de L. Glangeaud (1932) appelée par la suite « Dorsale Kabyle » par J. F. Raoult(1974).

1.1. Le socle kabyle :

Selon (Bouillin J.P., 1977 et Raoult J.F., 1974) le socle kabyle est composé de trois ensembles lithologiques :

 Un ensemble crustal inférieur, contenant des quartzites, des granulites, et des gneiss présentant des intercalations de marbres et d’amphibolites.

 Un ensemble cristallophyllien supérieur, formé de phyllades ayant subi un métamorphisme de basse pression.

 Un ensemble essentiellement sédimentaire paléozoïque peu ou pas métamorphisé débutant au Cambrien et atteignant le Carbonifère inférieur.

1.2. La Dorsale Kabyle

Elle constitue la couverture de la bordure méridionale du Socle Kabyle. Cette Dorsale ou la chaine calcaire comporte des formations allant du Permo-Trias à l’Oligo-Miocène.

Les auteurs (Durand Delga M., 1969 ; Raoult J.F., 1974 ; Vila J.M., 1980) ont distingué des unités interne, médiane et externe. La Dorsale correspond à un ensemble de lames et d’écailles empilées qui se sont chevauchées sur le socle Kabyle.

2. Le domaine des Flyschs

Il correspond au secteur marin profond et mobile du Jurassique moyen au Burdigalien où il a reçu des matériaux essentiellement détritiques.

Du Crétacé inférieur à l’Eocène, des Flyschs terrigènes se déposent dans la partie nord du bassin, ce sont les Flyschs maurétaniens, et la partie sud est occupe par les Flyschs massyliens.

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18

A l’Oligocène et au Miocène basal, un flysch gréso-micacé (le flysch Numidien) se dépose en discordance sur les premiers contacts tectoniques séparant les unités du domaine interne et la nappe du flysch Maurétanien.

Les séries gréseuses de la nappe numidienne se sont déposées plus au sud durant l’Aquitanien et le Burdigalien basal en partie, sur les séries massyliennes.

Figure 2.1: Position des différentes unités géologiques des Maghrébides (d’après Domzig,

2006).

3. Le domaine externe

Le domaine externe appartient à la marge téthysienne du continent africain. Il regroupe les séries telliennes allochtones et les séries de l’avant pays autochtones.

3.1. Les séries telliennes

Les séries telliennes présentent des aspects différents non seulement du Nord vers le Sud mais également d’Est en Ouest. Elles ont été découpées par les phases tectoniques tertiaires en trois grandes entités. On distingue, d’après J. C. Lahondère (1987), les unités suivantes :

3.1.1. Les unités ultra-telliennes

Elles renferment des formations marno-calcaires, la série type est représentée dans la vallée de l’Oued Zenati et du Djebel Sbaa (Vila ; 1969), l’ensemble date du Crétacé au Lutétien superieur.

3.1.2. Les unités telliennes sensu-stricto

Ce domaine centralo-tellien est situé entre la zone ultra-tellienne et les régions telliennes externes. Les formations typiques sont bien développées à l’Ouest du Constantinois (vallée de l’Oued el Kébir), d’El Milia (Durand Delga, 1955 ; Obert, 1981), puis ils deviennent plus rares vers l’Est. Les série telliennes débutent probablement par des formations du Trias moyen et supérieur de type évaporitique que l’on trouve aujourd’hui dans les accidents tectoniques et se terminent par les marnes à boules calcaires du Lutétien-Priabonien.

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3.1.3. Les unités péni-telliennes

Le domaine péni-tellien représente une zone de transition entre le sillon tellien et la plate-forme néritique. Les formations péni-telliennes surmontent les massifs néritiques à l’Ouest et au Nord de Constantine Djebel Chettaba, Djebel Grouz et Kheneg), la série la plus complète correspond au Djebel Akhal prés de Mila. La série type comprend des formations qui s’étendent du Jurassique supérieur à l’Eocène.

3.2. Les séries de l’avant pays

3.2.1. Les séries de l’avant pays allochtones

Les séries de l’avant pays allochtones, (J.M.Vila 1980) ont été regroupées en trois grandes familles :

• Une organisation sétifienne • Une organisation Constantinoise • Une organisation Algéro-Tunisienne

3.2.1.1. L’organisation sétifienne :

Cette organisation présente uniformément un caractère de plate-forme subsident, seule leur partie méridionale décèle des variations significatives qui annoncent l’autochtone hodnéen plus méridional à l’Ouest (Djebel Tafourer).

3.2.1.2.L’organisation Constantinoise :

Les séries néritiques constantinoises correspondent aux massifs isolés, caractérisées principalement par des formations carbonatées du Mésozoïque. Cette organisation est étudiée par plusieurs auteurs, elle est considérée comme autochtone selon Durand Delga M., (1969) ; elle est allochtone et chevauchaute, pour Vila J.M., (1980), sur les écailles des Sellaoua et les unités sud- sétifiennes. L’autochtonie de cette unité est reprise par Chadi M., (1991) et Coiffait P.E., (1992).

3.2.1.3.L’organisation Algéro-Tunisienne :

Elle est propre aux confins algéro-tunisiens et à la Tunisie septentrionale. Cette organisation montre une sédimentation analogue à celle des nappes telliennes ou celles des séries septentrionales de type sellaoua.

3.2.2. Les séries de l’avant pays autochtone :

Représentées par des séries sédimentaires mésozoïques (calcaires et marno-calcaires jurassiques à miocènes) épaisses et très plissées. Ces séries sont principalement localisées au niveau de l'Atlas tunisien, de l'Atlas Saharien, des monts du Hodna, des monts de Batna et des Aurès.

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20 Figure 2.2 : Esquisse structurale du Nord- Est Algérien, (W. Wildi, 1983).

II. Etude lithostratigraphique de la zone d’étude 1. Le Trias

Les formations du Trias représentent le terrain le plus ancien, elles n’affleurent jamais en position stratigraphique normale, soit sous forme de diapirs, soit injectés le long d’accidents tectoniques. Dans notre terrain d’étude, le Trias affleure avec les faciès suivants :

_{Des argiles irisées, gypse et cargneules de l’Oued el Kébir (région Béni Haroun), avec}

un filon d’ophite, cailloux de grès rouge. Ces formations effleurent aussi dans la rive gauche d’Oued Endja.

_{Au nord du Dj Akhal, des argiles irisées et calcaires à Myophories.}

_{Des argiles varicolores, gypses et brèches gypseuses affleurent au sud du Djebel}

Boucharef, Djebel El Hadid, au Nord-est du Djebel Oukissène, en amont d’Oued El Melah (Kef El Kenchir).

_{Un affleurement de 1km à l’ouest du Djebel Toukouia et l’autre à l’est du même}

massif dépasse les 2km, constitués de marnes bariolées, gypses et cargneules. ces formations triasiques se trouvent aussi au Djebel Dess et au massif des Abd En-Nour.

(22)

2. Le Jurassique

Pour notre zone d’étude, Les affleurements du Jurassique sont observés uniquement dans deux endroits :

Au Nord de la feuille de Sidi Driss où le Lias apparait avec :

_L4 _{: calcaires en bancs peu épais, alternant avec des marno-calcaires gris-bleu}

affleurent à Kef Sema et M’Cid Aicha.

_L3-1 _{: calcaires liasiques massifs, grisâtres, bleuâtres ou blanchâtres à nombreux}

rognons siliceux, formant la plupart des rochers de la chaine Numidique. Au Djebel Akhal, le Jurassique affleure avec les faciès suivants :

_{l : Lias calcaires noirs à silex. cette série est dépourvue de toute faune ou microfaune}

significative.

_{jm : Jurassique moyen carbonaté, ont été rattachées au Dogger 300m de calcaires}

oolitiques, d’oosparites, de micrites à silex et de dolomies noires contenant des microfaunes à petits foraminifères.

_{j : Tithonique à Calpionelles et dolomies, au Djebel Akhal ont été rapportés au}

Tithonique avec 110m d’épaisseur de dolomies noires sableuses, surmontées par 30m de calcaires à silex puis par 70m de micrites en petits bancs. 30m au dessus les micrites contiennent une association à Calpionella Alpina, le sommet de la série appartient au Berriasien.

3. Le Crétacé

Dans le Nord de la région d’étude, les formations du crétacé affleurent sous les faciès suivants :

_{Le Néocomien constitue des Schistes, grès et calcaires gréseux du Kef Sema, et des}

couches marneuses un peu épaisses (300-500m), elles sont riches en niveaux calcaires à Sidi Merouane.

_{Le Crétacé inférieur (Brrémien-Albien) et le Sénonien correspond des séries}

marneuses, et calcaires marneux.

Le Crétacé est représenté aussi par les unités de la nappe péni-tellienne où elle occupe une position clairement allochtone au Djebel Grouz, au Djebel Akhal la série est complète (Fig.2.3). Cette nappe apparait en fenêtres aux Djebels Boucharef-Oukissène et Ahmed Rachdi. (Fig. 2.4).

 Djebels Grouz et Akhal :

 n_{Néocomien : des micrites, conglomérats, et marnes.}

 P_{Crétacé inférieur : alternance de pélites, de marnes et de micrites.}

 ac_{Albo-Cénomanien : dans les gorges de Hammam Grouz il s’agit des calcaires de}

près de 200m d’épaisseur.

(23)

22  tc _{Cénomano-Turonien : des intercalations calcaires à Huitres silicifiées.}

 tu_{Turonien : il débute par un repère à silex noirs ou bruns en petits bancs réguliers.}

 cs_{Sénonien inférieur : micrites, marnes et intercalations marno-calcaires.}

 sb_{Sénonien supérieur : des marnes noires contiennent des boules jaunes.}

Figure 2.3 : log lithostratigraphique et synthétique de la série du Djebel Akhal. (D’après

J.M.Vila, 1980)

 Djebels Boucharef-Oukissène et Ahmed Rachdi (Fig.2.5):

_{Le Crétacé inférieur (Hauterivien-Albien) s’agit d’une alternance (200m) de calcaires}

argileux et de marne.

 n6-c1_{Albien supérieur à Cénomanien : des calcaires cristallins atteint 325m de puissance}

Au Djebel Bou Chareb.

_{Le Crétacé moyen (Cénomanien-Turonien) constitue de différents faciès : marnes,}

micrites, calcaires massifs et calcaires à silex.

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Le Crétacé dans la nappe de Djemila est caractérisé par les faciès suivants :

Des alternances des calcaires, calcaires cristallins, et marnes, conglomérats du Sénonien inférieur. Le Sénonien supérieur (Campanien Supérieur- Maestrichtien) constitue de calcaires, calcaires marneux, et marnes.

Le Crétacé affleure au niveau du Djebel Toukouia avec les formations suivantes :

 eVc9_{Maestrichtien-Montien : marnes plus où moins argileuses à intercalation de quelques}

bancs de marno-calcaire des nappes telliennes s.s. l’épaisseur est 50 à 300m.

 c5-4_{Cénomanien : calcaires compacts à Orbitolines qui correspond à l’allochtone sud}

sétifienne.

Le Crétacé de la Nappe Néritique Constantinoise n’affleure qu’au Djebel Grouz avec :

 an_{Albien-Vraconien : 200m à débris d’Echinodermes, Lenticulines.}  cn _{Cénomanien et Turonien : calcaires massif à Orbitolines.}

 sn _{Sénonien : selon J.M.Vila, un Sénonien sparitique à sédimentation continue du}

Coniacien à Globotruncana laparenti jusqu’au Santonien à Globotruncana concavata.

4. Le Paléogène

Dans la région de Sidi Merouane :

 e4_{Eocène inférieur : ensemble de calcaires (300m d’épaisseur) lités, souvent à silex}

noirs.

 Oa _{Oligocène : série argilo-marneuse, plus épaisse (100 à 500m). comporte des lits}

détritiques et des passées calcaires, parfois bréchiques.

Dans la région de Sidi Driss :

 ev_{argiles noires ou grisâtres subordonnées aux calcaires à silex.}

 eIV _{calcaires blanchâtres, avec nombreux rognons siliceux des gorges de l’Oued}

El-Kébir et du vallon de l’Oued Dib.

 eII _{argiles, grès et calcaires à petites Nummulites.}

 ea²_{argiles noires ou multicolores renfermant de petites assises de grès rougeâtres.}  eb²_{grès rougeâtres, composés de grains de quartz.}

Dans la région de Redjas-El Frada les terrains Paléogènes correspond la nappe de Djemila qui contient les faciès suivants :

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24 Figure 2.4 : Coupes interprétatives des massifs péni-telliens des régions de Redjas el Frada et d’Oued Athménia. (D’après J.M.Vila, 1980)

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26

 e4-5_{Yprésien-Lutétien inférieur : calcaires massifs bitumineux blancs, cette formation}

affleure au Nord et à l’Est des massifs de Boucharef-Oukissène, à l’Est du Djebel Ahmed Rachedi et au Koudiat Touachra, la puissance atteint 150 à 200m.

 e6-7 _{Lutétien supérieur à Priabonien : marnes à boules jaunes, elles prolongent les vastes}

affleurements de la région de Djemila au Nord ouest de la feuille de Radjas El Frada, au nord de Zéraia et à l’est du massif d’Ahmed Rachedi.

Dans la région d’Oued Athmania jusqu’à Télèghma, les formations paléogènes sont caractérisées par :

 eII-IV_{Eocène inférieur : calcaires lités durs plus ou moins phosphatés à}

microforaminifères alternant avec des couches marneuses du Lutétien inférieur. Calcaires à bancs ou nodules alignés de silex, calcaires à rognons de silex et calcaires gloconieux-phosphatés de l’Yprésien. Au Toukouia l’épaisseur atteint 250m.

 eI2-1 _{Lutétien supérieur : Lutétien supérieur du Djebel Toukouia correspond aux marnes.}

Deux horizons de calcaires jaunes (bancs plus ou moins lenticulaires et boules) s’y intercalent l’un vers le sommet, l’autre vers la base de la série. L’épaisseur est 400 à 500m.

Figure 2.6 : Log lithostratigraphique synthétique de la région de Béni Haroun. (D’après R.

MARMI, M. KACIMI, M. BOULARAK)

5. Le Néogène

Dans la partie septentrionale de la zone d’étude (Sidi Driss et Sidi Merouane), les terrains néogènes sont constitués par les formations suivantes :

 mb4 _:_{Travertins calcaires et calcaires concrétionnés couronnant les poudingues dans le}

douar Guettara, particulièrement au dessus de Dar el Fouini.

 ma4 _{: Grès et poudingues surmontant les argiles du Smendou, entre Siliana et Dar el}

(28)

 mb3_{: Alternances d’argiles plus ou moins schisteuses, de grès fins et de calcaires}

marneux. L’ensemble renferme abondamment du gypse.

 ma3_{: calcaires de Sidi Merouane (m}

c), lentilles de calcaires blancs travertineux, il

correspond le Miocène supérieur.

 mb2 _: _{dans la feuille de Sidi Merouane il est noté (m) qui correspond le Miocène}

supérieur molassique, c’est une série argilo-gréseuse (environ 300m), poudingues de l’oued Mila.

 ma2_{Miocène supérieur gypseux : la série miocène se termine par des gypses bien}

stratifiés (environ 200m) avec de marnes grises.

Dans la partie méridionale de notre terrain d’étude (de l’Oued Athmania vers Télèghma), les affleurements néogène sont apparus avec des faciès continentaux du Miocène à Villafranchien (voire Fig.2.7 et Fig.2.8).

Figure 2.7 : Coupe géologique synthétique de la région de Télèghma- Oued Seguin. (D’après

Sonatrach, 1973).

Dans la partie centrale, les formations néogènes prennent une grande extension où elles représentent la couverture du bassin de Mila. Sur la région de Radjas el Frada, le Mio-Pliocène présente des variations importantes et rapides.

On peut distinguer des marnes à microfaunes remaniées crétacées ou éocènes, des caillouts contiennent localement de petits lits de gypse.Des conglomérats rouges épais parfois de 200m comme par exemple au Nord-Ouest du Djebel Bou Chareb. Des marnes grises à gypse en petits lits formant des niveaux de 1 à 2m cette formation peut atteindre 300m au maximum. Des calcaires lacustres forment les crêtes qui dominent Mila et constituent les plateaux méridionaux.

(29)

28

À 4km à l’ouest d’Ahmed Rachedi les argiles grises contiennent des niveaux de sel (sel bleu en dalles de 5cm, sel rouge en niveau de 20 à 40cm) et du gypse en cristaux dispersés avec des argiles rouges et de fines plaquettes gréseuses.

Figure 2.8 : Log lithostratigraphique synthétique de la région d’Oued Athmenia et Télèghma. 6. Le Quaternaire

Les formations du Quaternaires représentent les terrains les plus récents, elles sont constituées généralement de :

_{Des alluvions actuelles et récentes : ce sont des sables, des graviers, des limons qui}

forment le majeur des principaux oueds (Oued Endja, Oued Dib, Oued Seguin, Oued Rhumel…).

(30)

Figure 2.9 : Coupe géologique illustrant les différents contacts structuraux de la partie nord

du bassin de Constantine-Mila (P.E. Coiffait, 1992).

(31)

30

_{Des alluvions anciennes des vallées : terrasses des cailloux roulés, de conglomérats,}

graviers et des limons qui dominent de 15 à 25m le lit actuel du Rhumel.

_{Des éboulis : ils sont de nature et d’âge varié, pratiquement localisés à la base des}

corniches calcaires ou gréseux.

_{Des glissements en masse : sous cette dénomination sont comprises les marnes}

(miocènes, éocènes, crétacés), les schistes et les calcaires. Ce phénomène est apparu surtout dans la région de Sidi Merouane et sur le flanc Nord du Mcid-Aicha.

_{Des calcaires lacustres à débris de plantes, cette formation est déterminée à l’Ouest du}

Djebel Bou Charef.

_{Des tufs hydrothermaux : cette formation est développée au pied du Djebel Bou Charef où}

la source hydrothermale du Béni Guechat est toujours active et continue son concrétionnement.

III. L’étude tectonique

1. Les phases tectoniques

1.1.Les évènements tectoniques du Mésozoïque

 le Trias : correspond à une période de distension généralisée, les séries évaporitiques (sédimentation argilo-gréseuses) de cette période sont accompagnées d’un volcanisme basique.

 Au Jurassique inférieur : une distension provoque une subsidence différentielle qui continue jusqu’à la fin du Crétacé inférieur avec une direction générale de structures E-W caractéristique des bassins maghrébins (P.Deleau, 1938 ; G.Durozoy, 1960 ; G.Voute, 1967).

 Au Jurassique supérieur : le bloc africain est décalé par un coulissage senestre par rapport à l’Ibérie et au bloc Alboran à partir de 65Ma, engendrant probablement les premièrs plissements dans les Babors vers la fin du Malm, avec des axes des plis d’orientation N-S (C. Benabbas, 2006). Cette phase caractérisée par des discordances angulaires marquant la base du Crétacé inférieur (M. Durand Delga, 1949 et 1955).  Au Cénomanien inférieur : correspond à une phase compressive, a engendré des plis

orientés E-W ainsi qu’une forte schistosité de fracture dans les Babors affectant les niveaux anté-Vraconien.

 Au Sénonien inférieur-Santonien : correspond à une phase de compression N-S, elle se manifeste par une lacune régionale du Turonien supérieur et Sénonien inférieur (G. Durozoy, 1960) dans l’ensemble du massif constantinois.

 Au Maestrichtien : une phase compressive, probablement fini Maestrichtien-Paléocène se manifeste dans la région de Constantine par des plis dans les calcaires maestrichtiens orientes globalement N70°E et par des failles inverses de direction E-W affectent les formations marno- calcaires maestrichtiennes.

1.2.Les évènements du Tertiaire

Au cours du Tertiaire, les mouvements tectoniques sont marqués par trois phases importantes :

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32

 La phase fini- Lutétien (M. Durand Delga, 1955), appelée aussi la phase atlasique (J.F.Raoult, 1974) ou encore phase priabonienne (J.M.Vila, 1980), cette phase a marqué la fin d’un grand cycle sédimentaire ayant débuté dès le Trias supérieur. Elle eut également pour conséquences la structuration de la chaine calcaire, les flyschs et les séries telliennes en lames ou en plis couchés à vergence Sud.

 La phase Miocène inférieur : cette phase est compressive, elle est caractérisée par une direction de raccourcissement N-S, généralisée dans tout le Nord oriental algérien. Elle est responsable de la mise en place des charriages de la nappe numidienne et des charriages superficiels des unités telliennes sur le pénitellien, lui-même chevauchant sur le mole néritique.

 La phase du Miocène supérieur : pour J.M.Vila (1980), c’est la phase tortonienne

majeure, ou la phase alpine, à vergence Sud qui est responsable de vastes

raccourcissements impliquant les formations postérieures au Burdigalien supérieur dont la nappe numidienne. Selon le même auteur cette phase est la responsable de la poussée en blocs des zones telliennes méridionales et de la plate-forme constantinoise, vers le Sud. Durant la période du Miocène terminal-Pliocène inférieur, le bassin de Mila-Constantine est caractérisé par des dépôts continentaux reposant sur une discordance angulaire sur le Tortonien marneux gypsifère.

1.3.La tectonique récente

Cette phase tectonique post-nappe est responsable de l’orographie actuelle. Elle a induit le comblement des bassins mio-pliocènes, alimentés par la destruction des reliefs environnants (C. Benabbas, 2006). Deux phases essentielles marquent cette période :

La première est compressive, de direction N140°E, a produit des structures plissées N60°E, et des structures faillées.

La deuxième est distensive, de direction N150°E, elle est responsable du morcellement en horst et grabens des calcaires néritiques.

Selon les auteurs (Vila, 1980 ; Arris, 1994), les structures actuelles de la plate-forme constantinoise se sont formées au cours du Plio-Quaternaire.

2. Cadre géostructural des sources thermales 2.1. Le style tectonique de la région d’étude

Les nappes telliennes sont les éléments structuraux dominants. Elles sont affectées par une tectonique de nappes, d’âge priabonien (Vila J.M., 1980). La nappe numidienne a été cisaillée en masse où elle présente un contact anormal plat. Elle est peu représentée dans le bassin. Sa structure complexe est d’origine purement tectonique. (C. Benabbas, 2006)

Les nappes telliennes sensu- stricto forment un ensemble structural continu sur plusieurs kilomètres. La direction des axes des plis varie de N40° E à N90° E. Elles reposent sur la nappe péni-tellienne et sur la nappe néritique constantinoise.

(34)

La nappe péni-tellienne est plissée assez lourdement aux Djebels Chettabah et Grouz. (C. Benabbas, 2006). Au Sud, La nappe péni-tellienne à nummulites repose sur la nappe néritique constantinoise. Cette dernière constitue les plus hauts reliefs carbonatés de la région. Cette unité possède un style particulier. Elle s’est déplacée en bloc, comme une immense banquise carbonatée, transportant ses structures propres, acquises à partir du Sénonien supérieur (failles de direction atlasiques), mais surtout au cours du plissement Priabonien (Vila J.M., 1980). Le contact de base de la nappe néritique cisaille clairement des structures plicatives anciennes. La carte morpho-structurale de la région de Constantine (Benabbes C et al 2001), laisse apparaître un système de fractures complexes (Fig.2.12) on peut les regrouper en quatre grandes familles directionnelles (pour les argumentations voir l’annexe I tableau I.1) :

 La famille E-W

Cette famille est la plus dominance, elle se distingue par une extension le plus souvent supérieure à 1Km. La plupart des accidents E-W présentent une cinématique décrochante dextre.

Le massif du Djebel Akhal est limité par un grand accident E-W, ce dernier ressort très bien au niveau de la carrière « SOMACOM ». La nature néo-active de cette famille est confirmée par plusieurs indices probants ou révélateurs. Coiffait P.E. associe les plis E-W du Sud de Constantine à un épisode compressif N-S (N 170° E).

 La famille N-S

Les accidents N-S sont souvent organisés en faisceaux ou couloirs. Ils sont parfois perturbés par d’autres familles directionnelles. La majorité des ces accidents N-S présente des mouvements coulissants senestres. Un de ces faisceaux représente la limite occidentale de Djebel Akhal et un autre cisaille la corniche qui surplombe Douar Baba Ali (C. Benabbas, 2006). La carrière d’Onyx, à l’Est de Ain S’Mara, exploite un remplissage d’une faille de direction N-S séparant des calcaires crétacés et des terrains Pliocènes. Selon Aris Y. (1994) les compressions N 90°E à N 120°E (Eocène supérieur) se manifestent par des failles N-S inverses.

 la famille NE-SW

Les failles appartenant à cette famille sont caractérisées par des déplacements vers la gauche ou décrochements senestres. À noter que le fossé Plio-Quaternaire du Chettaba, zone comprise entre le massif du Chettaba et Djebel Felten est délimité par des failles normales NE-SW et résulterait d’une distension N140°-N150°E. (C. Benabbas, 2006)

 La famille NW-SE

Les accidents appartenant à cette famille sont visibles au niveau des escarpements des massifs calcaires des Djebels Akhal – Aougueb – Zouaoui – Bergli et Salah, où la cinématique est toujours dextre. Dans le cadre régional, cette direction est connue comme un modèle des structures tectoniques à étendue régionale dépassant des fois les centaines de kilomètres.

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34 Figure 2.12 : Interprétation de l’image spatiale (C. Benabbas, 2006).

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2.2. Photos géologiques et interprétation des résultats

Dans ce présent travail nous avons utilisé la méthode des photos géologiques ou photos interprétations dans le but de déterminer la fracturation favorisant l’émergence des sources chaudes étudiées et de déterminer les directions des failles les plus dominantes pour chaque zone. Dans cette méthode, nous somme basées sur la notion de linéament.

La notion de linéament a été introduite pour la première fois en 1904 par W.H. Hobbes, elle correspond à des structures morphologiques généralement rectilignes : crêtes, rides ou limites de reliefs…

En 1912, il complète cette définition, en ajoutant les vallées, les ravins, lignes visibles de fractures.

Aujourd’hui, il existe plusieurs définitions des linéaments. C.Benabbas (1997) les a définis comme des structures rectilignes ou légèrement incurvées qui peuvent correspondre soit à des trais physiographiques, soit à des lignes d’affleurement des éléments d’origines structurale (failles, diaclases, plis flexures….).

2.1.1. La région de Béni Haroun (Fig. 2.13)

La source de Béni Haroun émerge dans les formations Jurassiques de la chaine numidique à l’intersection avec le méridien d’Oued Kébir. D’après la carte morphostructurale établie à partir des photographies aériennes au 1/20000 nous avons trouvé que la cette zone est caractérisée par une fracturation très dense qui affecte les terrains Jurassiques (calcaires molassiques et marno-calcaires), les formations du Crétacé (calcaires et marno-calcaires) et les formations du Pliocène (calcaire à silex) du l’Eocène, et du Paléogène (marno-calcaires). La région est largement affectée par un réseau d’accidents subméridiens où l’Oued Khébir représente le meilleur exemple. Ces structures sont associées à des instabilités de terrains figurés par des glissements observés sur la rive droite et la rive gauche d’Oued Khébir. La source chaude de Béni Haroun se trouve dans un couloir paléogéographique d’accident E-W, elle émerge à la faveur d’un nœud tectonique affectant les calcaires liasiques et les formations triasiques.

2.1.2. La région de Grarem Gouga (Fig.2.14)

L’instabilité des terrains (grès et poudingues) au niveau du Ras Ed Deba provoque le décrochement d’un méga bloc (plus de 500m) lié probablement à un escarpement orienté NE-SW. Plusieurs escarpements de différentes directions, se trouvent partout dans la carte, liés à l’activité tectonique affectant cette zone ; le plus long est celui qui est situé sur la rive gauche d’Oued Hammam.

Des failles de directions NE-SW se trouvent surtout dans la partie NE de la région, elles affectent les calcaires travertineux du Miocène.

Les accidents tectoniques de direction SE-NW sont les plus dominants et sont dispersés un peu partout et surtout au NE de la région, où ils affectent les calcaires de Sidi Merouane.

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36

Une faille orientée SE-NW à cinématique sénestre a été déchiffrée le long d’Oued Hammam où on trouve des couches de grès décalées, cette faille favorise probablement la remontée des eaux thermales de Dar Fouini.

2.1.3. La région de Ain Tinn (Fig. 2.15)

La source chaude d’Ain Tinn s’observe dans les formations miocènes du bassin Constantine-Mila, au piedmont du massif du Dj. Akhal, Cette source prend naissance à l’intersection de la faille bordière N100E du massif néritique, la faille N60E et la faille N35E d’Oued Koton. .Le massif de Dj. Akhal est limité par l’accident E-W qui met en place le Jurassique tellien en contact avec le Miocène, où on observe des pointements triasiques le long de cet accident. La famille des failles N-S représente la direction dominante dans cette région, souvent ces accidents sont organisés en faisceaux, ou couloirs. On note aussi la présence d’un nombre assez important d’accidents de direction NE-SW conjugués avec les accidents orientés NW-SE. Ces accidents sont dispersés un peu partout dans cette région.

2.1.4. La région de Bouhama (Fig.2.16)

Sur le plan structural, différentes directions de failles sont soulignées dans la région de

Bouhama. La famille E-W est la plus dominante, elle apparait surtout au Nord au niveau de Kodiat Send ellouz et plus au Sud dans Djebel bou Chareb où est elle mise en place les formations du Crétacé (calcaires de l’Albien Supérieur et les marnes du Cénomanien) en contact avec les terrains néogènes (argiles noires à intercalations des sels).

La famille N-S est aussi présente avec cependant une densité moindre que la première à la rive droite d’Oued El Mkisbou et au niveau du Dj. Bou Chareb dans les formations Crétacé. Ces accidents N-S sont distingués aussi par les linéarités parfaites d’amont d’Oued Chabi et d’Oued bou Azoun.

Les accidents tectoniques NE-SW et NW-SE apparaissent dans la carte soit conjugués entre elle, soit avec les autre accidents (N-S et E-W), ces failles sont bien développées dans les formations du Crétacé de la nappe tellienne installée en fenêtre dans cette région, elles affectent même les formations néogènes et quaternaires.

Au niveau d’Oued el Hammam, l’intersection d’une faille NE-SW, met en contact les calcaires Albien et les marnes Sénoniennes, avec une faille E-W donne naissance de la source thermale de Bouhama.

2.1.5. La région de Ferdjioua (Fig. 2.17)

L’analyse structurale de cette zone d’étude nous permet de distinguer plusieurs accidents tectoniques avec différents directions. Les accidents N-S sont les plus dominances, ce sont des failles régionales qui apparaissent la en segments dispersés sur la carte.la majorité de ces accidents N-S semblent présenter une allure en relais et parfois arrêtés ou recoupés par d’autres directions au niveau du Djebel Boucharef et Djebel El Hadid. La présence des pointements triasiques le long des failles N-S et E-W limitant ces djebels et la présence des

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sources thermales (Béni Guechat), en convergence les failles E-W et N-S, sont des témoins de la nature profonde de ces accidents.

A l’ouest de la carte, l’angularité parfaite des traçons d’Oued bou Selah a révélé la présence de grands accidents N-S transversant cette région.

Les accidents NE-SW sont présents mais avec une densité moindre que les précédents, ils sont affectent les formations de la nappe de Djemila et même ils les mises en contacte avec les formations de la nappe péni-tellienne.

La convergence d’une faille orientée NE-SW avec d’autre de direction NW-SE au niveau du Kodiat Mehdjouba donne naissance de l’émergence de la source thermale des Ouled Achour. Les failles des directions E-W et NW-SE sont trouvées avec une moindre densité que les autres directions, elles sont apparaissent isolés ou conjugués avec les accidents N-S et NE-SW, les plus importants sont celles qui limitent Dj. bou Charef et Dj. El Hadid.

Conclusion

Notre région d’étude fait partie de la zone externe, elle est constituée de formations péni-telliennes à affinité essentiellement néritique mais à alternances marneuses. Les puissantes séries carbonatées mésozoïques du mole néritique représentent le substratum des nappes telliennes résultent de différentes phases tectoniques affectant la région. Le bassin post nappe ou nommé le bassin néogène de Mila représente la couverture des anciens réservoirs carbonatés constituant la région et qui sont considérés comme des origines de la plupart des eaux chaudes des la région.

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38 Figure 2.13 : Photo aérienne de la région de Béni Haroun.

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40 Figure 2.15 : Photo aérienne de la région de Ain Tinn.

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42 Figure 2.17 : Photos aériennes de la région de Ferdjioua.

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(45)

CHAPITRE III :

Hydroclimatologie

(46)

Le Thermalisme de la région de Mila Hydroclimatologie

Introduction

L’étude hydroclimatologique occupe une place très importante dans chaque étude hydrogéologique car elle nous permet d’évaluer les effets des fluctuations climatiques sur les apports d’une part et les écoulements d’autre part.

Dans ce présent travail, nous examinerons seulement les facteurs qui conditionnent les apports aux différents systèmes aquifères, et qui nous permettent également l’établissement du bilan hydrologique. Dans notre cas, l’étude du système hydrothermale nous donne une estimation des volumes susceptibles de transiter vers les nappes profondes et de commander le régime des eaux minérales, thermales et thermominérales.

Donc nous étudierons les précipitations pour avoir un aperçu sur les modalités d’alimentation des différents réservoirs aquifères. Et les températures de l’air pour définir les limites de la thermalité des eaux.

1. Aperçu sur le climat de la région étudiée

La région de Mila est caractérisée par un climat de type méditerranéen caractérisé par des hivers doux et humides, des printemps et des automnes souvent humides et des étés secs. Une définition de la zone méditerranéenne a été proposée par Le Houérou (1980) : Pluviométrie annuelle supérieure à 400 millimètres, Pluviométrie estivale/ Moyenne des températures maximales du mois le plus chaud inférieur à 7°C (Le Houérou, 1980). Les valeurs de précipitations de la zone d’étude sont comprises entre 350 et 1100 mm (Fig.3.1)

Figure 3.1 : Carte des précipitations annuelles moyennes de l’Est algérien (établie d’après

A.N.R.H, 1993 : données moyennes de 60 ans, périodes du 1er_{Septembre 1921 au 31 Aout}

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Le climat méditerranéen apparaît ainsi comme un climat de transition entre les deux grands climats généraux que sont le climat tempéré d’une part et les climats désertiques ou tropicaux d’autre part. Il présente par ailleurs des différences notables en fonction de la latitude, du relief ou encore de la distance par rapport à la mer.

Les bioclimatologues se sont en particulier intéressés à définir le climat d’une région continentale en fonction des types de végétation que l’on peut y rencontrer. Dans le cas du climat méditerranéen, certains ont ainsi proposé de le définir comme celui des régions où pousse l’olivier (Sandrine Bonté, 2006). Pour notre terrain d’étude on peut distinguer trois domaines bioclimatiques (Fig.3.2):

Figure 3.2 : Carte simplifiée des zones bioclimatiques de l’Est algérien (établie d’après Cote

M, 1998 a).

 Un domaine humide caractérise les limites septentrionales  Un domaine semi-aride caractérise les régions méridionales

 Un mixte de domaine subhumide et semi-aride caractérise les zones centrales

2. Analyse des paramètres climatiques

Dans la région étudiée, il existe plusieurs stations pluviométriques mais, par manque de données, nous avons choisi seulement sept stations pluviométriques avec des mesures de températures de l’air et des précipitations.

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Le Thermalisme de la région de Mila Hydroclimatologie 0,00 100,00 200,00 300,00 400,00 500,00 600,00 700,00 800,00 900,00 P moyenne (mm) Linéaire (P moyenne (mm))

Station Période Coordonnées Moyenne

annuelle Code

Station Nom station Précipitations Température Latitude (X) Longitude (Y) Altitude (Z) (mm) P (°C) T 100703 Hamala 1970-1996 1984-1999 826,05 369,7 660 806,18 17,44 100402 Télèghma 1970-2003 1969-1998 829,05 319,25 750 325,92 15,62 100401 Boumalek 1970-2011 1985-2004 817,15 337 830 544,15 14,62 100315 Hammam Grouz 1988-2011 1988-2011 822,3 332 770 392,81 15,95 100312 Chelghoum Laid 1977-2011 1994-2008 811,4 323,75 768 345,81 16,19 / Ferdjioua 1980-2010 1974-1996 791,2 350 580 470,27 16,59 100621 Ain Tinn 2002-2011 2003-2011 825,5 349 540 525,64 16,48

Tableau 3.1 : Caractéristiques des stations étudiées. 2.1. Les précipitations

A partir du graphe ci-dessous qui représente les valeurs moyennes annuelles des précipitations des sept stations étudiées, nous remarquons l’existence d’un gradient décroissant Nord-Sud où la pluviométrie perd son intensité au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la mer. On observe une anomalie au niveau de boumalek qui est liée à l’influence de l’altitude de la région qui atteint les 830 m.

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Figure 3.3 : Gradient pluviométrique décroissant Nord-Sud.

A l’échelle mensuelle, les variations des précipitations nous permettent de distinguer les mois les pluvieux et les mois les moins pluvieux ou les moins secs.

Dans toutes les stations les mois de Juillet et Aout représentent la période sèche avec un minimum de 3,36 mm enregistré au mois de Juillet à la station de Hamala, par contre les mois de Décembre et Janvier représentent la période humide à l’exception de la station de Télèghma où avril et mai sont les mois les plus pluvieux avec un maximum de 41,76 mm enregistré au mois de Mai (Tableau 3.2).

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48 Tableau 3.2 : Valeurs mensuelles, saisonnière, et annuelle des précipitations.

Station/Mois Sep Oct Nov Dec Jan Fev Mar Avr Mai Juin Juil Aout Année

Automne Hiver Printemps Eté

Hamala 35,71 70,67 70,63 125,29 138,29 119,99 110,28 68,55 42,33 12,23 3,36 8,86 806,18 Moy S (mm) 177,00 383,57 221,16 24,45 // Moy S (%) 21,96 47,58 27,43 3,03 100 Ferdjioua 33,36 29,32 35,00 80,83 66,69 53,61 48,33 46,35 38,09 18,29 8,24 12,16 470,27 Moy S (mm) 97,68 201,13 132,77 38,69 // Moy S (%) 20,77 42,77 28,23 8,23 100,00 AinTinn 40,22 36,00 52,46 86,63 64,93 51,23 56,22 61,17 43,70 11,30 5,78 16,00 525,64 Moy S (mm) 128,68 202,79 161,09 33,08 // Moy S (%) 24,48 38,58 30,65 6,29 100,00 Boumalek 36,21 38,50 52,53 79,19 79,15 62,30 58,93 58,74 42,25 16,28 5,98 14,10 544,15 Moy S (mm) 127,23 220,64 159,92 36,35 // Moy S (%) 23,38 40,55 29,39 6,68 100,00 Hammam Grouz 37,59 25,80 38,96 52,94 48,05 33,97 34,86 44,43 41,90 16,07 6,13 12,12 392,81 Moy S (mm) 102,35 134,96 121,18 34,32 // Moy S (%) 26,06 34,36 30,85 8,74 100,00 Chelghoum Laid 29,63 27,44 31,18 47,89 38,97 32,11 42,85 42,18 14,24 16,96 8,55 13,80 345,81 Moy S (mm) 88,25 118,97 99,27 39,32 // Moy S (%) 25,52 34,40 28,71 11,37 100,00 Teleghma 31,57 21,78 25,02 33,69 36,43 34,93 33,62 39,78 41,76 13,96 7,46 5,93 325,92 Moy S (mm) 78,37 105,05 115,16 27,34 // Moy S (%) 24,04 32,23 35,33 8,39 100,00