Untitled - lara (inist)
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CENTRE
ET TRAVAUX
ET GEOPHYSIQUE
GEOLOGIQUE
NUMERO
29
STRUCTURE CRUSTALE,
MESOZOIQUE ET FLUX DE CHALEUR
DANS LES BASSINS NORD-SAHARIENS (ALGERIE):
SUBSIDENCE
APPORT
DE LA GRAVIMETRIE
ET DES DONNEES
DE PUITS.
par
Djilali TAKHERIST
Centre Géologique
et Géophysique
Université des Sciences et Techniques du Languedoc
34095 - MONTPELLIER Cedex 2 - France
- mars 1991 -
ISSN - 0755 267 X
ISBN - 2-907826-08-5
Ce mémoire a fait l'objet d'une Thèse de Doctorat (Spécialité Géophysique) soutenue le 16
mars 1990 à l'Université des Sciences et Techniques du Languedoc, devant un Jury composé
C. JAUPART, A. PERRODON, J. FABRE, A. LESQUER et G.
de Mrs M. DAIGNIERES,
VASSEUR.
pour obtenir cet ouvrage, veuillez adresser vos commandes
DE GEOPHYSIQUE
LABORATOIRE
Service Documentation
Université Montpellier II - Sciences
34095 - MONTPELLIER
CEDEX 5
France
au :
CRUSTALE. SUBSIDENCE MESOZOIQUE ET FLUX DE CHALEUR
DANS LES BASSINS NORD-SAHARIENS (ALGERIE):
APPORT DE LA GRAVIMETRIE ET DES DONNEES DE PUITS.
STRUCTURE
Par TAKHERIST
Djilali
RESUME
L'étude
des bassins nord-sahariens
(Algérie)
est abordée
selon trois aspects qui ont pour objectifs:
- l'analyse de la structure crustale sous la couverture sédimentaire à partir de l'étude des anomalies du
champ de gravité,
à partir de
- l'analyse des mécanismes à l'origine du bassin mésozoique et de son schéma d'évolution
de la
l'étude de la subsidence tectonique dans 80 forages répartis à travers toute la partie nord-orientale
plateforme saharienne,
éventuelles
- l'analyse de l'état thermique actuel de cette plateforme et des implications géodynamiques
sur la structure lithosphérique,
à partir de la détermination
du flux de chaleur dans 220 forages pétroliers.
etc...), les résulAprès la collecte et le traitement des différentes données (gravimétriques,
diagraphiques,
caractétats sont cartographiés
de façon systématique. Leur analyse permet de mettre en évidence d'importantes
ristiques majeures, jusque-là inconnues, marquant à une grande échelle la structure de la plateforme saharienne.
L'étude des anomalies gravimétriques
de grande longueur d'onde (100 à 300 km) montre, après compensation de l'effet des sédiments, que la structure du socle anté-paléozoique
sous les bassins est dominée par une
structuration panafricaine (600 Ma), nettement perceptible jusqu'à la limite de l'Atlas Saharien au nord. La mise
en évidence d'une zone d'anomalies
positives, localement associées à des massifs de roches basiques et ultrabasoutient l'hysiques (faciès HP-BT), qui pourrait être interprétée comme une zone de suture intrapanafricaine,
pothèse de la formation de la chaîne panafricaine par accolements successifs de blocs crustaux. Ce linéament
majeur qui peut être suivi de l'Atlas Saharien au nord jusqu'au Mali au sud a joué un rôle important dans
d'une
l'évolution structurale du bassin sédimentaire.
D'autre part, cette étude met en évidence l'empreinte
remobilisation
au cours de l'orogédu bassin nord-saharien
partielle de la croûte dans la partie septentrionale
nèse varisque et de sa partie orientale au cours de la distension au Crétacé Inférieur. De même, un certain nombre de discontinuités
transverses ENE-WSW a été reconnu. Ces linéaments qui affectent aussi bien le Craton
ouest-africain
discontinuités
(Archéen?), à
que la zone panafricaine pourraient être associées à d'anciennes
caractère continental, dont la remobilisation
lors des différentes phases tectoniques conditionne dans une certaine mesure la mise en place et l'évolution structurale du bassin.
ont créé, dans
La tectonique et l'érosion, associées au contexte géodynamique
de la fin du Paléozoique,
le Nord-est Saharien, les conditions nécessaires à la mise en place d'un bassin sédimentaire dès le début du
Mésozoique. L'étude la subsidence tectonique permet de mettre en évidence les mécanismes possibles qui sont à
son schéma d'évolution.
Cette évolution est conditionnée par trois phal'origine de son initiation et d'expliciter
ses majeures:
- une
phase d'initiation au Trias à la faveur d'un mécanisme principal (bombement thermique-érosioncontraction), responsable des 3/4 de la subsidence observée, auquel viennent s'ajouter des mécanismes
secondaires (intrusion magmatique, métamorphisme
de base de croûte, distension);
- une
phase jurassique, avec la mise en place des importantes gouttières atlasiques au nord à la faveur de
la distension associée au début de l'ouverture atlantique. Cette mise en place entraine le bassin nord-
saharienà la subsidencepar le biaisde la rigiditéflexurale(D=2. 10 N.rn-'
21 et a= 250km);
- une phasede distensionau Crétacéinférieurqui est responsabledu fonctionnementde fossés
tectoniquessubméridiensdans la continuitédes fossésdu sud du Hoggaret parallèlesà ceux de Tunisie
Orientale.
On noteau Crétacésupérieurun basculementdu bassinvers le sud-estet une remarquableinversionde la
subsidencequi affecteles zonesjusque-làpeu subsidentes(môled'El Biod).
La déterminationdu fluxde chaleurdans220 foragesà partirdes donnéespétrolièresmontreque l'enLes
semblede la plateformesaharienneest caractérisépar un fluxrelativementélevé(82 + 19MW.M-2)
. valeurs
maximales(90 à 130mW.m'2)sontobservéesau sud dans les régionsd'Illizi, de In Salahet de Tindoufoù elles
définissentun axe d'anomalieglobalementE-Wqui semblemarquerl'ensembledu Nord-ouestde l'Afrique.
L'étude gravimétriquemontreque toutela régionest caractériséepar un écartà l'isostasie,maximaldans
la partiesud du domaine(50 à 60 mgals).Cet écartà l'isostasiepeut témoigner,en l'absencede soulèvement
topographiqueactuel,de l'existenced'une anomalienégativede grandelongueurd'onde d'origineprofonde.
Par ailleurs,l'étude des ondesde surface(Hadioucheet Jobert, 1989)indiquel'existenced'une anomaliede
vitessesdans le manteausupérieurcaractérisantl'ensemblede la plateformesaharienne.Localement,l'analyse
des xénolitesde péridotitesdu volcanismerécentd'Illizi montrela présenced'un manteausupérieurfortement
métasomatiséet allégé,associéeà l'anomaliethermique.On est tentéau vu de la corrélationentreles résultats
de ces trois étudesde conclureque toutela zoned'anomaliethermiqueest caractériséepar la présenced'un
manteausupérieuranormal.
ABSTRACT
This study of the North-saharian
- the
basins of Algeria has three main objectives :
of the origin and evolution of the crustal structure underlying the sedimentary
understanding
cover from the analysis of gravity anomalies,
- the
understanding of the origin and evolution of the Me sozoic basin from a study of the tectonic
subsidence in 80 drill holes distributed over the northeastern section of the Saharian platform,
- the
study of the present thermal state of this area and its potential
dynamic state of the lithosphere
for the geo-
implications
based on heat flow estimates in 220 holes.
Various data (gravity, Well logs,...)
were collected and systematically
maped. Their analysis
shows the first evidence of large scale major features,
related to the whole Saharian platform.
The study of large wavelenght
of the Pre-Paleozoic
structurization
as far as the Saharian Atlas. The existence of an area of positive anomalies,
to basic and ultra-basic
an intra-Pan-African
by successive
(100 to 300 km) shows that the structure
basement underlying the basins is regulated by a Pan-African
extending northwards
locally associated
gravity anomalies
rocks (HP-LT facies) which could be interpreted
suture zone, supports the hypothesis
collisional
that the Pan-African
as
belt was formed
additions of crustal blocks. This important feature observed from the
Atlas (to the North) to Mali (to the South) plays a major role in the structural evolution of the
sedimentary basin. The study also indicates that the crust was partially remobilized during the
variscan orogen in the east. Several ENE-WSW
These lineaments,
trending discontinuities
have been observed.
which affect the West African craton as well as the Pan-African
be the relicts of old (Archean?)
continental
discontinuities ;
their remobilization
zone, could
during later
tectonic phases partially regulates the evolution of the basin.
Tectonics
sedimentary
subsidence
and erosion related to the late Paleozoic
basin in the northeastern
suggests
mechanisms
Sahara in the early Mesozoic.
possibly
responsible
evolution is characterized by 3 major phases :
- an
early Triassic initiation by a major mechanism
ponsible
for 3/4 of the subsidence
associated
led to the formation
of a
The study of its tectonic
for its creation
and evolution.
(thermal buldge, erosion, contraction)
to which minor effects are added (magmatic
metamorphism of the lower crust, extension).
- a Jurassic
phase with the initiation and development
to the extension
geodynamics
This
res-
intrusion,
of several northern Atlas trenches related
with the Atlantic opening. This phase leads to further subsidence
because of the change in flexural rigidity (D=2.1023 N/m ; =250km).
- an extension phase during the Lower Cretaceous responsible for the opening of submeridian
grabens (extending northwards those observed in the eastern Hoggar and parallel to those of
eastern Tunisia).
During the Upper Cretaceous, the basin shifts towards the southeast and subsidence begins
to affected zones relatively unaffected until than (El Biod Mole).
Heat flow estimates from 220 oil wells show that the whole Saharian platform is characterized
by a relatively high heat flow (82±19 MW/m2).The highest values (90 to 130 MW/m2 ) are
observed in the southern part, near Illizi, In Salah and Tindouf, where they define a globaly E-W
axis, apparently characteristic of the whole northwestern Africa.
Gravity shows that the same area is characterized by an isostatic anomaly, which is maximum
in the south (50 to 60 mgals). This anomaly could be the signature of a large wavelenght negative
anomaly at great depth. Surface wave analysis (Hadiouche �Jobert, 1989) also define a zone
of anomalously low velocities in the upper mantle under the whole Saharian platform. Locally,
the chemical analysis of xenoliths in the peridotites of the recent Illizi volcanism indicates a
highly metasomatized anomalously light upper mantle in good agreement with the thermal
anomaly. The good correlation between these various analysis tends to suggest that the entire
zone characterized by a thermal anomaly could correspond to an anomalous upper mantle.
AVANT-PROPOS
Au terme de ce travail, je tiens à exprimer mes remerciements
de loin m'ont aidé à le réaliser:
- les
responsables
de la SONATRACH
(Division Exploration)
à tous ceux qui de près ou
qui ont permis mon déta-
chement et m'ont apporté tout leur soutien tant matériel que moral,
- le Professeur
-
Pierre LOUIS qui m'a accueilli dans son laboratoire,
qui a bien voulu diriger cette thèse et avec qui j'ai beaucoup appris, tant
Guy VASSEUR
sur le plan scientifique
que humain,
- Alain LESQUER
avec qui j'ai beaucoup travaillé. Je tiens à dire que son amitié, sa
et son aide ont été déterminantes dans la finalisation de ce travail. Je tiens à le
compréhension
remercier particulièrement,
- les
professeurs
Claude JAUPART
et Marc DAIGNIERES
qui ont accepté de juger ce
travail,
- Messieurs Alain PERRODON
et Jean FABRE qui m'ont fait le plaisir de participer à mon
jury,
- Jean-Marie
de l'analyse
pétrologie
DAUTRIA
des échantillons
sur le terrain, qui s'est chargé
qui a accepté de m'accompagner
du volcanisme d'Illizi et qui m'a appris les quelques notions de
que je connais,
- Renaud CABY pour son aide amicale,
- Alexis MOUSSINE-POUCHKINE
- Francis
manuscrit
LUCAZEAU
pour l'intérêt
pour son aide amicale,
et José MONTESINOS
qu'il a porté à ce travail,
Madame
FAYNOT
pour la frappe de ce
pour les dessins,
- tous les
copains du laboratoire
que je ne peux citer, mais qui représentent
beaucoup pour
moi,
A tous ceux que je n'ai pas cités: Taous, Dominique,
- Je n'oublierai
m'accompagner,
Françoise, Huguette, Nadette,... merci.
pas de remercier ma femme et mon fils qui se sont privés de beaucoup pour
me soutenir et accepter tout pour moi.
A la mémoire de mon père.
Table des matières
CHAPITRE
I: INTRODUCTION
GENERALE ...............'........................................ 7
CHAPITRE II: CADRE GEOLOGIQUE GENERAL .............................................
I. Introduction .....................................................................................................
II. Chaîne Panafricaine .......................................................................................
1. Les principaux domaines structuraux ...........................................................
1.1. La Chaîne Pharusienne .........................................................................
1.2. Le Hoggar Central Polycyclique ..........................................................
..................................................................
1.3. Le Hoggar Oriental-Ténéré
2. Les molasses de la chaîne .............................................................................
III. Bassins Nord-Sahariens ....................................................................................
1. Cadre structural général des bassins ............................................................
2. Paléozoïque ..................................................................................................
2.1. Stratigraphie et Paléogéographie
.........................................................
2.1.1. Cambrien .....................................................................................
2.1.2. Ordovicien ..................................................................................
2.1.3. Silurien ........................................................................................
2.1.4. Dévonien .....................................................................................
2.1.5. Permocarbonifère
........................................................................
2.2. Tectonique paléozoïque .......................................................................
3. Le mésozoïque nord-saharien
......................................................................
3.1. Surface anté-mésozoïque
.....................................................................
3.2. Stratigraphie et Paléogéographie
..........................................................
3.2.1. Trias ............................................................................................
- Trias
Supérieur : ..................................................................................
3.2.2. Jurassique ....................................................................................
- Lias ......................................................................................................
-Dogger.................................................................................................
-Malm ...................................................................................................
11
11
13
14
14
15
15
15
16
16
19
19
19
19
20
20
20
21
22
22
24
24
25
25
26
26
27
- Néocomien-Barrémien
........................................................................
.........................................................................................
- Albo-Aptien
- Cénomanien-Turonien
.........................................................................
- Sénonien ..............................................................................................
4. Cénozoïque ..................................................................................................
IV. Le Domaine Alpin ..........................................................................................
1. Les principaux domaines structuraux ..........................................................
2. Principales étapes structurales .....................................................................
27
28
29
30
30
30
30
31
CHAPITRE III :
GRAVIMEORIGINE ET TRAITEMENT
DES DONNEES
TRIQUES .....................................................................................................................
I. Introduction .....................................................................................................
II. Bref rappel historique .......................................................................................
III. Description et origine des données ..................................................................
1. Fichiers de valeurs aux stations ...................................................................
2. Cartes d'anomalie de Bouguer ....................................................................
3. Comparaison et homogénéisation
des fichiers ............................................
3.1. Passage dans le système international IGSN-71.................................
3.2. Transformation des valeurs du champ de pesanteur théorique ...........
3.3. Comparaisons des différents fichiers .................................................
3.4. Les problèmes liés aux densités de correction de plateau ...................
IV. Carte gravimétrique d'Algérie .........................................................................
1. Etablissement de la carte .............................................................................
2. Les grands domaines gravimétriques
..........................................................
35
35
36
37
37
37
39
39
40
40
41
42
42
43
CHAPITRE IV: ETUDE DES ANOMALIES GRAVIMETRIQUES
ASSOCIEES
AU SOCLE PRECAMBRIEN
.....................................................................................
I. Anomalie de Bouguer ..........................................................................................
1. Etablissement
d'une
carte
d'anomalie
pour
les
densités
2.5
et 2.67
3
46
46
g.cm -3
...............................................................:..................................................... 46
2. Les principaux domaines gravimétriques des bassins sahariens ................... 48
48
2.1. Domaine de Reggane-Azzel Matti .......................................................
48
2.2. Domaine de Timimoun-Ahnet .............................................................
48
2.3. Domaine de Rharbi-Berriane ...............................................................
50
2.4. Domaine médian du Mouydir-Oued Mya ............................................
50
2.5. Domaine du Nord-Est Saharien ............................................................
50
2.6. Domaine oriental d'Illizi ......................................................................
II. Anomalie de Bouguer corrigée de l'effet du remplissage sédimentaire ............ 51
1. Morphologie du bassin sédimentaire ............................................................
51
2. Distribution des densités ...............................................................................
52
55
3. Calcul de l'effet sédimentaire .......................................................................
4. Anomalies associées à la structure du socle précambrien ............................ 57
60
4.1. Domaine de Reggane-Azzel Matti .......................................................
62
4.2. Domaine de Timimoun-Ahnet .............................................................
64
4.3. Domaine médian du Mouydir-Oued Mya ............................................
4.4. Domaine de Rharbi-Berriane ...............................................................
68
71
4.5. Domaine du Nord-Est Saharien ............................................................
73
4.6. Domaine oriental d'Illizi ......................................................................
ni. Considérations sur les relations entre l'anomalie
la
structure
et
isostatique
78
profonde ..................................................................................................................
IV. Conclusion de l'étude gravimétrique ...............................................................
82
87
CHAPITRE V: METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE ..............................
87
I. Introduction ........................................................................................................
88
II. Méthode d'étude de la subsidence .....................................................................
88
1. Définition de la subsidence ............................................................................
91
le
calcul
....................................
dans
facteurs
intervenant
2.2. Evaluation des
2.2.1. Echelle chrono-stratigraphique ..........................................................- 911
92
2.2.2. Compaction des sédiments ................................................................
92
a. Mécanismes de compaction ...............................................................
93
b. Les lois de la porosité ........................................................................
96
c. Calcul de décompaction des sédiments ..............................................
97
2.2.3. Paléoprofondeur de dépôt ..................................................................
98
2.2.4. Variations eustatiques .......................................................................
100
2.2.5. Lacune et érosion ..............................................................................
100
2.2.6.Erreurs et incertitudes .........................................................................
102
III. Données utilisées ..............................................................................................
CHAPITRE VI : EVOLUTION SPATIO-TEMPORELLE DE LA SUBSIDENCE
.......................................................................................................................................
I. Courbes de subsidence .......................................................................................
II. Répartition des taux de subsidence tectonique ..................................................
1. Au cours du Trias (245-208 Ma) ..................................................................
2.
Au cours du Jurassique (208-144 Ma)..........................................................
"
.
3. Au cours du Crétacé (144-66 Ma)................................................................
III. Subsidence tectonique cumulée ....................................................................
104
104
105
106
107
110
114
CHAPITRE VII : CONTEXTE GEODYNAMIQUE DU NORD-OUEST AFRICAIN ET MECANISMES DE LA SUBSII7ENCE.....................................................
I. Contexte géodynamique du Nord-ouest de l'Afrique........................................
1. Evolution au cours du Permo-trias ................................................................
2. Evolution au cours du Jurassique ..................................................................
3. Evolution au cours du Crétacé-Eocène .........................................................
II. Généralités sur les mécanismes de la subsidence ..............................................
1. Modèles thermiques .....................................................................................
1.1. Erosion de la croûte supérieure ............................................................
1.2. Métamorphisme ....................................................................................
=
1.3. Intrusion crustale ..................................................................................
2. Modèles tectono-thermiques .........................................................................
2.1. Distension homogène ...........................................................................
2.2. Distension non homogène ....................................................................
III. Mécanismes possibles dans le cas du bassin
du Nord-est Saharien ...........
1. Phase triasique : initiation du bassin .............................................................
1.1. Bombement thermique .........................................................................
1.2. Erosion superficielle .............................................................................
1.3. Autres mécanismes de subsidence .......................................................
1.4. Apport de la gravimétrie et conclusion partielle ..................................
2. Influence de la structuration des gouttières atlasiques ..................................
2.1. Initiation de la subsidence ....................................................................
2.2. Influence sur l'évolution du bassin saharien ........................................
3. Les phases du Crétacé ...................................................................................
IV. Conclusion de l'étude de la subsidence ............................................................
CHAPITRE VIII: DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE ..
I. Introduction .........................................................................................................
II. Généralités sur le flux de chaleur .......................................................................
1. Définition .................................................................................................
2. Flux de chaleur en domaine continental .......................................................
et l'épaisseur crustale ......
2.1. Relation avec l'âge de la lithosphère
2.2. Production de chaleur de surface .........................................................
en domaine continental ........
2.3. Décomposition du flux de chaleur
3. Phénomènes perturbateurs ............................................................................
3.1. Circulation d'eau superficielle .............................................................
3.2. Erosion et sédimentation ......................................................................
3.3. Topographie accidentée ........................................................................
3.4. Variations paléoclimatiques et climatiques ..........................................
III. Données du flux de chaleur ..............................................................................
1. Données de température ................................................................................
2. Estimation des conductivités thermiques ......................................................
IV. Article "Mise en évidence d'importantes variations du flux de chaleur en
Algérie ...................................................................................................................
CHAPITRE IX : FLUX DE CHALEUR ET IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES ..........................................................................................................................
I. Introduction .......................................................................................................
II. Article: Geophysical and petrological evidence for the presence of an "anomalous" upper mantle beneath the Sahara basins (Algerïa)...................................
IH. Conclusion sur l'étude du flux de chaleur ........................................................
CHAPITRE X: CONCLUSION GENERALE ..........................................................
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
A NNEXE
.....................................................................
118
118
118
120
121
122
123
123
123
124
124
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125
125
126
126
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131
132
132
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140
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145
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146
146
146
146
147
148
148
148
148
148
149
149
154
157
169
169
170
183
189
197
_
................................................................:.....................................
211
INTRODUCTION
GENERALE
INTRODUCTION GENERALE
7
CHAPITRE
I:
INTRODUCTION
La Plateforme
saharien appartenant
sédimentaires
GENERALE
limitée au sud par le bouclier du Hoggar et au nord par l'Atlas
au domaine alpin, est caractérisée par l'existence d'importants
bassins
saharienne,
connus pour les gisements d'hydrocarbures
intracratoniques,
qu'ils renferment.
Ces bassins se sont formés dès le début du Paléozoïque tant sur le Craton Ouest-africain, stable
depuis 2.000 Ma, que sur la zone panafricaine après le démantèlement de la chaîne résultant de
la collision intracontinentale
à 600 Ma (Caby et al., 1981).
La structure superficielle
des bassins sédimentaires
nord-sahariens
est bien connue grâce
aux nombreux travaux de recherche pétrolière, effectués notamment par la compagnie nationale
SONATRACH (Société Nationale de Transport et de Commercialisation
des Hydrocarbures).
Parmi les nombreuses études dans les différentes disciplines de la géologie consacrées à ces
_
bassins, nous pouvons citer les deux ouvrages de synthèse de Busson (1972) et Fabre (1976).
Cependant la structure profonde, en particulier celle du socle précambrien, qui a déterminé et
conditionné dans une large mesure la mise en place et l'évolution de ces bassins reste à notre
connaissance encore mal élucidée. Par ailleurs, si certains auteurs ont bien décrit l'évolution
et sédimentologique,
stratigraphique
.
notamment
Busson (1972) pour le Mésozoïque,
beaucoup
reste à faire pour comprendre dans quelle mesure les conditions géodynamiques de la plaque
africaine ont déterminé le fonctionnement général de ces bassins. Enfin, dès le début du Tertiaire,
événements
d'importants
tectono-thermiques
(chaîne atlasique au nord et bombement du
ont affecté le nord-ouest
de la plaque africaine
Hoggar au sud). Aucun élément significatif à l'échelle
régionale ne permet de préjuger d'une quelconque influence de ces phénomènes à l'intérieur de
la Plateforme saharienne, réputée stable et rigide (Fabre, 1976). Néanmoins, des observations
à l'échelle locale, comme par exemple, le volcanisme d'Illizi, comparable à celui du rift estafricain,
témoignent
signification
et l'extension
L'existence
diagraphiques)
l'opportunité
-
de l'existence
de phénomènes
profonds
et récents dont la
ne sont pas connues.
d'un volume important de données géophysiques (sismiques, gravimétriques,
et géologiques (forages,etc...), provenant des nombreux travaux pétroliers, offre
d'une étude de synthèse à l'échelle
d'explorer
tectoniques
régionale permettant:
la structure du socle précambrien
sa nature et de dégager l'empreinte
qui ont affecté le nord-ouest de la plaque;
préhender
- de préciser les mécanismes
et conditionner
prépondérants
leur évolution ;
sous la couverture
des différentes
sédimentaire
phases tectoniques
afin d'apmajeures
qui ont pu guider la mise en place des bassins
INTRODUCTION GENERALE
8
"
thermique actuel afin de disposer d'un
en liaison directe avec la structure profonde actuelle.
- d' analyser l'étàt
paramètre géophysique
Ce mémoire comprend, après un chapitre d'introduction
.
cadre géologique, trois parties :
important,
générale et un autre consacré au
- la première
partie (chapitres III et IV) traite de l'analyse des anomalies gravimétriques
associées au socle précambrien sous les bassins de la plateforme saharienne. L'étude est
basée sur la continuité
et l'analogie des signatures gravimétriques entre le domaine sédimentaire au nord et le socle du Hoggar au sud où les anomalies gravimétriques montrent
une corrélation
:.,ri
.,
directe avec les affleurements
(Bourmatte,
- la seconde
partie (chapitres V, VI et VII) traite de la subsidence du nord-est saharien au
cours du Mésozoïque, avec pour objectif l'étude des mécanismes de la subsidence et de
l'évolution spatio-temporelle de ce bassin intracratonique;
- lia troisième partie (chapitres VIII et IX) traite des premières déterminations du flux de
chaleur et de l'état thermique actuel de la région. Des corrélations avec d'autres données
géophysiques et pétrologiques permettent d'appréhender au moins localement la structure
lithosphérique.
t
1977 ; Caby et a .1, 1981 ) ;
Le chapitre X correspond
"
à la conclusion
de ce mémoire.
CADRE
GEOLOGIQUE
GENERAL
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
11
CHAPITRE
CADRE
II:
GENERAL
GEOLOGIQUE
I. Introduction
L'Algérie
s'étend
sur deux grands domaines
opposés tant par leur histoire que par leur
structure (Fig.II.1 ):
- au nord, le domaine
alpin, tronçon de la Chaîne Alpine d' Afrique du Nord dont la structure
majeure s'est édifiée au Tertiaire,
- au sud, le domaine saharien où les déformations
(bouclier Reguibat), soit au Protérozoïque
au Mésozoïque (chaîne de l'Ougarta).
majeures ont pris fin soit à l'Archéen
(chaîne panafricaine)
ou exceptionnellement
Figl/.l : Les grandes unités structurales du Nord-Ouest de l'Afrique (d'après Fabre, 1976). 1 = Tertiaire et Quaternaire
tabulaires,* 2 = molasse de la chaîne alpine du Maghreb ; 3 = nappes de charriage tertiaires ; 4 = Secondaire plissé
5 = Secondaire tabulaire 6 = Primaire plissé ; 7 = Primaire tabulaire 8 = Précambrien et Cambrien Inférieur
=
présumé du Sahara ; 9 = magmatisme Cénozoïque 1 D suture
panafricaine.
�
'
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
12
La topographie
actuelle est illustrée sur la figure 11.2. Elle est caractérisée par:
- deux zones déprimées (les régions de Touggourt au nord-est et de In Salah au sud-ouest) où
l'altitude est inférieure à 200-300 m,
- les hauts reliefs de l'Atlas Saharien-Aurès
Figll.2 :
Carte topographique
schématique
Ad= Adrar, Am= Amguid. As=
Ghardaia,
rassei,
au nord et du Hoggar au sud.
de l'Algérie.
Les principales
Ain Sefra. Be= Béchar,
IL= Illizi, IS= In Salah, Lg= Laghouat,
Tf-- Tindouf, Tg= Touggourt,
Tm=Timimoun.
Bi= Biskra,
villes sont indiquées
par des initiales:
Eg= El Goléa. Gd= Ghadamès.
Or= Oran. Ou= Ouargla,
Rg= Reggane,
Gh=
Ta= Taman-
133
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
II. Chaîne Panafricaine
En Algérie, le domaine saharien s'étend sur deux unités géologiques majeures : à l'ouest
le Craton Ouest-africain
(C.A.O), stable depuis 2000 Ma, et à l'est la zone affectée par
à 600 Ma (Fig.n.3). Le socle ancien affleure au niveau du bouclier
Reguibat (socle éburnéen) et du bouclier Targui (socle panafricain).
l'orogénèse
Panafricaine
Figl/.3 : Carte géologique simplifiée du bouclier Targui (d'après Caby 1987, modifié). 1: Craton ouest-africain; 2a et 2b:
sédiments d'âge Protérozoique supérieur du Cralon ouest-africain; 3: nappes du Gourma et du Tüemsi; 4: môles
granulitiques d'âge Eburnéen (In Ouzzal et Iforas) impliqués dans la chaîne Panafricaine; 5: chaîne Pharusienne; 6:
métamorphisme HP-BT de la chaîne Panafricaine; 7: gneiss anciens indifférenciés réactivés au Panafricain (Hoggar
Cepural); 8: Hoggar Oriental; 9: suture Panafricaine; I D:chevauchements majeurs; Il: accidents majeurs.
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
14
La chaîne Panafricaine
qui affleure actuellement
une
dans le bouclier Targui représentait
ceinture orogénique
large de 1000 km qui s'étendait du Sahara au nord au Golfe du Bénin au
sud (Fig.IL3). Elle est interprétée comme le résultat d'une collision intracontinentale, vers 600
Ma, entre une marge passive constituée par le C.O.A à l'ouest et une marge active à l'est (Caby
et al., 1981, Fabre, 1982 ; Fabre et al.. 1982). La zone de suture résultant de cette collision est
représentée par un contact net entre les métasédiments
et les gneiss panafricains,
du C.O.A d'âge Protérozoïque
formés à partir de roches plutono-volcaniques
remanié. La présence de matériel d'origine profonde (basaltes,
témoigne de l'existence d'un domaine océanique anté-collision
Supérieur
et du socle ancien
gabbros, harzburgites,
etc...)
(Caby et al., 1989). La zone
de suture est également définie par un chapelet d'anomalies gravimétriques
aux massifs basiques qui la jalonnent (Bayer et Lesquer, 1978).
positives, associées
1. Les principaux domaines structuraux
Au niveau
du bouclier
accidents
d'importants
Targui,
subméridiens
la chaîne
Panafricaine
qui délimitent
est dominée
les principaux
par l'existence
domaines
structuraux
suivants (Fig.IL3).
.�1.,1. La Chaîne Pharusienne
A l'ouest,
la chaîne Pharusienne
volcano-détritiques
calco-alcalin.
d'âge
est caractérisée
Protérozoïque
par d'importantes
moyen et supérieur,
associées
accumulations
à du plutonisme
On y distingue notamment:
a - la zone du Tilemsi :
séries volcaniques
située à l'ouest de l'Adrar des Iforas; cette zone comporte des
(basaltes, dacites, andésites),
une épaisse série volcano-détritique
et
de larges volumes de roches plutoniques (gabbros, microdiorites, diabases et granodiorites). Elles est interprétée comme une zone d'accrétion océanique qui se serait mise
en place avant 730 Ma (Caby et al., 1989);
b - la branche rzharusienne occidentale :
d'âge
Ebuméen
ancienne.
au Tassendjanet, est
(2000 Ma); il est formé de divers granites injectant une série plus
Au dessous,
on distingue
dont le socle, affleurant
une série de plateforme
(quartzites,
calcaires,
dolomies et argilites) aux marges de laquelle se sont mis en place des complexes basiques
et ultrabasiques très épais. On trouve ensuite deux séries très épaisses : la Série Verte,
et épaisse de 6000 m environ qui est conservée dans le vaste synvolcano-détritique
clinorium d'In-Zize,
,
et la Série Pourprée qui représente
la molasse de la chaîne (Caby
état.. 1981 ). Ce segment a été affecté par deux phases majeures qui ont produit d'abord
une structuration WSW-ENE et ensuite des plissements N-S.
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
15
c - la branche pharusienneorientale : séparée de la branche occidentale par le môle d'In
Ouzzal, noyau archéen (2800 Ma). Cette branche est bordée à l'est par l'accident majeure
du 4°50'; elle constitue un vaste fossé de grauwackes et de pélites, injectés de dykes
andésitiques. On y observe un important développement des granites. La phase orogénique principale y a produit un plissement N-S (Caby et al., 1981).
1.2. Le Hoggar Central Polycyclique
Le Hoggar Central est composé essentiellement de granulites et de gneiss, roches de
socle pré-panafricain, réactivées et injectées par d'importants volumes de granites au cours
de la phase orogénique (Bertrand et al., 1986).
1.3. Le Hoggar.Oriental-Ténéré
Ce domaine oriental s'est stabilisé à un stade précoce (725 Ma) de l'orogénèse panafricaine. On observe sur sa marge occidentale, le long de l'accident du 8°30', une chaîne
linéaire intracontinentale (chaîne de Tiririne, d'après Bertrand et al., 1978).
2. Les molasses de la chaîne
Il semble que le Cambrien
(Fabre,
1976). Les produits
formations
orogéniques
zones subsidentes,
correspond
de démolition,
à la période où la chaîne surgit et a été érodée
constituant des séries intermédiaires entre les
et celles de plateforme
généralement
en distension.
d'âge Paléozoique,
vont se déposer dans des
Ces molasses ont été attribuées au Cambrien
ou à l'Infracambrien
(quand elles ne sont pas fossilifères).
molasses dans le bouclier Targui sont:
En affleurements,
les principales
- la Série
Prouprée de l'Ahnet, à l'ouest du Hoggar ; elle peut être très épaisse (5000 m
dans le fossé de Ouallène). Son dépôt s'est accompagné de magmatisme, signe de formation de fossés distensifs (Fabre, 1982),
- la série du
Nigritien de Karpoff dans l'Adrar des Iforas,
- la série de Tiririne dans le Hoggar Oriental, du même âge que la Série Verte du Pharusien
(600 Ma), donc antérieure de 50 Ma à la Série Pourprée,
- les séries
détritiques peu métamorphiques, rencontrées par les sondages pétroliers sous
l'Ordovicien ou le Cambrien. Ces séries ont été souvent comparées à la Série Pourprée
de la chaîne Pharusienne.
Au niveau de la zone Panafricaine,
la phase principale
de la cratonisation
au Cambrien
en horst et graben, lié au jeu des grands accidents, et la mise
en place de granites. Les déplacements horizontaux semblent avoir été très importants à cette
est associée à un fonctionnement
époque (Fabre, 1976 ; Caby �,
1981).
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
16
III. Bassins Nord-Sahariens
Après la pénéplanation cambrienne,
détritiques à faciès marin ou continental,
les différentes
forme, donnant naissance à d'importants
au Mésozoique.
bassins sédimentaires
1. Cadre structural
se déposent
séries sédimentaires,
sur l'ensemble
essentiellement
de cette nouvelle plate-
au Paléozoique
et également
général des bassins
La structure actuelle de la plateforme saharienne est caractérisée par des dépressions qui
définissent d'ouest en est de vastes synéclises. Celles-ci sont séparées par des dorsales, parfois
complexes, constituées par une série de môles ou de hauts structuraux. Cette structure est
_ illustrée sur les figures IL4 et IL5 où on distingue notamment:
- la synéclise de
constituée par les deux dépressions du même nom,
Tindouf-Reggane,
formées au cours du Paléozoïque sur la bordure nord-orientale du Craton Ouest-africain.
Les séries paléozoïques
y sont très développées,
notamment
à partir du Dévonien
(plus
de 6000 m);
.
- la chaîne à matériel
Ouest-africain
paléozoïque
plissé de l'Ougarta,
à la limite entre le Craton
et la zone panafricaine,
- la synéclise ouest-algérienne, constituée par les dépressions de l'Ahnet et de Timimoun
où le Mésozoïque est nettement moins développé que le Paléozoïque;
- la dorsale d'Idjerane
qui se continue au nord par celle du M'Zab (voûte d'Allal) et qui
est délimitée par des fractures subméridiennes
dont certaines constituent le prolongement
de failles majeures affectant le rameau pharusien oriental de la chaîne Panafricaine;
- la synéclise centre-algérienne,
* l'Oued
,
les dépressions
comprenant
Mya au nord, cette dernière
résultant
du Mouydir au sud et de
de l'histoire
essentiellement
méso-
cénozoïque;
- la dorsale
complexe d'Amguid-El Biod au sud qui est relayée au nord par le môle de
Messaoud et où le Paléozoïque est fortement réduit. Cette zone est délimitée par des
failles subméridiennes
majeures, notamment
au sud deux compartiments
à l'ouest par l'accident
différents de la chaîne panafricaine :
du 4.50' qui sépare
le Pharusien
à l'ouest
et le Hoggar central à l'est (Caby et al., 1981);
- la synéclise
,{"
dépression
est-algérienne
de Ghadamès
qui comprend
au nord, constituant
la terrasse
structurale
le bassin carbonifère
d'Illizi
au sud et la
algéro-libyen;
1
� "I 17�
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
17
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
18
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
- au nord, le bourrelet
de direction W-E, constitué d'un certain
Rharbi-Berriane-Djerba
nombre de voûtes structurales - celles de Meharez, de Oued Namous et de Berriane,
notées
carbonifere,
Atlas;
A, B et C sur la figure IL4 - fortement érodées au Permoparfois jusqu'au socle rhyolitique précambrien, et formant le paléo-Anti
..
respectivement
- le système de sillons
pré-atlasiques (sillon de Benoud à l'ouest et du Melrhir à l'est),
compris entre le bourrelet précédent et l'Atlas Saharien, où la série sédimentaire est très
épaisse (�7000 m).
Figl/.5 : Schéma structuralede la Platefrome saharienne. 1: domaine alpin; 2: socle précambrien; 3: flexure ou faille; 4:
môle, horst ou haut structural.
19
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
2. Paléozoïque
2.1. Stratigraphie
et Paléogéographie
Il est difficile de décrire en quelques pages tous les éléments qui permettent de comet la stratigraphie d'un aussi vaste domaine, tant ces éléments
prendre la paléogéographie
sont nombreux
l'ouvrage
et variés. Les grands traits, parfois extrêmement
de Fabre (1976).
sont tirés de
simplifiés,
2.1.1. Cambrien
Le Cambrien
sédimentaire
s'est déposé, au niveau du Craton Ouest-africain,
d'âge Précambrien
sur un socle métamorphique
Il est représenté
(1000-700
sur une couverture
Ma) et, au niveau de la zone panafricaine,
soit
soit sur des séries molassiques.
granitique,
par une série d'alternance
de grès quartzitiques
et d'argiles
parfois
Son âge n'est bien précisé nulle part; cependant, sa limite supémicroconglomératiques.
rieure a livré une microfaune du Trémadoc. Sa partie sommitale, au Sahara Central, suggère
un milieu de dépôt lagunaire à marin peu profond, associé probablement à la transgression
acadienne. De façon générale, au niveau du Cambrien, on passe latéralement des formations
marines à des formations
notamment
continentales
dans les sillons subsidents
et molassiques.
peut être très épais,
L'ensemble
associés au rejeu des fractures du socle.
2.1.2. Ordovicien
Sa surface de base est constituée
début de la véritable transgression
ensembles assez distincts :
presque parfaite. Il représente le
du Protérozoïque. On le subdivise en trois
par une pédiplaine
généralisée
- Ordovicien
Inférieur (Trémadoc-Arénig
Inférieur) : il est composé d'une succession d'alternances de grès souvent bien classés, d'argiles et de silts, représentant un
important épisode d'épandage détritique fluviatile dans le Sahara central. On observe que
les influences marines sont plus précoces dans le Sahara septentrional.
- Ordovicien
termes antérieurs,
panafricaine.
sa limite inférieure
Il est représenté
conglomératiques
il est transgressif
Moyen (Arénig Supérieur-Caradocien) :
les derniers
scellant
par des quartzites,
et des argiles. Cette formation
uniformité à travers la plateforme
gauchissements
sur les
de la dalle
des grès à passées argileuse ou microest caractérisée
par une extraordinaire
saharienne et correspond à une transgression
marine avec
un apport terrigène important.
- Ordovicien
représentée
supérieur
par une importante
(Caradocien
formation
supérieur-Llandovérien) :
cette unité est
glaciaire. La calotte glaciaire s'étendait
dans le
20
Sahara méridional
(Beufetal..
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
1971). Au nord, les dépôts sont périglaciaires
à marins. La
limite inférieure
discordances
scelle une tectonique taconique qui se traduit par des plissements,
et des rejeux de fractures du socle panafricain.
2.1.3. Silurien
des
.
Le Silurien saharien est constitué essentiellement
par une sédimentation terrigène fine,
argileuse surtout, déposée en milieu marin (argiles à graptolites). Le terme supérieur est en
général gréseux. L'ensemble se réduit progressivement vers l'est et est complétement absent
dans le Taoudeni, à l'extrême sud-ouest. Pendant le Silurien, les zones de subsidence se
sont déplacées du Sud vers le nord.
2.1.4. Dévonien
- Dévonien
Inférieur :
faciès fins, devenant
la lithologie est essentiellement argileuse et argilo-gréseuse à
de plus en plus grossiers vers le sud. Dans la partie sommitale, on
observe la présence de calcaires. Les lacunes décrites dans le Taoudeni et les importantes
variations d'épaisseur notées notamment à l'est suggèrent l'existence de mouvements
verticaux synsédimentaires. La zone la plus subsidente (2500 m environ) se situe à l'ouest
dans le sillon de la Saoura. Le milieu de sédimentation, continental au début, devient marin
peu profond et agité vers le sommet.
- Dévonien
et d'argiles
Moyen : il est constitué principalement de calcaires parfois dolomitiques
et est relativement peu épais (100 à 300 m). Il correspond à la période du
maximum de la transgression marine vers l'est, permettant
récifales dans l'Ahnet et le Gourara.
ainsi l'édification
de formations
- Dévonien
supérieur : cet ensemble est en général très épais, notamment dans le sillon
subsident à l'ouest (3000 m à Tindouf). Il débute par une série argilo-carbonatée,
passant
à des grès fins et enfin à de puissantes séries argileuses contenant des calcaires griottes. La
plus gréseuse et silteuse, marque le début de la régression. Cette période
au maximum de la subsidence dans la Saoura. L'ensemble est riche en faune
partie sommitale,
correspond
marine présentant
des affinités lointaines
(américaines,
européennes, ...)
différentes
d'une
province à une autre.
De façon générale, le Dévonien
failles du socle qui se traduisent
subsidents (Anti-Atlas,
est marqué par de nombreux,
par la formation
de
mais faibles rejeux de
horsts et le creusement
de sillons
Saoura).
2.1.5. Permocarbonifère
On groupe souvent ensemble les deux étages Carbonifère et Permien. Si le Carbonifère
est bien représenté dans le Sahara algérien, le Permien quant à lui est fort réduit et surtout
mal daté.
211
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
- Carbonifère
Inférieur : il est constitué d' une succession de séquences argilo-gréseuses
qui se terminent par des calcaires bioclastiques ou parfois construits. L'apport terrigène est
périodiquement
importantes.
interrompu
au profit du dépôt de carbonates.
Les variations
latérales sont
Le sillon le plus subsident (plus de 3000 m) se situe dans la zone de Béchar.
Vers l'est, les variations
d'épaisseur
et les lacunes sont plus fréquentes.
le régime est plus ou moins lagunaire
apports viendraient
- Carbonifère
au début, devenant marin à partir du Viséen. Les
du nord où commence
Supérieur :
Dans l'ensemble,
à s'édifier
il se compose
la chaîne Hercynienne.
principalement
de calcaires,
d'argiles
et de
grès fins. Il est plus puissant à l'ouest (800 à 1500m) et se caractérise par un milieu de dépôt
marin à tendance au confinement.
Il représente la dernière transgression
marine du
Paléozoïque. On note en général, au cours de cette période, un déplacement vers le nord
des zones de subsidence.
Le Carbonifère
gypseuses
est surmonté
ou carbonatées,
provenir de ladestruction
parfois
par des formations
dans un milieu fluviatile
déposées
argilo-gréseuses
parfois
dont le matériel
semble
de massifs cristallins lointains. Ces formations qui sont conservées
dans les dépressions de Béchar et d'Illizi sont attribuées au Permien. A Béchar, la partie
inférieure a été datée d'âge Autunien et à Illizi, le Tiguentourine Supérieur, surmonté en
discordance par du Trias Moyen, pourrait représenter du Permien Supérieur.
Ces formations
doléritiques,
sont recouvertes
au sud de Béchar (Abadla) par des coulées basaltiques
intercalées entre celles-ci et les hamadas tertiaires. Ces dolérites sont proches
des ophites remontées
par les diapirs triasiques
ou même liasique.
d'âge permo-triasique
2.2. Tectonique
en Algérie du Nord et sont probablement
paléozoïque
Mises à part les quelques déformations à l'Ordovicien associées au rejeu des fractures
du socle, la tectonique est surtout dominée par les déformations liées aux phases tardives de
l'orogénèse
hercynienne.
A la fin du Paléozoïque, la chaîne hercynienne a commencé à d'édifier en bordure
occidentale du Craton Ouest-africain et au Maghreb. Au Maroc central, il semble que la
première phase majeure date du Viséen et est suivie par deux autres phases après le Namurien
et au Permien Moyen. Ces phases se traduisent par une schistosité et la mise en place de
nappes. Une situation en gros comparable
est observée dans le nord de Béchar.
Plus au sud, à la limite entre le Craton Ouest-africain
subsident de l'Ougarta
subit d'importants
bombements
qui sont à associer soit aux grands décrochements,
et la zone panafricaine,
et flexurations
soit à l'interférence
accompagnés
le sillon
de plis
entre les directions
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
22
de déformations
NNW-SSE
faibles (quelques
et NNE-SSW.
%) et l'évolution
Les raccourcissements
observés sont cependant
de cette structure suggère à plusieurs auteurs la déno-
mination d'aulacogène.
Au niveau de la plateforme
orientale,
la déformation
est plus souple, elle est associée
surtout au rejeu vertical et parfois horizontal des grandes fractures du socle. Les structures
en dômes et bassins dans l'Ahnet, le Touat et le Mouydir sont dues à l'interférence des deux
directions
de déformations
N-S et ENE-WSW
(Donzeau et al., 1981). La déformation
exagérée par la plasticité des épaisses séries argileuses.
fractures majeures qui ont été remobilisées
triques (flanc oriental du môle d'Amguid-El
Supérieur. D'autre part, deux bombements
est
Vers l'est, on observe à la limite des
en décrochement
la formation
de plis dissymé-
Biod). L'âge de ces déformations serait Permien
épirogéniques importants se sont esquissés après
le Namurien, probablement en deux temps (anté-Moscovien et post-Moscovien) : le bourrelet
E-W de Djerba-Berriane-Rharbi
Biod (Fig.H.5). La
au nord et le môle N-S d'Amguid-El
couverture paléozoïque y a été fortement érodée (2000 à 3000 m), parfois même totalement
jusqu'au
Précambrien.
Enfin, il faut souligner la grande homogénéité de la dalle saharienne, notamment entre
le Dévonien Supérieur et le Namurien. Ce n'est qu'à partir du Namurien que les bassins se
sont individualisés,
3. Le
mésozoique
chacun ayant son propre faciès : Tindouf, Reggane, Béchar et Ghadamès.
nord-saharien
3.1. Surface anté-mésozoïque
Dès le début du Mésozoïque,
d'importantes
ment dans le nord-est de la plateforme
séries sédimentaires
saharienne,
s'étendant
se déposent,
progressivement
Jurassique et surtout du Crétacé vers le sud et le sud-ouest. Cette sédimentation
notam-
à partir du
mésozoïque
s'est étalée transgressivement
sur des termes quelconques du Paléozoïque (Fig.n.6) dont la
surface a été fortement remodelée par la tectonique et l'érosion qui ont caractérisé la fin du
Paléozoïque.
La topographie
principalement
de cette surface anté-Mésozoïque,
illustrée sur la figure IL7, est marquée
.
par les unités majeures suivantes:
- deux surrections fortement érodées: le môle NS d'Amguid-El
de Djerba-Berriane-Rharbi,
- deux bassins carbonifères
ici�
à l'est.
constituant
Biod et le bourrelet EW
le Hoggar du nord,
épais: celui de Béchar-Timimoun
à l'ouest et celui de Ghadamès
23
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
Figll.6 : Schéma géologique du Sahara au débui du Mésozoique (d'après Fabre 1976).
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
24
FigJI.7: Carte en isobathes des formations anté-mésozoiques de la Plateforme saharienne. Equidistance 500 m.
3.2. Stratigraphie
et Paléogéographie
Malgré sa vaste extension,
périphérie
le Mésozoïque
saharien
n'affleure
que partiellement
en
du bassin (Tinhert et Sud Tunisien)
(Fig.II.1 ). Il est surtout connu à partir des
Il se caractérise par une remarquable variabilité
nombreux forages d'exploration pétrolière.
des faciès qui rend difficile les corrélations à l'intérieur
du bassin. Cependant,
les diagraphies
et les études palyno-paléontologiques
récentes permettent un certain nombre corrélations à
l'intérieur de grands ensembles sur de vastes domaines. La description stratigraphique est
tirée essentiellement
de SONATRACH
de Busson (1972) et Fabre (1976) et s'appuie
(Rapports
3.2.1. Trias
- Trias
Inférieur-Moyen :
internes,
1980).
sur les récentes études
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
25
Il est essentiellement
et représente la première phase de transgression
limitée au NNE de la plateforme saharienne, se fait progres-
argilo-gréseux
mésozoïque ; son extension,
sivement vers le sud et le sud-ouest.
Il correspond
plat, ouvert sur la mer au NE (Fabre,
volcaniques
à la formation d'un immense delta, très
1976). Pendant
sous forme de coulées andésitiques
coulées s'apparentent aux ophites d'Algérie
du Trias (Bossière, 1971).
la même période,
des émissions
aériennes et phréatiques se produisent. Ces
du Nord, remontées par les diapirs salifères
- Trias
Supérieur :
Il est constitué d'argiles
salifères, de sel massif, d'anhydrite
et de dolomie. Les pro-
portions de sel diminuent vers les bordures du bassin au profit des argiles et anhydrites. Sa
partie sommitale évolue vers le NE en argiles, carbonates et anhydrites et vers le sud en
argiles et grès (Fig.n.8).
Les faciès indiquent
dominant tout le nord-ouest
un milieu de dépôt évaporitique
et confiné
de l'Afrique.
FigJ/,8 : Répartition des principaux faciès du Trias (d'après Busson 1971 )et extension vers le sud des zones palynologiques. D'après Achab (1970), Pi.2 : limite sud des zones PI et P2 (Trias inJ:�moyen + Keuper pro parte); P3:
limite sud dela zone P3 (Keupersup.); P,.2.3:limite sud destrois zones pal ynologiques(repèresbiostratigraphiques)
qui sont obliquez sur les zones de faciès.
3.2.2.
Jurassique
"
26
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
- Lias
Sa limite inférieure,
par le repère dolomitique "Horizon B", n'est pas
synchrone partout et pourrait se situer dans le Lias Inférieur (Achab, 1970). Son extension
constituée
vers le sud-ouest est plus importante que celle du Trias. Son faciès, illustré sur la figure
IL9, est argileux au SW et SE, salifère à anhydritique au centre et carbonaté au NW (Atlas
Marocain, Atlas Saharien) et dans la Djeffara Tuniso-libyenne.
Fig.ll.9 : Répartition des faciès au Lias-Dogger inférieur dans le Nord-est saharien d'après Busson (1971)
[tiré de Fabre 1976].
- Dogger
Fig.ll.l0 : Répartition des faciès au Bathonien (Dogger supérieur à moyen) dans le Nord-est saharien d'après Busson
(1971 (tiré de Fabre 1976J.
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
27
Il est représenté par des carbonates au NW et au NE, des anhydrites dans la partie
centrale et des argiles et sables dans la partie méridionale. On observe une diminution des
anhydrites et une nette réapparition des éléments clastiques vers le sud. Le Dogger a connu
une plus grande extension que les séries précédentes vers le sud et le sud-ouest (Fig.n. 10).
Les faciès nérétiques à confiné dans la plateforme deviennent franchement marins dans le
domaine atlasique (Busson,
1972).
- Malm
La transgression
bassin. Néanmoins,
marine qui a marqué cette période devient plus perceptible au sud du
les faciès restent variés, passant des carbonates au nord à des argiles
vers le SE et des argiles sableuses au SW. La zone la plus subsidente
province
septentrionale
gréseuse et anhydritique,
du domaine.
Vers le sommet,
se retrouve dans la
cette série devient
ce qui traduit une certaine instabilité
quelque
peu
de la paléogéographie
au
cours de cette période (Fig.n. 11).
Figl].1] : Répartiliondesfaciès
[tiré de Fabre 19761.
auCallovien-O;ifordien-KimméridjiendansleNord-estsahariend' après Busson ( 1971).
3.2.3. Crétacé
- Néocomien-Barrémien
Le Néocomien
Jurassique
Terminal
qui comprend
se caractérise
teforme (- 300m), augmentant
700 m). Là, la sédimentation
par endroit
(domaine
par une épaisseur
brusquement
septentrional)
homogène
une partie du
sur l'ensemble
de la pla-
vers le nord au niveau des zones atlasiques (�
associée à des argiles et à des anhydrites;
vers l'est en argiles, carbonates et anhydrites
est marno-calcaire,
elle évolue vers l'ouest en argiles gréseuses,
et vers le sud-est en argiles gypseuses, grès et sables. Les éléments détritiques deviennent
de plus en plus grossiers vers le Tademaït et le Tinhert (Fig.II.12). Au cours de cette période,
le régime est marin au nord devenant de plus en plus confiné dans la province centrale et
franchement
continental
au SSW.
�
'
,;
-
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
28
r
Le Barrémien quant à lui correspond dans son ensemble à un important épisode
d'épandage détritique, parfois grossier. La présence d'argiles rouges ou vertes témoigne
de périodes d'émersion. Vers le NE, quelques bancs carbonatésrenferment une faune marine
à lacustre. Au niveau de cet ensemble, de fréquentes et importantes variations d'épaisseurs
sont observées (1 000 m dans l'Oued Mya, 700 m au NW et lacune à El Biod-El Gassi).
Le milieu de dépôt évolue du nord au sud : marin à mixte au nord et deltaïque au sud.
Répartition desfaciès au Jurassique terminal-Néocomien
(tiré de Fabre 1976J.
Figll.l2 :
dans le Nord-est saharien d'après Busson (1971 ),
- Albo-Aptien
Pour les pétroliers,
l'Aptien
grès attribués au Barrémien.
Inférieur
est réduit à la dalle argilo-dolomitique
Ainsi, d'après
certains auteurs, les sédiments
sont soit compris dans les grès barrémiens,
représenterait
que le terme supérieur.
qui surmonte les
d'âge Aptien
soit absents et la dalle aptienne ne
Cette barre dolomitique
ou argilo-dolomitique
est
caractérisée
uniforme sur l'ensemble de la plateforme
par une épaisseur remarquablement
(20 à 30 m). Elle devient gréseuse vers la périphérie du bassin. Au NE, dans la fosse
l'Aptien devient beaucoup plus important. Quant au régime de
il est marin dans le domaine nord-oriental et lagunaire sur la plateforme. La
constantino-tunisienne,
sédimentation,
lacune observée
intra-aptienne
au niveau de la zone d'El
Biod-El
Gassi témoigne
d'une
tectonique
(Guiraud et al., 1987).
L' Albien constitue un autre épisode d'épandage détritique, après la courte rémission
aptienne. Il est essentiellement gréso-argileux, devenant plus argileux et enfin carbonaté
vers le NE (Fig.IL 13). Le régime est continental
et devient marin peu profond vers le nord.
au SW, deltaïque
vers le centre oriental
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
29
à l'Alb�n.
dansleNord-estsahariend'aprèsBasson(1971 [tiré
FigJl.13 Rfpartition
:
), de Fabre/976J.
des faciès
- Cénomanien-Turonien
Le Cénomanien
avec quelques intercalation carbonatées ou anhydritiques, surmonté par une série carbonatée, associée à des
anhydrites, parfois du sel et des argiles. Les carbonates prédominent de plus en plus vers
le NE. L'épaisseur,
rapidement
comprend
assez homogène
vers le Constantinois
Le Turonien,
un premier terme argilo-gypsifere
au niveau de la plateforme
et l'Atlas Tellien (1000-1500
parfois difficilement
dissociable
(100-150 m), augmente
m) (Fig.n.14).
du Cénomanien
Supérieur,
est repré-
senté par des calcaires et des dolomies et devient plus argileux vers le sud et vers le nord.
Il comprend une faune marine à lacustre.
FigJI.14 : Répartition des faciès au Cénomanien dans le Nord du Sahara d'après Busson (1971 ),[tiré de Fabre 1976].
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
30
Cette période du Crétacé Supérieur correspond à une importante transgression marine,
probablement due à une remontée eustatique globale (Vail et al., 1974). Le milieu de
sédimentation
est marin, souvent peu profond, mais agité et parfois confiné.
- Sénonien
,
Il comprend un
intercalations
au sud-ouest et lagunaire avec quelques
au nord et à l'est. Cette série se biseaute vers le NW au
premier terme argilo-gréseux
marno-carbonatées
niveau de l'Atlas Saharien et au sud-est (Dahar Tunisien).
L'ensemble
par des calcaires, dolomies et craies, correspond
marine. Son extension est limitée à la partie orientale du bassin.
supérieur, représenté
un régime d'influence
1
4. Cénozoïque
Au niveau de la plateforme
saharienne,
Moyen, représenté essentiellement
attribuée au Mio-Pliocène
le Cénozoïque
par des carbonates,
comprend
l'Eocène
Inférieur à
et une série régressive argilo-gréseuse
sans aucun argument paléontologique
Il semble que l'existence d'un ensemble paléocène
Tinhert Oriental (Fabre, 1976).
IV.
à
véritable (Busson, 1972).
ait été prouvée dans les Aurès et le
Le Domaine Alpin
Ce segment d'Algérie
Maroc à la Sicile-Calabre.
Tertiaire
du Nord appartient
occidentale
orogéniques
qui borde le pourtour
de la
(Fig.II.15).
Le domaine méditerranéen
et son avant-pays,
de segments
qui s'étend du
s'est effectuée au Crétacé et au
Cette chaîne dont la structuration
fait partie d'un ensemble
Méditerranée
à la chaîne des Maghrébides
d'Algérie
comprend
ce segment appartenant
au Maghrébides
la chaîne atlasique. Il est séparé du domaine saharien au sud par la zone de
flexure sud-atlasique.
:
1. Les principaux domaines structuraux
Au sein de ce domaine méditerranéen,
suivants :
- Domaine
on distingue les principaux ensembles
structuraux
.
tellien :
le Tell comporte
essentiellement,
au-dessus
d'une base gypsifère
triasique, des nappes de charriage à matériel de nature flyshoïde ou carbonatée du CrétacéPaléogène. Il comporte aussi des unités rigides compétentes qui montrent d'importants
déplacements.
311
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
F�J/.73 ; Chaînes alpines du pourtow méditerranéen occidental (tiré de Durand-Delga et Fonboté 1980). Les flèches
indiquent la vergence dominante dans les zones externes (phases tertiaires) des diverses chaînes. Les lignes pointillées,
en mer, limitent les zones abyssales, à fond océanique supposé, par rapport aux plateaux continentaux.
- Domaine
le Hodna et le
il comprend les Hauts-Plateaux,
constitués essentiellement de séries carbonatées très rigides, affectées par
Sud-Constantinois,
la tectonique
en Algérie,
préatlasique :
cassante et des plissements.
chaîne, notamment
- Domaine
Ces dalles rigides chevauchent
l'avant pays de la
à l'est (Vila, 1980).
atlasique :
il comporte
l'Atlas
Saharien
et les Aurès-Némentcha,
formés
principalement par des plis découpés par des décrochements contemporains du plissement.
Leur couverture est percée par des diapirs d'origine triasique dont la mise en place, au niveau
des accidents, est associé à la tectonique compressive (Guiraud et al.. 1987).
2. Principales
étapes
structurales
Les principales étapes de l'histoire structurale et tectonique polyphasée
peuvent être résumées très succinctement comme suit :
- A
partir du Moscovien :
décrochements
et coulissages
de cet ensemble
dextres le long des accidents
nord-maghrébin et nord-saharien, associée à l'orogénèse tardi-hercynienne (Blès �,1989).
La formation de certains bassins losangiques (ex. Béchar) leur est associé (Kazi-Tani, 1984).
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
32
- Limite Trias-Lias :
distension et début des coulissages
de la Téthys et de l'Atlantique
Central (Dercourt
sénestres, associés à l'ouverture
et al., 1986). C'est à cette période que se
mettent en place les principaux domaines structuraux telliens et atlasiques, selon une géométrie
de blocs basculés (Kazi-Tani 1984), et qu'un important volcanisme tholéïtique accompagne
la distension.
- Limite Jurassique-Crétacé :
important événement tectonique qui se traduit par des plis
NNE-SSW et des discordances. Il est associé à la phase néo-cimérienne (Obert, 1981).
- Albien :
phase compressive
qui se traduit par une schistosité dans le massif des Babors.
Sa direction est voisine de nord-sud: c'est la phase autrichienne.
- Santonien :
métamorphisme
autre phase de compression
qui se traduit également par une schistosité, un
daté 85 ± 2 Ma et un début d'écaillage
- Phase
pyrénéo-atlasique :
(Laville et al., 1977).
c'est à cette période que l'Atlas
et les Aurès acquièrent
de leur structure et que se produisent un important coulissage dextre au niveau des
accidents E-W et les chevauchements dans la chaîne tellienne. Cette phase daterait de la fin
l'essentiel
de l'Eocène
Moyen (Guiraud et a .1,, 1987).
D'autres
phases moins générales
vont se succéder au Miocène
schistosité dans le Tell), vers 25 Ma (volcanisme
Tortonien
(mise en place de nappes).
calco-alcalin
Inférieur
(charriage
et
en bordure de plaque) et au
ETUDE
DU SOCLE
PRECAMBRIEN
LES BASSINS
A PARTIR
SAHARIENS
DE LA GRAVIMETRIE
SOUS
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
35
CHAPITRE
.
ORIGINE
III :
ET TRAITEMENT
DES
DONNEES
GRAVIMETRIQUES
I. Introduction
Les différentes
dence d'importantes
études gravimétriques
anomalies
effectuées
gravimétriques
sur le bouclier Targui ont mis en évi-
associées à la structure et la nature du socle
1977; Ly, 1978). Comme cela a été précédemment décrit (chapitre
II), la structure de ce socle est caractérisée essentiellement par l'existence de grands accidents
(Bourmatte,
panafricain
subméridiens
qui délimitent des compartiments
crustaux de nature et de structure différentes.
Ces accidents sont pour la plupart relayés au nord, au niveau de la plateforme
saharienne,
par d'importantes failles qui affectent la couverture sédimentaire. Certains d'entre elles ont
joué un rôle important dans l'histoire des bassins (ex : faille d'Amguid). Ces failles délimitent
des dorsales ou des môles qui séparent des dépressions
supérieur à moyen (Fig.IL3 et IL4).
Sous la couverture
cambrien
sédimentaire,
n'est pas connue ;
quelques
d'âge essentiellement
paléozoïque
souvent épaisse (4 à 5 km), la nature du socle prédizaines de forages l'ont cependant
atteint, particu-
lièrement dans les régions d'Illizi et de l'Ahnet. Le socle rencontré au fond de ces sondages
semble comparable à celui du Hoggar. La morphologie de sa surface est appréhendée grâce
à la sismique et aux forages effectués dans ces bassins depuis une trentaine d'années environ.
des directions
L'importance
structurales
subméridiennes
au niveau de la plateforme
saharienne
suggère à priori le prolongement vers le nord, sous la couverture, des structures
mises en évidence dans le bouclier Targui et à l'ENE de celui-ci. L'essentiel de la structure
du socle de la plateforme aurait été acquis à la faveur de l'orogénèse Panafricaine.
que cette structuration du socle a conditionné la mise en place et l'évolution
sédimentaires,
Il est certain
des bassins
comme on peut le constater sur les figures IL4 et ILS du chapitre précédent.
Sur le bouclier Targui, il existe, comme nous l'avons déjà dit, une bonne corrélation entre
les anomalies gravimétriques et la structure crustale. En se basant sur ces corrélations, il est
possible, à partir des anomalies gravimétriques, d'explorer la structure du socle précambrien
au nord. Les anomalies associées à ce socle peuvent être masquées par l'effet de la couverture
sédimentaire.
En schématisant,
on peut donc identifier trois sources principales d'anomalie
- les variations
distribution
d'épaisseur
et de densité des sédiments;
la morphologie
des densités étant connues, cet effet peut être évalué;
gravimétrique:
du bassin et la
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
36
- les
hétérogénéités de densité dans la croûte supérieure;
- les variations de densité dans la croûte
profonde et le manteau
Le présent travail qui a essentiellement
pour objectif
l'étude
supérieur.
de la structure crustale
comporte les étapes suivantes :
- réalisation
d'une carte gravimétrique
à partir des différentes
homogène
données dis-
ponibles,
- correction de l'effet de la couverture
- élaboration
d'un schéma structural
pesanteur ainsi obtenu et interprétation
sédimentaire,
sur la base de l'analyse
quantitative
qualitative
du champ de
de quelques structures remarquables,
- analyse des anomalies de grande longueur d'onde et de leurs relations avec l'évolution
géodynamique
de l'Afrique
du nord-ouest.
A cet effet nous disposons :
- des données
gravimétriques
malies de Bouguer,
sous forme de valeurs aux stations et/ou de cartes d'ano-
- des données structurales
et litho-stratigraphiques
relatives aux bassins sédimentaires,
obtenues à partir de la sismique et des données de puits.
,
°
II. Bref rappel historique
.
Le territoire saharien algérien (2 millions de km2 environ) est assez bien couvert par la
gravimétrie.
Entre
1949 et 1962, la compagnie
Générale
de Géophysique
(C.G.G)
qui
représentait le principal opérateur en Algérie a effectué plusieurs dizaines de levés de différents
type pour le compte des diverses compagnies pétrolières coloniales opérant dans ce pays à
cette époque, notamment la CEP, la CFP(A) et la CPA. Ainsi, un important réseau a été établi
dès le début le long des axes routiers, des pistes, etc... Les régions les mieux étudiées sont
celles où des indices de gisement d'hydrocarbures
ont été relevés, entre autre les zone du sud
et du sud-est. Les premières découvertes de pétrole et de gaz ont donné une nouvelle impulsion
au levé gravimétrique. Ainsi quelques 60.000 stations ont été relevées par la CGG avant 1960.
En 1960, pour la première fois, la CPA en tant que principale maître d'oeuvre des différents levés effectués jusque là, a établi une carte gravimétrique de l'ensemble de l'Algérie,
regroupant
toutes les données existantes.
Depuis, d'autres
CGGM et CRAAG)
levés ont été menés, notamment
dans le Hoggar (ORSTOM,
et dans l'Erg Oriental, l'Oued Mya et l'Ahnet (SONATRACH).
cependant certaines régions "vierges", particulièrement
des Eglab et du nord Hoggar.
celles de l'Erg Chech-Bou
IMPGA,
Il subsiste
Bernous,
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
37
III. Description
et origine des données
Les données gravimétriques
dont nous avons pu disposer pour cette étude sont de deux
types : fichiers de valeurs aux stations et cartes d'anomalie
de Bouguer à différentes
échelles
(Fig. 111.1).
1. Fichiers de valeurs aux stations
Plusieurs fichiers de données nous ont été communiqués. Ils contiennent en général
toute l'information nécessaire, notamment l'origine des données, la position et l'altitude
des stations, la valeur mesurée ou l'anomalie de Bouguer. Ces fichiers proviennent de
diverses origines et ne sont pas nécessairement
* Fichiers du Bureau Gravimétrique
International
homogènes.
(BGI) ( Fig. 111.1)
Ces fichiers que le BGI a bien voulu nous communiquer regroupent plus de 6000 points
provenant de levés effectués par la CGG (détail et demi-détail) dans les régions d'Illizi-nord,
d'In Salah-sud, de Reggane-Erg Chech, de l'Azzel-Matti et d'Algérie du nord. Les levés
ont été opérés principalement
comprenant
quelques
entre 1956 et 1959. A ceux-ci, vient s'ajouter un autre fichier
à de grands profils de reconnaissance établis
de ces données est rapporté dans le système international
760 stations relatives
par Lagrula (1959). L'ensemble
IGSN.71.
,.
* Fichiers SONATRACH
Il comprennent
la dépression
1420 stations provenant de deux études de petite reconnaissance dans
de l'Ahnet (sud-est In Salah). Ces données ne sont pas corrigées de l'effet du
relief. La précision est estimée à 1 mgal environ.
* Fichiers IMPGA-CGGM-ORSTOM
Ces fichiers regroupent les données des études effectuées dans le Tanezrouft (1972-76)
et quelques profils de reconnaissance
levés dans le nord du Hoggar, soit quelques 5700
stations.
L'ensemble
plateforme
de ces données
saharienne
et l'Algérie
couvre la zone du bouclier Targui, la partie sud de la
du Nord.
2_. Cartes d'anomalie de Bouguer
Dans la partie centrale, entre les latitudes 27°N et 33°N, nous n'avons pas pu disposer
des données
aux stations;
nous avons utilisé par conséquent
synthèse dressée par la CPA (1960) (Fig.III.1 ).
la carte gravimétrique
de
38
ORIGINE ET 1RAITEMENT DES DONNEES
Fig JIU: Carte de répartition des données gravimétriques utilisées dans celte étude. Les points représentent les stations;
la zone en hachuré correspond au domaine où ont été utilisées les données nwnérisées à partir des cartes gravimétriques de la CPA (1960) et de la SONATRACH(1977-1980).
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
39
Cette carte, établie à une échelle de 1/2.000.000
de 1 mgal
et avec une équidistance
sur la majeure partie du domaine, représente les isovaleurs de l'anomalie de Bouguer,
calculée pour une densité de correction de plateau égale à 2.20 g.cm,3 au nord du parallèle
27°N et à l'est du méridien 1.W et à 2.67 g.cm'3 au sud et à l'ouest de cette zone. Elle a été
établie sur la base des données d'environ
30 études différentes,
par la CGG entre 1949 et 1960. Toutes les corrections
déterminée
effectuées
ayant été effectuées
et l'altitude
avec soin, la précision de l'anomalie
de Bouguer est estimée en moyenne à 0.2
principal de ces études, disposait de tous les
mgal. La CPA, en tant que maître d'oeuvre
documents et données nécessaires pour établir une carte d'ensemble
homogène.
essentiellement
Les levés sont rapportés
assez précise et surtout
au réseau de base CGG pour l'Algérie
un certain nombre de points de rattachements
qui comporte
au réseau de base établi par Lagrula.
A notre niveau, l'erreur principale est à rapporter au facteur d'échelle et à l'interpolation. La carte a été numérisée en prenant 1 point tous les 10 km et tous les 5 mgals. Le
fichier ainsi constitué regroupe environ 7000 points.
Dans le Grand Erg Oriental,
nous avons utilisé une autre carte, établie à partir de
plusieurs levés effectués par la SONATRACH entre 1977 et 1980. Cette étude de reconnaissance (mailles 20 km X 35 km, inter-station 2,5 km) couvre une superficie d'environ
75.000 kmz. La précision des mesures est de l'ordre de 1 mgal. Les corrections de relief
n'ont pas été effectuées. La carte a été établie avec une équidistance de 2,5 mgal et une
densité de 2,20 g.CM-3à une échelle de 1/500.000.
Lors de la numérisation, nous avons saisi 1 point tous les 10 km et tous les 5 mgals.
Le fichier ainsi obtenu regroupe quelque 1320 points.
3. Comparaison
et homogénéisation
des fichiers
3.1. Passage dans le système international IGSN-71.
Les données gravimétriques de la CPA et de la SONATRACH, rattachées principalement aux réseaux Martin et Lagrula pour l'Algérie, sont exprimées dans le système
'"
de Potsdam ( 1904).
Le réseau Lagrula (1959) n'a que 2 points communs avec celui du système IGSN-74
(Aoulef et Alger). Le réseau de Martin (1954) comporte quant à lui plusieurs points
communs avec les deux autres réseaux (Lagrula et IGSN-71), ce qui nous a permis ainsi
de rapporter l'ensemble des données dans le système IGSN-71. La différence entre les
réseaux Martin et IGSN-71 a été établie statistiquement par le BGI (1978) comme suit:
g(1971) = g(Martin) - 0.017696 + 0.001227*[(g(Lagrula) - 979,500] en gais.
Quatre points communs existent entre les réseaux Martin et Lagrula (Alger, Chréa,
Aoulef et In Azzaoua). La différence entre les deux réseaux s'exprime comme suit (BGI,
1978):
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNES
40
g(Martin) = g(Lagrula)
+ 0.00050 + 0.000173*[g(Lagrula) -
Ainsi, la transformation
IGSN-71 doit s'effectuer
tachement
des mesures rattachées
selon l'expression
978,500] en gals.
au réseau Lagrula dans le système
suivante au niveau de chaque base de rat-
utilisée lors des levés:
g(1971) = g(Lagrula) -
0.01793 + 0.00196*[g(Lagrula) -
978,500] en gals.
Le réseau Lagrula comprend en tout 30 bases de référence pour le Sahara algérien.
La différence entre les réseaux Lagrula et IGSN-71 [g(Lagrula) - g(1971)] évaluée au
niveau de ces bases varie de -15.71 à -17.91 mgal.
Nous avons appliqué une correction moyenneg de -17 mgal à toutes les données
rattachées au réseau Lagrula (CPA et SONATRACH).
- e Les données
communiquées par le BGI sont déjà exprimées en IGSN-71.
;
3.2. Transformation
des valeurs du champ de pesanteur théorique
Les données provenant
de la CPA et de SONATRACH
d'un champ théorique go calculé à partir des constantes
go
=
1 + 0,0052881.
978.049,00*(
Les données communiquées
pesanteur
go
=
sur la base
du système IGF ( 1931 ):
0,0000059.
par le BGI sont exprimées
go calculé avec les constantes
adoptées par l'IGSN
sin2 � -
sont obtenues
sin2 2�)
sur la base d'un champ de
du système géodésique
de référence
de 1967
(1971) :
+ 0,0053024.
978.031,85 *(
sin 2
0,0000058.
sin2 2�)
La différence
entre les deux expressions varie avec la latitude; pour la région
considérée ici (latitude 24°N à 34°N), cette différence est comprise entre 11 et 13 mgals.
Les valeurs d'anomalie de Bouguer calculées avec la formule de 1931 ont été recalculées
avec la formule de 1967 (CPA, SONATRACH).
3.3. Comparaisons
des différents fichiers
- Après avoir ramené l'ensemble des mesures dans le même système de référence,
nous avons vérifié la cohérence des différents levés provenant des différentes sources
citées en examinant
la qualité des raccords au niveau de leurs zones de chevauchement.
Un certain nombre de points communs existent entre les différents fichiers du BGI.
..
Des écarts, parfois importants, sont observés à leur niveau : 0.6 à 10.7 mgals. Le fichier
qui présente les écarts les plus importants par rapport aux autres correspond à de grands
profils de reconnaissance effectués par Lagrula; nous n'avons pas utilisé les portions de
ces profils où les écarts sont significatifs.
cohérents et ne présentent
Quant aux autres levés, ils sont globalement
entre eux que peu d'écarts
(0.2 à 0.6 mgals).
411
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
Les écarts
entre les levés communiqués
par le BGI et ceux effectués
SONATRACH ou l'IMPGA-CGG-CRAAG
au sud ne sont pas systématiques
dépassent pas en moyenne 3 mgals.
Les différences
constatées
par la
et ne
peuvent être attribuées :
- soit au fait
que, localement,
lors de l'acquisition
des données, certains levés ont
été rattachés de façon approximative aux réseaux Lagrula et Martin ; la correction
que nous avons effectuée pour ramener l'ensemble des données dans le système
IGSN-71
ne peut prendre
en compte ce type d'erreur
que nous ne pouvons
pas
évaluer;
- soit à
l'usage de deux techniques
(le nivellement
première
barométrique)
de nivellement
topographique)
la
(le nivellement
levés n'ont pas été corrigés, car ils ne sont
peu importants
et n'influencent
le tracé des isanomales.
liés aux densités de correction
Après les différentes
être regroupées
et la seconde
précise
A cette échelle, ils sont relativement
pas de façon significative
3.4. Les problèmes
très différentes :
ayant une précision de l'ordre de 5 m.
Les écarts constatés entre ces différents
pas systématiques.
altimétrique
transformations
en deux ensembles
de plateau
précédemment
décrites, les données peuvent
.
(Fig.III.l):
- l'un
correspondant à une zone comprise entre les latitudes 27°N à 23°N et les
longitude 1 °W à 10°E où les corrections de plateau ont été effectuées avec une densité
de 2,20 g.CM-3.Cette zone, correspond essentiellement aux données numérisées pour
lesquelles nous ne connaissons pas l'altitude; ce qui ne permet pas le calcul de
l'anomalie de Bouguer pour une autre densité ;
- l'autre zone, à l'ouest et au sud de la
première, regroupant
pour une densité de 2.67 g.cm"3.
A ce stade, l'ensemble
des données permet d'établir
les données calculées
des cartes gravimétriques
de la
du territoire algérien avec deux densités de correction de plateau différentes:
2.20 g.cm-3 dans la zone saharienne centrale, entre les parallèles 26 et 33°N, et 2.67
quasi-totalité
g.crlf3 au sud et au nord de cette zone.
Un certain biais systématique, fonction de l'altitude (2mgal/100m), est lié à l'utilisation de deux densités de correction de plateau sur une même carte. Il est donc souhaitable de pouvoir recalculer
d'établir des
documents
des terrains superficiels.
l'anomalie
homogènes,
de Bouguer
soit afin d'utiliser
Ceci nécessite
la connaissance
avec d'autres
densités
soit afin
des densités plus représentatives
du paramètre
altitude en tout
42
;
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
point de mesure gravimétrique. Ce n'est pas le cas pour les points obtenus par numérisation des isovaleurs. Il est cependant possible au niveau de ces points-là de déterminer
une altitude approchée à partir des documents topographiques.
Carte topographique des bassins sahariens, tracée à partir d'un fichier d'altitude
5') communiqué par le BGI. Equidistance des isovaleurs: 1 OOM.
FiglII2
IV. Carte gravimétrique
1. Etablissement
moyenne (maille de 5'x
d'Algérie
de la carte
Afin de situer l'étude des bassins nord-sahariens
avons réalisé une carte gravimétrique
synthétique
dans un contexte plus général, nous
et globale de l'Algérie.
L'anomalie
de
Pour les donnéesnumériséesoù nous
Bouguer estcalculéepour unedensitéde 2.67 g.CM,3.
ne disposonspas de valeursd'altitude, celles-ciont été déterminéesà partir d'un fichier
d'altitudes moyennes,communiquépar le BGI. Ces altitudes sont connues aux noeuds
d'une grillede 5'X 5' (environ8,5 km X 8,5 km).
Nous avons testé la qualitéde cette grille en comparant,pour des stationsgravimétriquesoù l'altitudeest connue,la valeurobservéeaveccelle déterminéepar interpolation
à partir de la grille BGI. L'écart est maximumau niveaudes reliefstrès accidentés(Atlas
Saharienet Hoggar)où il peut dépasser50 m. Au niveaudes bassinssahariensoù le relief
43
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
varie très progressivement, cet écart est inférieur à 10 m ; ce qui se traduit par une incertitude
inférieure à 2 mgals sur l'anomalie de Bouguer. La carte d'altitude des bassins sahariens
obtenue à partir de cette grille d'altitude moyenne est représentée sur la figure 111.2 sur
laquelle on observe les grands traits du relief décrits précédemment:
- les hauts relief de l'Atlas Saharien au nord-ouest
- la zone centrale
marquée par les dépressions
Salah au sud-ouest,
Reggane-In
et du Hoggar au sud-est,
de Touggourt
au nord-est
séparées par le plateau du Tademaït
et de
au centre de la
carte.
2. Les grands
domaines
v
gravimétriques
et de la géométrie des anomalies (Fig.III.3) nous amène à
distinguer deux provinces gravimétriques différentes au sud et au nord du parallèle 30°N.
L'analyse
de la répartition
Au nord du parallèle 30°N, les anomalies sont globalement allongées dans la direction
E-W à NE-SW ou NW-SE. Leur longueur d'onde est en moyenne de 100 à 200 km. On
peut distinguer
trois grands domaines
associés aux grandes unités géologiques:
- Au nord, de la Tunisie à la frontière marocaine,
par une forte augmentation
la chaîne tellienne est caractérisée
de Bouguer en direction de la mer Méditerranée. La valeur atteinte au niveau de la côte est supérieure à +80 mgals.
- Plus au sud, l'Atlas Saharien à l'ouest et les Aurès à l'est sont caractérisés
par deux
importantes
de l'anomalie
et vastes anomalies négatives où la valeur est inférieure à -110 mgals. Ces
deux chaînes
sont séparées par le bassin molassique tertiaire du Hodna (fiv.11.5),
marqué par un axe positif de direction NW-SE. Cet axe qui semble rejoindre un autre
axe positif E-W au nord de l'Atlas Saharien marquant les Hauts-Plateaux pourrait être
la signature d'une géosuture, séparant les deux chaines tertiaires .
- Au sud de ce domaine, entre les
longitudes 3°W à 10°E et les latitudes 30° à 33°N,
on note l'existence
d'un important
haut gravimétrique,
globalement
NE-SW, culmi-
nant en plusieurs endroits à -40 mgals. Ce domaine s'ouvre vers l'est sur le sud Tunisien
de
(Dahar). Cet axe haut est associé au bourrelet structural permo-carbonifère
Rharbi-Berriane-Djerba.
44
FIG.III.3
CARTE GRAVIMETRIQUE DE L'ALGERIE
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
.
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNES
45
Au sud du parallèle 30°N, les anomalies sont subméridiennes, mis à part à l'ouest à
proximité de l'Ougarta où leur direction bifurque vers le NW. Les longueurs d'onde, plus
courtes qu'au nord, sont de l'ordre de 50 à 100 km. Ce vaste domaine est séparé en deux
par un couloir d'anomalies
allongées
d'autre, on observe une répartition
A l'ouest
sensiblement
3°E et 4°30'E.
De part et
différente des anomalies.
de ce domaine médian, on peut distinguer :
- une vaste et
importante
paléozoïque
de l'Ahnet;
-
NS, entre les méridiens
anomalie
négative
(-70 à -110 mgals), associée au bassin
de Timimoun qui se prolonge au sud (3°E et 26 à 25°N) par la dépression
plus à l'ouest, la
chaîne de l'Ougarta d'âge hercynien, marquée par un axe positif de
direction NW-SE. Cet axe est flanqué à l'ouest par une vaste anomalie négative (-60
à -90 mgals) correspondant
au bassin paléozoïque
de Reggane (0° et 27°N) ;
Au sud-ouest, la chaîne pharusienne du Hoggar, marquée par un ensemble d'anomalies
de courte longueur d'onde (20 à 50 km), allongées nord-sud et de niveau moyen
supérieur à -30 mgals.
A l'est du couloir médian, on peut distinguer ;
- au nord-est, un domaine d'anomalies
positives et négatives, allongées NNW-SSE et
remarquablement
rectilignes, où le niveau moyen est de
séparées par des linéaments
l'ordre de -60 mgals. Ce domaine est limité au nord par une direction NE-SW ;
- au sud, le
Hoggar marqué par un ensemble
niveau du massif de l'Atakor (-130m gais).
L'objectif
gravimétriques
d'anomalies
négatives,
principal de cette étude est la mise en évidence et l'analyse
associées
gérie, ce qui correspond
24° à 33°N (Fig.III.3).
au substratum
protérozoïque
minimales
des anomalies
des bassins nord-sahariens
à la zone comprise entre les longitudes
au
d'Al-
3°W à 10°E et les latitudes
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
46
CHAPITRE
.
ETUDE
DES ANOMALIES
GRAVIMETRIQUES
AU SOCLE
La zone d'étude
contreforts
IV:
(Fig.111.1) s'étend
ASSOCIEES
PRECAMBRIEN
sur une superficie
du Hoggar au sud à l'Atlas Saharien-Aurès
Reggane à l'ouest aux frontières tunisiennes
d'environ
1.200.000
km2 : des
au nord et des bassins de Béchar et de
et libyennes à l'est. La topographie
(Fig.HI.2) est
marquée par les hauts reliefs accidentés
du Hoggar au sud et ceux de l'Atlas Saharien et des
Aurès au nord, bordant une zone centrale caractérisée par deux vastes dépressions topographiques au nord-est (Touggourt) et au sud-ouest (Reggane-In Salah).
I. Anomalie
de Bouguer
1. Etablissement
^
-
d'une carte d'anomalie
3
pour les densités 2.5 et 2.67 g.cm�
La carte de la figure IV. 1 a été établie à partir des valeurs brutes, c'est-à-dire, au nord
du parallèle 27°N et à l'est du méridien 1 °W, les valeurs numérisées à partir des cartes de
CPA et SONATRACH, calculées avec une densité de correction de 2.20 g.cm-', et au sud
et à l'ouest, les valeurs aux stations calculées pour une densité de 2.67 g.CM-3(cf. chap.III).
Au contact entre les deux zones où l'altitude
à l'utilisation
de deux densités différentes
est moyenne de 300 à 500 m, l'écart
varie de 6 à 10 mgals; il n'est cependant
lié
pas
sensible sur la carte.
Cette carte où les données
données d'origine.
les différentes
Cependant,
ont subi peu de transformations
respecte
au mieux les
la densité de 2.20 g.cni3 nous semble non réaliste, en effet
analyses de la densité à partir des diagraphies
montrent une valeur moyenne
3
supérieure à 2.20 g.CM-3dès les premières centaines de mètres. Cette valeur de 2.20 g.CM-3
est peut-être appropriée pour la correction des reliefs dunaires, mais une densité de 2.50
g.CM,3est plus représentative
des terrains sédimentaires
superficiels,
comme nous le verrons
plus loin.
Utilisant
le même procédé qu'au chapitre
valeurs calculées
:
III qui nous a permis de transformer
les
avec 2.20 en 2.67 g.crri 3, nous avons établi une carte d'anomalie
de
Bouguer calculée pour une densité de correction plateau plus réaliste de 2.50 g.CM-3 pour
les bassins sédimentaires qui s'étendent au sud en moyenne jusqu'au parallèle 26°N et une
densité de 2.67 g.cm,3 pour le socle cristallin au sud. Au niveau de la limite entre les deux
zones, un biais systématique doit persister. Il n'est cependant pas visible sur la carte de la
figure IV.2 qui présente les mêmes caractéristiques
et 2.67 g.cm,3 (Fig. IV. 1).
que celle établie pour les densités 2.20
47
ANOMALIES GRAVIMéTRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
ASSOCIEES
AUSOCLE
ANOMALIES
GRAVIMETRIQUES
48
2. Les principaux
domaines gravimétriques
des bassins sahariens
Sur la base de la géométrieet de l'amplitude des anomaliesde Bouguer,on peut
distinguer six domaines majeurs dont les limites sont représentées sur la figure IV.2. Pour
la description structurale, nous prions le lecteur de se référer au schéma structural de la
figure ILS.
,
2.1. Domaine de Reggane-Azzel
Matti
A la limite du Craton Ouest-africain,
au bassin paléozoïque
mgals) correspond
anomalie négative (-60 à -80
une importante
de Reggane
(plus de 6000 m de sédiments)
(Fig.n.4etII.5).
Cette anomalie est allongée NW-SE. Au sud, elle s'interrompt à la limite du bassin
sédimentaire où elle est relayée par l'ensemble des anomalies positive associées à la
suture panafricaine (Bourmatte, 1977). A l'est de Reggane, un haut gravimétrique souligne l'axe de la chaîne hercynienne
de l'Ougarta,
comme un aulacogène
interprétée
(Fabre, 1976). Les directions gravimétriques principales sont N-S au sud et NW-SE vers
le nord, conformément
aux directions structurales. Un certain nombre d'inflexions
",
montre également
également
l'existence
observées
dans l'évolution
de directions
transverses
NE-SW.
en géologie de surface; leur coexistence
Ces directions
sont
a joué un rôle important
structurale de la région.
2.2. Domaine de Timimoun-Ahnet
A l'est de l'Ougarta,
on note l'existence
d'une importante
anomalie négative (-60
à -90 mgals) de grande extension (600 km X 400 km). L'isanomale
à la limite des dépressions
remarquablement
nord et de l'Ahnet
de Timimoun
(3000 à 4000m) au sud. Les directions
-60 mgal correspond
(5000 m de sédiments) au
gravimétriques
sont N-S au
s sud et à la fois NW-SE (parallèles à l'Ougarta) et N-S dans la partie septentrionale. On
note également l'existence des directions transverses NE-SW. Ce domaine se situe dans
le prolongement
de la branche occidentale
de la chaîne pharusienne.
2.3. Domaine de Rharbi-Berriane
Ce domaine est caractérisé par un ensemble de hauts gravimétriques
qui définissent
une dorsale positive NE-SW. L'anomalie située à 1°W et 31°N est à cheval entre les
w voûtes structurales de Meharez et de Oued Namous
(dans la partie occidentale de l'axe
.,
Rharbi-Berriane,
Fiv.11.5).
49
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
50
L'anomalie
située à 3°30'E et 32°N est associée à la voûte structurale de Berriane (partie
centre-orientale
du précédent axe). Ce système de voûtes structurales constitue la partie
du Hoggar du nord, vaste bombement épirogénique permo-carbonifère
septentrionale
(Fabre, 1976). L'ensemble
du domaine est limité au nord par un important gradient NS
marquant le passage au domaine d'anomalie
l'Atlas
Saharien
négative associée au sillon de Benoud et à
dont la structure
principale est d'âge Eocène Moyen. Le
(Fig.IV.2) s'interrompt à l'est au niveau du méridien 5° sur
(Fig.n.5)
domaine de Rharbi-Berriane
une direction NNE-SSW.
2.4. Domaine médian du Mou3rdir-Oued
Mya
Ce domaine qui apparaît comme une structure majeure au centre de la carte (Fig.IV.2)
est constitué par un ensemble d'anomalies positives et négatives étroites et linéaires qui,
semblent être affectées
par endroits,
par des directions
transverses
NE-SW. Entre les
latitudes 26° et 29°N, on note l'apparition d'un sillon négatif bordé par deux chapelets
d'anomalies positives. Ces anomalies sont dans le prolongement de celles qui caractérisent au sud la partie centrale de la chaîne pharusienne. La limite occidentale de ce
domaine correspond à la faille d'Idjerane qui pourrait ainsi se continuer jusqu'à El Goléa.
Quant à la limite orientale, elle coïncide par endroit seulement avec des failles de moindre
importance. Le chapelet d'anomalies
positives occidentales
peut être associé à la dorsale
Le chapelet oriental se situe quant à lui dans l'axe central des dépressions
,
Mouydir au sud et de l'Oued Mya au nord (Fig.IV.2).
d'Idjerane.
du
2.5. Domaine du Nord-Est Saharien
Le nord-est du domaine saharien est caractérisé
relatif (-50 à -30 mgals). Sa limite méridionale
par une importante
et vaste positif
au niveau du parallèle
30°N est gros-
sièrement E-W. Elle correspond à la limite sud du bassin paléo-mésozoïque
(Fig.Il.4, 11.5
et IV.2). A l'ouest, ce domaine
s'interrompt
de Ghadamès
au niveau du prolongement
du domaine médian. L'anomalie
L'axe
positive qui le caractérise est associée au bassin triasique.
au haut
au sud de Ouargla correspond approximativement
négatif NNE-SSW
structural de Messaoud.
au nord jusqu'à
la carte générale (Fig. 111.3), ce domaine se constitue
34°N où il est limité par un important gradient N-S au niveau du sillon
D'après
de Melrhir à la limite des Aurès (Fig.II.5).
2.6. Domaine oriental d'Illizi
A l'est du méridien 4°30'E, on note l'individualisation
une succession
NNW-SSE
d'anomalies
disposées
en compartiments
et larges de 80 à 100 km chacun.
d'un domaine caractérisé par
positifs et négatifs,
allongés
S1
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Une importante anomalie négative marque son flanc occidental. Elle est large de 50
à 100 kms au sud et devient de plus en plus étroite vers le nord. Au sud du parallèle 27°N,
elle est divisée en deux par un couloir positif très étroit correspondant à l'accident majeur
du 4*50'E. On peut observer
l'anomalie
qu'au
sud du parallèle
27°N, seulement
une partie de
est située à l'ouest du 4°50', alors qu'au nord, elle l'est en totalité.
La dorsale d'Amguid (Fig.n.5), limitée à l'ouest et à l'est par des accidents majeurs,
est marquée dans sa partie au nord de 27° 30' par un important compartiment positif, large
d'une centaine de kilomètres (Fig.IV.2). Au sud du parallèle 27°N, le flanc occidental
de cette dorsale est donc caractérisé
par la partie orientale de l'anomalie
négative pré-
cédente.
Les anomalies de la partie orientale du domaine d'Illizi sont bien individualisées
compartiments
NNW-SSE. Elle sont affectées par des discontinuités
en
transverses NE-SW,
dont la plus importante constitue la limite septentrionale de ces anomalies qui correspond
aussi à la limite sud du bassin de Ghadamès (Fig.I.4 et IV.2).
Ce domaine se situe dans le prolongement du Hoggar centre-oriental (Fig.I1.4) qui
est marqué par des anomalies négatives prononcées, associées à l'Adf�ar N'Ajjer et à
l'Edjéré, qui se surimposent au négatif régional correspondant au bombement fini-Eocène
du Hoggar (Lesquer et al., 1988). A l'est du Hoggar (9 à 10°E), on observe l'existence
d'un axe positif (Erg Admer) qui a été interprété comme le résultat d'une modification
en base de croûte associée à la distension
1989). Nous reviendrons
corrélations
un peu plus loin sur cet aspect en essayant
de Bouguer
de l'analyse
précédente
et la structure
des bassins
préciser
les anomalies
associées
sance
les
l'anomalie
corriger
de la morphologie
densités,
obtenues
internes),
rend
cette
1. Morphologie
sédimentaires
à la structure
générale
grâce
aux
correction
existe
qu'il
de Bouguer
des
études
bassins
une
bonne
du socle
précambrien
du remplissage
et de la distribution
recherche
entre
corrélation
et épaisseur
(géométrie
de l'effet
de
sédimentaire
de l'effet du remplissage
corrigée
Bouguer
devons
de dégager
possibles entre le nord et le sud du Hoggar.
11oAnomalie
Il ressort
d'âge Crétacé Inférieur (Lesquer et Dautria,
pétrolière
l'anomalie
de
Pour
des sédiments).
sous
ces
sédimentaire.
plus
ou moins
(SONATRACH,
nous
bassins,
La connaislocale
des
Documents
possible.
du bassin sédimentaire
La structure sédimentaire
des bassins sahariens a fait l'objet de très nombreuses
études
locales et régionales, par sismique réflexion notamment, calées par les centaines de forages
existants. Ainsi, de nombreuses cartes en isobathes et en isopaques des différents niveaux
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
52
stratigraphiques
cependant
ont été établies. Les corrélations
d'un bout à l'autre
du fait des importantes
pas toujours évidentes,
variations
du bassin ne sont
lithologiques
et stra-
tigraphiques.
La base du bassin sédimentaire
comprend
le substratum
cristallin
est constitué par la surface du socle précambrien
ou cristallophylien
précambrien
qui
et les séries volcano-
du Précambrien Supérieur ou de
peu plissées et exemptes de métamorphisme
l'Eocambrien. Cette surface est en général définie à partir de la sismique et calée sur les
forages qui l'on atteinte. Sinon, elle est extrapolée à partir du toit de l'Ordovicien qui
détritiques
un important marqueur sismique carté sur l'ensemble de la plate-forme saharienne. Cette extrapolation n'est pas toujours évidente, étant donné les variations d'épaisseur
du Cambrien principalement.
représente
La carte en isobathes
socle précambrien,
dovicien, isopaques
(Fig.IL4) du mur du Paléozoïque,
assimilable
à la surface du
(isobathes
du toit de l'Or-
a été établie à partir de divers documents
des formations
cambro-ordoviciennes,
synthèse dressée par SONATRACH (Document
ce niveau réside dans l'estimation de l'épaisseur
forages, ...) et d'une carte de
interne, 1973). L'incertitude
principale à
des formations
où les mar-
cambriennes
queurs sismiques ne sont pas toujours évidents, notamment quand ces formations sont de
nature molassique et quand les forages sont peu nombreux. Il faut ajouter que, comme en
général les forages sont effectués au niveau des structures hautes, les zones où le bassin est
plus profond sont relativement
moins explorées par le forage.
2. Distribution des densités
La distribution
des densités dépend de la lithologie
porosité. Ces paramètres
et de la compaction,
sont évalués à partir des diagraphies
donc de la
et des logs de forage. La
répartition de la densité en fonction de la profondeur est fournie par la diagraphie de densité
(log FDC) qui n'est cependant pas effectuée systématiquement au niveau de tous les forages
et le long de toute la colonne forée. On peut utiliser aussi les mesures sur échantillons, mais
il faut tenir compte de la porosité pour estimer les densités in situ. Si la lithologie est simple,
on peut combiner les diagraphies soniques (BHC) et Neutron (CNL ou SNP) pour estimer
la densité des terrains traversés par le forage.
Nous avons dépouillé les diagraphies de densité FDC au niveau de 32 forages, répartis
à travers toute la zone d'étude, où cette information est disponible pour toute la colonne
forée et au niveau de quelques dizaines d'autres où cette diagraphie n'est que partiellement
effectuée
(réservoirs
triasiques,
viséens,
dévoniens
obtenues sont moyennées sur des intervalles
la porosité sont globalement homogènes.
et cambro-ordoviciens).
représentatifs
Les valeurs
(10 à 20 m) où la lithologie et
S3
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
FigJV3: Distribution des densités au niveau des grandes unités stratigraphiques à l'échelle de la Plateforme
saiuiricnne. Valeurs déduites des diagraphies FDC.
54
ANOMALiES GRAVIMETR1QUESASSOCIEES AU SOCLE
Nous présentons sur la figure IV.3 la distribution de la densité pour chacune des grandes
unités stratigraphiques
à l'échelle de toute la zone d'étude. On note une augmentation
globale de la densité en fonction de la profondeur (cette évolution est illustrée sur la figure
IV.3 par une loi moyenne calculée au sens des moindres carrés). Ces figures suggèrent
quelques remarques:
- la distribution
l'absence
des densités
de diagraphie
des terrains crétacés
de densités.
porosités élevées et par conséquent,
blement plus faibles;
En général,
n'est pas représentée,
ces terrains
sont caractérisés
du fait de
par des
toutes choses égales par ailleurs, des densités proba-
- au niveau de
chaque unité considérée, la dispersion des valeurs traduit l'importance
des variations latérales de la densité à une profondeur donnée;
- à même
profondeur, les différents terrains relatifs à des unités différentes ont des
densités très variées (2.20 à 2.65 g/cm3); ceci est parfois également vrai pour des terrains
de la même unité (ex. Dévonien et Carbonifère);
- les dispersions
composées
les plus fortes sont observées
principalement
de séries argileuses
au niveau des unités stratigraphiques
(Dévonien
supérieur);
- des terrains qui ont été enfouis à de grandes profondeurs et ont par conséquent été
fortement compactés (ex. quartzites ordoviciennes) peuvent se retrouver actuellement
à plus faibles profondeurs
avec une densité élevée.
Bien que la dispersion des valeurs soit importante, on note sur les diagrammes de la
figure IV.3 que les densités varient autour d'une valeur moyenne de 2.50 g.cm,3. Pour les
terrains les plus anciens (Gothlandien et Cambro-ordovicien),
la valeur moyenne est
légèrement
plus forte.
La figure IV.4 qui représente l'évolution globale de la densité avec la profondeur de
l'ensemble des terrains montre, comme la figure IV.3, que la densité de 2.50 g.crri est
3
proche de la valeur moyenne pour les profondeurs inférieures à 3000 m et de 2.55 g.CM,3
au-dessous de cette profondeur. Cette figure montre également l'importance de la dispersion
des valeurs de la densité. Il faut remarquer aussi que la représentativité de ces diagrammes
est fortement conditionnée par l'échantillonnage,
certains formations, notamment les
réservoirs gréseux, sont mieux représentées.
55
ANOMALIES GRAVIMéTRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Fig JV.4 :Distribution globale de la densité des terrains sédimentairesà l' échellede laPlateforme saharienne.
3. Calcul
de l'effet
Les importantes
permettent
quelques
sédimentaire
variations
pas d'appliquer
lithostratigraphiques
à l'ensemble
et la structure complexe du bassin ne
de la zone d'étude
qui couvre,
rappelons-le,
1.200.000 km2 une loi de densité simple du type de celles de la figure IV.3.
Nous avons choisi d'utiliser
aurions pu améliorer
un contraste de densité constant pour toute la région. Nous
le calcul de l'effet sédimentaire
principales
variations, en utilisant des lois déterminées
présentant
une certaine homogénéité
stratigraphique
avec des densités tenant compte des
localement
pour des zones limitées
et structurale.
Cette démarche
bien
plus longue n'aurait cependant pas amélioré de façon significative la définition de cet effet,
compte-tenu des incertitudes sur la répartition détaillée de la densité, de la difficulté du
découpage du bassin en zones homogènes
et de la technique de modélisation
objectif principal étant la mise en évidence des structures régionales,
se justifier pleinement.
utilisée. Notre
notre démarche peut
,
;
56
Des tests ont été effectués
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
avec des densités
de 2.45, 2.50 et 2.55 g.cm'3, soit des
contrastes de -0.15, -0.20 et -0.25 g.cm par rapport à la densité de 2.7 du socle. Les valeurs
de l'effet sédimentaire associé aux trois contrastes sont homothétiques. Les écarts entre
eux sont de 5 à 10 mgals au niveau des bassins les plus profonds (Reggane, Timimoun,
Oued Mya et Ghadamès).
Un test basé sur l'observation
existant entre les anomalies
de gravité et la topographie
du degré de corrélation
linéaire
a été effectué dans la région de
l'Ahnet où la topographie du bassin est très accidentée (0 à 4000 m). Ce test a montré que
le contraste de -0.20 est celui pour lequel ces corrélations sont minimum (Annexe I). Si,
avec cette valeur, l'effet des terrains peu profonds est sous-estimé, celui des terrains profonds est par contre surrestimé
(Fig.IV.4).
On peut penser qu'il y a tendance
à la com-
des deux effets. Remarquons aussi que, en volume, la tranche de terrain de
profondeur inférieure à 2500 m pour laquelle le contraste de -0.2 g.CM,3 semble correct
pensation
représente
approximativement
le double de celle des terrains compris entre 2500 et 6000
m (Fg.II.4).
FigJV.5 : Effet gravimétrique de la couverture sédimentaire. Calculé pour un contraste de densité de -020
g.cm-J.Equidistance: 10 mgal.
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
57
Le calcul de l'effet du bassin sédimentaire
les formulations
proposées
a été effectué à l'aide d'un logiciel basé sur
et Navolio (1975). Pour ce faire, le bassin
par Bhattacharrya
sédimentaire
(Fig.IL4) est décomposé en prismes verticaux de densité homogène -0.20
g.cm"3. L'effet de ces prismes est calculé aux noeuds de la grille utilisée pour l'établissement
de la carte d'anomalie
de Bouguer (Fig. IV.1). L'effet du bassin sédimentaire ainsi calculé
est illustré sur la figure IV.5. Il est au maximum de -54 mgal au niveau du bassin de
Ghadamès.
La figure IV.6 a été obtenue par soustraction
de cet effet à la figure IV.2.
4. Anomalies associées à la structure du socle précambrien
La carte de la figure IV.6 présente beaucoup moins de corrélations avec la structure
du bassin sédimentaire que celle de l'anomalie de Bouguer (Fig.IV.2); on y retrouve les
grands domaines définis précédemment qui paraissent cette fois mieux individualisés. On
-
note aussi une meilleure
continuité
des anomalies
et celle du bassin sédimentaire.
panafricain
gravimétrique
connaissances
entre la zone d'affleurement
On peut ainsi s'appuyer
du socle
sur cette continuité
entre les deux zones pour analyser la structure sous le bassin à partir des
��
actuelles sur le domaine panafricain du bouclier Targui.
Les principales
structures gravimétriques que l'on peut dégager à partir de cette carte
sont figurées sur le schéma de la figure IV.7. Ce schéma fait ressortir la subdivision en
grands domaines que nous avons adoptée.
Plusieurs
caractérisent
subméridiennes
également
"accidents"
gravimétriques
les domaines
septentrionaux;
qui marquent
l'importance
ces linéaments
particulièrement
des discontinuités
la région et qui correspondent
NE-SW de grande extension
interfèrent
les domaines
(600 à 800 km)
avec les directions
méridionaux.
On notera
NE-SW qui semblent affecter toute
le plus souvent à un décalage (20 à 40 km) des anomalies.
transverses
Afin de mieux illustrer l'analyse des anomalies gravimétriques qui va suivre, des cartes
extraites de celle de la figure IV.6 à une plus grande échelle seront présentées pour chaque
domaine considéré, ainsi que quelques coupes régionales sur lesquelles seront figurés les
différents paramètres.
58
ANOMALIES GRAVIHiETRIQUESASSOCIEES AU SOCLE
59
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
FigJV. 7 : Schéma des principales directions gravimétriques.
1: axe positif majeur; 2: axe positif secondaire; 3: axe négatif majeur; 4: axe négatif secondaire; 5:
limites de corps dense; 6: discontinuité subméridienne; 7: discontinuité NE-SW.
60
4.1. Domaine de Reggane-Azzel
ANOMALIES GRAVIME1RIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Matti
On constate sur les cartes (Fig. IV.6 et IV.8) que les directions gravimétriques sont
conservées, mais que la chaîne de l'Ougarta marque à présent par un axe négatif relatif
et le bassin de Reggane par un axe positif. Ce changement est nettement illustré sur les
coupes SW-NE (Fig.IV.9 et 10). On peut penser que ce positif associé à la partie la plus
profonde du bassin de Reggane est induit par une surrestimation du contraste de densité
utilisé pour le calcul de l'effet sédimentaire.
densité inférieurs
Des tests effectués
montrent que cet axe positif demeure.
avec des contrastes
De plus, l'analyse
de
des logs de
densité dans certains forages profonds du centre du bassin (forages DJHN. 1 et 2, RAN.1 )
montre que le contraste de -0.2 g/cm3 utilisé est réaliste, même à grande profondeur
m à DJHN. 1).
-
FigJV.8:
Carte d'anomalie
Reggane-Azzel
Matti.
de Bouguer
(2S � 2.67) corrigée
des sédiments
(-02 g.cm')
(5400
du domaine
de
611
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
FigN.9 : Couple (A-A) SW NE dans la partie méridionale de la zone d'étude. En haut: anomalie de
Bouguer; au milieu: en trait plein= anomalie corrigée de l'effet sédimentaire et en pointillé= effet
isostatique; en bas: coupe du bassin (1= Mésozoique, 2= Paléozoique, 3= socle).
Le fait que l'axe positif de Reggane se situe dans le prolongement de la bande
d'anomalie positive relative qui au sud est associée à la zone de suture panafricaine
1977 ; Bayer et Lesquer, 1978) suggère que cette suture se prolonge au nord
sous le bassin de Reggane jusqu'à la latitude 28°N. A partir de cette latitude, l'anomalie
positive s'interrompt. On note cependant au nord le début de deux axes positifs, l'un ou
(Bourmatte,
l'autre pourrait représenter
crochement
NNE-SSW
le prolongement
de cette suture, décalé soit vers le SW (dé-
sénestre), soit vers le NE (décrochement
dextre) par une direction transverse
de la carte. Il est plus probable que ce
qui affecte toute la partie nord-ouest
prolongement de la zone de suture soit représenté
positive de l'Erg Er
dextre ainsi admis est sensible au niveau de toute
par l'anomalie
Raoui (Ougarta), car le décrochement
la carte. Cette axe gravimétrique est souligné par une importante anomalie magnétique
(Mission Aérosevices 1971). Il est difficile de préciser si cette anomalie représente la
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
62
continuité
de la suture du Craton ouest-africain
stucture du socle au nord dans l'Anti-Atlas
problème de la continuité
FigJV.l0:
et en pointillé=
ne sont pas clairement
car la nature et la
établies. Ceci pose le
vers le nord de la chaine panafricaine.
Coupe (B-B) SW-NE dans la partie
En haut: anomalie
ou un équivalent,
de Bouguer;
effets isostatique;
centrale
de la zone d'étude.
au milieu: en trait plein=
anomalie
en bas: coupe du bassin
corrigée
(1 = Mésozoique,
de l'effet sédimentaire
2= Paléozoique,
3=
socle).
La bande d'anomalies
négative associée à l'axe de la chaîne hercynienne
garta se divise au nord de 28°N en deux anomalies
anticlinaux
des monts de l'Ougarta
négatives
marquant
dont le coeur est caractérisé
de l'Ou-
les deux axes
à cette latitude par un
axe positif (Fig.IV.8). Au nord, les directions principales NW-SE sont interrompues par
une autre direction transverse NE-SW. Celle-ci est associée à une virgation des structures
géologiques
du domaine de Rharbi-Berriane.
négatives de l'axe Ougarta
volumes de la Série Verte ou de Série
Les anomalies
peuvent être associées à la présence d'importants
Pourprée, comme on peut le constater au sud de la dépression
Série Pourprée de Ouallène (Aït Kaci et Moussine-Pouchkine,
de l'Ahnet
où affleure la
1987) et au niveau des
63
forages de la région orientale de Reggane
1-W-25-N (Fig.FV.8) pourrait correspondre
Sebkha El Melah.
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
(TEK.1 à 5). L'anomalie
à la zone d'extension
négative
située à
de la Série Verte de la
4.2. Domaine de Timimoun-Ahnet
Les bassins paléozoïques
de Timimoun
et de l'Ahnet,
contrairement
à celui de
Reggane, restent marqués par un domaine négatif (Fig.IV.6 et IV.11 et coupes IV.9 et
IV.10). Le minimum
(-60 à -50 mgal) se situe dans le triangle défini par In Salah, El
Goléa et Timimoun.
Ces trois villes sont situées dans des dépressions
de 300 m d'altitude)
qui encadrent le plateau du Tademaït (altitude � 600 m) (Fig.HI.2).
topographiques
(�
FigJV.ll : Carte d'anomalie de Bouguer (2S �2.67) corrigée des sédiments (-0.2 g.cm-J)du domaine
de Timimoun-Ahnet.
64
ANOMALIES GRAVIMéTRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
On peut évoquer ici l'utilisation d'un contraste de densité insuffisant; mais, d'après
les déterminations des densités, le bassin de Timimoun ne présente pas une densité
moyenne inférieure à celles du reste de la plateforme. Il est donc difficile de relier cette
vaste anomalie négative à un effet sédimentaire résiduel. Par contre, les anomalies de
plus courte longueur d'onde et de plus faible amplitude pourraient être reliées à des
variations locales de la densité des sédiments. Toutefois, leur orientation conforme aux
directions
structurales
panafricaines
suggèrent
par contre une origine dans la croûte
superficielle.
Ce domaine est dans le prolongement de la branche occidentale de la chaîne pharusienne du Hoggar (Caby et al., 1981 ). L'étude des anomalies associées à cette branche
amène Bourmatte
(1977) à distinguer :
- une bande d'anomalies
pas l'extension
positives associées au môle d' In Ouzzal dont nous ne voyons
au nord au niveau de notre zone d'étude,
- un domaine d'anomalies
négatives associées à ce qu'il appelle le compartiment de
la Série Verte, constitué essentiellement de grauwackes volcaniques et de molasses
parfois
très épaisses
observons
pourraient
de la Série Pourprée.
l'extension
représenter
Les anomalies
négatives
de ce compartiment
que nous
qui s'élargirait
ainsi vers le nord.
4.3.
Domaine
médian
Ce domaine
l'anomalie
du Mouydir-Oued
(Fig.IV.12.a)
de Bouguer
Mya
conserve
(Fig.IV.2).
la même configuration
Mais on peut observer
que sur la carte de
que la dorsale d'Idjerane
n'est plus soulignée par un axe positif aussi continu qu'auparavant ;
alors que
celui qui caractérise l'axe central des dépressions du Mouydir et de l'Oued Mya demeure.
Il se prolonge jusqu'à Ouargla où il sépare les domaines positifs de Rharbi-Berriane et
(Fig.n.5)
du Nord-Est
saharien. A cette latitude (32°N), les directions
parallèles aux directions structurales.
gravimétriques
N 45 sont
On peut noter que la dorsale de Messaoud (Fig.I1.5),
conforme à cette direction, ne marque pas sur la carte.
La limite orientale de ce domaine ne correspond pas au prolongement d'un quelconque accident majeur dans la chaîne panafricaine et aucun accident important dans la
couverture ne lui est associé. Les coupes sériées de la figure IV.12.b montrent l'évolution
du nord vers le sud de la géométrie de ces anomalies dont l'amplitude s'atténue vers le
et qu'apparaissent
les anomalies
nord, en même temps que le bassin s'approfondit
associées
aux domaines
Ce chapelet d'anomalies positives sépare des
domaines caractérisés par des signatures gravimétriques différentes : les domaines de
l'Ahnet-Timimoun
et Rharbi-Berriane à l'ouest et ceux d'Illizi et du Nord-Est Saharien
à l'est.
septentrionaux.
65
FigN.l2 :
a:
carte
d'anomalie
de Bouguer
(2S
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
� 2.67)
corrigée
de
l'effet
sédimentaire
(-02
g.ci?z�3) du
domaine Mouydir-Oued Mya.
b: coupes sériées (1 à 6) de l'anomalie de Bouguer corrigées de l'effet sédimentaire. Leur position
est indiquée sur la figure 12a.
Au niveau du Hoggar, les deux anomalies situées sur le socle, au sud du parallèle
26°N, semblent correspondre à des pointements de roches basiques à ultrabasiques.
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
66
L'anomalie
positive située à 3°20'E et 24°N (Fig.IV.12.b) est directement associée à un
massif de roches ultrabasiques présentant un faciès métamorphique
HP-BT (Caby,
communication orale).
Pour les coupes
1 et 2 (Fig.IV.12)
anomalies positives et les affleurements
où il existe une corrélation
directe entre les
de roches basiques et ultrabasiques,
utilisé un calcul par modèle direct, basé sur le principe de la cylindricité
nous avons
des structures
(Talwani et al., 1959), qui permet essentiellement de tester les hypothèses géologiques
et de donner une estimation du volume des roches impliquées en supposant une densité
homogène.
Au niveau de ces deux coupes, l'effet sédimentaire a été calculé avec plus de soin,
en prenant en compte les variations locales de la densité notamment pour la coupe 2.
Nous avons soustrait à l'anomalie ainsi corrigée un effet régional de type isostatique qui
prend en compte l'effet de la compensation
du relief. Les modèles calculés (Fig.IV.13)
montrent que l'on peut admettre, pour un contraste de densité de 0.3 g.cm-3, des épaisseurs
de roches denses de l'ordre de 3 km. Plus au nord, nous ne disposions pas de contrainte
une estimation réaliste. On peut cependant
géologique nous permettant d'effectuer
admettre, au vu de la continuité remarquable des anomalies,
ces massifs basiques sous la couverture sédimentaire.
Le domaine
du Mouydir-Oued
l'extension
Mya, situé dans le prolongement
vers le nord de
de la branche
orientale de la chaîne pharusienne du Hoggar, apparait en continuité avec les anomalies
positives qui au sud bordent les unités granulitiques de l'In Ouzzal et de l'Adrar des
Iforas (Bourmatte, 1977; Ly, 1979). Ce chapelet d'anomalies peut être prolongé jusqu'à
la latitude 16°N (Fig.IV.14) où il rejoint la suture panafricaine (Bayer et Lesquer, 1978).
Cet ensemble d'anomalies est associé à la faille de l'Adrar qui représente une discontinuité tectonique
majeure de la chaîne panafricaine
(Caby et al. 1981).
Le fait que ce linéament gravimétrique de plus de 2000 km de long soit localement
associé à des roches ultrabasiques présentant un faciès de HP-BT et à un faille majeure
nous conduit à supposer qu'il correspond à un accident tectonique majeur (Fig.IV.l4).
Ce type de structure gravimétrique marque le plus souvent des zones de suture; c'est le
cas notamment
des anomalies positives qui jalonnent
Craton Ouest-africain et le domaine panafricain.
celle située plus à l'ouest entre le
On peut remarquer sur la carte topographique (Fig.III.2) que ce linéament marque,
au nord, le passage entre les hauts reliefs de l' Atlas Saharien et la dépression de Touggourt
et, au sud, le passage entre la dépression de In Salah-Reggane et le bombement du Hoggar.
67
ANOMALIES GRAVIIVIE7RIQUFSASSOCIEES AU SOCLE
FigJV.13 : Modèles calculés au niveau des coupes 1 et 2.
1: croûte, 2: roches basiques et ultrabasiques (03 g.cm'), 3: granodiorites et diorites quartzitiques
(0.15), 4: granites (-0.IS), S: roche volcanique acide, 6: sédiments (-02).
68
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Le faitque cette discontinuité
s'exprime
phologique
de la région.
aussi nettement dans la topographie, tout comme
dans la structure du bassin (Fig.IL4) confirme selon nous la signification lithosphérique
de ce linéament qui a pu contrôler au moins en partie l'évolution structurale et mor-
FigJV.14 :
post-panafricaine
Situation
1: Boucliers
Noggar
Reguibat
Central;
Domaine
et Léo; 2: granulites
4: sédiments
par rapport
éburnéennes
du Protérozoique
supérieur;
à la structure
de la chaîne panafricaine.
du môle In Ouzzal; 3: gneïss réactivés
5: nappes du Gourma-Tilemsi;
du
6: chaîne
7: zone de suture.
Pharusienne;
4.4.
de la zone de suture proposée
de Rharbi-Berriane
Dans ce domaine
Timimoun-Ahnet,
sur lequel viennent
s'interrompre
la correction de l'effet sédimentaire
les anomalies
de l'ensemble
entraîne une meilleure séparation
des anomalies gravimétriques. Leur géométrie apparaît maintenant clairement contrôlée
par des directions subméridiennes et transverses NE-SW (Fig.IV.6 et IV. 15). Sur la coupe
C-C (Fig.N.16), on note que le domaine Rharbi-Berriane est caractérisé par une anomalie
positive de grande longueur d'onde (500 à 600 km).
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
69
Les directions
différentes
voûtes
subméridiennes
structurales
qui limitent les anomalies
de l'axe
de certains grands accidents
prolongement
rane et celui délimitant
haut Rharbi-Berriane,
subméridiens
à l'est le compartiment
probable que la structure panafricaine
d'Egatalis
positives,
associées
semblent
aux
être dans le
(accident d'Idjedans le Hoggar). Il est donc
panafricains
se prolonge au moins au nord jusqu'à
la limite de
l'Atlas Saharien.
Les directions N40° sont quant à elles parallèles à celles de la structure hercynienne
au nord et sécantes à celles de la structure panafricaine. Ceci suggère que ce domaine a
dû être fortement restructuré lors de l'orogénèse varisque, toutefois sans une remobilisation complète de la croûte, dans la mesure où coexistent encore directions panafricaines
et directions varisques. Par ailleurs, nous avons déjà remarqué que ce domaine positif
est associé à la branche septentrionale du bombement permo-carbonifère
du "Hoggar du
nord", fortement érodé durant le Permien (Fabre, 1976) et qu'il a été également affecté
par la distension
triasico-liasique,
notamment
sa bordure nord.
FtgJV.73 : Carte d' anomalie de Bouguercorrigée de l' effetdes sédiments du domaine de Rharbi-Berriane.
L'anomalie
positive de grande longueur d'onde qui le caractérise est certainement
associée à des modifications dans la croûte en relation avec les évènements thermotectoniques de la fin de l'orogénèse varisque et du début du Mésozoique. Le modèle à deux
dimensions selon la coupe C-C de la figure IV. 17 montre qu'un corps dense (+0.4 g/cm3)
d'épaisseur 3 km, situé en base de croûte, peut expliquer l'anomalie régionale observée.
L'existence
du domaine
positif de Rharbi-Berriane
pourrait
donc être associée
présence de matériel dense mis en place en base de croûte lors des évènements
de la fin du Paléozoique.
à la
tectoniques
70
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
.
�''
Fig.IV.l6 : Coupe (C-C) NNW-SSEà travers l'axe haut de Rharbi-Berriane et le nord-est du bassin de
Timimoun.En haut: anomalie de Bouguer; au milieu: en trait plein= anomalie corrigée de l'effet
sédimentaire et en pointillé= effet isostatique. En bas: coupe du bassin (1: Mésozoique, 2: Paléozoique, 3: socle).
711
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Modèleà deux dimensions
2: Paléozoique;
calculéau niveaudela coupeC-C.1:Mésozoique;
FigJV.1 7:
3: croûte normale; 4: corps dense en base de croûte (0.4 g.cm-J).
4.5. Domaine du Nord-Est Saharien
Le Nord-est Saharien est caractérisé
par une vaste anomalie positive atteignant +10
mgals (Fig.IV.18), orientée globalement E-W. A cette anomalie de grande longueur
d'onde (500 km sur 500 km environs), se surimposent des anomalies de plus courte
longueur d'onde, orientée E-W au nord et N-S au sud. Une discontinuité
longue de plus de 500 km, sépare ce domaine de celui d'Illizi
correspond
globalement
à la limite méridionale
orientée N40°,
au sud (Fig.IV.6).
du bassin paléozoique
Elle
de Ghadamès
Au niveau de la topographie, il est également intéressant de noter que cette
discontinuité gravimétrique est soulignée par la limite remarquablement
rectiligne de
l'important ensemble dunaire du Grand Erg Oriental (Fig.D.2) et qu'elle se continue en
(Fig.II.4).
Libye où elle constitue
associée à un linéament
guration structurale
Elle pourrait ainsi être
majeur qui a joué un rôle important dans la confi-
la limite sud de la Djeffara tripolitaine.
géologique
de la région.
72
ANOMALIES GRAVIMETTUQUESASSOCIEES AU SOCLE
FigfV.19 : Coupe (D-D) NNW-SSE .En haut: anomalie de Bouguer; au milieu: en trait plein=
anomalie corrigée de l'effet sédimentaire et en pointillé= effet isostatique; En bas: coupe du bassin
(1: Crétacé supérieur; 2: Crétacé inférieur; 3: Jurassique; 4: Trias; 5: Paléozoique; 6: socle).
73
ANOMALES GRA VIMETRIQUESASSOCIEES AU SOCLE
Le domaine du Nord-est Saharien correspond dans sa partie nord avec la branche
orientale du bombement tardi-hercynien
de l'axe Rharbi-Berriane-Djerba
(Fig.]U.4 et
IL5). Dans sa partie sud, il englobe le bassin carbonifère de Ghadamès. Il correspond
dans son ensemble à la zone la plus subsidente au début du Trias (Fig.IV.19) qui a été
le siège d'un important volcanisme
Comme pour le domaine
correspondant
de nature tholéïtique contemporain
de Rharbi-Berriane,
à un amincissement
de croûte au cours du Permo-trias,
on peut évoquer
(Bossière,
1971 ).
une origine profonde,
crustal et/ou la mise en place de roches denses en base
pour expliquer
la vaste anomalie positive qui carac-
térise cette région.
4.6. Domaine oriental d'Illizi
FigJV.20 :
Carte d'anomalie
de Bouguer
corrigée de
l'effet sédimentaire
du domaine
oriental
d'Illizi.
ANOMALIES GRAVIMéTRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
74
La correction
de l'effet
sédimentaire
se traduit
par la disparition
partielle
de
l'anomalie
positive associée à la partie nord du môle d'Amguid (Fig. IV.6 et IV.20). Ce
domaine est dans le prolongement du Hoggar Central et du Hoggar Oriental, séparés par
l'accident subméridien du 8°30' (Fig.n.3).
Le champ de gravité au niveau des Hoggar Central et Oriental est mal connu et la
zone immédiatement au nord du celui-ci est dépourvue de mesures gravimétriques. Il est
donc difficile d'effectuer
FigJV-21 :
Coupe (E-E) SW-NE à travers le
En haut: anomalie
.
des corrélations
et en pointillé=
de Bouguer;
effet isostatique;
entre les anomalies du Hoggar et celles d'Illizi.
domaine
oriental
au milieu: en trait plein=
en bas:
coupe
d'Illizi.
anomalie
du bassin
corrigée
(1:.Crétacé;
de l'effet sédimentaire
2: Trias-Jurassique;
3:
4: socle).
Paléozoique;
Néanmoins,
on peut observer que la direction gravimétrique
principale
NNW-SSE
est celle de certains accidents panafricains
fossés d'âge
Crétacé Inférieur
Hoggar a été déjà proposée
majeurs du Hoggar. C'est également celle des
du Ténéré dont l'extension vers le nord au niveau du
(Dautria et Lesquer,
1989). Ces fossés ont été formés à la
ANOMALIES GRAVIME1RIQL'ES ASSOCIEES AU SOCLE
75
faveur d'une importante phase d'extension qui affecte toute l'Afrique Centrale et qui est
reliée à l'histoire de l'ouverture atlantique (Guiraud et al. 1987, Fairhead et Green,
1989).
Au niveau du Ténéré, cette distension s'est traduite par un amincissement crustal et la
mise en place probable de matériel dense en base de croûte, comme le montre l'anomalie
positive de grande longueur d'onde associée (Lesquer état. 1988 ; Fairhead et Green,
1989). A l'est du Hoggar, l'anomalie de l'Erg Admer (9°E et 24°30'), située dans le
du Ténéré, est interprétée
prolongement
selon ce modèle (Dautria et Lesquer,
1989).
Comme on peut le constater sur la coupe de la figure IV.21, les anomalies de la zone
d'Illizi sont associées à un fossé très subsident au Crétacé Inférieur, principalement au
Néocomien
-Barrémien
(Cf. Chap.VI). Cette corrélation entre ces anomalies linéaires et
le fossé Crétacé inférieur et le fait qu'elles se situent dans le prolongement de celles du
Ténéré nous amènent à émettre l'hypothèse de l'extension au nord des structures distensives du Ténéré. Dans ce cas, un amincissement
ou une modification
en base de croûte
de l'ordre de 3 km peuvent être proposés (Fig.IV.22a).
Les anomalies
négatives peuvent quant à elles être reliées à des contrastes
de densité
dans la croûte superficielle, correspondant à des granites. En effet, de nombreux sondages
à l'est d'Illizi les ont rencontrés à la base de la série Paléozoique. Par contre, en bordure
orientale
du môle d'Amguid,
précambriennes
les forages
ont rencontré
des formations
molassiques
sous le Cambro-ordovicien.
Dans cette hypothèse,
la zone d'Illizi
représenterait
le prolongement
des fossés
Crétacé Inférieur du Ténéré (Fig.IV.23). L'âge initial de cette extension n'est pas connu
dans le Ténéré où les forages n'ont pas dépassé l'Albo-aptien. On ne peut donc affirmer
que les fossés au nord et au sud du Hoggar relèvent de la même phase. Néanmoins, on
peut noter que le Barrémien
est bien représenté
dans le fossé de la Bénoué, autre fossé
d'âge Crétacé Inférieur (Benkhelil, 1989). Cette phase de distension Crétacé inférieure
est également décrite en Tunisie orientale (Ellouz, 1984) et dans le nord de la Libye
(Biju-Duval et al., 1982) où elle est associée au début du rifting à l'origine de la Mésogée.
Une autre hypothèse peut être envisagée ; elle consiste à considérer que les anomalies
gravimétriques
sont reliées à des structures situées dans la croûte supérieure (Fig.IV.22b).
des volumes de roches denses que l'on est amené à envisager, il est peu
probable que celles-ci soient associées à la distension crétacée. En effet, aucune maniCompte-tenu
festation volcanique
région.
s'y rapportant
n'a été rencontrée
par les nombreux
forages de la
76
ANOMALIES GRA VIME1RIQUESASSOCIEES AU SOCLE
FigIV22 : Modèles à deux dimensions calculés au niveau de la coupe E-E.
a: Origine profonde (distension Crétacé) et superficielle:
(1: Mésozoique; 2: Paléozoique; 3: roche basique dense; 4: granite ou molasse précambrienne; 5:
crOÛleJ ) - �
b: Origine superficielle (structure panafricaine).
77
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
FigJV23 : Schéma illustrant l'extension de la zone affecte par la distension au Crétacé inférieur et la
position des principaux fossés.
1: fossé d'âge Crétacé inférieur; 2: massif précambrien; 3: zone d'extension des structures distensives du nord et sud du Hoggar.
On peut par contre supposer que ces anomalies,
notamment
l'anomalie
positive au
nord d'Illizi,
sont associées à la structure panafricaine (Fig.IV.22b). Dans ce cas, cette
anomalie constituerait l'une des plus importantes de la chaîne panafricaine. A l'appui de
cette hypothèse, on peut observer que des roches denses (gabbro, diorite) ont été rencontrées,
à l'aplomb
socle précambrien
de certaines
positives,
positive principale pourrait
du contact entre le Hoggar Central et le Hoggar Oriental qui
alors NNW-SSE
au nord sous les bassins.
Ces deux modèles sont à notre avis extrêmes
l'anomalie
par les forages qui ont atteint le
(TFN. 1, MHZ. 1 ).Dans ce cas, l'anomalie
marquer le prolongement
deviendraient
anomalies
et aucun d'eux n'explique
à lui seul
observé. Comme nous le verrons dans le chapitre VII, les taux d'extension
de la phase crétacée sont globalement
figure IV.22a. D'autre
plus faibles que ceux induits par le modèle de la
part, dans le cas de la seconde hypothèse, les volumes de roche
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
78
dense impliqués doivent être énormes pour expliquer les anomalies observées. Il est plus
logique de considérer que la distension du Crétacé inférieur a remobilisé une zone de
faiblesse panafricaine.
III. Considérations
isostatique
sur les relations
et la structure
entre l'anomalie
profonde
La carte topographique
de la figure IIL2 montre qu'il existe dans notre région d'importantes variations régionales de l'altitude. Le relief est caractérisé principalement par une
zone déprimée orientée NE-SW où l'altitude, excepté le Tademaït, est inférieure à 300 m.
Cette dépression est bordée par des reliefs élevés dépassant 2000 m au sud (Hoggar) et 1500
au nord (Atlas Saharien).
On peut s'attendre
à ce qu'il existe une relation entre ces variations
topographiques
et
les tendances régionales du champ de gravité. Cette relation, sensible sur les cartes d'anomalie
de Bouguer, se traduit notamment par une décroissance régionale des valeurs associées aux
reliefs élevés (-130 mgal sur l'Atakor). Cette relation est généralement interprétée comme
l'évidence
d'une compensation
isostatique en profondeur
au relief. Ilexiste deux façons d'extraire
des excès de masse superficiels
liés
la partie du champ associée à ce phénomène :
- une première méthode basée sur le calcul, dans l'espace
transfert Q telle que :
de Fourier, d'une fonction de
G=Q*H+N
d'après Dorman et Lewis (1970) où N représente la partie du champ non corrélée avec
l'altitude H, G l'anomalie et ( * ) l'opérateur de convolution. Cette méthode n'implique
pas de modèle à-priori sur la manière dont se réalise la compensation du relief; c'est cette
méthode que nous avons employé dans la note incluse dans le chapitre IX de ce mémoire;
- une seconde méthode basée sur l'utilisation
d'un modèle de compensation
à-priori.
C'est cette méthode que nous avons utilisée ici en supposant que la compensation
réalisée localement à l'interface croûte-manteau selon un modèle d'Airy simple.
est
Selon ce modèle,
profondeur
les reliefs correspondant à des excès de masse sont compensés en
par un déficit de masse ; les bassins sédimentaires correspondant quant à eux à
un déficit de masse sont compensés
en profondeur
par une remontée
du Moho. Selon ce
principe d'équilibre des masses, une topographie du Moho a été déduite de celle de la surface
en admettant un contraste de -0.45 g/cm3 entre la base de la croûte et le manteau supérieur,
une épaisseur de croûte de 30 km et une densité de 2.67 g/cm3 pour le relief. L'effet de ces
variations de profondeur du Moho est représenté sur la figure IV.24. On peut constater que,
pour la partie sud, les valeurs obtenues
sont comparables
à celles déduites
du calcul par
fonction de transfert (Cf. Chap.IX). Le même calcul a été fait pour un choix de paramètres
différents (L = 35 km,Op =-0.4g.cm
-3 ) sans apporter de changement qualitatif majeur.
79
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Aucune donnée géophysique ne permet de contraindre véritablement notre choix. Toutefois,
on peut signaler qu'une épaisseur de croûte de 30 km a été déduite au sud (5*E, 24*N) à partir
des enregistrements
valeur moyenne
sismiques réalisée à In Ekker en 1961 (Merlet, 1962). D'autre
a été proposée
équivalente
et Jobert (1988) à partir des enregistrements
FigN24 :
Effet isostatique
associé
au relief.(Airy
pour le nord-ouest
de d'Afrique
part, une
par Hadiouche
des ondes de surface.
30 km, contraste
croûie-manteau
= -0.45 g.cm'3, densité
=
25et2.67g.cm3).
La correction
de l'effet isostatique
associé au relief permet :
- une meilleure définition des anomalies de
plus courte longueur d'onde,
- une
analyse qualitative de l'écart à l'isostasie en relation avec les grands domaines
structuraux.
Les seuls changements
notables sur la carte de la figure IV.25, obtenue par soustraction
de l'effet isostatique à la carte de la figure IV.6, sont sensibles là où les gradients de relief
sont importants, c'est-à-dire à l'approche de l'Atlas Saharien et du Hoggar.
80
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
ô1
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
L'allongement NE-SW des anomalies positives du domaine Rharbi-Berriane estrenforcé.
L'anomalie de Berriane s'étend à présent au NE jusqu'à la longitude 5°E où elle est interrompue par le prolongement nord du domaine médian dont le tracé est amélioré. L'axe négatif
Adrar-Timimoun-El
Goléa qui borde au sud le domaine Rharbi-Berriane
est plus précis.
Au nord du Hoggar, les directions N-S et NW-SE sont mieux définies. Par ailleurs,
comme le montrait déjà l'analyse par fonction de transfert du champ de gravité sur l'Atakor
(Lesquer et al. 1989), des anomalies positives apparaissent à l'est du bouclier. La présence
de ces anomalies qui sont à vrai dire mal définies pourrait confirmer la continuité à travers le
Hoggar des structures d'âge Crétacé Inférieur du Ténéré.
Les anomalies
de grande longueur d'onde
de cette carte doivent représenter
lement l'effet des masses assurant la compensation isostatique
document montre des écarts significatifs à ce modèle simple.
essentiel-
des bassins. L'analyse
de ce
Alors que, dans la partie nord (domaine Rharbi-Berriane),
les anomalies positives
observées sont, compte- tenu du remplissage sédimentaire, de l'ordre de grandeur de celles
attendues (25 à 30 mgal). Au sud de cette zone, particulièrement
dans la partie méridionale
du domaine de Timimoun-Ahnet,
on note la persistance de tendances négatives importantes,
modulées par l'effet des structures crustales. Les valeurs négatives observées sont comprises
entre -10 et -20 mgal; elles indiquent un écart à l'isostasie supérieur à 50-60 mgal. Cet écart
est illustré sur la figure IV.26 sur laquelle est figuré (IV.26a) l'effet théorique associé à la
du bassin calculé par modèle direct au niveau de la coupe A-A (Fig.IV.9); il
est de l'ordre de +30 mgal au niveau du bassin de Timimoun. Cet effet a été rajouté à celui
associé à la compensation du relief (Fig.IV.9). Il s'ensuit un écart global à l'isostasie de l'ordre
compensation
de -50 à -60 mgal (Fig.IV.26b)
au niveau de cette région. La différence
observée entre cette
zone et le Nord-est Saharien d'altitude
et de profondeur de bassin comparables est remarquable. Dans le Nord-est Saharien, l'écart à l'isostasie théorique n'est que de -10 à -20 mgal.
Il est également
visible dans la zone d'Illizi,
anomalies positives NNW-SSE
En conclusion,
bien qu'il soit masqué par l'existence
(Fig.IV.21 et IV.26).
de la plateforme saharienne présente un écart à l'isostasie (au
40 à 60 mgal. Il faut soit évoquer des mécanismes plus régionaux dont
l'ensemble
sens d'Airy) d'environ
nous ne voyons dans l'état actuel de nos connaissances
ce déséquilibreest
des fortes
lié à l'existence
associée à des phénomènes
d'une
anomalie
aucune évidence,
négative
soit admettre que
de grande longueur
d'onde,
plus profonds.
Cette dernière hypothèse est en accord avec nos études sur le flux géothermique et les
résultats de l'étude des ondes de surface. Cette hypothèse est développée dans le chapitre IX
de ce mémoire.
82
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
à l'isostasielocale.(a) :calcul par modèle
associéà la compensation
directde/'effets
FigJV26. Ecart
théorique
dubassin.(b):enpointillé, l'effet isostatique
global(bassin +relief);entrait plein, l'anomalie de Bouguer
de
des
sédiments.
corrigée /'effets
IV. Conclusion
de l'étude
gravimétrique
Cette étude qualitative à grande échelle du champ de gravité a permis, après l'élaboration
de documents homogènes, de mettre en évidence au niveau des bassins nord-sahariens un
certain nombre de traits structuraux
majeurs qui sont schématisés
sur la figure IV.27.
83
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIES AU SOCLE
FigJV.27 :Schémainterprétatifillustrantles structuresmajeuresde la PlateformeSaharienned'après la
gravimétrie.
1: zonede suture;2: zoneremobilisée
3: zoneaffectées
par la tectonique
hercynienne;
par la distension
au CrétacéInférieur;4: HoggarCentral,5: HoggarOriental;6: Pharusien;7: CratonOuest-africain;
8: granites;9: molassesprécambriennes.
La continuité des anomalies gravimétriques, de leur signature et des principaux linéaments qu'elles définissent confirme la structure panafricaine (600 Ma) du socle sous les bassins
nord-sahariens. Cette structure semble bien définie jusqu'à la limite de l'Atlas Saharien où
elle est interrompue par des directions transverses NE-SW, manifestement d'âge plus récent.
84
ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Le trait structural majeur est l'existence d'un chapelet de corps denses jalonnant la limite
entre deux domaines structuraux différents dont l'évolution post-panafricaine est relativement
contrastée. Cet axe (Mouydir-Oued Mya) constitue un linéament majeur qui semble se prolonger du Mali au sud à l'Atlas Saharien au nord. Il correspond probablement à un important
accident tectonique affectant l'ensemble de la chaîne. Il peut être interprété comme une zone
de suture intra-panafricaine,
appuyant ainsi l'hypothèse qui suggère que cette chaîne s'est
formée par accolements successifs de blocs crustaux différents.
Il est important de remarquer
que :
- la zone de suture entre le Craton ouest-africain
`
et la zone panafricaine
nord sous le bassin de Reggane. La subsidence paléozoïque
être associée à l'existence de cette suture ;
se prolonge au
du sillon de la Saoura pourrait
- alors
que toutes les études dans le Hoggar et au Brésil (Caby, 1989 ; Lesquer et al.,
1984) montrent que l'accident du 4°50' constitue une limite majeure dans la chaîne
panafricaine,
saharienne.
celui-ci ne marque pas de façon significative au niveau de la plate-forme
C'est plutôt l'axe Mouydir-Oued Mya qui semble prépondérant.
Le domaine d'Illizi,
à l'est, est caractérisé
en est et allongées NNW-SSE.
compartimentées d'ouest
soit en relation avec la structure
par des anomalies
Elles peuvent être interprétées
dans la croûte supérieure, soit en relation avec la distension qui a donné naissance
à des fossés crétacés au nord et au sud du Hoggar notamment. Nous penchons pour la seconde
hypothèse, tout en considérant que la distension a remobilisé des discontinuités majeures
panafricaine
e
préexistantes.
D'importantes
discontinuités
toutes la structuration
ultérieure.
NE-SW
structures géologiques
directions
notamment
panafricaine
Elles se retrouvent
ces directions
tranverses NE-SW ont été mises en évidence. Elles affectent
et sont également
sensibles
parfois même dans la morphologie
constituent
importantes.
au niveau de l'évolution
du relief actuel. Au nord,
des limites de corps denses et représentent
donc des
Au sud, elles se traduisent seulement par un décalage des
N-S et constituent
la couverture
aussi des limites à partir des quelles les failles qui affectent
sédimentaire sont soit décalées, soit interrompues. Ces directions
NE-SW sont au moins d'âge varisque (conformes à la structure hercynienne au nord-ouest).
Le fait qu'elles soient sensibles dans la morphologie du relief actuel induit qu'elles ont été
remobilisées
e
à chaque fois qu'un important épisode tectonique
affecte la région.
Enfin, l'analyse de l'écart à l'isostasie locale qui caractérise toute la plateforme saharienne nous conduit à proposer l'existence d'une anomalie négative régionale d'origine
profonde. Ces observations et les résultats des études du flux de chaleur (chap.VIlIet IX) et
des ondes de surface (Hadiouche et Jobert,1988 ; LesquergIAL, 1990) nous amènent à associer
cette anomalie négative à l'existence
d'un manteau supérieur anormal.
ETUDE
DE LA SUBSIDENCE
MESOZOIQUE
DU NORD-EST
DU BASSIN
SAHARIEN
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
87
CHAPITRE
METHODE
V:
DE LA SUBSIDENCE
D'ETUDE
I. Introduction
Au nord-est de la plate-forme saharienne, un bassin intracratonique s'est mis en place
dès le début du Mésozoïque, de façon transgressive sur un substratum paléozoïque dont la
surface a été complètement remodelée par la tectonique et l'érosion anté-triasique. Ce bassin
a été le siège d'une subsidence
et d'une sédimentation
quasi continue,
souvent sous une très
faible tranche d'eau, depuis le début du Trias. Il se présente actuellement
comme une gouttière
NNE-SSW dont l'axe central correspond à deux dépressions topographiques au NNE et au
SSW (Fig.I.2).
L'épaisseur
on peut le constater
des sédiments est de 3000 à 5000 m au centre du bassin, comme
sur la carte en isobathes
de la base du Mésozoique
(Fig.V.l),
établie à
partir de la sismique et des forages.
Ce bassin s'ouvre vers le nord sur le domaine atlasique dont il est séparé par une zone
de flexure complexe (la flexure sud-atlasique); il est limité au sud par les contreforts paléozoïques du massif du Hoggar, à l'ouest par la chaîne plissée de l'Ougarta et se continue à
l'est, en Tunisie. Il couvre une superficie de quelques 700.000 km2 .
L'histoire
de ce bassin est marquée par des événements
cycle alpin au nord et à l'ouverture
de l'Atlantique
tectoniques
à l'ouest
importants,
de la plaque africaine.
liés au
Cette
histoire est enregistrée de façon plus ou moins complexe dans l'évolution sédimentaire du
bassin. C'est un aspect particulier de cet enregistrement qui est étudié ici: l'analyse de la
effectuée
subsidence,
considéré
et traversant
sur quelques
80 forages pétroliers,
toute la colonne sédimentaire
Le cadre géologique
répartis à travers tout le domaine
mésozoïque.
ayant été décrit précédemment,
nous expliciterons
dans ce chapitre
les différentes
suivies pour le dépouillement des données et le calcul
étapes méthodologiques
de la subsidence. Les deux chapitres suivants seront consacrés à la présentation des résultats
du calcul de la subsidence tectonique pour différentes périodes et à leur analyse par rapport
au contexte
géodynamique
qui a marqué
la plaque
africaine,
notamment
dans sa partie
nord-occidentale.
Enfin après un bref rappel des principaux modèles proposés pour expliquer
la subsidence des bassins sédimentaires, nous essayerons de dégager des mécanismes simples
qui puissent expliquer
l'évolution
de ce vaste bassin jusqu'à
laquelle son évolution
a été complètement
ralentie.
l'Eocène,
période à partir de
88
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
obtenue à partir de la sismique
Fig-V-1 :Carte en isobathes de la base du Mésozoiquedans le Nord-est Sai�arien
et des forages. Equidistance 500 m.
II. Méthode
d'étude
de la subsidence
�;�"�
1. Définition de la subsidence
La subsidence
le phénomène
fluence de plusieurs facteurs. Ce mouvement
représente
aires où se sont accumulées
, ,
,
d'enfoncement
de la lithosphère
est particulièrement
de grandes épaisseurs
:
de sédiments
sous l'in-
apparent au niveau des
déposés sous une faible
tranche d'eau. Ceci témoigne d'un affaissement du substratum au fur et à mesure du dépôt
et non le comblement de dépressions préexistantes.
Cette subsidence dite tectonique,
associée à des modifications d'origine thermique ou autre de la lithosphère, est amplifiée
par la surcharge des sédiments,
le comportement
mécanique
perturbée
par les variations
de la lithosphère.
du niveau marin et filtrée par
°
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
89
Plusieurs modèles ont été élaborés pour expliquer cette subsidence à l'aide de mécanismes physiques plus ou moins simples. A l'origine, ces modèles s'appliquent à la formation de bassins de marge continentale passive, essentiellement
été étendus ensuite aux bassins intracratoniques.
L'histoire
de cette subsidence
surcharge par le biais de l'analyse
une lithosphère
de type atlantique;
tectonique
peut être connue en évaluant
de l'évolution
de la colonne sédimentaire,
ils ont
l'effet de la
en supposant
idéale.
Pour expliquer
l'accumulation
des sédiments,
les principaux
mécanismes
invoqués
sont :
- soit un amincissement
lithosphère
crustal par étirement,
(Sleep, 1971 ; Turcotte
et Ahern,
provoquant
l'alourdissement
1977 ; Mc Kenzie,
de la
1978 ; Steckler et
Watts, 1978 ; Keen, 1979). Ce modèle a été amélioré en tenant compte de la rigidité
de la lithosphère (Beaumont, 1978 ; Beaumont et Sweeney, 1978) ou des problèmes
liés à la perte par conduction
1984; Cochran,
latérale de la chaleur (Steckler,
1981 ; Alvarez et al.,
1983);
- soit un alourdissement
par métamorphisme
dleton, 1980 ; Falvey et Middleton,
en base de croûte (Falvey, 1977 ; Mid-
1981) ou des intrusions dans la croûte (Royden et
Keen, 1980
Fig.V.2 : Schéma illustrant la réponse de la lithosphère à la surcharge.
a: en isostasie locale (type Airy, 1855); b: en isostasie régionale (type Veining-Meneisz, 1930).
Sous l'effet de cette surcharge, un réajustement
peut être considéré comme:
- local en l'absence
de rigidité de la lithosphère,
de la lithosphère
s'opère (Fig.V.2). Il
.
"
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
90
- régional, la lithosphère étant assimilée à une plaque mince élastique flottant sur un
substratum liquide ou visqueux (Walcott, 1970 ; Watts et Cochran, 1974; Steckler et Watts,
1981; etc...).
'
Méthode d'étude en l'absence de rigidité de la lithosphère
�...' �
La valeur de la subsidence est mesurée, en première approximation, par l'épaisseur
des sédiments déposés pendant un intervalle de temps, en supposant que cet apport a
compensé l'affaissement
dance de la lithosphère
du bassin (Sleep, 1971). La subsidence
à s'enfoncer
par réajustement
isostatique
est amplifiée par la tensous l'effet de cette sur-
charge.
La méthode
du back stripping sédimentaire, décrite à l'origine par Watts et Ryan
(1976), permet d'évaluer la subsidence tectonique, c'est-à-dire la subsidence que l'on aurait,
toutes chose égales par ailleurs, en l'absence de sédimentation. Cette méthode consiste à
retirer progressivement
le poids des couches sédimentaires
temps et en décompactant
les sédiments sous-jacents
superficielles,
en remontant le
au fur et à mesure (Fig. V.3). Afin de
pouvoir comparer les différentes époques entre elles, il convient d'effectuer des corrections
qui tiennent compte des paléoprofondeurs de dépôts et des variations eustatiques du niveau
moyen des mers (Steckler et Watts, 1978 ; Brunet, 1981). L'hypothèse de compensation
isostatique locale de type Airy est généralement faite pendant la phase de distension; d'après
Le Pichon état. (1973), cette hypothèse est justifiée.
La subsidence
..'
tectonique est alors donnée par l'expression
Les paramètres
utilisés dans cette expression
suivante :
ont la signification
suivante:
pm = densité du manteau = 3,35 g/cm3,
pe = densité de l'eau = 1,03 g/cm3
ps = densité des sédiments
S = épaisseur des sédiments
h = paléoprofondeur
AL = variation
de dépôt
°
1 .
globale par rapport au niveau moyen actuel.
virtuelle d'une lithosphère sans surcharge sédimentaire
dans un océan à niveau constant, sous l'effet de divers phénomènes géodynamiques internes.
S, représente
une subsidence
du niveau marin à l'échelle
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
91
Fig.V.3 : Schéma illustrant la méthode du back stripping sédimentaire (d'après Bessis, 1985).
2.2. Evaluation
des facteurs
intervenant
dans
le calcul
2.2.1. Echelle chrono-stratigraphique
L'établissement
étudié est nécessaire
subdivisions
fisamment
pour le calcul de la subsidence
stratigraphiques
tectonique
que nous avons adoptées concernent
grands pour être raisonnablement
ques s'appuient
homogène sur tout le domaine
d'une échelle chrono-stratigraphique
sur un certain nombre
différenciés.
d'études
selon le temps. Les
des ensembles
Les attributions
paléonto-palynologiques
suf-
stratigraphirécemment
92
effectuées (SONATRACH,
Rapport internes). Ces attributions
en proche dans les différents
spontanées,
l'utilisation
doit respecter
(celles de résistivité,
certaines
de
gamma, du temps de trajet et de Neutron) dont
un certain nombre de règles, notamment
de similitude et de rythmicité
Cependant,
sont rapportées de proche
forages à l'aide des diagraphies
du rayonnement
polarisation
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
celles de causalité,
(Serra, 1985).
coupures
sont parfois imprécises
stratigraphiques
dans cer-
taines parties du domaine étudié, étant donné les problèmes liés à des facteurs tels que:
- le diachronisme de certaines formations, tel
que le passage Trias Inférieur-Moyen
à Trias Supérieur, le passage Trias-Lias (A. Achab, 1970) et la limite MalmNéocomien
dans le nord du domaine ;
- la rareté de la faune et de la flore au niveau de certaines formations
.¡.
notamment
continentales,
devenant également
L'échelle
dont il est d'ailleurs
2.2.2. Compaction
a. Mécanismes
et Barrémien-Aptien
diachrone dans le Dahar Tunisien (Busson,
des temps
Néocomien-Barrémien
le passage Néocomien-Barrémien
utilisée
publiée
par Palmer
a été prise à 130 Ma, incorporant
l'Hautérivien
difficilement
est celle
dissociable
(Busson,
lagunaires ou
1972).
(1983).
La limite
dans le Barrémien
1972).
des sédiments
de compaction
Il est nécessaire
colonne sédimentaire,
de pouvoir, à chaque époque considérée,
restituer l'état d'une
voire chacune de ses couches, pour le calcul de la subsidence
(Fig.V.3).
Au cours de leur enfouissement,
gressivement
par l'expulsion
les couches sédimentaires
se compactent
pro-
de l'eau contenue dans leurs pores, réduisant ainsi leur
volume par rapport au dépôt initial. L'évolution
de cette compaction
est donc décrite
essentiellement
notamment
...(,-
par celle le la porosité qu'il est par conséquent nécessaire d'évaluer,
grâce aux diagraphies et aux mesures sur échantillons.
Les mécanismes
- le
réarrangement
de la compaction
mécanique
sont liés principalement
des grains sous l'effet de la charge sus-jacente,
- le réajustement
physico-chimique
un accroissement
de la porosité par dissolution
de celle-ci par recristallisation.
- Les sédiments
gréseux
aux facteurs suivants:
par diagénèse
qui se traduit notamment
et dolomitisation
par
ou une diminution
METHODE D'ETUDE DE LA SUBDIDENCE
93
Dans un premier stade, la compaction des grès est dûe à un réarrangement des
grains sous l'effet de la charge, ceci autant plus rapidement que leur taille est petite et
bien ordonné (Graton et Frazer, 1935 ; Taylor,
que leur classement granulométrique
1950). Dans un second
stade, des phénomènes
de la température
l'augmentation
diagénétiques
apparaissent
avec
1964) et du temps (Serra, 1985).
(Maxwell,
La porosité
résistance
peut ne pas représenter fidèlement la compaction, étant donné la
des grains à l'écrasement, l'apparition de phénomènes diagénétiques et le
développement d'une cimentation
des relations porosité-profondeur,
littérature (Maxwell,
En dépit de ces différents facteurs,
souvent de type linéaire, ont été décrites dans la
intergranulaire.
1964 ; Magara,
1980).
- Les
argiles
La compaction
des argiles a fait l'objet
Weller, 1959;
Hedberg, 1936;
par réarrangement
mécanique,
de nombreuses
études
(Athy,
1930;
Elle se fait successivement
Burst, 1969).
par déformation
par perte d'eau,
et enfin par recristallisation minérale
La porosité décroît de 85% près de la surface à 30% après l'expulsion
de l'eau des pores dès les premières profondeurs et puis après jusqu'à sa réduction
(Hedberg, 1936).
complète
(Burst,
1969).
certaines
Néanmoins,
même à grandes profondeurs,
importantes
argiles
conservent
des porosités
du fait de la sous-compaction.
- Les carbonates
Divers mécanismes
ment
des
bioturbations,
interviennent
écrasement
dans la compaction
des
pellets,
des carbonates:
disparition
des
aplatisse"birds eyes",
réorientation-écrasement
accompagnés
des fossiles, formation des stylolithes. Ces phénomènes sont
par d'autres tels que la cimentation, le remplacement de l'aragonite par
de la calcite et la dolomitisation
(Scholle,
1979 ; Schinn et Robbin, 1983).
b. Les lois de la porosité
Pour approcher
diagraphiques
les lois de porosité, nous avons utilisé à la fois les informations
et les rapports d'analyse
des carottes en laboratoire.
Les résultats pour
les trois lithologies dominantes (grès, argiles et carbonates) sont illustrés sur les figures
V.4 (a, b et c). La distribution des porosités pour chaque lithologie a été approchée par
une loi de type exponentiel, calculée au sens des moindres carrés, principalement pour
une raison de commodité
d'utilisation
du logiciel de décompaction.
- Les
grès et sables (Fig.V.4a).
La porosité des grès a été déduite des diagraphies (temps de trajet, Neutron et
densité) et parfois des rapports d'analyse de carottes au laboratoire. Nous avons choisi
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
4
des intervalles
(
de formation
relatives à des lithologies
(plus de 75% de grès) pour avoir des valeurs
"propre"
comparables;
les pourcentages
ont été évalués à partir du Gamma Ray (Desbrandes,
�
.
-
d'argile
qu'ils contiennent
1968 ; Serra, 1985).
Malgré une certaine dispersion des valeurs, la porosité des grès du Mésozoïque
du bassin NE Saharien est approchée au sens des moindres carrés par la loi suivante
où la profondeur Z est exprimée en km (Fig.V.4.a).
��=0,42exp(-0.388Z)
.�.
de la porositéselonla profondeur.
Fig.V.4 Lois
: d'évolution
a: grèset sables;b: argileset marnes;c: calcaireset dolomies..
- Les ar¡iles (Fi�.V.4b)'
�
L'évaluation de la porosité des argiles est par contre plus délicate. Elle peut être v
effectuée à partir des diagraphies soniques et de densité. Cette dernière n'est cependant
réalisée qu'au niveau de certains intervalles intéressant les pétroliers. Nous avons
adopté pour cela les valeurs de matrice moyenne suivantes :
p- = 2.71g .cm
-3
At""= 69pslft
!YI = 180�/ft
.
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
95
Les valeurs correspondent
à une matrice
argileuse
moyenne,
composée
d'un
mélange d'illite, de chlorite et de kaolinite. La valeur du temps de trajet dans l'eau À/y
est en générale prise égale à 180 gs/ft, quoiqu'elle varie quelque peu avec la température
et la salinité (Serra, 1985). Ces deux valeurs de A m et p,. ont été calées au niveau
des intervalles où les deux diagraphies sont disponibles. Dans ces conditions, il est
également
possible
de reporter
les temps
de trajet
et Air en fonction
de la porosité
§D
à partir du log de densité et d'extrapoler la relation obtenue à tout le puits, en supposant
une compaction normale (Serra, 1985).
Ainsi, la relation porosité-profondeur
donnée par l'expression :
obtenue pour les argiles (Fig.V.4.b) est
(D2= 0.53 Exp(-0.56Z)
Malheureusement, cette loi n'intègre pas les fortes variations de la porosité au
début de l'enfouissement (dans les premiers 100 m).
- Les carbonates (Fig.V.4c).
La porosité des carbonates a été évaluée de la même manière que pour les grès.
Nous avons groupé volontairement les calcaires et les dolomies dont les comportements
sont certes quelque peu différents, mais ils sont souvent associés dans des mélanges
ou des alternances (calcaire dolomitique ou inversement). La loi moyenne déduite est
donnée par l'expression suivante:
(D3= 0.21 Exp(-0.531Z).
- Les lithologies composées5
En général, les unités lithostratigraphiques sont composées d'une certaine association de divers constituants simples. Leur variabilité ne permet pas d'établir une loi
de porosité pour chacune d'elles. La composition lithologique se fait sous forme de
mélange ou d'alternance de constituants simples. A la limite, le problème peut être
ramené au cas d'une série d'alternance de très fines couches lithologiques simples.
Soit une série d'alternance de fines couches, chacune d'elle caractérisée par une
relation telle que:
�1�¡ = �1�oi Exp(-C¡Z)
La porosité de la série sera donnée par :
n
i=O0
Xireprésentant la proportion de chaque lithologie. Soit :
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
96
� E�.Exp(-C.Z)
,
,
Comme nous devons supposer des relations de type exponentiel pour la commodité du calcul, une approche réaliste du problème consiste à considérer que la
porosité de l'alternance est donnée par :
Nous admettons
que, les coefficients
C, étant peu différents,
4�Ôet C* sont
approchés par :
n
*� ���*��.
i=l
'
�-.
.
On peut vérifier que, dans le cas qui nous intéresse, cette formule est tout à fait
satisfaisante.
Les valeurs des paramètres
4)* et C*, correspondant
respectivement
à la porosité
initiale de dépôt et au facteur de compaction, ont été calculés pour 18 lithologies
composées qui décrivent l'ensemble des différentes unités du Mésozoïque saharien
considérées.
c. Calcul de décompaction
des sédiments
Le modèle de décompaction
1979):
- la
compaction
(Perrier et Quiblier,
repose sur deux hypothèses
,.
n'est due qu'à la perte de fluide par expulsion
des pores inter-
stitiels. Si on admet que localement les échanges par transformation
solide s'équilibrent, notamment entre la dissolution et la cimentation
Manus, 1975), la variation de la porosité selon la profondeur
ment le changement du volume de la roche ;
- la porosité d'une
lithologie donnée ne varie, en l'absence
profondeur
1982).
d'enfouissement,
indépendamment
de matière
(Coogan et
représente
d'érosion,
du temps (Schmocker
directe-
qu'avec la
et Halley,
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
97
On admet que chaque couche est décomposée en deux sous-couches :
l'une
représentant le volume solide et l'autre celui de l'eau. La hauteur solide Hs, par
définition le volume de la matrice, est donnée par :
Hs = lZl (1 - �I�(z ))dz
Les données nécessaires
à la restitution
de la colonne sédimentaire
pour chaque
sont
de
la
la
sa
ses
toit
et
et
loi
de porositécouche,
mur,
période
l'âge
lithologie,
profondeur. Il s'agit aussi de déterminer la densité de la couche à chaque étape, à partir
des densités de matrice P�Ift4�
et des porosités 4�(z).
n
La densité de la couche est donnée par :
Ps = O(z)pe + (1 - �I�(z ))Pma
L'effet correctif introduit par la décompaction est important, il peut représenter
jusqu'à 25% de la valeur de la subsidence tectonique (Brunet et Le Pichon, 1982).
2.2.3. Paléo.profondeur
FigY.5 :
Evolution
de dépôt
de la paléo-profondeur
(Moussine-Pouchkine,
Il est nécessaire
périodes considérées,
de dépôt au cours du Mésozoique
dans le
bassin
saharien
comm. orale).
de dépôt pour chacune des
afin de revenir à un niveau de référence commun à toute l'histoire
de connaître
les paléoprofondeurs
du bassin. C'est un paramètre difficile à estimer, son évaluation s'effectue à partir de
l'étude des paléogéographies,
les faciès considérés étant comparés à ceux des sédiments
'�
-
actuels. Ceci permet de reconstituer
varie très rapidement
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
98
le mode et le milieu de dépôt. La paléobathymétrie
dans le temps et dans l'espace,
d'où les variations
fréquentes
des
faciès.
Au niveau du bassin mésozoïque
saharien, les faciès varient du continental
au marin
des formations mésozoïques du NE
peu profond. Toutes les études paléogéographiques
saharien s'accordent sur la faiblesse de la tranche d'eau sous laquelle les sédiments se
sont déposés (Busson,
mètres seulement,
1981). Elle n'est que de quelques dizaines de
sauf au Crétacé Supérieur où elle a probablement atteit 200 à 250 m
1972 ; M'Rabet,
comm. orale). - �
`
environ (Fig.V.5) (Moussine-Pouchkine,
2.2.4. Variations
.,.-"..-.�
r
'. '
eustatiques
Il est généralement
variations
eustatiques
admis que le niveau marin à l'échelle globale a subi d'importantes
au cours de l'histoire géologique. Cependant, l'origine de ces fluctuations
et leurs valeurs sont assez mal connues.
peuvent contribuer
à ces mouvements
- soit aux
glaciations
(Pittman,
Les principaux
mécanismes
;
1978 ; Matthews et Poore, 1980),
- soit aux variations des taux
d'expansion océanique (Pittman, 1978),
- soit à l'érosion et au
remplissage des bassins sédimentaires (Donovan
- soit aux mouvements
Fig.V.6 :
Cycles à l'échelle
Phanérozoique
(d'après
des plaques continentales
globale,
qui
sont liés :
de rI' et 2""' ordres,
Vail et ai, 1977).
et Jones,
(Watts, 1982).
des changements
relatifs
du niveau marin au
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
99
En étudiant la stratigraphie sismique de différentes marges continentales, Vail et al.
(1977) ont proposé des courbes de changement du niveau marin dont les variations de
premier et de second ordres sont reportées sur la figure V.6. Ces courbes montrent la
généralisation
à l'échelle
globale de certains cycles transgression-régression.
desdifférentes
courbesdesvariationsduniveaumarinà l'échelleglobale(d'après
Fig.V.7:Comparaison
Ronov, 1968; Wise,
1974; Vail
et al., 1977;
Pittman,1978;
Watts et Steckler, 1979;
Bond, 1978)
De son côté, Pittman (1978) en a proposé d'autres, établies à partir de l'observation
et de la mesure du changement de volume des rides médio-océaniques
qu'il considère
comme le principal responsable de l'eustatisme. Il donne une valeur de 350 m au-dessus
du niveau moyen actuel pour le Coniacien (Fig.V.7). Plusieurs auteurs contestent cette
valeur, entre autres Bond (1978) qui propose 150 à 200 m pour la même période en se
basant sur l'ennoiement des continents (Fig.V.7).
Fig.V.8 : Courbe des variations du niveau marin utilisée au niveau de celle étude. Tirée de Vail et Mitchum
(1979) et Haq et al. (1987), calibrée à 250 m pour le maximumdu Crétacé supérieur.
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
lOO
Au niveau de cette étude, nous avons utilisé les courbes
proposées
par Vail et
Mitchum (1979) et Haq et al. (1987), calibrée sur une valeur de 250 m pour la période
du maximum de transgression au Cénomano-Turonien
(fig.V.8).
2.2.5. Lacune et érosion
En général, les périodes d'érosion intra-mésozoïque
sont peu fréquentes. Localement, la phase anté-aptienne a été suivie par une certaine érosion qui a touché toute la
série parfois jusqu'au
Trias. Dans ce cas, nous avons reconstitué
la quantité de sédiments
érodés en opérant de proche en proche, grâce aux cartes d'isopaques réalisées à partir de
la sismique (SONATRACH,
Douments internes). Nous pensons que, vu les taux de
sédimentation et le domaine de plateforme, l'erreur maximale est de quelques 50 à 100
m.
D'autre
part, le Paléocène
sud-est constantinois.
n'est décrit nulle part à travers ce bassin, sauf dans le
Cette absence de référence
ne traduit pas obligatoirement
l'exis-
tence d'une lacune, mais plutôt la difficulté stratigraphique de différencier le Paléocène
de l'Eocène (Busson, 1972 ; Fabre, 1976). Ainsi, nous l'avons incorporé à l'Eocène. Par
contre, l'Oligocène,
en général bien distinct du reste de la série, repose souvent en
discordance
sur des termes quelconques du Crétacé Supérieur. Il en est de même pour
le Néogène, discordant sur le tout. Ces termes ont été précédés de périodes d'érosion
parfois importante.
2.2.6.Erreurs
et incertitudes
Il est certain qu'un nombre d'erreurs
possibles peut entacher les résultats du calcul
de la subsidence et induire en faux le raisonnement.
paramètres
-
utilisés et surtout au processus
Chronologie
et stratigraphie
L'échelle
chronologique
les attributions
à l'échelle
stratigraphiques
globale (variation
Ces erreurs sont liées aux différents
globale utilisée doit être conforme
à l'intérieur
eustatique,
'
de leur évaluation.
pour pouvoir intégrer
du bassin à celles des principaux événements
phénomènes
géodynamiques).
Nous pensons
que le document publié par Palmer (1983) répond à ce souci.
Le problème
le plus délicat à résoudre est celui des attributions
stratigraphiques.
L'idéal serait d'avoir des datations absolues au niveau de tout le bassin ; ce qui est pour
le moment loin d'être réalisé. Les datations disponibles doivent être utilisées de façon
optimum, en s'aidant des corrélations
pour les étendre le plus loin possible.
En général, ces opérations sont plus ou moins bien effectuées dans le cas qui nous
intéresse. Seulement, les variations fréquentes de faciès et les diachronismes de certaines
diagraphiques
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
101
formations
risquent de fausser les corrélations.
d'unités chronologiques
peu d'information intermédiaire.
regroupements
Pour cela, il faut parfois considérer
plus importantes,
des
en acceptant de perdre quelque
Il est toutefois indispensable de chercher le maximum de subdivision stratigraphique
que les données permettent d'obtenir, car la suite du traitement est telle que, à l'intérieur
de chaque unité considérée, le taux de sédimentation est supposé constant ; ceci constitue
une importante
et une perte réelle d'information
approximation
à l'intérieur
de l'unité
considérée.
- Compaction
des sédiments
La reconstitution
de l'état d'une
couche
sédimentaire
à une époque donnée est
réalisée par le biais de la loi de la porosité selon la profondeur qui ne peut être qu'une
loi moyenne, d'où une certaine erreur dans le calcul de la subsidence, les lois de
porosité-profondeur
l'enfouissement
n'intégrant
pas les fortes variations de la porosité tout au début de
qui peuvent être importantes.
La densité des sédiments est calculée d'après ces lois de porosité ; malgré un certain
calibrage sur les diagraphies, ceci se traduit par une erreur de 5% sur la valeur des densités
(Brunet,
1981). Il aurait été souhaitable
graphie, mais ce type d'opération
ces densités par dia-
de mesurer directement
n'est effectuée
qu'en face des intervalles
intéressant
les pétroliers.
D'autre
part, il est difficile d'établir
des lois de compaction
des lithologies rencontrées. Nous avons retenu 18 lithologies
nous décrivons la colonne sédimentaire dans tout le bassin.
propres pour chacune
moyennes
avec lesquelles
Il est vrai que l'erreur commise au niveau de la décompaction est difficile à évaluer,
tant on ne tient pas compte de tous les facteurs. Mais elle ne saurait excéder celle commise
en ne décompactant
et Le Pichon,
pas et qui peut atteindre 25% sur la subsidence
tectonique
(Brunet
1982).
- Erosion et lacune
.
Il est possible que des périodes de lacune ou d'érosion n'aient pas été décrites et
que seules des études stratigraphiques plus fines permettent de les mettre en évidence.
Elles introduisent ainsi une certaine erreur dans l'évaluation de la subsidence tectonique
que l'on ne saurait chiffrer.
attributions
Ce genre d'erreur
stratigraphiques.
- Niveau marin et
an léoprofondeur
de dépôt
est à incorporer
dans le problème
des
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
102
C'est la source d'erreur
.�
de la subsidence.
la plus importante
est adapté à la paléogéographie
sur la paléoprofondeur de dépôt est variable . Le modèle
du bassin saharien; celle du domaine nord-atlasique est
certainement
notamment
entraînerait
D'autre
L'incertitude
qui peut entacher les résultats du calcul
mal appréhendée,
durant le Jurassique.
une erreur dans le même sens sur la subsidence.
Une erreur sur celle-ci
du niveau marin depuis le Crétacé
Moyen (210 ± 60 m) semble connue à 20 ou 30% près et son évolution au cours du temps
part, l'amplitude
totale des variations
est encore moins bien cernée. Brunet (1981) évalue cette incertitude
de la subsidence
dans le cas où les sédiments
sont remplacés
à 25% de la valeur
par l'eau.
III. Données utilisées
Parmi les nombreux forages d'exploration pétrolière que nous avons eu a dépouiller dans
nos différentes études, nous en avons retenu 80 pour le calcul de la subsidence. Ces forages
ont été choisis assez bien répartis à travers le domaine d'étude (deux forages au moins par
1°x 1°) de façon à représenter toutes les unités structurales déjà décrites. Ils traversent toute
la colonne sédimentaire mésozoïque et leur subdivision lithostratigraphique
peut être
..�
considérée comme correcte..
-
Nous avons utilisé pratiquement tous les forages d'Algérie du Nord pour pouvoir mieux
appréhender les rapports qui peuvent exister entre le domaine saharien au sud et celui-ci au
nord. Quelques uns seulement d'entre eux sont représentés
au niveau de cette étude, les autres
moins complets
unités stratigraphiques
ayant servi à bien caler les différentes
et surtout
reconstituer
de proche en proche les séries manquantes (non traversées par le forage ou
érodées) en s'aidant de la sismique et des corrélations pré-établies par les pétroliers (SONATRACH, documents internes). Nous présentons sur la figure V.9 la situation des forages
utilisés ici.
V
Toutes les diagraphies
.
.
,_
au niveau des forages considérés ont été utilisées, soit
avec les forages voisins, soit pour déterminer les porosités et
disponibles
pour vérifier les corrélations
parfois les proportions des différents constituants.
dans le cadre de cette étude...
;
Ainsi, plus de 250 forages ont été dépouillés
103
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
Fig.V.9 : Position et sigles des forages utilisés pour l'étude de la subsidence.
"
'
'
e
EVOLUTION DE LA SUBSIDENCE
104
CHAPITRE
EVOLUTION
VI:
SPATIO-TEMPORELLE
Le calcul de la subsidence
et de l'enfouissement
DE LA SUBSIDENCE
total du substratum
paléozoïque
a été
effectué au niveau des 80 forages retenus. Le logiciel utilisé tient compte des périodes d'érosion
et de lacune, en se basant sur l'irréversibilité
de la compaction,
c'est-à-dire
qu'une formation
donnée se compacte lorsqu'elle est enfouie ; par contre, quand elle est exhumée, sa porosité est
préservée. Nous présentons les résultats sous forme de courbes de subsidence et de cartes
d'isovaleurs.
I. Courbes
de subsidence
Comme l'ensemble
f
des forages a été traité de la même manière,
la comparaison
des
courbes de subsidence
obtenue est alors possible. Les observations qui en découlent constituent des éléments dont il faut tenir compte dans l'étude de ce bassin.
Fig.Vl.1 :
Courbes
a: forage
l'eau;
de subsidence
ZH.l
pour deux forages-types.
(NE Saharien);
en trait plein:
b: forage
l'enfouissement
EA.I
(Mouydir).
En pointillé:
la subsidence
tectonique
sous
total du substratum.
Nous observons d'abord que la valeur de la subsidence tectonique représente globalement
entre 30 à 50% de l'enfouissement
total du substratum paléozoïque. Ceci est illustré par la
figure VI. 1 sur laquelle nous avons porté les courbes de subsidence de deux forages typiques:
EVOLUTION DE LA SUBSIDENCE
105
l'un situé au centre du bassin du Nord-est
Saharien
sud-ouest (VLIb). Les courbes de subsidence
(VI. la) et l'autre dans la périphérie
de tous les forages sont présentées
au
en annexe
II..
Deux domaines
bien distincts
particulièrement
générale de la courbe de subsidence
- un domaine centre-oriental,
(respectivement
peuvent
être définis
selon la forme
Fig.VL l a et VI.lb):
compris entre les méridiens
30 et 34°N et les parallèles 6
et 8°E, où la courbe présente une phase initiale triasique rapide, suivie globalement
une longue phase de décroissance
par
des taux de subsidence;
- un domaine
périphérique où cette phase triasique est relativement faible; elle est suivie
par une phase nettement plus rapide à partir du Lias et une longue phase de décroissance
progressive enfin.
Nous reviendrons
plus loin sur cette différentiation.
domaine centre-oriental
est celui où la subsidence
Néanmoins,
nous observons
que le
a été initiée dès le début du Trias et que le
domaine périphérique commence à fléchir progressivement vers le sud et le sud-ouest, comme
s'il était "entraîné" par la subsidence du domaine central, et très rapidement à partir du Lias
vers le nord, comme si d'autres
mécanismes
intervenaient.
Par ailleurs, un certain nombre de ruptures de pente marque les courbes de subsidence
dans leur ensemble (Fig. VL l ). Elles ne sont pas synchrones partout et caractérisent des
domaines différents. Ceci est clairement illustré par les courbes de subsidence, présentées en
annexe II. Les phases correspondant à des accélérations
importants se rapportent aux périodes suivantes:
- la limite Trias-Lias,
dans la zone nord-occidentale
des taux de subsidence
les plus
(Atlas Saharien),
- le Malm dans tout le domaine
septentrional,
- le Crétacé Inférieur (Barrémien)
dans l'ensemble
du bassin,
- la limite Crétacé-Tertiaire.
Des périodes
tectonique"
de ralentissement
relatif, sont observées
général de la subsidence,
correspondant
au niveau du bassin. Les plus importantes
à un "calme
d'entre elle se
rapportent au Trias Supérieur, au Jurassique Moyen et au Crétacé Moyen. De façon générale,
ces périodes sont caractérisées par une sédimentation en milieu confiné.
II. Répartition
des taux de subsidence
tectonique
L'analyse de la répartition de la subsidence est effectuée à partir des cartes d'isovaleurs
des taux de subsidence, supposés constants à l'intérieur de chaque époque considérée :
[T(x, y, t;) - T(x, y, t,,)]/(t.-t,,).
Des cartes de subsidence
cumulées
permettre de visualiser globalement
pour chaque période sont présentées
l'évolution
de ce bassin.
à la fin pour
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
106
Ces cartes permettent
de fonctionnement
de suivre l'évolution
son schéma
générale du bassin et d'analyser
au cours de chaque intervalle de temps considéré.
Nous prions le lecteur
de se reporter aux figures (IL2 et ILS) pour la localisation des différents éléments géologiques
utilisés ici.
1. Au cours
du Trias
(245-208
Ma)
Au cours du Trias Inférieur-Moyen,
au nord-est de la Plateforme
coalescentes
orthogonales
une subsidence rapide (20 à 30 m/Ma) est initiée
Saharienne
(Grand Erg Oriental),
définissant
deux fosses
(Fig.VI.2):
- la fosse du Bas Sahara, allongée globalement
E-W se prolongeant
au nord-ouest dans
le Hodna et à l'est dans le Dahar Tunisien,
- la fosse de Baguel-Gassi
Fig.Vl.2 :
Carte en isovaleurs
distance: S
Touil, allongée NNE-SSW.
des taux de subsidence
m,Ma']. Les points indiquent
tectonique
la position
durant
le Trias Inférieur
et Moyen. Equi-
des forages.
Ce bassin du début du Trias est limité au sud-est (Tinhert) et au sud-ouest
par des gradients relativement
importants.
de la région d'El Biod-Messaoud
(El Biod)
Il convient de noter la relative faible subsidence
dont la structure est contrôlée par des failles majeures.
107
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
Pendant cette période, le milieu de dépôt est de type continental à deltaïque, permettant
parfois l'accumulation
d'épaisses séries détritiques. Cette période est marquée par d'importants épanchements
volcaniques
qui se sont produit tant au niveau de ce
tholéiitiques
bassin qu'en Algérie du Nord (Bossières,
1971 ; Morre-Biot,
1974).
Fig.VI.3 : Trias Supérieur. Même légende que Fig.VI.2.
Au Trias Supérieur
m/Ma). Ils définissent
(Fig.VI.3),
les taux de subsidence
un vaste domaine
subsident
sont nettement
(le Grand Erg Oriental),
ralentis (5-10
centré sur la
fosse de Baguel. Ce domaine s'ouvre sur les régions des Aurès au NE et des Hauts Plateaux
au NW qui commencent à fléchir vers le nord (Fig.VI.2). Il faut noter l'inversion de la
subsidence dans le Hodna qui joue un rôle de promontoire
de l'est et de l'ouest. De même, le Grand Erg Occidental,
un domaine
entre les deux domaines atlasiques
à l'ouest, s'affirme
encore comme
"résistant".
Sur le plan paléogéographique,
le milieu de sédimentation est devenu plus confiné,
favorisant le dépôt d'épaisses séries évaporitiques à faciès de type germanique.
2. Au cours du Jurassique (208-144 Ma).
Au cours du Lias (Fig.VI.4),
la période précédente.
la subsidence
Cette accélération,
plus rapide qu'au cours de
vers le NW, marque l'apparition d'un
est nettement
notamment
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
108
important gradient à la limite de l'Atlas Saharien. Le reste du domaine montre une subsidence très progressive
Erg Occidental
du sud vers le nord. Il faut noter le début du fléchissement
vers le NW, comme entraîné par la forte subsidence
du Grand
de l'Atlas.
Fig.Vl.4 : Lias. Mëme légende que Fig.Vl.2.
Malgré un certain ralentissement
au cours du Dogger, la zone la plus subsidente reste
située au NW (Atlas Saharien - Hauts Plateaux).
durant cette période est déterminé
méridionale
Le schéma de fonctionnement
du bassin
principales NE-SW dans la partie
du domaine et NW-SE dans la zone nord-orientale. Ces directions définissent
par deux directions
ainsi des fossés subsidents et haut-fonds
quelque peu résistants (Fig.VI.5). La réapparition
d'un certain gradient, quoique faible, au niveau de l'accident d'El Biod pourrait témoigner
de l'instabilité de cette structure, notamment par la remobilisation de celui-ci.
.
Le Malm est quant à lui caractérisé
par un basculement
général du bassin vers le nord
à la faveur d'une remarquable accélération des taux de subsidence dans les Aurès au NE.
Le bassin subsident se situe au nord d'une ligne SW-NE, Béchar-Ghardaia-El
Oued
(Fig.VI.6). En dehors de la fosse de l'Oued Mya, le reste du domaine se comporte comme
une véritable plateforme rigide, montrant par endroits une tendance à la surrection.
109
Fig.VIJ : Dogger. Même légende que Fig.VI.2.
Fig.Vl.6 : Malm. Même légende que Fig.Vl.2.
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
11O
l'individualisation
et au Malm au nord-est, marque la fin de
amorcé au Lias à l'ouest
Ce basculement,
du domaine nord-atlasique
à la limite entre les deux domaines
par rapport au domaine saharien. Les zones
par la suite les sillons pré-atlasiques
constitueront
(Benoud à l'ouest et Melrhir à l'est).
La paléogéographie
des milieux continental
est marquée par l'extinction
au cours du Jurassique
et confiné et l'affirmation
des influences
progressive
franchement marines.
3. Au cours du Crétacé (144-66 Ma\
Au Néocomien,
le bassin amorce un fonctionnement
ridiens, touchant les deux domaines
sillon de Ghadamès-Melrhir-Aurès
une zone haute (Amguid-El
Fig.VI. 7:
Néocomien.
Légende
atlasique
en fossés et haut-fonds
et saharien à la fois (Fig.VI.7) :
et à l'ouest le sillon du Mouydir-Berriane,
Biod-Messaoud-Hodna).
voir Fig. VI.2.
subméà l'est le
séparés par
111
Fig.Vl.8 : Barrémien. Légende voir Fig.VI2.
Fig.VI.9: Albo-aptien. Légende voir Fig.VI.2.
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
112
Au Barrémien, les taux augmentent de façon significative, notamment dans le domaine
atlasique. Le creusement de fossés et la surrection de la zone d'El Biod-Messaoud s'accentuent,
l'apparition
malgré l'extension
d'une zone sensiblement
entre les deux domaines :
un bassin saharien,
importants
de la subsidence
à tout le bassin (Fig.VI.8).
E-W (Dahar-Beriane-Rharbi),
un bassin nord-atlasique
organisé
jouant en promontoire
subsident vers le nord et le nord-est et
en fossés et haut-fonds
gradients de subsidence
Il faut noter
marque probablement
subméridiens.
L'affirmation
une remobilisation
des
des grandes
factures N-S est-sahariennes.
Au cours de l'Albo-aptien,
le bassin fonctionne
plus ou moins activement
de trois zones limitées: l'Atlas Saharien au NW, le Constantinois
centre-saharienne
de l'Oued
Mya-Mouydir
(Fig.VI.9).
au niveau
au NE et la vaste province
Les deux domaines
saharien
et
A l'est de l'accident
atlasique sont séparés par un large haut-fond (Rharbi-Berriane-Dahar).
d'El Biod, probablement réactivé, toute la province est-saharienne n'est pratiquement pas
subsidente.
Fig.VI.10 :Cénomano-turonien.
LégendevoirFig.Vl.2.
1 Un véritable changement s'opère dès le début du Crétacé Supérieur: un basculement
général du bassin vers l'est et le sud-est.
113
Fig.Vl.l1 : Sénonien Inférieur. Légende voir Fig.VI.2.
Fig.VI.12 : Maestrichtien. Légende voir Fig.Vl.2.
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
114
4
Le début de ce basculement
traduit notammant
par l'émersion
bassin subsident fonctionne
éVOLUTIONDE LASUBSIDENCE
est sensible dès le début du Cénomano-turonien;
relative
du domaine
en fossés et hauts-fonds,
nord-occidental
déterminés
il se
(Fig.VI.10).
Le
par les deux directions
NW-SE et NE-SW.
Au Sénonien Inférieur (Fig.VI.l 1) le fonctionnement du bassin reprend le schéma qui
a prévalu au Crétacé Inférieur, mais en sens inverse : les fossés subsidents d'El BiodMessaoud-Hodna
et de Rharbi-Timimoun
fonctionnaient
en haut-fonds au Crétacé Inférieur
(Fig.VI.7).
A la limite Crétacé-Tertiaire,
m/Ma).
Le bassin
reprend
le ralentissement
là le schéma
de la subsidence
de fonctionnement
est significatif
(2 à 6
du Cénomano-turonien
(Fig. VI.12).
Quant à la paléogéographie
comme suit :
- un milieu continental
durant le Crétacé,
à deltaïque,
elle peut être résumée
intercalé d'une brève transgression
globalement
aptienne, au
cours du Crétacé Inférieur.
- un régime marin peu profond, entrecoupé
par un épisode lagunaire sénonien, au cours
du Crétacé Supérieur.
III. Subsidence
tectonique
cumulée
Pour essayer de dégager une image beaucoup plus globale de cette évolution, la subsidence a été cumulée pour chacune des quatre périodes: Trias, Jurassique, Crétacé inférieur et
Crétacé supérieur, représentant IST(X,Y,4')ST(X,Y,ti-1)].
3
Les cartes ainsi obtenues (Fig.VI.13
à 16) montrent les grandes étapes de l'évolution du bassin qui peuvent être résumées ainsi:
v
- dans le Nord-est Saharien, le maximum de subsidence a été acquis au cours du Trias
(Fig.VI.13), définissant une zone subsidente à l'est du méridien 6°E, ouverte au nord-est
sur la Tunisie occidentale;
- au cours du Jurassique (Fig.VI.14), le domaine atlasique est le siège d'une puissante
subsidence, le nord-est saharien étant quant à lui caractérisé par une subsidence d'amplitude plus faible qu'au Trias, mais de plus grande extension vers le sud et le sud-ouest.
Il faut remarquer encore une fois le comportement résistant de la zone E-W située le long
du parallèle 30°N qui correspond à la limite sud du bassin de Ghadamès. Cette zone est
marquée, comme nous l'avons vu au chapitre IV, par une importante discontinuité gravimétrique ;
1155
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
cumulée
100m.
F�V/.7.?Subsidence
;
tectonique
pendantle Trias.Equidistance:
- au cours du Crétacé inférieur
(Fig. VI. 15), malgré la forte subsidence de l'Atlas Saharien,
toute la région est caractérisée principalement par une subsidence de fossés subméridiens
séparés par des hauts-fonds.
Cette structure marque aussi bien le nord que le sud de la
région; on note cependant que les deux domaines sont séparés par une zone haute le long
du parallèle 33°N, à la limite de la zone de flexure sud-atlasique. On peut dire que cette
période est marquée par l'apparition d'une subsidence de longueur d'onde E-W qui se
surimpose à celle N-S qui a prévalu au Jurassique;
- au cours du Crétacé
Supérieur (Fig. VI.16), on observe un basculement général du bassin
vers le sud-est et l'apparition d'une inversion de subsidence au niveau de la zone jusque-là
haute d'Amguid-El
Biod au sud.
11C)
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
Fig. V1.l4 :Subsidence tectonique cumuléependant le Jurassique. Equidistance: 1 DOm.
le Crétacé inférieur. Equidistance: 100 m.
� Fig.VI.15 :Subsidence tectonique cumuléependant
117
EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
Fig.VI.16 : Subsidence tectonique cumulée pendant le Crétacé supérieur. Equidistance: 50 m.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
1188
CHAPITRE
CONTEXTE
AFRICAIN
I. Contexte
DU NORD-OUEST
GEODYNAMIQUE
ET MECANISMES
Deux événements
DE LA SUBSIDENCE.
du Nord-ouest
géodynamique
Mésozoïque:
VII :
de l'Afrique.
majeurs ont affecté la plaque africaine au cours du
alpine au nord et l'ouverture de l'Atlantique à l'ouest. Le contexte
géodynamiques
l'orogénèse
qui leur est lié a certainement déterminé de façon plus ou moins directe et complexe
en place et l'évolution des bassins sédimentaires.
la mise
;
1. Evolution au cours du Permo-trias
A partir du Namurien et au cours de l'Autunien,
le nord de la plateforme
saharienne
est marqué par un vaste et important bombement, alors que finit de s'édifier la chaîne
hercynienne des Appalaches à l'ouest, de même que l'Ougarta et l'Anti-Atlas. Ce bombement est suivi d'une importante phase d'érosion, décapant la série sédimentaire paléozoïque, parfois presque totalement
".
Pendant
cette période,
fonctionnement
(cf. chap.II).
le contexte
géodynamique
de la région est dominé
d'une "shear zone" entre les plaques africaine et européenne,
dextres le long de couloirs fragiles: accident nord-saharien
coulissages
par le
induisant des
et accident nord-
1972 ; Arthaud et Matte, 1977 ; Ziegler, 1982). Cette situation est
illustrée sur le schéma de la figure VII. 1, d'après les travaux de Blès et al. (1989).
(Mattauer,
maghrébin
Par la suite, dès le début du Trias, une phase de distension, préparant la séparation
ultérieure de la plaque Ibérie à la fois de l'Eurasie et de l'Afrique, caractérise la Pangée,
unique continent regroupant ces trois plaques. Cette situation est schématisée sur la figure
VII.2 qui montre les principaux
1
sud-ouest
de l'Europe.
transgression
Cette distension
dans le nord-ouest
Au Trias Supérieur,
l'Europe
et l'Afrique,
magmatisme
tholeïtique
fossés distensifs
induit un volcanisme
de l'Afrique
l'extension
dans le nord-ouest
favorise
de l'Afrique
tholéïtique
et le
et une faible
(Wildi, 1983 ; Dercourt et al., 1986).
l'étirement
initiant la marge nord-africaine
de la croûte continentale
et favorisant
(Vila, 1980 ; Obert, 1981 ; Wildi, 1983).
la continuation
entre
du
119
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Fig.Vll.1 : Schéma tectonique à /afin de rorogénèse varisque.
1: limiieaciuelle des terres émergées; 2:faille; 3: décrochement; 4: chevauchement; 5: graben; 6: faille hypothétique; 7: limite
de shear zone varisque; 8: limiiede continent; 9: principale trajectoire; 10: compression principales;11: direction de contravue,
12: ride océanique; 13: accretion océanique; 14: subduction; 1 S:subduction intra-océanÎqlU; 16: centre volcanique;17: croûte
continentale; 18: croûte océanique. (7ïré de Blès et al.,1989).
Fig.Vll2 : Schéma lecionique au début du Trias. Légende: voir Fig.Vll.l.
MECANISMES DE SUBSIDENCE-
120
2. Evolution au cours du Jurassique
A partir du Lias, le contexte géodynamique
lement conditionné par le début du mouvement
du nord-ouest
de l'Afrique est principade la plaque vers l'est. La situation aux
principales époques des trois plaques impliquées (Afrique, Eurasie et Téthys) est illustrée
sur les figures VII.3 (d'après Tapponnier, 1977) et VII.4 (d'après Dercourt et al., 1986).
Au début du Jurassique
(Lias Inférieur),
la distension
place des principaux domaines structuraux de l'Afrique
blocs basculés (Kazi-Tani,
permet le début de la mise en
du Nord, suivant une géométrie de
1984).
A partir du Lias Moyen, l'Afrique amorce sa dérive vers l'est. Ce mouvement est
associé à des coulissages sénestres, empruntant des accidents préexistants au nord du
Maghreb (Fig. VII.3). Cette amorce induit l'initiation des marges de l'Atlantique Central
et l'accélération
du régime de distension
au Maghreb (Tapponnier,
Fig.Vll.3 :
Schéma illustrant
qui favorise l'extension
du domaine marin franc
1977; Olivet et al.. 1984 ; Dercourt et al.. 1986).
la position
des différentes
plaques
au début du Lias moyen
(d' après
Tapponnier
1977).
Le jeu simultané
des décrochements
sénestres,
globalement
E-W, et des failles nor-
males NE-SW provoque l'apparition de bassins losangiques dans la gouttière atlasique où
la subsidence est très active (Mattauer k1JÙ., 1977; Kazi-Tani, 1984).
A partir du Callovien-Oxfordien,
accélérés ;
(Fig.VIL4.A).
l'apparition
un coulissage
sénestre
les taux d'expansion
est amorcé
Ceci favorise l'installation
de plissements
entre
des puissants
de l'Atlantique
le bloc d'Alboran
Central sont
et l'Afrique
deltas dans les Hauts-Plateaux
d'axe N-S dans les Babors, plus au nord.
et
MECANISMES DE SUBSIDENCE
1211
Schéma
tectonique
globale illustrant la
position
à la période
précédent
celle mentionnée;
A: Callovien;
Fig.Vll.4 :
limite
Crétacé -Tertiaire.
continentale;
Dercowt
points
continue=
Ligne
doubles=
accrétion;
des plaques
transformante;
hachures=
Ewasie
Afrique,
et Néo-Téthys.
B= limite Jurassique-Crétacé;
triangles
croûte
blancs=
océanique;
subduction
petits
Chacune
C: Aptien;
points=
océanique;
croûte
desfiguresest
appliquée
E:
D: Santonien-Campanien;
triangles
continentale
noirs=
amincie;
collision
(tiré
de
et al.,1986).
A cette époque, l'Atlantique Central et la Néotéthys reliés par un corridor océanique
continu entre l'Afrique et l'Ibérie, séparant l'Afrique-Apulie
de l'Eurasie (Fig.VIL4.B).
Pendant ce temps débute le rifting à l'origine de la Mésogée au NE de la Tunisie
(Fig.VII.4.C)(Biju-DuvaieLaL,
3. évolution
1982).
au cours du Crétacé-Eocène
La collision de l' Apulie avec l'Eurasie
tectonique
dans la plaque
saharien), (Donzeetal..
africaine
provoque dès le début du Crétacé une instabilité
(hiatus et plissements sont observés dans l'Atlas
1974 ; Kazi-Tani,
1984). Pendant ce temps, l'expansion
est nettement ralentie et des fossés intracontinentaux
du futur Golfe de Guinée (Guiraud étal..
1987).
commencent
atlantique
à se former sur la marge
MéCANISMES DE SUBSIDENCE
122
Une réorganisation
des vitesses et des directions
des mouvements
relatifs à l'échelle
à partir de l'Aptien Supérieur (Fig.VII.C) : accélération des taux d'expansion atlantique et rupture entre les boucliers africain et brésilien (Olivet et al., 1984).
globale s'opère
Ceci entraîne
l'apparition
fossés
d'importants
à l'intérieur
tectoniques
de l'Afrique
(Guiraud gL,11., 1987).
Le début de la rotation anti-horaire
l'apparition
d'une phase compresssive
Duval et al., 1977 ; Obert,
s'installe
de l'Ibérie
par rapport à l'Eurasie
au nord de l'Afrique
1981). Pendant
coïncide avec
au cours de l'Albien,
ce temps (Fig.VII.c),
(Biju-
un bassin océanique
à l'Est de la Tunisie, la Mésogée (Dercourt et al., 1986).
Au cours du Cénomanien,
un coulissage sénestre au niveau des accidents subméridiens
se produit en Tunisie orientale et en Mer Pélagienne (Dercourt et al., 1986). Le Crétacé
Supérieur marque un changement important du système : arrêt du régime distensif au profit
des compressions (Fig.VII.4.D). Une certaine convergence Ibérie-Afrique est entraînée par
le fait que le mouvement
de l'Ibèrie est gouverné par celui de l'Afrique ;
ceci implique un
coulissage sénestre au niveau de la faille nord-pyrénéenne (Fig.VIL4.D) (Le Pichon, 1973;
Choukroune, 1976 ; Dercourt et al., 1986). Cette réorganisation se traduit par l'apparition
de couloirs décrochants
de l'extension
passant à
vers le Sud-Est.
A partir du Crétacé Terminal,
f
de l'Afrique,
sénestre dans le Nord-Ouest
NW-SE à jeu
les coulissages
et l'Eurasie
entre l'Afrique
s'arrêtent,
laissant place à un début de convergence (Fig.VII.4.E). L'Apulie, ressoudée à la SicileAfrique, fonctionne comme un poinçon accentuant la compression dans la plaque européenne
(Tapponier,
1977). L'Afrique
du nord est le siège d'émersions
notamment dans le Hodna et les Aurès (Guiraud étal..
A partir de l'Eocène
Supérieur,
commence
temporaires,
1987).
la structuration
des chaînes atlasiques et
la compression
dans le Tell externe, alors que les accidents continentaux sont réactivés
(Vila, 1980 ; Durand-Delga et Fontboté, 1980). C'est probablement à la même époque
qu'un vaste bombement
II. Généralités
affecte le Hoggar.
sur les mécanismes
Un certain nombre de modèles,
simples, permettent
d'expliquer
basés sur des mécanismes
la répartition
naissance aux bassins sédimentaires,
de la subsidence
notamment
et l'évolution
physiques
plus ou moins
de la subsidence
les bassins intracratoniques.
qui donne
D'après Bally
au niveau d'une
et Snelson (1980), un bassin intracratonique est un bassin qui se développe
lithosphère continentale et qui n'est pas associé au développement d'une méga-structure. Les
bassins de ce type se forment et évoluent à la faveur de ces mécanismes, agissant séparément
ou simultanément
de manière plus ou moins complexe.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
123
1. Modèles thermiques
Plusieurs auteurs (Sleep et Snell 1976, Haxby et al., 1976, Sleep et al., 1980; Ahern
et Mrkvicka, 1984) ont cherché à expliquer la subsidence des bassins intracratoniques et
de marges continentales par la contraction thermique : le réchauffement de la lithosphère
induit un bombement
conductif
Le refroidissement
thermique.
entre les deux surfaces
suffisamment
modélisé
devant
larges
isothermes
l'épaisseur
par une simple conduction
se fait principalement
de la lithosphère.
Si les dimensions
ce refroidissement
lithosphérique,
verticale
par transfert
sont
peut être
et Jaeger,
1947). La plaque se
a zlKn2 (a = épaisseur de
(Carslaw
refroidit de façon exponentielle, avec une constante de temps, =
la plaque, K = diffusivité thermique). Pour une épaisseur de couche limite de 125 km, la
constante
de temps est de 50 Ma (Sleep et Snell, 1976) à 60 Ma (McKenzie,
temps est réduit dans le cas de possibilité de perte latérale de chaleur.
1978). Ce
S'il n'y a pas d'autres modifications,
la lithosphère revenue à son équilibre thermique,
la surface revient à son état initial, sans subsidence. Pour qu'il y ait accumulation sédimentaire, il faut admettre qu'il y a eu un amincissement
Ces modifications
introduisant
de la lithosphère.
ou alourdissement
donc un excès relatif de masse dans le manteau ou dans
la croûte peuvent être induites par l'érosion de la partie supérieure de la croûte, l'extension
ou le métamorphisme
à sa base. L'alourdissement
du manteau est lié au changement de
phase d'un faciès à un autre plus stable et plus dense en général.
1.1. Erosion de la croûte supérieure
C'est le mécanisme
le plus simple pour accroître la densité moyenne de la lithos-
phère. Il suppose que la croûte soit préalablement portée à une altitude différentielle par
du futur bassin. Ce mécanisme cesse quand l'érosion atteint
rapport à l'environnement
le niveau environnant.
La subsidence compense tout juste le volume érodé. Ce processus
est couplé en général avec l'expansion-contraction
thermique qui peut produire l'uplift.
Il faut néanmoins supposer d'importantes érosions pour expliquer ainsi les bassins épais
(Sleep, 1971).
1.2. Métamorphisme
Un certain
la base
de la croûte
le passage
entraîne
1976 ;
schistes
une augmentation
Middleton,
d'un
verts
au faciès
Ce phénomène
par
la pression.
de profondeur
de la température
faciès
de la densité
1980).
moindre
de 35 km
important
continentale
du faciès
et à un degré
l'ordre
accroissement
(Haxby
à un autre
et al.,
à 0.2 g/cm3
normale
1976);
stable
plus
(Falvey,
est essentiellement
La limite
favoriser
le passage
contrôlé
entre
il faut
ces
un fort
de
par exemple
par métamorphisme,
amphibolite,
de 0.15
peut
et plus
1974 ;
dense;
Haxby
ceci
étal..
par la température
grades
est de
accroissement
des
deux
MECANISMES DE SUBDIDENCE
124
isothermes pour pouvoir la remonter dans la croûte. Fowler et Nisbet (1985) ont invoqué
ce processus pour expliquer la subsidence dans le bassin de Williston. Des informations
sur les propriétés crustales sont nécessaires
ce processus permet à Middleton
Néanmoins,
de faire intervenir
d'érosion
pour contraindre
un tel modèle.
(1980) et Falvey et Middleton (1981)
deux stades de subsidence,
pouvant être précédés de bombement et
sur une courte période. La première phase est due au métamorphisme en base
de croûte et se continue tant que l'anomalie thermique est maintenue. Il peut durer 100
Ma. La deuxième phase, correspondant à une relative accélération de la subsidence, est
liée à la contraction
thermique.
Bott (1979) pense que ce mécanisme
supérieurs à 3 ou 4 km d'épaisseur.
ne peut expliquer des dépôts sédimentaires
1.3. Intrusion crustale
Il est évident que des intrusions de matériel mantellique dense dans la croûte peuvent
alourdir celle-ci et entraîner la subsidence (Beloussov, 1960 ; Sheridan, 1969). D'autres
auteurs (Royden et Keen, 1980 ; Sclater et al., 1980) ont envisagé
matériel dense après morcellement de la lithosphère continentale.
des intrusions
de
2. Modèles tectono-thermiques
Ces modèles sont caractérisés
par une déformation de la lithosphère
des masses ainsi que le champ de températures.
modifie la répartition
2.1. Distension
en distension qui
homogène
L'amincissement
de la lithosphère
par extension
homogène
a été proposé par Bott
( 1971 ) et McKenzie ( 1978) pour expliquer la formation de de bassins de marges passives.
La subsidence qui résulte de la distension présente deux phases :
.�-
une phase initiale (Si), associée à l'amincissement
.
la croûte est assez épaisse par rapport à la lithosphère
sinon il y a bombement.
- une phase thermique
décroissance
.
de la croûte avec un taux (3. Si
(Sw), liée au refroidissement
(� 14%), il y a subsidence;
de la lithosphère.
Son taux de
suit une loi � Dans ce modèle, la distension est supposée instantanée
ou courte devant la constante de temps thermique
de 62,8 Ma (Parsons et Sclater,
1977).
Le modèle a été amélioré
refroidissement
commence
par Jarvis et McKenzie
avant la fin de la distension.
(1980) en considérant
que le
MECANISMES DE SUBSIDENCE
125
Le Pichon étal. (1981) expriment
soumise à une distension
homogène
la subsidence
initiale et totale d'une lithosphère
en fonction du niveau de départ de la subsidence
deux niveaux fixés à 3,6 et 7,8 km. Ces niveaux de référence
maximales
profondeurs
atteintes respectivement
nosphère refroidie à l'équilibre,
en l'absence
le cas d'un équilibre isostatique.
3,6 et 7,8 km seraient les
par l'asténosphère
de lithosphère
et
chaude et l'asthé-
et de croûte océanique,
dans
pour un bassin rempli d'eau :
Alors, ils obtiennent
(�-D)=(7,82-D)[l�j
(Si -D) = (3,61- D)(1 -� J
où D représente
2.2. Distension
le niveau de départ, compté positivement
vers le bas.
non homogènes
Le modèle de Mc Kenzie (1978) suppose un taux d'extension homogène dans toute
la croûte. Il existe cependant une différence de comportement mécanique entre la partie
supérieure
de la croûte cassante
compte en admettant
des taux d'étirement
phère (Artemjev et Artyushkov,
Dans l'étude
des coefficients
admettant un découplage
III. Mécanismes
du Nord-est
différents
1971 ; Bott, 1971).
de la marge nord-est américaine,
de distension
ductile. On peut la prendre en
pour ces deux parties de la lithos-
et la partie inférieure
différents
Royden et Keen (1980) ont utilisé
pour la croûte et la lithosphère
sous-jacente,
en
à la base de la croûte.
possibles dans le cas du bassin
Saharien
Il ressort de l'analyse de l'évolution de la répartition spatio-temporelle de la subsidence
que la structure mésozoïque de ce bassin a été acquise principalement à la faveur de trois
phases majeures.
- 1ère phase : initiation du bassin au début du Trias,
- 2ème
phase : influence de la formation
- 3ème
phase : fonctionnement
de la gouttière atlasique au Jurassique,
des fossés au Crétacé Inférieur.
1ZC)
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Nous essayerons de dégager les mécanismes possibles qui sont à l'origine de la subsidence
de ce bassin et qui ont déterminé son évolution. Ces mécanismes sont certainement à associer
aux conditions
géodynamiques générales qui ont affecté la plaque africaine,
bordure nord-ouest pendant le Mésozoique.
sa
notamment
1. Phase triasique : initiation du bassin
Une subsidence
rapide est initiée dès le début du Trias Inférieur
Saharien. Elle semble être associée dans l'espace
et dans le temps à :
- une zone de
jonction entre deux bombements
- une
importante
phase d'érosion
dans le Nord-Est
permo-carbonifères,
qui a affecté ces bombements,
- une
phase de mise en place de volcanisme
permo-triasique
tholéïtique
A priori, ces remarques suggèrent l'existence d'un mécanisme ou une conjugaison de
mécanismes
à caractère essentiellement
associant bombement-érosionthermique,
volcanisme.
1.1. Bombement
�
Comme nous l'avons
caractérisée
_:
.
déjà décrit dans le chapitre
par deux bombements
Messaoud,
sensiblement
majeurs
à l'échelle
E-W, ayant fonctionné
se sont développées
Biod-
au niveau ou à la
l'accident
lithosphérique :
est
(Fig.II.6 et
et le môle N-S d'Amguid-El
formant un T. Les deux surrections
d'accidents
II, la surface anté-triasique
fortement érodés à la fin du Paléozoïque
IL7): le môle E-W de Djerba-Berriane-Rharbi
limite
:
thermique
nord-saharien,
en "shear zone" pendant l'orogénèse
hercynienne
. (Blès et al., 1989), et le système d'accidents d'Amguid-El Biod-Messaoud,
prenant le
relais de la faille majeure du 4°50' du Hoggar. La formation de ces surrections semble
s'être effectuée en deux temps : Namurien Supérieur-Bashkirien
et post-Autunien, étant
donné les discordances majeures que l'on observe, notamment sur le flanc septentrional
du môle Djerba-Berriane -Rharbi (Fabre, 1976). Ces soulèvements ont été associés aux
phases tardives de l'orogenèse
varisque. La durée de chaque phase de bombement-érosion
a été estimée à 10-20 Ma (Fabre, 1976; SONATRACH,
"
Contrairement
hercynienne,
importantes
aux chaînes de l'Ougarta
on n'observe
pas d'indices
et associées essentiellement
Travaux inédits).
et de l'Anti-Atlas
associées à l'orogénèse
sont peu
aux rejeux des failles, particulièrement celles
de raccourcissement ;
les déformations
du système
,
Biod. Les deux bombements sont probablement d'origine
d'Amguid-El
thermique associée à une perturbation lithosphérique. Ils sont comparables au bombement
du Hoggar édifié à la limite Eocène-Oligocène
(Fabre, 1976).
-,
127
Soit une perturbation
sance à un bombement
de la lithosphère
thermique
figure VII.5; à cette perturbation
MECANISMES DE SUBSIDENCE
AT(z, t) donnée, illustrée sur la
une expansion
correspond
thermique
qui donne nais-
dont la hauteur par rapport au niveau initial est h(t), tel que:
Fig.V11.5 : Schéma illustrant
un bombement
h(t) résultant
d' une perturbation
thermique
AT répartie
dans
la lithosphère.
h(t) _ � 0 LaLAT(z,t)dz
où ai est le coefficient
l'épaisseur
volumique
d'expansion
thermique
(a = 3.10-5 °C -' ) et L
de la lithosphère.
La valeur de h, estimée au paragraphe suivant d'après les niveaux d'érosion, est
évaluée à 500 m. Sur le plan thermique, un tel bombement requiert un excès de température moyenne réparti dans toute la lithosphère
!::J = yaLL
AT tel que :
=170°C
pour aL = 3.10 -5oC --et L = 100 km.
Le transport
conductif :
thermique
McKenzie,
convection
phénomène
notamment.
de chaleur
associé
en effet, le réchauffement
conductive
à ce réchauffement
ne paraît pas uniquement
à la base de la lithosphère
par une perturbation
de temps de 50 à 60 Ma (Sleep et Snell, 1976 ;
La
aux durées envisagées pour le bombement.
a une constante
1978), très supérieure
de matériel chaud en provenance
est à relier
au volcanisme
de l'asthénosphère
permo-triasique
est donc probable :
qui a affecté
ce
cette région
,
"
MECANISMES DE SUBSIDENCE
128
Quand cette perturbation
mique de la lithosphère,
cesse, le refroidissement
par conséquent
subsidence à taux décroissant
pour effet de ramener
un accroissement
progressivement
1988). Sans aucune autre modification
therune
1976 ; Ahern et Mrkvicka,
de la lithosphère, cette contraction aura seulement
la surface à son niveau initial d'avant
Pour aboutir à la subsidence
une contraction
de la densité. Il s'ensuit
(Haxby étal..
processus ne pourrait induire aucune accumulation
modification
entraîne
le réchauffement
sédimentaire
du bassin du Nord-Est
et ce
(Sleep et Snell, 1976).
Saharien,
plusieurs
types de
sont envisagés et illustrés sur la figure VII.6:
- l'érosion
superficielle,
- l'extension
comme mécanisme
crustale ou le métamorphisme
principal,
en base de croûte, comme mécanismes
complémentaires.
Fig.VII.6:
Mécanismes
1.2. Erosion
possibles
de la subsidence
du bassin du NE Saharien.
-
superficielle
Une importante phase d'érosion anté-triasique a fortement arrasé les deux surrections de la fin du Paléozoique. Dans cette zone centrale, le Trias repose en discordance
sur une plateforme
Chap.II). On estime l'épaisseur des
érodés au cours de cette période à 2,5 - 3 km en moyenne. Elle
cambro-ordovicienne
(Fig.I.6,
sédiments paléozoïques
est probablement supérieure au niveau des boutonnières
de Berriane où toute la série paléozoïque
a été décapée.
précambriennes
de la zone haute
,
MECANISMES DE SUBSIDENCE
129
Pour produire une telle érosion, il n'est pas nécessaire de considérer un bombement
de même amplitude ; en effet, au fur et à mesure de l'érosion, la surface topographique
se soulève par compensation
isostatique.
Le modèle schématique
VII.7 montre que le rapport entre l'épaisseur
illustré sur la figure
érodée e et le bombement
maximum
peut atteindre une valeur égale à 6. Ainsi, une érosion e = 3 km peut être expliquée
un bombement maximum h""x = 500 m.
I1max
par
Fig.VII. 7:Schémaillustrantle processusexpansionthermiquesuivied' uneérosion.La surfacetendà se
souleverpar compensationisostatique.
Après le refroidissement et la contraction thermique de la lithosphère dont la croûte
a été amincie par l'érosion, la surface doit se retrouver à une altitude plus faible que celle
d'avant réchauffement. Il s'ensuit par conséquent une accumulation sédimentaire s'il y
a apport de sédiments (Fig. VII.8). La subsidence tectonique SI est donnée en fonction de
l'érosion e par l'expression :
si
St
Fig.VH.8 :
Schéma
0
illustrant la
= e
subsidence
Pm - Pe
« O.234.e
0.234.e
Pm - Pw
induite par l'érosion
après refroidissement de la
lithosphère.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
130
pour une érosion de 3 km, la subsidence
Ainsi,
�'
thermique serait de 700 m au maximum.
Une représentation
tectonique résultant de la contraction
de la subsidence en fonction de la racine carrée du temps montre,
pour le centre du bassin, une évolution pratiquement linéaire jusqu'à la fin du Jurassique.
Trois forages, situés au centre du bassin sont représentés sur la figure VII.9 où l'on peut
observer notamment que la subsidence évolue de manière quasi-linéaire jusqu'au Crétacé
Inférieur où une accélération, associée à la phase responsable du creusement des fossés
vient perturber cette évolution.
subméridiens,
Fig.Vll.9 :
Représentation
de la subsidence
en fonction
tectonique
de
y] to-t
pour trois forages types du centre du bassin du NE Saharien. to représente le début du Trias (245
Cette évolution
océanique
linéaire est similaire à celle de l'enfoncement
(Sleep,
refroidissement
1971) et pourrait
confirmer
(Lister, 1972). La subsidence
une évolution
observée jusqu'au
progressif
thermique,
du plancher
associée
au
début de l'accélération
du Crétacé Inférieur est estimée entre 800 et 1200 m au centre du bassin. Si l'on considère
les constantes
de temps généralement
thermique
est pratiquement
subsidence
associée à cette phase.
admises, au début du Crétacé, l'effet de la phase
faible et ces valeurs observées
représentent
quasiment
la
1311
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Dans ces conditions,
explique pratiquement
la subsidence induite par le mécanisme de bombement-érosion
la majeure partie de la valeur observée (S,max= 700 m). Cependant,
d'autres modifications
doivent intervenir pour
expliquer le reste de la subsidence associée
à la phase triasique.
1.3. Autres mécanismes
de subsidence
Deux autres mécanismes
subsidence
qui n'est
refroidissement
pas expliquée
pour interpréter l'intensité de la
par l'érosion superficielle suivie du
être invoqués
peuvent
en totalité
thermique:
- l'extension
crustale, soit par atténuation
de l'épaisseur
1978), soit par intrusion de matériel basaltique
- le
métamorphisme,
éventuellement
de la croûte (MacKenzie,
(Royden et Keen, 1980) ;
lié à la perturbation
thermique
densifiant
la
base de la croûte.
L'extension
crustale a peut être joué localement un rôle au niveau du fossé du Gassi
Touil, bordé par des failles subméridiennes, expliquant la différence de subsidence au
Trias Inférieur entre ce fossé et le môle de Messaoud
TRACH, Rapports internes) ;
le mécanisme
d'extension
qui le borde à l'Ouest
(SONA-
stricto sensu paraît cependant
très localisé.
Par contre, les intrusions tholéiitiques qui ont accompagné la phase d'extension qui
a regné au Trias moyen à supérieur peuvent être au contraire beaucoup plus importantes
régionalement,
au vu de l'intensité
cette zone centrale
(Bossière,
du magmatisme
1971 ;
Morre-Biot,
observé à la base du Trias dans toute
1974, SONATRACH,
Documents
internes). Faute de données précises, il est difficile d'évaluer le taux d'intrusion. Nous
ne pouvons exclure que ce mécanisme ait pu contribuer à la subsidence et expliquer
l'excès de 100 à 500 m évalué par rapport au mécanisme principal.
Une autre possibilité est fournie par le métamorphisme à la base de la croûte qui est
dû à l'accroissement
de la température. En effet, celui-ci peut se traduire par le passage
du matériel crustal d'un faciès moins dense à un faciès plus dense et généralement plus
stable. On suggère en général une transition du faciès schistes verts au faciès amphibolite
(Falvey, 1974 ; Middleton et Falvey, 1980). Ce passage, contrôlé essentiellement par la
température, entraîne un accroissement de la densité (plus 0.15 à 0.2 g/cm3) et un léger
amincissement
contemporaine
est
crustal par conséquent. La subsidence associée au métamorphisme
du bombement thermique et tend à jouer donc en sens inverse par rapport
à celui-ci. Middleton
(1980) propose, pour une perturbation thermique de 100 à 200°C
et une durée de 20 à 40 Ma, l'épaisseur de la couche transformée en base de croûte serait
de 2 à 4 km. Ceci entraîne un enfoncement
de 200 à 400m.
de la surface, dû à la conservation
de la masse,
132
1.4. Apport de la gravimétrie
v
MECANISMES
et conclusion
Les derniers mécanismes
DE SUBSIDENCE
partielle
invoqués pour expliquer une partie de la subsidence reste
très spéculatifs.
Le seul argument quantitatif disponible est fourni par la gravimétrie.
Nous avons vu au chapitre IV que l'on observe une corrélation directe entre le bassin
triasique et l'anomalie
et de la compensation
V reliéeau
gravimétrique
(corrigées des effets du remplissage
isostatique du relief). L'anomalie
bassin triasique, traduit l'existence
sédimentaire
positive (+20 mgals), clairement
d'un corps dense de grande extension latérale.
Supposé à la base de la croûte, le corps expliquant cette anomalie pourrait être lié soit à
une remontée du Moho, soit à une modification de la croûte du type de celles qui sont
proposées au paragraphe 1.3.
Le calcul par modèle direct effectué dans le chapitre 4 montre que l'on peut aussi
expliquer ces anomalies de grandes longueur d'onde par l'existence d'un corps dense,
situé en base de croûte, de quelques 3 km d'épaisseur.
En l'absence
de données sismiques profondes (profondeur du Moho, nature de la
croûte inférieure), il n'est pas possible de préciser l'origine exacte de cette anomalie.
2. Influence de la structuration des gouttières atlasiques
Afin de mieux comprendre la subsidence jurassique du domaine saharien, nous allons
décrire brièvement celle du domaine atlasique dont la mise en place a certainement
conditionné l'évolution du domaine saharien situé à sa périphérie. Cette relation est
si l'on compare les courbes de subsidence de la periphérie nord à celles à la
fois du centre du bassin saharien et du domaine atlasique. Sur la figure VII. 10, nous avons
importante,
porté les courbes de subsidence
en fonction
HTg.l pour le domaine atlasique et MZR.l
saharien), montrant notamment
l'évolution
de ...J 10 -1 pour quatre forages (RGT. 1 et
et GEM.l pour la bordure nord du domaine
du sud au nord.
Dès la fin du Trias, une subsidence très active caractérise le domaine atlasique, au nord
de la Plateforme saharienne dont il est séparé par la zone de flexure. Cette subsidence aboutit
à la structuration
des différentes
gouttières de l'Atlas Saharien où d'importantes
lations sédimentaires s'y déposent( 8 à 10 km).
"
On observe sur la figure VII. 10, au niveau des deux forages typiques
atlasiques (RGT. 1 à l'ouest et Htg. 1 à l'est), une évolution pratiquement
par quelques légères phases d'accélérations
- phase d'accélération
du domaine
linéaire, perturbée
ou de ralentissement.
au cours du Malm et du Barrémien,
- phase de ralentissement
accumu-
au cours du Dogger (nord-est) et du Portlandien.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
133
de la subsidence
et
entrelesdeuxdomaines:
Fig.V11.10Comparaison
:
atlasique�foragesRGT.]
tectonique
en to - t
CAfZR.7GEM.l
�
l£Jg.J)et nord-saharien
).
Représentation
2.1. Initiation de la subsidence
L'initiation
de cette importante
subsidence
au nord du domaine saharien, à la limite
au début d'une grande période de distension
Trias-Lias,
correspond
l'étirement
de la croûte continentale
située entre l'Europe et l'Afrique
Central dès le Lias Moyen ( 190 Ma) (olivets"
principaux
(Vila, 1980; Obert,
Ce processus est accéléré par l'amorce de l'ouverture
1981; Wildi, 1983).
par décrochement
qui se traduit par
de l'Atlantique
1984). A la faveur de cette distension
de la plaque, se sont mis en place les
et du Tell externe, selon une géométrie de
sénestre, associé au mouvement
domaines
structuraux
de l'Atlas
blocs basculés à grande échelle (Kazi Tani, 1984).
Les phases d'accélération
- l'accroissement
Oxfordien,
observées
peuvent être associées à :
des taux d'expansion
dans l'Atlantique
(Olivet et al.. 1984), par conséquent
rotation anti-horaire
de l'Afrique
Maghreb et l'Ibérie
(Vila, 1980 ; Dercourt �1.,
- la phase de distension
(Ziegler,
et l'apparition
central,
d'un couloir transformant
de
entre le
1986),
1978 ; Ellouz, 1984). Ceci serait probablement
et l'Apulie,
du mouvement
à l'accentuation
décrite dans les régions occidentales
la Mésogée entre l'Afrique
au Callovien-
complètement
de Tunisie et Libye
dû au début du rifting de
découplées
à cette période.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
134
Les paliers d'arrêt ou de ralentissement
et dans l'espace à des épisodes tectoniques
plis et des hiatus sédimentaires :
de la subsidence
qui se traduisent
sont reliés dans le temps
par des discordances,
des
- au
Bajocien-Bathonien
dans tout le domaine (phase néocimmérienne),
associé au
moins en partie au blocage du mouvement de coulissage sénestre de l'Afrique, à la
suite de la collision de l'Apulie
-à
l'Albo-aptien,
notamment
la rotation anti-horaire
avec l'Eurasie,
associée au début de
au nord-est (phase autrichienne),
de l'Ibérie par rapport à l'Europe.
Ce régime de distension générale, associée au coulissage à jeu sénestre de la plaque,
est arrêté dès le début du Crétacé Supérieur par un régime de compression lié au début
de la couvergence
Les taux d'expansion
Ibérie-Afrique.
dans l'Atlantique
sont par contre
ce qui induit un certain découplage au niveau de la zone de flexure nordsaharienne. Le ralentissement de la subsidence est sensible dès le Turonien à l'Ouest et
accélérés,
à partir du Coniacien à l'Est (Fig.VII.10).
Les valeurs
. Inférieur,
de la subsidence
associée
à la phase Jurassique,
jusqu'au
Crétacé
sont de 1600 à 1900 dans l'Atlas Saharien et de 1300 à 1500 m dans le Sud
Constantinois.
Les taux d'étirement,
calculés
à l'aide des formules
proposées
par Le
Pichon et al.
(l981)(cf. parag.II.2.1)
pour A =0, sont de l'ordre de 1.3 à 1.4 dans l'Atlas
Saharien et 1.2 à 1.3 pour le Constantinois.
. La subsidence, au niveau du domaine atlasique, associée à la phase du Crétacé
; inférieur, est comprise entre 650 et 800 m. Elle s'explique par un taux d'étirement de la
croûte de 1.13 en moyenne. Les deux phases cumulées, le taux total moyen estimé serait
de 1.5 à 1.6 pour le domaine atlasique. Ainsi, la croûte continentale aurait subi un
amincissement
2.2. Influence
moyen de 10 km au cours du Jurassique-Crétacé
sur l'évolution
Inférieur.
du bassin saharien
Pour illustrer la relation mise en évidence entre la subsidence du domaine atlasique
et celle du domaine saharien, deux coupes nord-sud ont été établies, l'une à l'ouest et
l'autre à l'est, et sur lesquelles
nous avons reporté l'enfoncement
du substratum
anté-
triasique en fonction de la distance pour différentes époques. On observe sur ces coupes
(Fig.VII. 11 .a et 12.a) une décroissance de l'amplitude de la subsidence au fur et à mesure
que l'on s'éloigne vers le sud par rapport à l'axe atlasique. Si on interprétait la subsidence
au sud de cet axe en terme d'étirement lithosphérique, les taux d'étirement déduits des
valeurs observées seraient de 1.12 en moyenne à environ 150 km de l'axe de l'Atlas
Saharien (forages KEB.l,
et BAA.1).
MZR.l et HM.1) et de 1.06 à 300 km (forages AG.l, LHA.l 1
135
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Fig .vil. 1 1 :Coupe NNW-SSEà partir du forage RGT.l (ouest Atlas Saharien) représentant l'évolution
nord-sud de la subsidence totale du substratum pour différentes périodes. a: enfouissement total; b:
dû uniquement à la phase thermique triasique; c: sans l'effet de la phase thermique (b).
136
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Fig.Vll.l2 : Coupe N-S à partir du forage HT g.1(Constantinois) représentant l'évolution nord-sud de la
subsidence totale du substratum pour différentes périodes. a: enfouissementtotal; b: sans l'effet de
la phase thermique.
MECANISMES DE SUBSIDENCE
137
En fait une explication plus raisonnable réside dans l'entraînement à la subsidence
transmis du nord vers le sud par l'élasticité de la lithosphère. Cet effet d'entraînement
paraît particulièrement net sur les deux coupes nord-sud de la subsidence totale présentée
sur les figures VII. 1 la (domaine occidental) et VII.12a (domaine oriental). Dans la partie
la plus septentrionale,
du Jurassique,
aux axes des gouttières, on observe, depuis le début
brutal du substratum. Cet enfoncement se propage vers
correspondant
un enfoncement
le sud jusqu'à
un palier situé entre 250 et 300 km relativement
gouttières. Ce palier peut être assimilé aux bombements
à l'axe central des
périphériques
engendrés par une
surcharge ponctuelle dans l'axe de la gouttière. Certes, le problème de cette surcharge
n'est pas encore bien élucidé. Le découplage induit par l'accident sud-atlasique qui joue
un rôle de shear zone a probablement entrainé une différence de comportement mécanique
de la lithosphère
entre le nord et le sud. La distension
liasique n'a affecté que la partie
alors que la partie sud est restée plus ou
moins épaisse et froide. D'après Turcotte et Schubert (1987), la distance xb de ce bomnord, entrainant
un important
amincissement,
bement par rapport à l'axe central est reliée aux paramètres
où D est la rigidité
Il en résulte,
de 2.10z3
telle
N.m.
flexuraux par :
flexurale.
pour
On peut
les valeurs
définir
moyennes
aussi
déjà
une épaisseur
utilisées,
la rigidité
que
continentale
de la lithosphère
est de l'ordre
élastique
que :
12( 1- v2)
Pour un module de Young E = 70 GPa et un coefficient
moyennes
généralement
utilisées, l'épaisseur
de Poisson v = 0.25, valeur
he est de l'ordre
de 35 km. Ces valeurs
sont quelques
peu inférieures à celles habituellement estimées pour les bassins sédimentaires profonds (ex : he = 53 km dans les Appalaches (Turcotte et Schubert, 1982)).
Ceci est probablement
l'accident
associé au découplage
induit par le jeu décrochant
sénestre de
sud-atlasique.
Ainsi par l'intermédiaire de la rigidité élastique de la lithosphère, le bassin saharien
réagit à la mise en place des profonds bassins atlasiques. Son évolution propre sous l'effet
du refroidissement
post-triasique
sa partie septentrionale.
se trouve ainsi profondément
affectée, notamment dans
Pour mieux illustrer cet effet, nous avons essayé
138
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Fig.VII.13 : Illustration du modèle de phase thermique triasique supposée linéaire en avec
une
constante de temps de 100 Ma.
d'extraire
la part de subsidence
admis que la contraction
associée à la phase thermique (Fig.VI. 1 lb). Nous avons
to - t , à partir du
thermique dure 100 Ma et est linéaire en
Trias (Fig.VII.13). Cette partie a été soustraite à la subsidence totale (Fig.VI.l .c
et
à la subsidence
VL 12.b). Il en ressort une meilleure illustration de l'effet d'entraînement
par le biais de l'élasticité
Malm à l'est.
.. Li.
Une autre possibilité
d'étirement
de la lithosphère,
notamment
dès le Lias et surtout à partie du
serait de considérer une répartition du nord vers le sud des taux
ou une différence
d'étirement
dans la croûte
inférieure.
Mais aucune
contrainte ne permet de préciser ce point de vue. Il est par contre difficile d'admettre une
extension progressive de la marge nord-africaine vers le sud, comme cela a été suggéré
(Wildi
1981). Les séries sédimentaires
témoignent
d'une subsidence
3. Les phases
du Crétacé
s'amincissent
et se biseautent
vers le sud et
continue, mais de plus en plus faible.
Dès le début du Crétacé Inférieur, on observe une importante reprise de la subsidence
dans le domaine saharien. Elle entraîne un fonctionnement de fossés tectoniques submé-
V1ECANISMESDE SUBSIDENCE
139
ridiens (100 à 150 km de large). Cette accélération notamment au Barrémien est probablement associée à la phase de distension qui a marqué le nord-est du Maghreb et qui a été
décrite en Tunisie et Libye occidentale (Ziegler, 1978 ; Ellouz, 1984). Cet épisode distensif
serait probablement lié au début du rifting de la Mésogée, après que l'Apulie, entrée en
collision avec l'Eurasie, se soit découplée par rapport à l'Afrique (Dercourt et al., 1986).
Cette distension
serait orientée E-W.
D'autre part, à la même époque, on observe au sud du Hoggar (Ténéré) et en Afrique
Centrale l'ouverture de fossés distensifs (Dautria et Lesquer, 1989; Benkhellil, 1989;
Fairhead et Green, 1989). Ces fossés ont été associés à une distension d'âge Aptien.
il faut noter que les forages qu'ils considèrent s'arrêtent dans l'Albo-aptien qui
est certainement très épais. Si cette attribution d'âge est vérifiée, cela suppose soit que ces
fossés ne résultent pas d'une même phase au nord et au sud du Hoggar, les premiers étant
Cependant,
plus associés à la distension
mésogéenne,
soit que la phase de distension
est plus précoce
au nord (début du Crétacé inférieur) qu'au sud (Aptien).
Ainsi, il est plus logique de considérer deux dynamiques différentes qui semblent se
conjuguer au niveau des bassins nord-sahariens:
- une
dynamique mésogéenne au nord (Sud Constantinois), associée au rifting de La
Mésogée et à rapprocher de celle qui affecte la Tunisie orientale et le Nord de la Libye
(Biju Duval 1982, Ellouz 1984);
- une
dynamique atlantique au sud, à rapprocher
occidentale.
Il est probable, si le volcanisme
zones de discontinuité
de celle qui affecte l'Afrique
centrale et
d'âge Crétacé inférieur du Hoggar est vérifié, que des
NE-SW, située juste au nord et au sud du Hoggar aient été remo-
bilisées, induisant par conséquent un certain découplage
nord et la région au sud de ce bouclier.
entre la plateforme saharienne au
Au cours de cette période, on observe également que la dorsale d'Amguid-El BiodMessaoud, séparant les deux fossés principaux, témoigne d'une plus grande instabilité
qu'au cours des périodes précédentes. Son ossature serait associée à des plis
d'entraînement dûs à des décrochements sénestres réactivant ce linéament intra-continental
tectonique
majeur. Cependant,
ces mouvements
horizontaux
sont mal connus (Fabre, 1976; Guiraud
L'érosion qui affecte localement cette dorsale serait d'âge anté-aptien, l'Aptien
venant sceller les structures sous-jacentes.
étal.. 1987).
Il faut rappeler aussi que le milieu de dépôt est de type continental
une sédimentation essentiellement détritique, souvent grossière.
à fluviatile avec
140
MECANISMES DE SUBSIDENCE
Il semble ainsi que ces fossés ont fonctionné en demi-grabens. La subsidence associée
à cette phase distensive est en moyenne de 300 à 400 m. En terme d'étirement, cela correspond à des taux relativement faibles (j3 = 1.06).
Par ailleurs, le fossé oriental du nord d'Illizi est asssocié à une importante anomalie
gravimétrique positive ( 20 mgal par rapport au niveau environnant) qui semble se prolonger
vers le sud dans les fossés crétacés de l'Est du Hoggar. Nous avons vu au chapitre IV que
cette anomalie de grande longueur d'onde peut être interprétée par la présence d'un corps
dense à la base de la croûte. Ce corps est probablement associé aux modifications résultant
de la distension. En se basant sur cette corrélation entre le nord et le sud du Hoggar, on
peut penser que ces fossés crétacés doivent être rapprochés de ceux du Ténéré et d'Afrique
Centrale (Dautria et Lesquer, 1989; Fairhead et Green, 1989). Cependant, on doit noter que
les fossés nord-Hoggar ont eu une durée de fonctionnement plus limitée, la subsidence s'est
nettement ralentie à partir de l'Aptien Supérieur.
Une autre reprise de la subsidence est observée dans le domaine saharien au Crétacé
Supérieur. Elle semble débuter dès le Cénomano-Turonien, mais elle est perturbée par un
événement tectonique santonien qui correspond au début de la convergence Afrique-Europe
(GuiraudeiaL 1987) et une période d'ouverture rapide de l'Atlantique (Olivet�,
1984).
Pendant ce temps, on observe un arrêt de la subsidence dans les domaines atlasiques et
telliens, sauf au niveau des Hodna-Aurès où le Sénonien Supérieur commence souvent par
une puissante série détritique grossière.
D'après le schéma de fonctionnement de la subsidence tectonique, il est probable que
; certains accidents subméridiens du domaine saharien aient été remobilisés (Guiraud et al.,
1987). La subsidence de la zone instable d'Amguid-El Biod semble être associée à cette
phase de distension, supportée en majeure partie par le domaine saharien, le domaine
atlasique étant le siège de compressions et d'émersions temporaires (Kazi Tani, 1984;
Dercourtetal.. 1986).
.-.;,
Enfin, à la suite de la structuration majeure de l'Atlas Saharien au Priabonien d'importants sillons flexuraux d'avant-chaîne se sont formés à la limite septentrionale de la
plateforme saharienne, notamment au niveau des zones de la flexure sud-atlasique : les
sillons de Benoud et du Melrhir.
IV. Conclusion
de l'étude
Malgré la persistance
l'évolution
de la subsidence
d'un certain nombre d'incertitudes,
ce travail a permis de décrire
de ce bassin mésozoïque du Nord-Est Saharien, en essayant à chaque étape de
définir son schéma de fonctionnement
et d'expliciter les mécanismes qui peuvent être à
l'origine de la subsidence. Le schéma proposé est le suivant :
1411
MECANISMES DE SUBSIDENCE
- L'initiation
triasique serait associée à un bombement
probablement
avec l'orogénèse
tardi-hercynienne.
la subsidence,
après contraction
thermique,
d'origine
thermique,
Le mécanisme
principal qui a permis
semble être l'érosion.
Ce processus pourrait
expliquer une bonne partie de la subsidence observée; mais d'autres
que l'extension
en liaison
crustale par intrusion de magma tholéïtique et le métamorphisme
de croûte sont envisagées
pour interpréter
l'intensité
telles
modifications
de la subsidence.
de base
L'apport
de la
malgré l'exitence d'une anomalie positive associée au bassin triasique, ne
sur la nature du corps dense sous ce bassin.
premet pas de lever l'indétermination
gravimétrie,
- Au cours du
Jurassique,
bassins (8 à 10 km de sédiments)
d'importants
se sont mis en
place dans le domaine atlasique au nord, à la faveur d'un mécanisme de distension (5 =
1.5 à 1.6). La flexion de la plaque refroidie (D = 2.1 O23 N.m ) induit une certaine influence
sur le nord du domaine
saharien,
cours du Dogger-Malm.
Cet effet semble important
bassin. Néanmoins,
perturbant
au
dans la partie nord-occidentale
du
choisis sont réalistes, les ordres de grandeur de la
si les paramètres
rigidité et de la lithosphère
propre particulièrement
son évolution
élastique
sont relativement
faibles par rapport à ce qui est
observé ailleurs. Il est probable qu'un certain découplage mécanique de
ait été induit par le jeu essentiellement
part et d'autre de l'accident nord-saharien
décrochant de celui-ci.
généralement
- Au cours du Crétacé Inférieur, la distension
dans la plaque a permis le fonctionnement
de fossés tectoniques subméridiens, notamment dans la région d'Illizi, au sud-est. Ces
fossés semblent avoir été initiés de façon plus ou moins contemporaine de ceux au sud
du Hoggar qui ont été plus actifs au cours de l'Albo-aptien
(Guiraud et al., 1987).
Néanmoins,
deux dynamiques
distinctes
- Au Crétacé
Supérieur, la subsidence
le domaine continental,
semble être associée au régime de distension dans
alors que la marge nord-africaine
induites par le début de la convergence
Si ce schéma de d'évolution
divers phénomènes
la subsidence
semblent se conjuguer dans cette région.
était le siège de compressions
Afrique -Europe.
semble cohérent malgré la complexité
et l'interférence
au niveau du bassin saharien, il faut noter cependant que le calcul de
tectonique en isostasie locale est probablement
saharien, par l'existence
éventuelle
affecté, au nord du domaine
d'une isostasie régionale.
Ainsi, nous avons essayé à travers cette étude de poser les différents
d'autres
éléments
qui
ayant régi la formation et l'évolution du bassin
du Nord-est Saharien. Cependant, pour mieux contraindre ces mécanismes,
permettent d'appréhender
mésozoïque
de
les mécanismes
données géophysiques
sont nécessaires.
(profondeur
du Moho, nature de la croûte inférieure
...)
FLUX DE CHALEUR :
DETERMINATIONS
SUR LA STRUCTURE
ET IMPLICATIONS
LITHOSPHERIQUE
145
DéTERMINATION
CHAPITRE
DETERMINATION
DU FLUX
DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
VIII:
DE CHALEUR
EN ALGERIE
I. Introduction
Le lien étroit existant entre les phénomènes
géodynamiques
l'étude du flux de chaleur. Le Nord-Ouest
indispensable
de différents
évènements
et l'état thermique
rend
de la plaque africaine a été le siège
plus ou moins récents qui n'ont pas tous été
tectono-thermiques
élucidés totalement.
Depuis quelques années seulement, on a commencé à effectuer des mesures de flux de
chaleur dans cette région, notamment au Maroc (Rimi et Lucazeau, 1987) et en Tunisie
(Lucazeau et Ben Dhia, 1989) et dans le Hoggar Algérien (Lesquer et al., 1989). Nous avons
saisi l'opportunité de l'existence de nombreux forages pétroliers pour établir une première
estimation du flux géothermique en Algérie. Les mesures de températures étant d'origine
pétrolière,
d'importantes
conductivités
thermiques
erreurs peuvent
leur être associées.
à partir de modèles lithologiques
De même,
des
l'estimation
tenant compte des porosités nous
amène à considérer avec précaution les valeurs obtenues. Néanmoins, la répartition des points,
la cohérence des résultats entre eux et avec d'autres données géophysiques nous permettent
de considérer que les tendances régionales du flux sont représentatives de l'état thermique de
la région.
principal de cette étude est avant tout l'établissement d' une carte des variations
au niveau de la Plateforme
régionales du flux géothermique en Algérie, particulièrement
saharienne. Des considérations à partir d'autres données géophysiques et géologiques nous
L'objectif
permettent
phénomènes
de préciser le régime thermique de la lithosphère
géodynamiques
Cette partie comporte
lithosphère
quelques
en relation avec des
récents.
deux chapitres,
basés essentiellement
première présente les résultats de la détermination
comporte
continentale
considérations
dans le Nord-Ouest
régionales
sur deux publications :
la
du flux de chaleur en Algérie et la deuxième
et locales
sur le régime
thermique
de la
à partir des données de flux de chaleur, des
des ondes de surface et de pétrologie des laves associées
de l'Afrique
anomalies du champ de pesanteur,
au volcanisme local d'Illizi (Sud-Est du Sahara).
DéTERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
146
II. Généralités
sur le flux de chaleur
1. Définition
Le flux de chaleur quantifie la chaleur qui s'échappe
une importante
manifestation
miques étant intimement
interne de celle-ci, les phénomènes
liés aux phénomènes
Les transferts thermiques
- la conduction
de l'activité
à la surface de la Terre. Il constitue
géodyna-
thermiques.
se font selon trois modes principaux :
qui consiste
en une propagation
moléculaire
de l'agitation
sans
transport de matière,
- la convection
où la chaleur est véhiculée par transfert de matière,
- le rayonnement
dans le vide, par ondes électromagnétiques.
Dans l'hypothèse de la seule conduction,
q = -K .(gradient )T
où K représente
la conductivité
2. Flux de chaleur
le flux de chaleur est défini par le produit :
thermique du milieu et T la température.
en domaine
continental
2.1. Relation avec l'âge de la lithosphère
et l'épaisseur
crustale
Il existe une relation entre le flux de chaleur à la surface et l'âge de la lithosphère
continentale : le flux décroît en fonction de l'âge de celle-ci (Polyak et Smirnov, 1968 ;
Ainsi, le flux de chaleur dépend surtout de l'âge du dernier événement
tectonique ou thermique. Cette relation n'a pas la même signification que celle mise en
évidence au niveau de la lithosphère océanique par Sclater et Francheteau (1970) qui
Jessop et al.,1976).
. peut être expliquée
par le refroidissement
conductif
de celle-ci.
Dans le domaine
continental, plusieurs phénomènes viennent se superposer et varient d'une région à une
"
.�¡;';
autre, rendant difficile toute interprétation (Sclater et al., 1980; Jaupart et al.. 1981 ).
Le flux de chaleur dépend aussi de l'épaisseur
des zones à croûte amincie (Cermak, 1977).
,,,.
2.2. Production
de la croûte. Il est plus élevé au niveau
de chaleur de surface
(U, Th, et K) présents dans les couches externes de la Terre
une source de chaleur qu'ils produisent à la suite de leur désintégration. Ces
Les radio-éléments
constituent
radio-éléments
sont surtout concentrés
dans la croûte supérieure.
Certains auteurs ont
mis en évidence une importante relation empirique entre le flux de chaleur et la production
de chaleur dans les roches superficielles (Birch et al., 1968 ; Lachenbruch, 1970 ; Roy
et al.,
1968). Cette relation, observée
dans des domaines
affectés aussi bien par des
DéTERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
147
diverses que d'âges variés, permet de distinguer une composante
profonde qn appelée flux réduit, à partir du flux de surface selon la relation:
d'origine
où D représente
en radio-
tectoniques
une grandeur
éléments et Ao la production
caractérisant
l'épaisseur
de chaleur moyenne.
complexe et requiert des considérations
de la zone enrichie
L'interprétation
de cette relation est
sur la répartition des sources de chaleur dans la
croûte. Birch état. (1968) proposent une répartition uniforme des radio-éléments au sein
d'une couche d'épaisseur D. Lachenbruch (1970) considère quant à lui une distribution
exponentielle due à la différenciation magmatique ;
=
A(Z) Ao. exp(-Z/D )
Plusieurs explications
ont été formulées en faveur de cette distribution
rôle probable des fluides durant le refroidissement
pour les trois radio-éléments
(1974) proposent
des plutons magmatiques
(Albarède,
1976). Jaupart et al. (1981) ont montré que la grandeur D peut être
1976; Buntebarth,
différente
le
en considérant
(U, Th, et K). Par contre, Smithon et Decker
un modèle en trois couches où la production
à partir d'arguments
géologiques.
2.3. Décomposition
du flux de chaleur en domaine continental
de chaleur est constante,
Le flux de chaleur est d'autant plus élevé que la lithosphère est jeune et que la croûte
est amincie et enrichie en radio-éléments.
Aussi, Vitorello et Pollack (1980) proposent
de distinguer
trois composantes
du flux de chaleur de surface:
- une
composante d'origine crustale, associée à la production de chaleur à partir de
la désintégration des radio-éléments;
Richardson (1975) évoque quant à lui l'existence d'un aspect transitoire
éléments, particulièrement
- une
composante
lié à l'érosion
superficielle
et à la mobilité des radio-
l'uranium,
transitoire
en liaison avec les événements
récents; la constante de temps serait de 300 Ma (Sclater et al.,
- une
composante mantellique d'origine
le manteau inférieur et au noyau.
Une bonne connaissance
Th, et K) dont la variabilité
de la distribution
profonde,
1980).
associée à la radioactivité
des concentrations
latérale est importante
tectono-thermiques
en radio-éléments
permet d'accéder
dans
(U,
à la composante
les résultats de quelques
d'origine profonde. Cependant, il est difficile d'extrapoler
mesures seulement à toute une région, tant la complexité de la croûte est grande.
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
148
3. Phénomènes perturbateurs
Un certain nombre
l'estimation
de phénomènes
superficiels peut affecter parfois notablement
du flux de chaleur. Le choix du contexte où la mesure doit être effectuée et la
correctionde ces effetspeuventatténuerces influences.
'i.l. Circulation
L'effet
directement
apportée;
,
d'eau superficielle
dû à des circulations
d'eau
le gradient de température
seulement,
superficielles
(Lucazeau,
est parfois important.
1979). Aucune correction ne peut être
pour que cet effet soit sensible, il faut considérer
Darcy et des perméabilités
Il affecte
des vitesses de
conséquentes.
3.2. Erosion et sédimentation
L'érosion tend à augmenter le flux, en ramenant à la surface des couches plus chaudes
et la sédimentation à le diminuer, une partie de la chaleur servant à réchauffer les nouveaux
sédiments plus froids.
3.3. Topographie
accidentée
L'effet des variations importantes du relief tend à augmenter le flux dans les vallées
et le diminuer sur les collines. Il peut être important pour les forages peu profonds.
Plusieurs méthodes ont été proposées pour corriger approximativement
l'effet (Bullard,
1940 ; Kappelmeyer
et Haenel, 1974 ; Vasseur et Lucazeau,
1981).
La méthode proposée par Bullard (1940) est similaire à celle du prolongement
en
gravimétrie :
où G est le gradient de température dans le sous-sol et G' dans l'air. Cette correction
n'est pas nécessaire dans les régions à relief monotone.
.
3.4. Variations paléoclimatiques
Les variations
être importantes.
saisonnières
et climatiques
et autres de la température
Leur effet s'atténue
en profondeur
d'autant
à la surface du sol peuvent
plus rapidement
que leur
période et leur amplitude sont faibles. Par exemple, l'effet des variations diurnes est
amorti en quelques mètres et celui des variations saisonnières sur une vingtaine de mètres
environs. Les effets les plus sensibles sont ceux associés aux glaciations récentes (ex.
Pléistocène).
;'
A partir d'informations
diverses,
certains modèles de correction
ont été
proposés suivant les régions (Beck, 1977 ; Wheildon et al., 1979 ; Vasseur et Lucazeau,
1981).
149
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
III. Données du flux de chaleur
1. Données de température
Toutes les données de température
utilisées sont de type pétrolier, vu l'absence
totale
de mesure par diagraphie thermique à l'équilibre. Parmi les nombreux forages existants,
nous avons retenu ceux où le nombre de températures disponibles à différentes profondeurs
est supérieur à 3 mesures et où nous disposons d'un minimum d'information sur la lithologie
et la porosité (description lithologique, étude de carottes et diagraphies). Ainsi, 230 forages
ont été sélectionnés; les mesures de température sont de deux types :
température BHT (Bottom Hole Temperature), mesurées en fond de trou lors des
de diagraphies en cours de forage en général. Ces mesures sont affectées
et leur
par l'opération de forage (circulation de la boue de forage principalement)
opérations
précision est parfois critiquable
-
DST (Drill Stem Test), mesurées
température
pératures, correspondant
températures
(Drury, 1984) ;
lors des tests de formation.
Ces tem-
à celles des fluides recueillis lors des tests, sont proches des
de formation. Néanmoins,
certaines perturbations
associées à l'opération
de test peuvent les affecter quoique faiblement (Perrier et Raiga-Clémenceau,
1983).
Ces mesures sont effectuées au niveau de certains réservoirs et sont par conséquent
peu nombreuses
et mal réparties dans le forage. Nous n'en avons retenu que celles qui
sont associées à des tests positifs, de longue durée et en dehors des zones à gaz.
La perturbation
aux températures
des mesures de température BHT peut être appréciée par comparaison
DST. Ceci est illustré au niveau de deux zones (Messaoud au NE et In
Salah au SW) où la densité des forages est importante (Fig. VIII. 1). On peut observer
d'abord que le gradient moyen au niveau de chacune des zones est de 4 à 5°C/km supérieur
à partir des températures DST par rapport à celui défini par les BHT. Ce gradient est
nettement plus élevé dans la zone de In Salah que dans celle de Messaoud.
Le traitement
et la correction
des températures
BHT est explicité dans la note insérée
ci-après.
Nous présentons
températures
sur les figures VIII.2 (a,b) et VIII.3 (a,b) les cartes d'isovaleurs de
à différentes profondeurs qui permettent d'illustrer les importantes variations
du champ de température.
structure géologique.
Ces variations
présentent
localement
des corrélations
avec la
150
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
Fig.Vlll.] : Répartition des températures BHT et DST au niveau des zones de Messaoud (a) et de In Salah
(b) illustrant la perturbation affectant les températures BHT etla différence des gradients moyensentre
les deux zones.
1S11
L'erreur
associée à la perturbation
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
des températures
BHT est difficile
à évaluer. Si
l'on considère que les températures DST, relatives à des tests longs et positifs, sont proches
des températures des formations testées, cette perturbation peut être appréciée par comparaison entre les deux types de température (BHT et DST). Ceci est clairement illustré sur
la figure VIII. 1. Globalement,
fonction de la profondeur.
l'écart entre les deux types de températures
est croissant en
moyens définis au niveau de ces deux zones à
partir des BHT d'une part et des DST d'autre part présentent un écart de 4 à 5°C/km.
Plusieurs
méthodes
Les gradients
ont été proposées
pour la correction
(Dowdle et Cobb, 1975 ; Leblanc et al., 1981 ; Middleton,
des températures
1979 ; Luheshi,
BHT
1982 ; Shen et
Beck, 1986). En général, les paramètres nécessaires à leur application tels que la température
de la boue, son volume, son débit, sa composition chimique et les propriétés thermiques
de la formation ne sont pas disponibles. D'autres méthodes plus ou moins empiriques sont
souvent utilisées
cependant
(Kehle,
1972 ;
Andrew
la plus usitée. La circulation
négative dans un milieu homogène.
exclusivement.
La température
et al., 1984). La méthode
de la boue est considérée
Le transfert
à l'équilibre
Horner
(1951) est
comme une ligne-source
de chaleur est supposé par conduction
Teq est extrapolée
à partir de la température
BHT telle que :
T (BHT) = T(,q) + C Log(1 + :: J
où C est un paramètre déterminé expérimentalement,
te la durée de la circulation de la boue
et te le temps écoulé entre l'arrêt de celle-ci et la prise de la mesure. Il est nécessaire de
disposer au niveau de chaque côte considérée de deux couples (TBHT,te) au moins.
Ces paramètres n'étant pas disponibles en nombre suffisant au niveau de cette étude,
nous avons choisi de corriger les températures BHT de façon statistique par comparaison
aux températures DST. Le traitement est explicité dans la note insérée ci-après.
Le champ de température à partir des BHT corrigées et des DST présente d'importantes
variations latérales. D'un bout à l'autre de la zone considérée, la différence de température
peut être très importante (Fig.VIII.2 et 3). Il est difficile de savoir dans quelle mesure ces
températures sont correctes ou pas. Nous pensons que l'utilisation d'un grand nombre de
température DST (40% du nombre total) permet de se rapprocher le mieux possible des
températures réelles. Ces températures DST, rappelons-le encore une fois, sont sélectionnés
à partir des tests de longue durée et à résultat positif (production de fluide). Les réservoirs
à gaz ont été évités du fait de la perturbation associée à l'expansion volumique de celui-ci,
ainsi que les tests négatifs (production de boue).
152
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
Fig.VIII.2: Champ de températures obtenu après correction statistique des BHT,(a) à 1000 m de profondeur,
(b) à 2000 m.
1 S�
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
Fig.Vlll.3 : Champ detempératures obtenu après correction statistique des BHT,(a) à 3000 m de profondeur,
m.
(b) à 400�0
¿
154
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
Le gradient géothermique moyen obtenu est illustré sur la figure VIII.5. On note une
grand variation à l'échelle de la plate-forme saharienne : un gradient élevé (�30°C/km) au
niveau de In Salah, Illizi et Tindouf et un gradient relativement faible (� 30°Gkm) dans
l'Oued Mya notamment.
Fig.VIII.4 :
Gradient
2. Estimation
des conductivités
La conductivité
configuration
moyen des bassins
géothermique
thermique
des isothermes
sahariens.
thermiques
est un paramètre
et la répartition
essentiel
qui influe directement
sur la
du flux de chaleur dans un bassin. Son éva-
luation est difficile ; elle nécessite surtout la multiplication des mesures le long de la colonne
sédimentaire. Les mesures sur échantillons en laboratoire doivent être rapportées aux
conditions in situ : température, pression et porosité. Des techniques de mesure in situ ont
été proposée par Beck étal..
(1971) et Blackwell
et Steele (1988). Enfin, certains auteurs
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
155
une approche indirecte, en se basant sur les propriétés physiques mesurées par
les différentes diagraphies (temps de trajet, densité, indice d'hydrogène, etc..), notamment
proposent
Houbolt et Wells (1980), Vacquier et al., 1988 et Brigaud et Vasseur (1989).
En l'absence
de mesures sur échantillons,
à partir de la composition
minéralogique
la conductivité
peut être estimée
et de la porosité, en adoptant les valeurs publiées
dans la littérature pour les roches mono-minérales
�,
thermique
(Horai, 1971 ; Sass étal.. 1971 ;
Brigaud
1989).
Nous avons essayé d'exploiter
pu disposer, notamment
(Desbrandes,
au mieux les nombreuses
diagraphies
dont nous avons
dans l'évaluation
de la composition minéralogique et de porosité
1982 ; Serra, 1985). La démarche suivie est expliquée dans la publication
ci-après.
Nous donnons en annexe (A.IV) quelques
nous avons effectués sur 12 échantillons
globale avec les valeurs estimées.
pour les mêmes formations
essentiellement
D'autres
stratigraphiques
mesurées en Tunisie (Lucazeau
mesures de conductivités
thermiques
que
gréseux, montrant une cohérence
part, les valeurs estimées
et à porosité
et lithologie
sont comparables,
proches,
à celles
et Ben Dhia, 1989).
Fig.VHI5 : Exemple illustrant les différents paramètres utilisés au niveau de chaque forage.
Il est difficile de savoir dans quelle mesure les conductivités thermiques sont représentatives des conditions thermiques réelles. Nous estimons que les compositions minéralogiques et les porosités sont, dans la plupart des forages considérés, bien contraintes
grâce aux diagraphies et aux analyses minéralogiques effectuées en laboratoire. Au niveau
des forages où ces données n'étaient pas toutes disponibles, les valeurs moyennes adoptées
1 S6
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
(porosité et/ou minéralogie) sont affectées d' une incertitude moyenne de 5 % pour la porosité
et 5 à 10% pour la minéralogie. Nous présentons sur la figure VIII.5 un exemple de forage
où sont illustrées les différents paramètres dont la conductivité thermique estimée qui
montre d'importantes
variations.
D'autre part, l'erreur la plus importante dans l'estimation
des conductivités
thermiques
est associée à l'anisotropie, particulièrement dans les argiles. D'après Blackwell et Steele
(1989), la conductivité thermique des argiles, à partir d'une certaine profondeur, ne
dépendrait pas de la compaction.
Sous l'effet de la compaction,
argileux induit une mauvaise conduction
améliorée.
la réorientation
verticale, alors que la conduction
des minéraux
horizontale
est
Par ailleurs, la conductivité
des argiles dépend de leur nature minéralogique.
de transformation en kaolinite influent directement sur la conduc-
Ainsi, les phénomènes
tivité thermique. Celle-ci varie de 1.8 W.m-'.°C-'
pour une illite à 4.5 pour une chlorite
(Horai, 1971).
Nous donnons en annexe III la liste des puits utilisés, le nombre de températues disponibles, ainsi que les valeurs du gradient moyen, de la conductivité thermique intégrée à
toute la série sédimentaire traversée, du flux de chaleur calculé et de son écart-type.
157
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
615
Mise en évidence d'importantes variations régionales du flux de chaleur en Algérie
D. TAKHERIST'ET A. LESQUER
Centre géologique et géophysique, Université des sciences et techniques du Languedoc, place E. Bataillon,
34060 Montpellier CEDEX, France
Reçu le 16 février 1988
Révision acceptée le 15 juillet 1988
ib
L'évaluation du flux géothermique dans 230 forages pétroliers, à partir des mesures de température (température de la boue
de forage en fond de trou et température des fluides recueillis lors des tests de formation) et des différentes données de lithoporosité, nous permet de mettre en évidence un flux moyen élevé (82 ± 19 mu - m-2), associé aux bassins du Sahara
algérien.
La carte en isovaleurs obtenue montre d'importantes variations régionales auxquelles se superposent des anomalies de
courte longueur d'onde qui peuvent être associées, en général, à la structure géologique locale.
D'un point de vue régional, nous notons essentiellement une zonation nord-sud qui est, sauf dans le domaine alpin au
nord, sans relation directe avec les grandes unités tectoniques. La partie sud de la région, en bordure du socle précambrien
du Hoggar, est caractérisée par de fortes valeurs de flux (90-130 mu - m-2). Les anomalies ainsi mises en évidence
définissent un axe majeur, globalement est-ouest, qui semble affecter le nord de la plaque africaine des Canaries jusqu'en
Libye. Certaines relations ponctuelles avec le volcanisme miocène-pliocène-quaternaire de type distensif nous amènent à
proposer une liaison avec des phénomènes thermiques récents, d'origine mantellique.
�
�
Evaluation of heat flow in 230 oil wells, using température measurements (bottom-hole temperature and température of
fluids in drill stem test) and various rock-porosity data, reveals a high heat-flow average (82 ± 19 mu - m-2) associated
with the Algerian Sahara basins.
The isopleth map exhibits significant régional variations overprinted by short-wavelength anomalies that, in général, are
related to the local geological structure.
On a régional scale, we observe an essentially north-south zonation that is not directly related to the major structural units,
except for the northern alpine domain. The southern area, at the border of the Hoggar Precambrian basement, is characterized
by very high heat-flow values (90-130 mu - m-z). The anomalies define a major axis, generally east-west, which seems
to affect the northern part of the African plate, from the Canaries to Libya. Locally, some relationships with extensional
Miocene-Pliocene-Quaternary volcanism suggest an association with récent mantle thermal events.
[Journal translation]
Can. J. Earth Sci. 26, 615-626
(1989)
Introduction
Au cours
de
mesure
(températures
des forages
de
d'exploration
pétrolière,
deux types
sont
souvent
effectués :
température
de la boue de forage
en fond de trou)
TBHT
et TEST
(températures des fluides recueillis lors des tests de formation).
En l'absence de diagraphies thermiques réalisées à l'équilibre,
l'exploitation de ces données peut permettre de définir le
gradient géothermique (dT/d: ). Les TgHT,plus fréquemment
mesurées, sont affectées par le processus de forage. L'analyse
des différences avec les TDSTpermet de définir une loi de
correction régionale de la perturbation due à la circulation de
la boue de forage.
Le flux de chaleur est obtenu en multipliant ce gradient par
la conductivité thermique, K, qui peut être estimée à l'aide de
modèles expérimentaux. Leur utilisation nécessite la connaissance de la composition minéralogique, de la description
lithologique et de la porosité des terrains. Ces paramètres
litho-physiques sont définis à partir des diagraphies, des
diagrammes de fin de sondage et des rapports d'analyse de
carottes.
L'utilisation de la méthode d'inversion stochastique (Vasseur
et al. 1985) permet de calculer la valeur optimale du flux géothermique et l'erreur qui lui est associée, en tenant compte des
incertitudes sur les mesures. Les résultats, présentés sous
1. Autreadresse :Sociéténationalede transportet commercialisation des hydrocarbures, Division Exploration, rue C. Azzoug,
H. Dey, B.P. 28, Alger, Algérie.
frinied in Canada lmprimd w Canada
reproduit
avec l'aimable
-
autorisation
du Conseil
national
de mettre en éviforme de cartes en isovaleurs,
permettent
dence des tendances
dont nous
significatives
régionales
étudierons les relations avec les grandes unités géologiques.
Contexte
géologique
En Afrique de l'ouest, on distingue deux unités tectoniques
à l'ouest, le Craton ouest-africain,
stable depuis
majeures :
2000 Ma, et à l'est, la chaîne Panafricaine
(600 Ma) qui est
comme le résultat d'une collision
continentale
interprétée
entre ce craton et la marge active d'un continent oriental
al. 1984).
(Black et al. 1979; Caby et al. 1981; Lesquer et
En Algérie (fig. 1 et 2), le socle du Craton ouest-africain
affleure dans la dorsale Reguibat,
et le socle panafricain
constitue le bouclier Tarqui. Ce dernier est dominé essentiellement par des accidents majeurs subméridiens.
On y distingue,
d'ouest en est, trois grands compartiments
crustaux d'âge, de
nature et de structure différents :
la chaîne Pharusienne,
le
le
oriental
et
al.
central
et
1981).
(Caby
Hoggar
Hoggar
de
de la chaîne Panafricaine,
Après le démantellement
vastes bassins paléozoïques
se sont mis en place sur ces deux
domaines. Le Paléozoïque est caractérisé par des séries essencumulée varie entre 500
tiellement détritiques dont l'épaisseur
et 8000 m. À partir du Dévonien supérieur,
des zones plus
subsidentes s'individualisent,
contrôlées par les accidents du
socle panafricain.
est limité au
Ce domaine de plate-forme
nord par l'accident sud-atlasique
au passage à
qui correspond
un domaine plus instable (Fabre 1976).
La formation de la chaîne de l'Ougarta,
de l'Atlas saharien
de Recherches
du Canada, Ottawa.
1 SH
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
616
FIG. 1. Les grandes unités structurales du nord-ouest de l'Afrique (d'après Fabre 1976). 1, Tertiaire et Quaternaire tabulaire; 2, molasse
de la chaîne alpine du Maghreb; 3, nappes de charriage tertiaires; 4, Secondaire plissé; 5, Secondaire tabulaire; 6, Primaire plissé; 7, Primaire
tabulaire; 8, Précambrien et Cambrien inférieur présumé du Sahara; 9, magmatisme cénozoïque; 10, suture panafricaine.
et de l'Anti-Atlas marocain est reliée à l'orogénèse varisque
qui s'est traduite également par des déformations à grand
rayon de courbure et par des plissements localisés au niveau
des grands accidents du socle panafricain.
Après la pénéplanation hercynienne qui a scellé la structure
en bassins et hauts-fonds du Sahara, la sédimentation mésozoïque et cénozoïque est devenue caractéristique d'une plateforme stable et rigide. Le bassin mésozoïque-cénozoïque,
caractérisé par des dépôts peu épais et des faciès plus variés,
se présente comme une vaste gouttière nord-est-sud-ouest,
alimentée par des apports venant du nord et du sud, alors que,
durant le Paléozoïque, ceux-ci venaient essentiellement du sud
du Hoggar (Fabre 1976).
Le Pliocène-Quaternaire
est marqué par des dépôts peu
épais; on note cependant, dans la fosse située au sud des
Aurès, plus de 1000 m de Pliocène-Villafranchien
(Cornet
et al. 1959).
L'Algérie du nord représente un tronçon de la chaîne alpine
encore instable (Maghrébides), séparée de la plate-forme
saharienne stable par la flexure sud-atlasique. On y distingue
trois principaux domaines présentant des styles tectoniques
très différents, dont le plus important est le domaine tellien au
159
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
617
Fie 2. Schéma structural de la plate-forme
tiaut-fond.
saharienne.
1, domaine alpin; 2, socle précambrien;
tord, caractérisé
par des nappes de glissement montrant des
léplacements
dépassant parfois la centaine de kilomètres.
Le bouclier Tarqui, au sud, et le domaine alpin, au nord,
)ortent les témoins
d'une activité volcanique
cénozoïque
fig. 1).
Au Hoggar, ce volcanisme
est associé à un bombement
du
socle
lié
à la mise en place d'un mangénéral
précambrien
eau anormal au Crétacé tardif Éocène (Lesquer et al. 1988;
s'est pourDautria, et Lesquer 1989). L'activité
volcanique
suivie jusqu'au Quaternaire avec la mise en place d'importants
iolumes de basaltes alcalins (Girod 1968).
Le volcanisme calco-alcalin
cénozoïque de la chaîne alpine
:st principalement
d'âge miocène tardif; il est associé à une
:one de subduction
au Pliocène
qui a cessé de fonctionner
précoce. Au cours du Pliocène tardif et du Quaternaire,
l'actilité volcanique s'est localisée dans le Moyen Atlas marocain
:t, en Algérie, dans la région d'Oran.
Au nord du bassin de Tindouf, les deux centres d'activité
de l'Anti-Atlas
volcanique miocène et pliocène-quaternaire
narocain
des îles
du volcanisme
peuvent être rapprochés
canaris
(Dautria et Girod 1987).
3, flexure ou faille; 4, môle, horst ou
Aucune trace de volcanisme récent n'est observée au niveau
des bassins sahariens, mis à part les petites structures volcaet
1972; Bossières
(Megartsi
niques de la région d'Illizi
1982).
Megartsi
Détermination
du flux de chaleur
Tous
les forages effectués en Algérie pour l'exploration
Nous n'avons retenu pour notre
pétrolière ont été dépouillés.
étude que ceux où nous disposions de plus de trois déterminations de température
à différentes
La figure 3
profondeurs.
montre la situation des 230 forages sélectionnées,
dont la profondeur varie entre 500 et 5500 m et où le nombre de mesures
de température
varie de 3 à 15.
Atialyse des données de température
Sur la figure 4, nous avons reporté, pour l'Algérie du nord,
le Sahara occidental et le Sahara central, la distribution
de
l'ensemble
des températures
selon le type de mesure (TB�,
(z).
TDST) en fonction de la profondeur
Le Sahara central, où est concentré l'essentiel des mesures,
montre une faible dispersion autour d'un gradient moyen de
16O
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
618
FIG. 3. Carte en isovaleurs du flux de chaleur. Équidistance des isovaleurs : 10 mu - m-2.
2. �,forages utilisés pour notre étude: *, mesures
obtenues au Maroc, en Tunisie et au sud du Hoggar. Les initiales portées sur la carte et sur les documents suivants représentent les principales
localités : AD, Adrar; AL, Alger; AM, Amguid; AR, Arak; AS, Ain Sefra; BE, Béchar; BI. Biskra; EG, El Goléa; GD, Ghadamès; IL, Illizi;
IS, In-Salah; LG, Laghouat; OR, Oran; OU, Ouargla; RG, Reggane; TA, Tamanrasset; TE, Tebessa; TG, Touggourt; TI, Tindouf.
21 °C � � km"1,qu'il s'agisse des BHT ou des 7"DST.Par contre,
les deux autres zones montrent une plus grande dispersion
autour de gradients moyens plus élevés : 32°C, km - pour le
Sahara occidental et 26° C � km"1pour l'Algérie du nord.
Seules les mesures de type TDST correspondant
à des tests
positifs et de longue durée ont été retenues. En l'absence de
nous considérons
mesures à l'équilibre,
que ces déterminaréelles, sont représentions, qui sont proches des températures
tatives des conditions thermiques en profondeur,
bien qu'elles
être
de
affectées
faibles
(Perrier et
puissent
perturbations
par
ces mesures
n'étant
1983). Toutefois,
Raiga-Clémenceau
elles sont moins
effectuées
qu'au niveau des réservoirs,
nombreuses et moins bien réparties dans les forages.
Les TBHT(60% des données), qui sont mesurées en fond de
trou lors des diagraphies,
sont perturbées par le processus de
forage. Plusieurs méthodes ont été proposées (Dowdle et Cobb
1975; Leblanc et al. 1981; Middleton
1979) pour en déduire
les températures à l'équilibre.
Elles nécessitent au moins deux
mesures effectuées à une même profondeur à des temps difféd'un certain nombre de
rents, ainsi que la connaissance
de la boue, durée entre
paramètres
(temps de circulation
l'arrêt de celle-ci et la mesure, diamètre du forage, etc.).
Il est rare de disposer de l'ensemble de ces paramètres; c'est
pourquoi nous avons choisi de corriger statistiquement ces
TBHTen les comparant aux mesures de TpST.Au niveau de
chaque puits où nous disposions des deux types de données (80
forages), nous avons, dans un premier temps, défini par interpolation polynomiale TBHT= f (z). Les températures qui
s'écartaient de plus de 10°C de cette loi ont été éliminées. La
différence entre les TDSTet TBHTinterpolées pour une même
profondeur
a permis
d'établir
la relation
moyenne
(TDST -
TBHT)= F(z). Cet écart (fig. 5) est compris entre 0 et 25°C
en général. Il est croissant entre 0 et 2000 m et semble se
stabiliser au-delà. Certaines valeurs négatives ont été attribuées à des mesures de TDSTincorrectes qui n'ont pas été
retenues. Nous considérons donc que la perturbation thermique associée au processus de forage est en moyenne de
6°C km - entre 0 et 2000 m et de 12°C pour une profondeur supérieure à 2000 m. Cette correction a été appliquée à
toutes
les mesures
de TBHT de la région.
L'incertitude
admise
sur les températures
est de 10°C et l'erreur
moyenne
corrigées
introduite
dans l'estimation
du gradient
moyen
peut atteindre
10 à 15%.
Par ailleurs,
nous
avons
imposé
une température
de surface
1611
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
619
\
1
FIG.
, nord.
4.
Distribution
des
TBHT et
TDST en
fonction
de
la profondeur
1
pour
(a)
le Sahara
central,
(b)
le Sahara
occidental
et (c)
l'Algérie
162
DETERMINATION
DU FLUX
DE CHALEUR EN
ALGERIE
CAN. J. EARTH SCI. VOL. 26, 1989
620
TABLEAU1. Conductivités thermiques
des principaux constituants élémentaires
(d'après Brigaud et al. 1989)
FIG. 5. Écart entre les TBHTet les TD� en fonction de la profondeur. Définition statistique de la loi de correction des 7"BHT.
'
de 20 ± 5°C au nord et de 25 ± 5°C au sud, en accord avec
les observations
climatiques dans la région (Dubief 1963).
Estimation
des
conductivités
thermiques
La conductivité
d'une roche (K,) est fonction
thermique
essentiellement
de celle de la matrice (Km) et de celle du
fluide (Kf) qu'elle contient. Cette relation s'exprime
par la
formule (Woodside et Messmer 1961; Sass et al. 1971)
où 0
représente
la porosité
de la roche.
Conductivité de la matrice
Au niveau de chaque sondage, la colonne stratigraphique
traversée a été subdivisée en unités lithologiques
simples et
finaux de sondage et les
homogènes d'après les diagrammes
diagraphies
(polarisation
rayonnement
gamma,
spontanée,
vitesse du son, indice d'hydrogène
neutron(diagraphie
neutron) ).
La composition
des différentes
minéralogique
lithologies
traversées au niveau de chaque puits ne peut être déduite partout des analyses de carottes, car celles-ci ne sont pas effectuées systématiquement.
Nous avons donc adopté, en tenant
des
des compositions
minéexistantes,
compte
analyses
roche (grès,
ralogiques
moyennes
pour chaque
argiles,
schistes, calcaires, quartzites, etc.). La conductivité thermique
de ces roches a été calculée à l'aide d'un modèle géométrique
al. 1989) :
(Horai 1971; Brigaud et
Kr = K/'K2E'Kl'
...
où K,, Kz, K3, ... représentent
les conductivités
des princi...
et
leur
constituants
(tableau
1)
Eu
E2,
E3,
paux
proportion dans la roche.
La conductivité de matrice d'une roche composite constituée
d'un mélange de plusieurs éléments simples (grès argileux,
calcaire dolomitique,
etc.) est évaluée par
argiles schisteuses,
le même modèle.
Les diagrammes de fin de sondage ne donnent aucune information sur les proportions
relatives des différents éléments.
Elles ont été évaluées à partir des diagraphies et des rapports
la
de carottes.
Dans les formations
d'analyse
argileuses,
formules
est
donnée
des
simples
proportion
d'argile
par
utilisant les diagraphies
du rayonnement
gamma et de la
1982). Dans les litholopolarisation
spontanée (Desbrandes
gies simples et non argileuses, la combinaison deux à deux des
différentes diagraphies neutron-neutron, de densité et
sonique donne la proportion de chacun des composants (Anonyme 1982). Les rapports d'analyse de carottes fournissent, en
général, la teneur en calcaire, dolomie et non-carbonates.
La conductivité Km d'une série d'alternance de N couches
fines de roches simples ou composites est obtenue par l'utilisation d'un modèle en série :
où Ei et Ki sont la proportion et la conductivité du ie élément
de l'alternance (Sass et al. 1971; Brigaud et al. 1989). Dans
ce cas, les proportions sont évaluées à partir des diagraphies
et des diagrammes de fin de sondage.
Évaluation de la porosité
Pour les formations non argileuses, nous disposons de deux
types d'informations permettant d'évaluer la porosité : les
diagraphies (neutron-neutron, de densité et sonique) et les
mesures sur carottes. Ces dernières valeurs sont en moyenne
inférieures de 10% à celles obtenues à partir des diagraphies
qui sont plus proches des porosités totales, car elles tiennent
compte de l'ensemble des vides.
Cet ensemble de données nous a permis de définir des lois
de porosité moyenne (fig. 6a) pour les grès, notamment ceux
du Paléozoïque, qui constituent avec les argiles l'essentiel de
la lithologie. Il est difficile de disposer de données sur la porosité des argiles, car les pétroliers ne s'intéressent qu'à celles
liées aux réservoirs perméables. Dans ce cas, l'utilisation des
diagraphies sonique et de densité a permis, en adoptant des
paramètres moyens, de définir des porosités sonique » et « de
densité » (Serra 1979; Desbrandes 1982). Une moyenne a été
déterminée sur l'ensemble de l'unité pour les valeurs obtenues
par intervalles. Ceci nous a permis d'établir une loi moyenne
« porosité/profondeur » pour les argiles (fig. 6b) que nous
avons utilisée au niveau des sondages où nous ne disposions
pas de diagraphies.
Valeurs
des
conductivités
thermiques
La connaissance de la conductivité de matrice et de la porosité nous a permis d'estimer
la conductivité
de
thermique
unité
considérée.
La
source
chaque
lithologique
principale
d'erreur sur l'estimation de ces conductivités
est liée à l'adoption de valeurs moyennes pour les roches simples (tableau 1).
Pour la plupart de ces roches, la composition
minéralogique
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
163
Fie. 6. Variations de la porosité selon la profondeur : (a) Grès
)aléozoïques. (b) Argiles.
�eut être appréhendée à partir des différents documents
disponibles; par contre, celles des argiles sont très mal
lécrites, alors que leur conductivité varie fortement selon leur
lature.
Nous avons estimé, pour quelques forages, l'influence de
:ette variation sur la conductivité intégrée de toute la colonne
;tratigraphique, en calculant celle-ci pour les deux valeurs
:xtrêmes qui correspondent l'une à une argile à illite-smecite (1,8 W m - 1 . ° C - 1) et l'autre à une argile chloriteuse
4 Wu � m"1'C-1). Pour une proportion d'argile variant
;ntre 30 et 60% de cette colonne, l'écart maximal avec la
:onductivité intégrée calculée pour la valeur moyenne de
!,7 Wu m-1 - *C-1 varie entre 10 et 25% de cette valeur. La
composition des argiles change avec la profondeur, le milieu
le sédimentation et la diagénèse; par conséquent, ce choix ne
621
FIG.7. Histogrammedes valeursdu flux de chaleur.
peut introduire une erreur systématique par excès ou par
défaut.
Calcul
du
flux
de
chaleur
Nous avons calculé la valeur du flux de chaleur de surface
dont
(Qo) à l'aide de la méthode d'inversion
stochastique
a
été
Vasseur
et
al.
Pour
(1985).
l'algorithme
développé par
un milieu stratifié dont la y couche a une épaisseur Izj et une
résistivité thermique R�= 1/ Kj, la température
T à une profondeur zi, est liée à celle de la surface To par la formule
n
T = To + Qo E KR.
où n représente le nombre total de couches et Hy correspond
à l'épaisseur
du j° niveau situé entre la surface et la profondeur Zi de la ie mesure.
Les erreurs à priori (incertitudes gaussiennes) sont associées
aux mesures de température
T, au flux de surface Qo et aux
résistivités thermiques.
donne la valeur optimale à posteriori pour le
L'algorithme
flux Qo et son écart type .6Qo. Nous avons admis un flux à
priori de 75 ± 50 mu - m-z et des erreurs de 5°C sur To,
10°C sur les mesures T et 25 à 50% sur les conductivités
thermiques Kj.
et des
Aucune correction de l'influence
de la topographie
variations paléoclimatiques
n'a été effectuée.
Nous considérons que les perturbations
associées aux faibles ondulations du
relief n'affectent
m).
pas les mesures profondes (500-5500
De même, à ces profondeurs,
seules les variations paléocliles mesures
matiques de grande période peuvent perturber
(Vasseur et Lucazeau 1983) et, en ce qui concerne le Sahara,
nous ne disposons pas d'informations
suffisantes pour établir
un modèle sérieux de variation des paléotempératures.
Résultats
et discussion
Le nombre et la profondeur des forages, leur répartition,
la
(TBH.,., TDST) exploitées
quantité des mesures de températures
et l'attention
des conductivités
therportée à l'estimation
que les variations du flux
miques nous permettent d'affirmer
obtenues sont représentatives
de l'état thermique de la région
avec les résultats
étudiée. En outre, elles sont cohérentes
1987) et pour la
publiés pour le Maroc (Rimi et Lucazeau
Tunisie (Ben Dhia 1987; Lucazeau et Ben Dhia 1989).
Les valeurs obtenues
varient entre 49 ± 10 et 130 t
16 mu - m-2. Le flux moyen, de 82 ± 19 mW' m-2, est
fort par rapport à la moyenne
mondiale
(64 mu - m-2).
L'histogramme
(fig. 7) montre que 2 % seulement des valeurs
164
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
622
FIG. 8. Tendances régionales du flux de chaleur. (a) Écart quadratique moyen (en mu - m-2) en fonction de K, entre les surfaces polynomiales de degré K, et les valeurs du flux de chaleur. (b) Carte en isovaleurs des tendances régionales. Équidistance des isovaleurs :
10 mu - m-2, Les résultats obtenus au Maroc, en Tunisie et au sud du Hoggar ont été utilisés pour l'élaboration de cette carte. 0, valeurs
supérieures à 90 mu - m-2.
sont inférieures à 60 mu - m-2, alors que 23% sont supérieures à 100 mW �m-z. La carte en isovaleurs de la figure
3, tracée en tenant compte des résultats obtenus au Maroc, en
Tunisie, ainsi qu'au sud du Hoggar (Rimi et Lucazeau 1987;
Lucazeau et Ben Dhia 1989; Lesquer et al. 1989b), montre
que ces fortes valeurs sont situées au sud du 30e parallèle
nord et au nord de celui du 35e. La partie centrale correspond
à un flux
moyen
inférieur
à 80 mu -
m-z.
Les techniques de traitement adoptées éliminant les faibles
variations du gradient géothermique, seul l'hydrodynamisme
régional peut affecter le régime thermique. Les circulations
peu importantes dans les nappes superficielles du Continental
intercalaire ne peuvent perturber de façon significative les
mesures de température qui sont effectuées essentiellement
dans les séries paléozoïques. Les aquifères profonds sont
caractérisés au nord-est par un régime à hautes pressions dû
à une importante couverture salifère (Trias-Lias) et, au sud,
par un régime gravitaire alimenté au niveau des contreforts du
Hoggar. Les circulations très lentes, dans un cas, et l'alimentation peu importante, dans l'autre, ne peuvent affecter
notablement les tendances régionales du gradient géothermique (Chiarelli 1973).
Le flux de surface peut être considéré comme la résultante
d'une composante de grande longueur d'onde, associée à des
phénomènes régionaux, et d'une autre, de plus faible dimension, liée à des phénomènes plus locaux. Après avoir interpolé
les valeurs du flux aux noeuds d'une grille de dimension
élémentaire de 50 km selon X et Y, nous avons considéré que
165
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
623
;10. 9. Anomalies résiduelles obtenues par soustraction des tendances régionales à la carte du flux de chaleur (fig. 3). Équidistance des
valeurs :
5 mu -
m-2.
variations du flux géothermique peuvent être approchées
une fonction polynomiale de degré Ka.
a figure 8a montre que l'écart quadratique moyen entre le
K et les surfaces polynomiales obtenues pour différentes
eurs de Ka (K, = degré du polynôme en X + degré du
ynôme en Y) varie rapidement pour les faibles degrés de la
face lissante, puis décroît lentement pour Ka � 12. Ceci
ifirme qu'il existe des tendances régionales prépondérantes;
is avons choisi de les représenter par le polynôme de degré
n X et Yde la figure 8b. La soustraction de ce flux moyen
laisse subsister que des anomalies très localisées (résides), de largeur variant entre 100 et 150 km et d'amplitude
mt de -20 à +20 mu - m-2 (fig. 9).
lette approche, comparable à celle utilisée pour les
thodes de potentiel, n'est pas courante en géothermie.
pendant, l'analyse des relations entre les anomalies ainsi
;es en évidence et les structures géologiques justifie ce
)ix.
telations entre les anomalies résiduelles et la structure
géologique
.'amplitude des anomalies résiduelles (fig. 9) est de l'ordre
grandeur de l'erreur admise pour le flux; cependant nous
1aTquons une bonne corrélation générale entre les axes
qu'elles définissent et les traits structuraux majeurs des bassins
sahariens (fig. 2). La nature du socle précambrien et sa topographie peuvent en partie expliquer ces corrélations.
Dans l'ensemble, les hauts du socle sont marqués par des
anomalies positives (2, 3, 4, 5 et 6), alors que les dépressions
sont caractérisées par des résidus négatifs (A, B, D, F et H).
Mais cette relation n'est pas systématique; c'est le cas des
anomalies 1, 9, 13, C et G où la relation est inverse.
La réfraction des isothermes au niveau des variations brutales de la profondeur du socle peut introduire des anomalies
du flux de chaleur de courte longueur d'onde. Pour un horst
de 4000 m de dénivellement, de 10 à 15 km de large et un contraste de 0,5 Wu m-1 - °C-' entre la conductivité thermique
de la série sédimentaire (2,5 Wu m - 1 - °C-') et celle des
roches du socle (3 Wu m - 1 - °C-'), l'effet de la réfraction
est de 10 mu - m'2 environ. Donc, au niveau des importantes zones de horst (Ougarta, Amguid, Idjerane), nous
pouvons penser qu'une partie du flux résiduel est liée au
phénomène de réfraction.
La production de chaleur des sédiments, évaluée à partir des
diagraphies de rayonnement gamma en utilisant la formule
empirique proposée par Rybach (1986), est en moyenne de
1,5 jiW m-3. Elle est maximale pour les argiles schisteuses
du Gothlandien (3,5 /tW - m-3) dont l'épaisseur est au maxi-
166
mum de 500 m. La variation de la puissance de la couverture
entre 500 et 8000 m peut se traduire par un
sédimentaire
accroissement
de 6 à 12 mu - m-2 du flux au niveau des
Nous constatons,
en
accumulations
les plus importantes.
général, une relation inverse qui semble exclure une explicade production
de chaleur dans les
tion par des variations
sédiments.
Une explication plus plausible des variations locales du flux
peut être recherchée dans la structure du socle panafricain.
de
est caractérisé
Celui-ci, très hétérogène,
par l'existence
dont la
de nature et de structure différentes,
compartiments
production de chaleur d'origine crustale pourrait présenter des
variations importantes.
Des mesures sont en cours, elles permettront de préciser l'ampleur
de ces variations.
Analyse des tendances régionales du flux (fig. 8)
Nous notons, au sud, un axe positif est-ouest,
comportant
et
deux maximums :
l'un au niveau de la région d'In-Salah
l'autre au niveau de celle d'Illizi. L'extension
vers le sud de
ces anomalies est mal définie; cependant, les valeurs obtenues
au Hoggar (Lesquer et al. 1989) montrent que le flux diminue
fortement vers le sud. À l'est, l'anomalie
d'Illizi semble se
celle d'In-Salah
se
prolonger en Libye, alors qu'à l'ouest,
ferme au niveau de la chaîne de l'Ougarta.
De fortes valeurs
du flux sont associées au bassin de Tindouf, mais nos données
ne sont pas assez nombreuses
pour que nous puissions
affirmer qu'il existe une continuité entre l'axe Illizi - In-Salah
et cette anomalie.
Le nord-est de la plate-forme saharienne est caractérisé par
des valeurs plus faibles (minimum au niveau de Laghouat). Ce
domaine est limité à l'est, en Tunisie, par une importante
remontée des valeurs vers le golfe de Gabès (Lucazeau et Ben
Dhia 1989). À l'ouest, il est séparé d'une anomalie comparable, associée au Haut Atlas marocain
(Rimi et Lucazeau
1987), par un axe positif nord-sud.
Aucun phénomène transitoire significatif lié à l'histoire des
bassins ne peut être envisagé,
de la subsidence
l'essentiel
ayant été acquis durant le Paléozoïque.
Ces tendances régionales ne peuvent être reliées qu'à des
variations à grande échelle soit de la composante crustale (en
relation avec l'âge et la nature de la croûte), soit du flux
transitoires
thermotec(liées à des phénomènes
mantellique
récents).
Relation entre reflux de chaleur, I ï�geet la nature de la croûte
De nombreuses études ont mis en évidence une décroissance
du flux avec l'âge croissant de la lithosphère
significative
continentale (Chapman et Pollack 1975). Au Hoggar (Lesquer
et al. 1989), la chaîne Panafricaine est caractérisée par un flux
moyen (55 mW - m-2), proche de la moyenne mondiale pour
les chaînes
précambriennes
(50
mu -
� m~2).
Par contre au nord, les bassins sédimentaires qui se sont mis
en place sur cette chaîne sont caractérisés par un flux supérieur
à cette moyenne, surtout au sud du 30e parallèle nord. De
même, la moyenne (45 mu - m-2) des valeurs obtenues sur
le Craton ouest-africain (Brigaud et al. 1985), proche de la
moyenne mondiale pour les zones cratoniques, est très inférieure aux valeurs dont nous disposons sur la marge nord de
ce craton
DU FLUX
DE CHALEUR
EN ALGERIE
CAN. J. EARTH SCI. VOL. 26, 1989
624
toniques
DETERMINATION
(70
mu -
m-2).
Plus au nord, sur la chaîne alpine, le flux augmente rapidement en direction de la Méditerranée; il est comparable à celui
généralement mesuré sur les chaînes tertiaires.
Ainsi, mis à part le Tell au nord de l'Algérie, les valeurs du
flux géothermique sont sans rapport avec l'âge des derniers
orogènes ayant affecté la croûte. D'autre part, les anomalies
régionales est-ouest du flux sont sécantes aux directions
structurales nord-sud du socle précambrien. Il est par conséquent difficile d'expliquer ces variations régionales par d'éventuelles variations de la production de chaleur.
Relations avec le magmatisme récent
L'absence de relation entre les tendances régionales du flux
et la structure superficielle de la croûte amène à supposer que
les anomalies thermiques mises en évidence témoignent de
l'existence de phénomènes profonds et nécessairement récents,
compte tenu de leur importance.
Les évènements tectoniques ayant affecté la plaque africaine
depuis le Cénozoïque sont liés à son déplacement vers l'estnord-est. Les déformations majeures associées à la convergence Afrique-Eurasie sont limitées à sa marge nord
(Maghrébides); alors que l'on note en plusieurs points durant
le Cénozoïque la persistence d'un magmatisme alcalin
typiquement distensif, associé aux zones mobiles. Les preuves
d'activité magmatique dans les régions d'Illizi, du sud oranais
et du nord de Tindouf nous permettent d'envisager un lien
entre les anomalies du flux et le volcanisme récent.
Le volcanisme de la région d'Illizi, bien que peu important,
témoigne d'une tectonique profonde récente impliquant le
manteau (Megartsi 1972; Bossières et Megartsi 1982). L'étude
des enclaves met en évidence un manteau anormal, très métasomatisé, proche de celui associé au Rift est-africain en
Ouganda (Dautria et Girod 1987). Une importante remontée
des isothermes associée à ce magmatisme d'origine profonde
pourrait rendre compte de l'anomalie thermique d'Illizi, mais
l'âge du volcanisme reste incertain et actuellement aucun autre
élément ne permet de préciser cette hypothèse.
L'axe chaud nord-sud, à la frontière de l'Algérie et du
Maroc, est associé à un volcanisme alcalin pliocènequaternaire dont les centres d'activité s'ordonnent le long
d'une direction subméridienne (Dautria et Girod 1987). Nous
ne possédons pas de mesures de flux à proximité du volcanisme miocène et pliocène-quaternaire de l'Anti-Atlas
marocain, mais nous pouvons remarquer que les fortes valeurs
du flux de la région de Tindouf sont situées sur la bordure nord
du bassin et que cet axe chaud semble se continuer vers l'ouest
en direction des îles Canaries où l'activité volcanique de type
alcalin se poursuit depuis le Miocène.
Aucune trace de volcanisme récent comparable n'est observée dans la zone d'In-Salah. Nous pouvons toutefois remarquer que cette anomalie est associée à une morphologie
originale du relief. En effet, cette zone correspond à une vaste
dépression de 300 km de diamètre, dont le centre est occupé
par des sebkhas ayant une altitude moyenne de 150 m, alors
que celle des reliefs environnants est en moyenne de 700 m.
Depuis le Pléistocène moyen, tout le réseau hydrographique
converge vers cette dépression. L'altitude des sebkhas s'est
légèrement abaissée au cours du Villafranchien tardif (Conrad
1969), ce qui pourrait témoigner d'une subsidence plus générale au cours du Quaternaire. Le rapport entre cette déformation de la topographie et l'anomalie thermique n'est pas
évident, d'autant que, dans la région de Touggourt où la subsidence locale s'est accompagnée d'importants dépôts au Villafranchien (Cornet et al. 1959), nous n'observons pas d'aussi
fortes valeurs du flux de chaleur.
Certains auteurs ont relevé, dans la région d'In-Salah, la
présence de structures circulaires originales de petites dimensions (2-5 km), difficiles à interpréter, ce qui a conduit
167
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
TAKHERIST
ET LESQUER
:rtains d'entre eux à retenir, comme pour la structure de Tin
:,der (5°E.-27°30'N.),
l'hypothèse d'une origine volcalque (Busson 1972).
Bien que les anomalies thermiques d'In-Salah, d'Illizi et de
..ndouf apparaissent comparables, rien n'indique qu'elles
nient en continuité, qu'elles aient le même âge ou la même
igine. Toutefois, elles impliquent nécessairement de très
Írtes remontées des isothermes qui ne peuvent être reliées
o'à une importante perturbation thermique impliquant le
anteau supérieur ou l'asthénosphère.
Conclusion
Ces premières déterminations du flux de chaleur en Algérie
partir des données d'origine pétrolière montrent que les
Issins sahariens sont caractérisés par une valeur élevée du
ex géothermique moyen (82 ±19 mu - m-2).
L'analyse de la carte obtenue nous a amenés à distinguer des
ndances régionales auxquelles se superposent des anomalies
ermiques de plus courte longueur d'onde (100-150 km).
es dernières peuvent être associées à la structure des bassins
à à la nature de la croûte superficielle. Les tendances régiodes permettent de définir un domaine central à flux modéré
0-80 mu - m-2), bordé au nord et au sud par deux
)maines à flux plus élevé (supérieur à 90 mu - m-2). Cette
partition est sans relation évidente avec la structure et l'âge
�sbassins ou de la croûte.
Les bassins d'In-Salah et d'Illizi ne semblent pas avoir
onnu la même histoire thermique, puisque, pour les mêmes
servoirs et la même roche mère, on observe à l'est essen:llement des gisements à huile, alors qu'à In-Salah, les giseents sont exclusivement à gaz secs (Robert 1985). Il semble
Lr conséquent que les anomalies thermiques mises en évi:nce n'ont pas affecté cette répartition, ce qui suggère
belles seraient d'origine récente.
Par ailleurs, des études récentes sur les ondes de surface
[adiouche et Jobert 1988) montrent que le nord de la plaque
ricaine est caractérisé par des vitesses sismiques plus faibles
te dans la partie sud. Cette zone anormale semble rejoindre
l'est celle de la mer Rouge.
Nous pensons que ces différentes données indiquent l'exisnce d'importants phénomènes thermiques récents impliquant
,cessairement la lithosphère profonde et dont pourrait
moigner localement le volcanisme alcalin cénozoïque et
latemaire.
Remerciements
Cette étude a été réalisée grace à la Société nationale de
tnsport et commercialisation des hydrocarbures (Division
(ploration) qui nous a autorisés à utiliser les données pétro:res et qui a soutenu financièrement leur exploitation. Nous
mercions particulièrement G. Vasseur et F. Lucazeau
Université des sciences et techniques de Lille) pour leur aide
leurs critiques constructives.
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169
CHAPITRE
FLUXDECHALEURIMPLICATIONS
:
GEODY1VA_VIIQLES
IX :
DE CHALEUR
FLUX
IMPLICATIONS
ET
GEODYNAMIQUES
I. Introduction
Les résultats de l'étude précédente mettent en évidence l'existence d'un flux de chaleur
relativement élevé (80 à 110 MW.M-2 ) au niveau des bassins sédimentaires au nord du Hoggar.
Ces valeurs élevées définissent
une anomalie thermique
allongée globalement
E-W, le long
de l'axe Illizi-In Salah-Tindouf.
Cette anomalie
une structuration
qui est dominée par
à la faveur de l'événement Pana-
ne peut être corrélée avec la structure géologique
subméridienne,
fricain (600 Ma). Les différents
acquise principalement
que ont suivi n'ont pas affecté notablement la croûte dans ces régions. Ainsi, la croûte sous les bassins au nord du Hoggar serait
au minimum d'âge Panafricain,
épisodes tectoniques
si ce n'est plus ancien. La plateforme
saharienne
est réputée
stable actuellement.
structuration
A la limite Eocène-Oligocène,
au nord, la chaîne atlasique acquiert sa
principale, alors qu'au sud se forme le large bombement du Hoggar qui a été
accompagné
de volcanisme.
Des évidences
géophysiques
(étude des anomalies
gravimétriques
et celle des ondes de
surface) et pétrologiques (volcanisme d'Illizi) permettent de corréler, au moins localement,
cette anomalie thermique avec des phénomènes profonds impliquant le manteau.
170
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
Il. Article
Geophysical
evidence
petrological
the
beneath
upper mantle
and
A. Lesquer
(Reproduit
avec
l'ainable
', D. Takherist ' 2,
autorisation
d'Elsevier
J.M.
of an "anomalous"
for the presence
basins
Sahara
(Algeria)
Dautria
Sci.Publ.,
and
O. Hadiouche
Amsterdam)
3.4
1711
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GéODYNAMIQUES
Earrh and Planetary Science Letters, 96 (1990) 407-418
Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam - Printed in The Netherlands
407
[XLeP]
and petrological evidence for the presence of an " anomalous"
upper mantle beneath the Sahara basins (Algeria)
Geophysical
\ D. Takherist
A. Lesquer
Centre
Géophysique,
Géologique et
Dautria
et Techniques
des Sciences
Université
J.M.
u,
1 and
du Languedoc,
3.4
O. Hadiouche
Place
E. Bataillon,
34060,
Cedex
Montpellier
(France)
2
Société
Nationale de
3 Institut
4
lnstitut
et de Commercialisation
Transport
de Physique du Globe, 4, Place
B.P.
la Terre, U.S.T.H.B.,
des Sciences de
Received
North
(80-110
related
of 20
mW
°
des Hydrocarbures,
July
19, 1989;
(Algérie)
Jussieu (Tour
31, El-Alia
revised
version
2, Rue du Capitaine
75252,
l4-14),
and C.R.A.A.G.,
accepted
B.P.
Azzoug,
Paris
Cedex
B.P.
63, Bouzereah,
October
28, Hussein
Dey, Alger
03. (France)
Alger
(Algérie)
3,1989
shield is characterized
N, the northwest
by an anomalous
part of the stable African
to major
This east-west
zone is oblique
Proterozoic
structural
elongated
in crustal
heat production.
Maximum
heat flow occurs in the southem
part
M-2).
to différences
high heat flow zone
units and cannot
be
of the Sahara
basins
mW m-2 can account
heat flow contribution
of 60-70
for this very high surface
m-2).
Only a mantle
that the température
of upper
mantle
is anomalously
estimated
geotherms
suggest
high and partial
of a long-wavelength
at shallow depths.
This hypothesis
is supported
by the existence
negative
melting
may be présent
with the high heat flow axis and with the very low lithospheric
of the gravity field that corresponds
S-wave
component
In addition,
down to 160 km obtained
from surface wave studies.
the chemistry
of the scarce
velocities
(4.2-4.4
km/s)
mW
(100-120
heat flow. Il
Cenozoic
melilitite
lavas (Illizi volcanic
associated
district),
geographically
and
of their inclusions
(phlogopitized
garnet/spinel
peridotite
mineralogy
is locally
and partially
mantle
this région
beneath
highly metasomatised
African
mantle
has been
modified
that
the northwest
upper
appears
(including
gas transfer)
that
are likely
to be more
extensive
in the southem
1. Introduction
A first insight into the long-wavelength
compoin West Africa has
nent of heat flow variations
been recently proposed
by Lucazeau et al. [1] (Fig.
1). South of latitude 24°N the West African Craton (WAC) is characterized
by an average heat
flow (30 t 10 mW m-z) lower than those of the
Touareg and Benin-Nigeria Pan-African shields
(51 ± 10 mW m-2) and the Senegalo-Mauritanian
basin. These values agree with those observed
within other Precambrian shields and can be interpreted as evidence of major differences in deep
thermal structure between the WAC and the PanAfrican mobile belts [2]. To the north, if we exclude the Alpine domain in Morocco, the observed heat flow is greater than 80 mW m-2, and
the most striking thermal feature is an east-west
high heat flow axis which trends from the Canary
Archipelago to Lybia, with maximum values
0012-821X/90/503.50 m 1990ElsevierSciencePublishersB.V.
with
the
thermal
alkali
clinopyroxenite)
melted.
From
these
by
part
récent
thermal
of the Sahara
anomaly,
show
as well
that
preliminary
rejuvenation
basins.
as the
the upper
results,
it
processes
(100-120 mW M-2) in southem Algeria, north of
the Touareg shield. Such high heat flow values are
commonly correlated with lithospheric and
asthenospheric processes.
This paper is focussed on the high heat flow
values associated with the Sahara basins in Algeria. After assessing the quality and the reliability
of heat flow déterminations, an attempt is made to
account for the extra heating of this tectonically
"inactive" zone. A crustal heat production model
using heat generation measurements is proposed
for the Touareg shield. Assuming the crust beneath the Sahara basins is similar to that of the
Touareg shield, this model is used to estimate the
mantle heat contribution for the Sahara basins.
Correlations with gravity field and surface wave
velocity distribution allow to propose the existence of an anomalous mantle beneath the Sahara
basin. This hypothesis is then examined with respect to information on the nature of the upper
172
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
A. LESQUER ET AL.
408
from xenoliths of a volcanic dismantle obtained
trict located near the peak of the thermal anomaly.
2. Geological
West
major
Africa
tectonic
Fig. 1. Map
measurements;
.1
m- 2 ; ah
context
is essentially
composed
units (Fig. 2): the West
of two
African
Precambrian
craton stable since 2000 Ma and the
mobile
belts largely of Upper
Prosurrounding
terozoic age. The basement
of the WAC exposed
in the Reguibat
and Leo uplifts is dominated
by
of Archean
the occurrence
nuclei surrounded
by
volcanoclastic
Birrimian
formations.
low-grade
were affected by the Eburnean
These formations
at 20 mW m-Z
contoured
heat flow variations,
of régional
offshore
dots: BHT or DST data; triangles;
published
IL refers to the heat flow profile in Fig. 6; IS - In Salah;
from Lucazeau
(modified
area corresponds
The shaded
Illizi; T = Tamanrasset.
interval
data.
et al. [1]). Stars: classical
to heat flow � 80 mW
173
AN "ANOMALOUS"
FLUX
DE CHALEUR :
UPPER MANTLE BENEATH THE SAHARA BASINS
IMPLICATIONS
GEODYNAMIQUES
409
can plate has been affected by the Alpine orogeny
(Maghrebide belts).
Widespread Upper Mesozoic to Cenozoic
volcanism affects the Pan-African mobile belt but
is absent within the WAC. This volcanism is
sometimes correlated with a system of swells
(Hoggar, Tibesti, Cameroun, Darfur) and troughs
(Benoue, Tenere). The Hoggar is a very large (800
km) Precambrian basement swell where the mean
altitude ranges from 1000 to 1500 m. Evidence
from lavas and xenolith petrography, as well as
heat flow and gravimetric constraints, has suggested the interpretation that this uplift is due to a
now cooled altered upper mantle emplaced during
the Late Mesozoic to Early Cenozoic time [9,10].
2. Thermal structure
Fig. 2. Major geotectonic units of West Africa. l -33 - West
African craton ( I = basement, �2000 Ma; 2 = sedimentary
cover; 3 - craton limit from Lesquer et al. [41); 4, 5 = PanAfrican domain ( 4 = basement, 600 Ma; S = post Pan-African
sedimentary cover); 6 = Maghrebides alpine fold belt; 7 =
Megafaults.
2000 Ma) and intruded
orogeny
(approximately
lower Proterozoic
The
granitoids.
by numerous
Taoudeni
the central part of the
basin occupies
from Upper
WAC, and is filled with sediments
Precambrian
to Paleozoic
in age. Changes
in the
the
subdivision
of
the
gravity
pattern
support
WAC into discrete rigid crustal blocks of Archean
Proage surrounded
by accreted highly deformed
terozoic belts [2-4].
moThe WAC is surrounded
by Pan-African
bile belts
Beninshield,
(Anti-Atlas,
Touareg
overshield, Rockellides,
Mauritanides)
Nigeria
basins
lain
Paleo-Mesozoic
sedimentary
by
(Sahara, Niger, Tindouf). These belts resulted from
collisional tectonic processes around 600 Ma [4-7].
The Touareg shield is dominated
by north-south
units between which correlastructural
elongated
data
tions are not always possible
[8]. Gravity
and outline
their
correlate
with these structures
northward
and southward
within
the
extension
basement beneath the Sahara and the Niger basins.
belt has been
reThe Pan-African
locally
and
activated
(Mauritanides)
by the Caledonian
the Hercynian
Atlas,
(Mauritanides,
Ougarta)
margin of the AfriOnly the northern
orogenies.
1. l. Heat f low data
Two kinds of temperature data are available in
northwest Africa: (1) classical measurements performed in shallow boreholes (mining sites) at thermal equilibrium [11-13]; and (2) bottom hole
temperatures (BHT) and drill stem test temperatures (DST) in deep oil exploration wells [12-14].
BHTs have been corrected for mud circulation
cooling using a correction law of BHT versus
depth obtained by comparing BHTs to DSTs
[12,13]. The mean temperature gradient in oil ex1
ploration wells varies from 20 to 38 ° C km-'
[12] whereas it is only 10 ° C km-' [11] for the
Touareg shield.
For the mining sites, rock thermal conductivity
is generally measured on core samples, whereas
for oil wells conductivity of sedimentary rocks is
estimated using empirical relationships between
thermal conductivity, mineralogy and porosity obtained from lithostratigraphic and geophysical logs
[15]. The conductivity ranges from 1.8 (shales) to
5.4 W m - °C-' (Cambrian quartzites) [14]. The
conductivity integrated over the whole strati1
graphic column varies from 2.5 to 3.8 W m-'
For
shallow boreholes, the heat flow values
were calculated from the product of the local
mean temperature gradient and the measured
thermal conductivity. For oil exploration drill holes
a procedure of data inversion was used [16]. Reliability of the two sets of data is unequal. Despite
the extrapolation, the temperature gradient in the
1 1 1
174
410
of deep theroil wells may be more representative
in shalmeasured
mal state than the temperatures
Shallow holes can be affected by
low boreholes.
and paleoclimatolwater circulation,
topography
conductivity
ogy. On the other hand the estimated
boreholes
leads to greater unin oil exploration
from oil wells
certainties.
Heat flow determinations
and shallow boreholes in Tunisia and Morocco are
consistent
with each other [12,13].
heat
In the Sahara
basins,
short-wavelength
with basement
flow variations
can be correlated
in basement
heat producvariations
topography,
disturbances
tion or groundwater
[14]. In order to
show the regional
trends these short-wavelength
heat flow variations
have been removed in Fig. 1.
belt (In Salah-IlThe 200-400 km wide east-west
lizi belt) of high HF values ( � 100 mW m-2 )
the
two distinct
separates
geothermal
provinces:
crystalline
Touareg shield to the south, which displays low average heat flow ( � 50 mW m-2); and
to the north, the Sahara basins and the Alpine
range where heat flow is significantly
higher ( � 80
mW m-Z).
the
between
the
Although
gradient
heat
flow
belt
and
the
normal
anomalous
high
heat flow Hoggar zone is poorly defined
(more
than 300 km separate
the two sets of data), the
of the change in mean heat flow is so
magnitude
also
(see
profile of Fig. 6) that only a major
high
change in deep thermal regime can account for it.
The high heat flow belt affects the WAC as well as
It cross-cuts
the
the
Pan-African
domain.
Pan-African
structures
which extend
north-south
cover
northward
under the Paleozoic sedimentary
without major modifications
as far northward
as
of the
latitude 30 ° N. The apparent
inconsistency
heat flow belt with the crustal strucanomalous
ture pattern
suggests that little heat, if any, may
with differences
in crustal heat probe associated
duction between Touareg shield and Sahara basin
If the Touareg
shield heat flow is asbasement.
the heat flow anomaly
is
sumed to be normal,
40-60 mW M-2 for the In Salah-Illizi
belt and
Sahara.
20-30 mW m-2 for the whole Northern
heat flow belt
the In Salah-Illizi
Westward,
with a large scale topographic
correlates
depres� 200 m). The center of this desion (altitude
pressed area is occupied by the Sebkha Mekkerane
which has subsided slightly during the Quaternary
it correlates
with the small-sized
[17]. Eastward,
Illizi volcanic district.
FLUX
DE CHALEUR :
IMPLICATIONS
GEODYNAMIQUES
A. LESQUER ET AL.
2.2. Crustal heat contribution
Oil exploration wells and gravity data show
that Pan-African belt of the Touareg shield extends northward beneath the sedimentary cover.
On the Touareg shield, heat production measurements, together with some geological and geophysical constraints on crustal deep structure, allow us to propose a crustal heat generation model.
As a hypothesis, this model will be considered as
valid for the Sahara basins crust.
Heat generation data (Touareg shield). From west
to east, three major structural domains are dis.
tinguished in the Touareg shield (Fig. 3):
- The Pharusian belt, mainly composed of
greenschist facies of Upper Proterozoic metavolcanic and volcanoclastic rocks. This belt includes
pretectonic calc-alkaline batholiths and Pan-African granitoids. It is divided into two branches by
the older (2000 Ma) In-Ouzzal granulite block;
- The Polycyclic Central Hoggar, composed
mainly of Archean and Eburnean high-grade rocks
reworked during the Pan-African orogeny and intruded by abundant Pan-African granitoids;
- The Eastern Hoggar domain, stabilized at
an early stage of the Pan-African episode around
725 Ma ago. It includes a Late Pan-African ensialic linear belt along its western margin. The
heat production due to decay of radioactive elements has been estimated by analysing 276 sampies for U, Th and K by the neutron activation
method using rock powders collected for previous
geochronological, petrographic or structural studies [18-21]. In addition, 16 core samples from oil
drill holes provided a sample of the Sahara basin
basement. U, Th and K concentration data [22]
from 50 volcanic samples of the Pharusian belt
were included.
The rock powders were selected to be representative of the major lithologic formations of the
Pharusian belt and the Polycyclic Central Hoggar
(Table 1), but of course, do not allow an exhaustive survey of the upper crust heat contribution.
Sampled localities are indicated in Fig. 3 together
with heat flow sites.
For granulite facies terranes representing ancient lower crustal horizons the heat production
range (0.3-0.9 ILWm - 3 )is very close to published
values for granulites throughout the world [23].
For the polycyclic orthogneisses of Central Hog-
175
AN "ANOMALOUS"
FLUX
DE CHALEUR :
IMPLICATIONS
GéODYNAMIQUES
UPPER MANTLE BENEATH THE SAHARA BASINS
411
African
crust
intermediate
and lower
(upper,
A
crust).
poorly-documented
seismological
study
from the French
nuclear
of In Ekker
explosion
a mean thickness
of 30 km for the
[24] indicates
crust of Central
and
the
existence
of a
Hoggar
lower crust 11 km thick. This lower crustal section
with Vp = 7.15 km s"1 is inferred
from basaltic
xenolith
facies rocks (0.2-0.4
[25] to be granulite
Fig. 3. Sketch map of the Touareg shield and location of the
samples used for U, Th, K analysis. Solid circles: heat flow
measurements in shallow boreholes [11]. The numbers in circles
refer to the locations in Table 1:7- In-Ouzzal granulitic unit;
2 - Polycyclic Central Hoggar; 3 = eastern branch of the
Pharusian belt; 4 = western branch of the Pharusian belt;
5 = eastern Hoggar; 6 = post-Precambrian sedimentary cover;
T = Tamanrasset; IS - In Salah; IL - Illizi,.
gar there is a large scatter. The mean heat production is 1.7 juW m- 3 the higher values (3.0 p.W
to 2.0 Ga old granitic
orthom-3)
correspond
within the Central
granitoids
gneisses. Pan-African
and the Pharusian
belt have the same
Hoggar
itw m-3) [23]. From the results in Table 1 the
area-weighted heat production for the upper crust
ranges from 1.6 to 1.8 liW m-3. The thickness of
this granitic crustal level can be estimated to be
5-6 km from gravity anomalies. The composition
of the intermediate crust is more speculative.
According to Bertrand et al. [26], it may be
regarded as mainly composed of large sheetlike
bodies of gneisses (0.8-1.7 jaW m-3) and granulites (0.3-0.9 fiW m-3) representative of a deep
and intermediate old crust intruded by syntectonic
migmatitic granites (1.7 �Wm-3). A mean heat
production tif 0.8-1.4 p. WM-3 is assumed for this
crustal level.
For this model, the crust contributes between
24 and 34 mW M-2 to the surface heat flow and
the average crustal heat production, 0.8-1.1 juW
m-3, is comparable with the range 0.5-1.0 �W
m-3 given by Jaupart and Provost [27] for Precambrian crust. In the southern part of Central
Hoggar, the average heat flow (10 data) is 50 mW
m-2 [11]; the mantle heat flow is, therefore, about
16-26
mW
m- 2
Westward
along
Ouzzal
the
eastern
margin
flow
is
of
the
mean
heat production
In the
(1.6 p.W m-3).
old alkaline
Pharusian
orbelt, the high-grade
reactivated
the
Pan-African
thogneisses
during
in U and Th (3.5 ftW m-3).
events are enriched
the basement
of the Upper ProThey represent
rocks (0.9 �W m-3).
terozoic volcanoclastic
on few core samples from Sahara
Measurements
basins basement
(Table 1) provide similar values.
with our assumption
This result is in agreement
that the crust of the Sahara basins and those of
the Touareg shield have similar heat production.
production
heat production model. Despite the radioacscatter and the paucity of geophysical
a crude model
on the deep structure,
can be
distribution
of heat production
for the Touareg shield. For the Central
proposed
Hoggar this model includes a three layered Pan-
We have no information on the nature or thickness of the deep and intermediate crust. If, for the
deep crust, a 0.8 p.W m-' mean crustal heat
production is assumed (the value for the Tassendjanet gneisses are regarded as representative
of deep crustal levels [18]); the crustal heat contribution ranges from 32 to 40 mW m - 2. This value
Crustal
tivity data
information
for vertical
In
granulitic
unit,
heat
26
mW
m-Z. Such a low value agrees with a crustal section made of granulite facies rocks, 30-35 km
thick, with a 0.2-0.4 g,W m-3 mean heat production [23] and a mantle heat flow in the range
12-20
mW
M-2.
For the Pharusian belt, the interpretation of
gravity data [28] has shown that the upper crust is
composed of granites and volcanic rocks extending down to 5-8 km. The surface weighted heat
of this
crustal level
is 2.4-2.2
/iW M-3.
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUE!
176
A. LESQUER ET AL.
412
TABLE 1
Average heat production for the major lithologie formation of the Touareg shield (for location see Fig. 3)
N = number of samples.
is slightly higher than for the Polycyclic Central
Hoggar. Only one heat flow measurement (53 mW
m-2) has been made in the Pharusian belt; itt
indicates that mantle heat flow should range between
13
and
21
mW
M-2.
In summary: (1) in the Hoggar shield, the
estimated mantle heat flow ranges between 13 and
26 mW M-2 and does not vary significantly from
one structural unit to another; (2) the crustal heat
contribution remains less than 40 mW m- 2; (3) as
we assume a similar value for Sahara basins crustal
heat contribution, the mantle heat contribution
for the 100 mW m-2 In Salah-Illizi belt should be
about
60
mW
Salah-Illizi zone. The assumed parameters are:
mean radiogenic heat ranging between 0.8 and 1.2
/iW m-3; 30-35 km thick crust; and no mantle
heat production contribution. In the crust, thermal
conductivity decreases with increasing temperature according to Wells' formula [29]. In the man-
M-2.
2.3. Temperature-depth profile
An attempt is made to calculate the variation
of temperature with depth assuming steady-state
conditions in a layered medium. Geotherms are
calculated for surface heat flow of 50, 80 and 100
mW m-2 (Fig. 4) corresponding, respectively, to
the Hoggar shield, the Northern Sahara and the In
Fig. 4. Geotherms
mean crustal
heat
1.2
pW
equilibrium
Illizi.
m-3
for various
values
of surface
heat
flow
and
of 0.8 pW m-3
(solid line) and
area represents
the
line). The shaded
of the garnet
xenoliths
from
peridotite
production
(dashed
conditions
-
177
AN"ANOMALOUS"
UPPERMANTLE
BENEATH
THESAHARA
BASINS
is from
tle, conductivity
temperature
dependence
Schatz and Simmons [301. Fig. 4 shows that extensive lateral temperature
variations
occur at depth.
the temperature
at 80 km depth
For example,
varies from 950 to 1050 ° C for the Nothern Sahara
to 350-450 ° C
for the Hoggar shield and is maximum
for the In Salah-Illizi
(1300-1400 ° C)
FLUX DE CHALEUR : IMPUCATIONS GEODYNAMIQUES
413
anomalous
zone. The In Salah-Illizi
ingeotherm
tersects
the solidus of peridotite
(0.1% H20) at
about 60-80 km depth. Partial melting can therefore occur in this area at shallow depth, whereas
under the Hoggar
shield the geotherm
does not
reach the solidus at any depth. For the Northern
at about 80-90
Sahara, the solidus is intersected
Fig. S. Cross-spectral analysis of clevation and gravity. (a) Bouguer gravity map corrected for basin effect (contoured at 20 mgal
interval). (b) Topographie map (elevation in meters). (c) Gravity field (corrected for basin effect) uncorrelated with clevation
(contoured at 10 mgal interval). IL - Illizi; IS = In Salah; SM - Sebkha Mekkerane.
°
414
178
A. LESQUER ET AL.
.
data clearly indicate a
km depth. The geothermal
in
structure between the
lithospheric
major change
Sahara
basins.
and
the
Hoggar
3. Relationships
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
with gravity
field
A regional gravity low ( � -100
mgal) is associated with the Hoggar swell [9,31], whereas the
Sahara basin gravity field correlates positively with
the
altitude
5a and b). For
example,
(Fig.
area of Sebkha Mekdepressed
long-wavelength
low Bouguer
is characterized
kerane
by rather
values
( � - 70
mgal) (Fig. 5a). The
anomaly
for
has been corrected
Bouguer gravity anomaly
sediments.
The
the effect of low-density
depth of
from
basement
is well known
the Precambrian
Well
boreholes.
seismic survey and oil exploration
indicate
variation
of
sediment
density with
logs
of -0.2
A
contrast
g
homogeneous
density
depth.
cm-3 between sediments and basement has been
chosen. For this density contrast the correlation
between basement
depth and gravity field is
minimal.
To extract the part of gravity field related to
Hoggar swell deep compensating masses, we have
used cross-spectral analysis of gravity and elevation (between
latitudes
20 ° N-29 ° N
and
longitudes 1 ° W-9 ° E, for wavelengths greater
than 190 km). Removing this component from the
Bouguer field corrected for sedimentary effect, we
obtain residual anomalies (Fig. 5c) uncorrelated
with topography and sedimentary filling which
may be related to crustal and/or mantle heterogeneities without relief expression.
North of the Hoggar shield, an east-west
elongated negative anomaly ( � -10 mgal) is apparent in the residual gravity field (Fig. 5c). Because it is oblique to the Precambrian structural
Fig. 6. Relationships between heat flow and S-wave velocities along meridian 7 ° E. (a) Heat flow profile AB (see location in Fig. 1).
Dots represent projection of profile on heat flow data located in a 500 km wide band. (b) Cross-section of S-wave velocity variations
(référence value is 4.47 km s - 1).
179
AN "ANOMALOUS"
with upper
mande
velocities
The inversion
of surface wave velocities along
different African paths without "a-priori"
geological constraints
a three-dimensional
[32] provided
structure beneath Africa.
image of the lithospheric
down to about
The cratonic areas are characterized
velocities
than the
250 km by higher lithospheric
mobile belts. The most striking feature is the large
150 km thick,
which
runs
zone,
low-velocity
east-west
across nothem
Africa. Eastward,
these
low velocities correlate
locally with the Red Sea
rift and westward
with the
they partly correlate
Sahara
basins.
The
north-south
cross-section
of Fig. 6 shows that the
along the 7 ° E meridian
distribution
of surface
wave velocities
corroborates the major change in lithospheric
structure
inferred from heat flow between the Hoggar shield
and Sahara basins. North
of latitude
24° N the
mantle is characterized
down to 160 km by low
S-wave velocities
(4.2 � V, � 4.4 km s"1) with a
100 and 150 km depth.
maximum
drop between
This low-velocity
unzone, which dips northward
der the Mediterranean
Sea, is underlain
by a fast
zone. South of latitude
the Pan-African
24°N,
belt mantle velocity is faster, with a bulk average
of 4.5 km s-'. If we use the vertical distribution
of
24 ° N as a
S-wave velocities
south of latitude
bethe mean lateral velocity difference
reference,
tween north
and south ranges
from
-0.15
to
-0.3 km s-' down to 150 km. Comparison
with
the heat flow profile (Fig. 6) shows that, in spite
and the gap
of the limited surface wave resolution
in heat flow data, there is a close relationship
between
DE CHALEUR :
IMPLICATIONS
UPPER MANTLE BENEATH THE SAHARA BASINS
with changes in crustal thicktrends, relationships
ness or density appear unlikely. On the other hand
that this negative residual trend
it is noteworthy
correlates
well with the high heat flow belt and
area of the
with the topographically
depressed
Sebkha
Mekkerane.
This close relationship
suggests that the density drop within the upper mantle may be associated
with the thermal anomaly.
North of the 28 N parallel, high-amplitude
positive anomalies, probably related to dense bodies in
the crust, are superposed
on this low-amplitude
This
anomaly.
may
explain why it has a
negative
than the heat flow anomaly
smaller wavelength
near Illizi).
(especially
4. Comparison
FLUX
high heat flow and low S-wave
velocities.
GEODYNAMIQUES
415
North
of latitude
24° N, the low-velocity
zone
correlates
with the high heat flow background
the faster lithosphère
(- 80 mW m-2). Southward
correlates
with heat flow values which are normal
for a Precambrian
shield (� 50 mW m-2).
A
thermal origin may be proposed,
for
this
therefore,
velocity drop. However, there is a no shorter-scale
with the
low-velocity
body that can be correlated
In Salah-Illizi
anomalous
heat flow belt. This may
be because of the limited lateral resolution.
to the velocity/temperature
relaAccording
of Sato et al. [33], the inferred
tionship
temperatures between
34 and 150 km depth beneath
the
Sahara basins are slightly above the dry solidus,
and partial melting (less than 3%) begins at shallow depths.
These results
the lower
contradict
estimated
from heat flow geotherms
temperatures
(Fig. 4) which show that partial
only
melting
occurs at depths greater than 80 km (referring
to
the dry solidus). This suggests that either the Sato
et al. model
a dry mantle
is inapassuming
or
that
the
conductive
aspropriate,
hypothesis
sumed for the heat flow geotherm
calculation
is
not realistic.
This latter conclusion
be
may
supobserved beported by the high-velocity
gradient
ween 140 and 190 km which would indicate
a
negative
temperature
5. Composition
gradient.
of the mantle
Near Illizi about twenty explosion
craters have
been recognized
[34]; the absolute age of volcanic
is not yet known,
but is is probably
activity
as suggested
Quaternary
by some well preserved
tuff rings. The lava fragments
collected
in ejecta
have the chemistry
and the mineralogy
of melilitite. This peculiar type of lava is usually associated
with carbonatitic
magmatism,
rifting and presence
of a mantle of anomalously
low density, as in the
East African rift system [35] and the Rhine graben
occurrence
has been reported
[36]. No carbonatitic
in
Illizi
to
now
the
but
this is probably
district,
up
Ultrabecause
of lack of accurate
investigation.
abundant
mafix
xenoliths
are sometimes
very
around and inside the Illizi craters. They consist
of peridotite
(30%) and clinopyroxenite
essentially
The
dominant
(70%).
peridotite
type is a spinelwhich
clear eviharzburgite
displays
phlogopite
metasomatism
dence of deformation,
hydration,
has been
and partial
Garnet
peridotite
melting.
180
416
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
-
,
lherzofound in one crater. It is a coarse-grained
Its equilibrium
lite which also contains phlogopite.
have been estimated
conditions
using several geoThe
and
thermo-barometers
[37-39].
temperature
1100-1200
°
C
and
are
respectively
pressure
with the
2.0-2.7 GPa. Thèse values are consistent
an
thermal
of
gradient
anomalously
high
presence
of parIllizi and the possible occurrence
beneath
tial melting at relatively
shallow depth (near 70
that this suite of
km, Fig. 4). It is noteworthy
similar to
xenoliths
is petrographically
peridotite
Lashaine
volcano
that
from
the carbonatitic
eastem branch of the East African Rift
(Tanzania,
system) [40,41].
The pyroxenites
gated by Bossières
to these authors,
from Illizi have been investiand Megartsi
[42]. According
high-P
they may represent
cumulates derived from a highly CO2 and H20undersaturated
magma. Their textures and
are
mineralogy
exactly the same as those of inclusions from the highly potassic lavas of the northern part of the western branch (Uganda) of the
East African Rift. According to Lloyd et al. [35],
these clinopyroxenites are the result of the complete transformation of mantle lherzolite by both
metasomatic and magmatic processes related to an
influx of fluids. Beneath Uganda, the lithospheric
mantle has been probably entirely transformed
into clinopyroxenite as suggested by the lack of
peridotite among xenoliths [35]. Similar pyroxenites has been also found in the Rhine Graben
volcanoes [36-43].
All the above evidence is consistent with the
hypothesis that the lithospheric mantle beneath
the Illizi district has been strongly altered and,
locally at least, transformed into alkali clinopyroxenite. The processes responsible for modification are similar to those associated with rifting,
but here the degree of alteration is less intense
that has occurred beneath the western branch of
the East African Rift.
6. Conclusion ,
A. LESQUER ET AL.
rheology of the upper mantle associated with the
maximum heat flow anomaly. Petrological evidence indicates that hydration, metasomatism and
partial melting have strongly modified this part of
the mantle. Deep mantle degassing may be
responsible for such an evolution [44,45]. Mantle
gases (H20, CO2, F, CI) are capable of taking into
solution several incompatible elements (Al, Na, K,
rare earth elements) and transporting them up to
the lithosphere where they cause alteration and
promote partial melting. The carbonatitic affinity
of the Illizi volcanism is evidence for CO2 transfer.
The geothermal gradient steepening recorded by
the peridotite xenoliths may be another consequence of this gas transfer.
Despite the limited extent of this volcanism,
but given the good correlation between the various
data, we propose to extend the
geophysical
anomalous mantle structure at Illizi across the
entire Sahara basin area.
The S-wave velocity model indicates that the
hot, slow and altered mantle zone occurs between
the Moho and depth of 160 km. This is probably
the result of large-scale and recent degassing of
the mantle.
The heat flow data raise the possibility that this
structure can extend across the northwest African
zone between the Alpine belt and the Hoggar and
Reguibat shields. In addition, the velocity data
suggest a connection eastward with the Red Sea
rift zone. Northward this structure seems to dip
under the Mediterranean Sea.
The geodynamical significance of this structure
is not known. It is noteworthy, however, that
geophysical and petrological data suggest extensive processes involving the upper mantle. The
studies in progress (geochemistry of xenoliths and
geochronology of host-lava, gravity and thermal
modelisation) together with planned magnetotelluric and seismological surveys will allow more
precise déterminations of the geometry, the origin
and the age of this structure.
-Acknowledgements
The high heat flow anomaly of the Sahara
basins correlates well with a low S-wave velocity
zone and locally with a low-amplitude negative
gravity anomaly. The lavas and peridotitic xenoliths from the Illizi volcanic district provide an
opportunity to probe the local composition and
The authors are indebted to SONATRACH
(Division Exploration) and EREM for active cooperation and assistance. The authors are indebted to Dr. G. Vasseur for his helpful suggestions
and to R. Caby, J.M. Bertrand and L. Latouche
181 1
UPPER MANTLE BENEATH THE SAHARA BASINS
AN "ANOMALOUS"
This study
rock powders.
for providing
from Institut
ported by DBT program
des Sciences de l'Univers.
was supNational
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FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
A. LESQUER ET AL.
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FLUXDECHALEURIMPLICATIONS
:
GEODYNAMIQUES
183
III. Conclusion
sur l'étude
du flux de chaleur
Cette étude a permis de mettre en évidence d'importantes
variations
du flux
régionales
de chaleur qui varie entre en moyenne 50 m W .m-2 sur le Hoggar et 85 mW.rri sur la plateforme
saharienne. Les valeurs maximales (100-130 mW.rri2) observées dans les régions d'Illizi à
l'est, In Salah au centre et Tindouf à l'ouest définissent un axe d'anomalie globalement E-W
dont le flanc sud est cependant mal contraint. Cet axe semble affecter tout le nord de la plaque
africaine,
de la Libye aux Iles Canaries.
observées
soient de même origine.
Mais rien n'indique
Au niveau de la 1ère partie de ce mémoire,
à priori que les anomalies
nous avons noté l'existence
d'une
sous-
locale qui caractérise le sud des bassins sahariens et plus particulièrement le sud du bassin paléozoïque de Timimoun. Cet écart à l'isostasie suggère soit
l'existence d'un mécanisme de compensation
régionale, soit l'existence d'une anomalie
compensation
isostatique
gravimétrique
négative de grande longueur d'onde
et donc d'origine
profonde.
Nous avons
porté sur la figure IX. 1 a l'anomalie
isostatique
de Bouguer corrigée de l'effet des sédiments et de l'effet
associé au relief pour la zone qui présente l'écart maximum à l'isostasie, sur
laquelle nous avons superposé
mW.m 2 danscette zone.
La corrélation
les tendances
entre les deux paramètres
régionales
supérieures
à 90
dans la partie occidentale,
mais
du flux chaleur,
est évidente
moins bien définie dans la région d'Illizi où le flux de chaleur est moins contraint (peu de
données dans la partie sud-est) et où la grande longueur d'onde gravimétrique est perturbée
par l'existence d'anomalies
positives dans la croûte. Le diagramme de la figure IX.lb
la valeur moyenne
représente
du flux (calculé en moyennant
les valeurs du flux observées
dans un rayon de 100 km autour de chaque forage) en fonction de l'anomalie isostatique
moyenne obtenue de la même manière. Ce diagramme montre une décroissance générale de
la valeur
de l'anomalie
l'existence,
l'échelle
de gravité
avec l'augmentation
suggère
négative de grande longueur d'onde (à
thermique. Globalement, cet écart à l'isostasie
au niveau de cette zone, d'une anomalie
du bassin) associée à la perturbation
est une caractéristique
caractérisés
du flux. Cette relation
de l'ensemble
des bassins sahariens
par un flux de chaleur relativement
Par ailleurs, Hadiouche
est caractérisée
étudiés ici qui sont également
élevé.
et Jobert (1989) ont montré que la lithosphère
par des vitesses faibles dans le manteau supérieur
au nord du Hoggar
(30 à 40 km). De même,
les résultats des analyses pétrologiques sur les péridotites d'Illizi indiquent la présence, au
niveau de cette région, d'un manteau supérieur anormal, caractérisé par de la fusion partielle
à faible profondeur
(70-80 km).
184
FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GéODYNAMIQUES
Fig.lX.l : Corrélation entre l'anomalie isostatique corrigée des sédiments et les tendances régionales du flux
de chaleur. La zone en hachuré est celle caractérisée par un flux régional supérieur à 90 mw.m,2
1H5
Ces observations
FLUX DE CHALEUR : IYIPLICAT10NS GEODYNAMIQUES
de mettre en relation, plus ou moins localement, les valeurs
élevées du flux de chaleur avec la présence d'un manteau supérieur anormalement chaud et
permettent
léger.
les résultats de l'étude des ondes de surface, la perturbation thermique se situe
dans le manteau supérieur. Si l'on admet un transfert exclusivement conductif, l'analyse
D'après
effectuée dans le paragraphe
précédent, à partir d'un modèle de croûte moyenne, montre une
de température
de l'ordre de 800 à 1000 °C dans le manteau supérieur au niveau
augmentation
des régions d'Illizi et de In Salah. D'après l'équation de dissipation de la chaleur, la mise en
place d'une perturbation thermique instantanée de cet ordre-là à 30-40 km de profondeur met
15-20 Ma pour que la valeur maximum du flux associé atteingne la surface, d'après le modèle
établi avec des contraintes
comparables
pour le bombement
du Hoggar
par Lesquer
et
al.(1988).
La relation entre le volcanisme d'Illizi et le flux de chaleur n'est pas une relation de cause
à effet, mais il est probable que les deux phénomènes soient associés à une même cause. L'âge
de ce volcanisme
n'est pas encore connu (datation
terrain, il est probablement
Les observations
très récent (quelques
effectuées
anormal, fortement métasomatisé
permet d'étendre
en cours); d'après
millions d'années
à Illizi permettent
de confirmer
les observations
de
seulement).
l'existence
de ce manteau
et allégé (annexe V); mais aucune évidence géologique
ne
ce résultat à toute la région.
les données géophysiques concourent dans ce sens et on peut penser aussi
que le volcanisme s'est exprimé seulement à Illizi, du fait de l'intersection dans cette région
Néanmoins,
de deux discontinuités
majeures, globalement
N-S et ENE-WSW
(Dautria et Lesquer, 1989).
Une étude par sondages magnéto-telluriques
profonds est prévue prochainement sur le
site d'In Salah. Elle permettra de lever une certaine ambiguïté sur l'origine de cette anomalie
thermique.
CONCLUSION
GENERALE
CONCLUSION GENERALE
189
CHAPITRE
CONCLUSION
X:
GENERALE
principal des trois études qui constituent ce mémoire est l' analyse à grande échelle
de la structure de la croûte superficielle et profonde sous les bassins sédimentaires nord-sahariens
L'objectif
et de ses implications
sur leur dynamique
Cette analyse qui a
au cours du Paléo-mésozoique.
nécessité la collecte et la réduction d'un important volume de données est effectuée à partir de
l'étude et de la cartographie de trois paramètres différents:
- les anomalies du
champ de gravité,
- la subsidence
tectonique,
- le flux de
chaleur. , 1
Les trois études mettent en évidence des traits structuraux majeurs, inconnus jusque-là, qui
sont associés aux différentes phases tectoniques principales ayant affecté le Nord-ouest de
Certaines relations de cette structure avec la mise en place et l'évolution
sédimentaires sus-jacents ont été analysées.
l'Afrique.
I. Analyse de la structure
du socle précambrien
à partir
des bassins
de la
gravimétrie.
Les données
utilisées dans cette étude, provenant
gravimétriques
d'origines
diverses,
sont de qualité (précision, correction) variable, ce qui a nécessité un important travail de
réduction et d'homogénéisation.
Dans l'ensemble, la précision des données d'origine au
niveau des bassins sahariens varie de 0.2 à 1 mgal. Cependant, les écarts observés au niveau
des recouvrements
l'utilisation
entre les différents levés et l'incertitude
d'altitudes
moyennes
pour la transformation
introduite par la numérisation
des données
numérisées
et
nous
amènent à admettre une erreur globale de 3 à 5 mgals environ. Celle-ci est importante, mais
néanmoins admissible étant donné l'objectif de cette étude qui est l'analyse des anomalies de
grande longueur d'onde (�50 km) et de grande amplitude (�20 mgal).
Dans un premier
l'ensemble
de l'Algérie
stade, nous avons établi une carte gravimétrique
homogène
pour
(moins la région de Tindouf) avec une densité de correction de plateau
de 2.67 g.CM-3. Ce document
exclusif
montre clairement
la signature
gravimétrique
des
principales unités structurales de l'Algérie:
- au nord, le domaine
alpin marqué par un ensemble positif associé à la chaine tellienne et
deux anomalies négatives marquant l'Atlas Saharien à l'ouest et les Aurès à l'est, séparées
190
par un important linéament gravimétrique
- au sud, le domaine saharien dominé
interrompue
CONCLUSION GENERALE
positif (probablement
par une structure
lié à une géosuture),
gravimétrique
au nord du parallèle 30°N par des directions transverses
subméridienne,
NNE-SSW
à NE-SW.
Cette carte gravimétrique montre au niveau des bassins sahariens l'existence d'une bonne
corrélation directe ou inverse entre la structure sédimentaire (dépressions et hauts structuraux)
et les anomalies de Bouguer. Le passage entre le domaine sédimentaire et le socle du Hoggar
est souligné par une importante différence des niveaux moyens de l'anomalie de Bouguer;
ceci traduit la présence des terrains sédimentaires légers au norde. Cet effet dû aux variations
de densité et d'épaisseur dans le bassin sédimentaire peut être évalué et corrigé. Etant donné
l'objectif régional de cette étude et la difficulté de rendre compte de toutes les variations plus
ou moins locales de la densité, nous avons choisi de corriger l'effet sédimentaire en admettant
un contraste de densité homogène de -0.2 g.crri pour l'ensemble du bassin. Il est certain que
cette démarche peut introduire des effets de courte longueur d'onde associés à une sous/surcorrection des variations locales de la densité des sédiments.
La carte gravimétrique obtenue après correction de l'effet des sédiments présente moins
de corrélation avec la structure sédimentaire que la carte précédente et montre une bonne
continuité des anomalies entre le Hoggar au sud et le bassin au nord. L'analyse de ce document
montre que la structure sous les bassins nord-sahariens est marquée par l'extension vers le
nord des différents éléments structuraux
de la chaîne panafricaine
du Hoggar. Ceci suggère
que la croûte sous ces bassins a acquis l'essentiel de sa structure lors de l'orogénèse panafricaine (600 Ma). La structure est particulièrement
dominée par l'existence de deux zones
de suture: celle du Craton ouest-africain
à l'ouest et celle du Mouydir-Oued
Mya dans la zone
centrale. Cette étude a permis d'abord de préciser le prolongement vers le nord de la zone de
suture définie au sud à la limite du Craton ouest-africain et de proposer l'existence d'une
suture comparable dans la zone centrale de la plateforme saharienne. Ce dernier linéament
qui semble avoir joué un rôle plus prépondérant que l'accident du 4°50, se présente comme
un chapelet d'anomalies positives relatives, linéaires et étroites, continu sur quelques 2000
km du Mali à l'Atlas Saharien. Il est jalonné localement par des pointements de roches
(faciès HP-BT). Nous l'avons interprété comme une zone de suture probable.
Ceci va dans le sens de l'hypothèse de la formation de la chaîne panafricaine par accolements
successifs de blocs crustaux différents.
ultra-basiques
L'ensemble
de la plateforme
saharienne
est caractérisé
par l'existence
de discontinuités
transverses
NE-SW qui se traduisent par des décalages des directions panafricaines. Elles
affectent aussi bien la zone cratonique que la zone panafricaine et sont probablement associées
à des accidents anciens plusieurs fois réactivés. Au nord, à la limite de l'Atlas Saharien, ces
linéaments constituent
des limites de corps denses dans la croûte; leur direction est conforme
dans cette région à la structure hercynienne; ceci suggère une remobilisation partielle de la
1911
CONCLUSION GENERALE
croûte au cours des phases tectoniques de la fin du Paléozoique.
traduite en surface par un important bombement épirogénique,
a abouti à l'initiation
dans la partie nord-orientale
Cette remobilisation
qui s'est
suivie d'une phase d'érosion,
d'un bassin sédimentaire
dès le début du
Trias.
La structure panafricaine
la région d'Illizi-Ghadamès,
a été également
reprise au Crétacé inférieur, notamment
par une importante
moins en partie à la collision de l'Apulie
phase tectonique
distensive
dans
(associée
au
encore solidaire de la plaque Afrique au niveau de
la Turquie actuelle). Cette tectonique s'est surtout traduite
par une remobilisation
des accidents
notamment en décrochement.
anomalies lourdes allongées
panafricains,
D'importantes
NNW-SSE marquent la région et pourraient traduire les modifications associées à cette phase
tectonique.
Malgré
la corrélation
panafricains
rencontrés
superficielle
(panafricaine)
en sondages,
et la présence de basaltes
en terme de structure crustale
entre ces anomalies
une interprétation
est peu probable, étant donné les volumes de roches denses (baénormes que cela implique.
siques et ultrabasiques)
Il est important
directe
de noter que cette structure
du substratum
précambrien
a conditionné
dans une large mesure la mise en place et l'évolution des bassins, contrairement à ce qui a
été écrit jusque-là. Cette relation est explicite au niveau du bassin de Reggane. Avant la
structuration
hercynienne
teforme saharienne
de l'axe Ougarta-Anti
après le démantèlement
Atlas, le sillon le plus subsident de la pla-
de la chaine panafricaine
est localisé le long de
la zone de suture. Il en est de même de l'axe Mouydir-Oued Mya. Ceci pourrait signifier que
la présence de ces sutures favorise la subsidence (zone de faiblesse, alourdissement de la
croûte). D'autre
a particulièrement
été très active à la
part, la tectonique tardi-hercynienne
limite (orientale) de ces linéaments: structuration de l'Ougarta-Anti
Atlas et de AmguidMessaoud-Dahar.
La configuration du bassin carbonifère de Ghadamès évoque clairement le
rôle
qu'auraient
tardi-hercynienne.
joué
les
accidents
transverses
Au cours du Mésozoique,
NE-SW
au cours
de
la mise en place et l'évolution
la tectonique
du bassin du
nord-est saharien sont au moins en partie guidées par la structure crustale héritée à la fin du
Paléozoique.
II. Analyse de la mise en place et de l'évolution
Nord-est saharien.
Nous nous sommes intéressés
de sa localisation
mentaires
particulièrement
(nord-est saharien),
et de son évolution
riations des épaisseurs
du bassin mésozoique
à l'étude du bassin mésozoique
du
du fait
presque partout de ses séries sédipar rapport à celle du bassin paléozoique (va-
de la conservation
très contrastée
et des faciès). Ce bassin a été considéré jusque-là
comme un glacis
CONCLUSION GENERALE
192
subissant
épicontinental
des incursions
marines
venant
du nord
et du nord-est:
un
mésogéen (Busson 1972). Cette étude permet de mettre en évidence l'existence
de facteurs internes qui ont contribué à son initiation et à son évolution.
épiphénomène
notamment
Cette évolution
est explicitée
par l'étude
de la subsidence
tectonique,
calculée par la
méthode du "back stripping" sédimentaire en isostasie locale au niveau de 80 forages répartis
à travers toute l'aire du bassin. Celle-ci montre un fonctionnement déterminé à la fois par la
structure de la croûte et par les événements
africaine.
La structuration
géodynamiques
qui ont affecté le nord de la plaque
du bassin du nord-est saharien a été acquise à la faveur de quatre phases
majeures:
- une
phase d'initiation
au Trias inférieur,
de bombement-érosion-contraction
fin du Paléozoique.
D'autres
interprétée comme le résultat d'un processus
succédant à la tectonique qui a caractérisé la
thermique,
modifications
telles que l'intrusion
magmatique
(tholéites
le métamorphisme en base de croûte et la distension localisée sont invoquées pour expliquer la totalité de la subsidence triasique. Il est évident qu'un processus de
permo-triasiques),
rifting ne peut être envisagé étant donné l'absence de jeu synsédimentaire
failles normales, sauf localement dans la région de Baguel;
significatif
des
- une
phase d'entrainement à la subsidence de la partie septentrionale du domaine saharien
au cours du Jurassique, à la suite de la structuration des profondes gouttières atlasiques (rifting,
ouverture de bassins losangiques). Ceci est à relier avec le contexte distensif de la Pangée à
la fin du Trias et le début du mouvement
coulissant
sénestre de la plaque Afrique. L'entrai-
nement peut être associé soit à un effet de flexion de plaque, soit à une répartition des taux
d'étirement. Le découplage entre le nord et le sud induit par le jeu décrochant de l'accident
("shear zone") implique un comportement mécanique de la lithosphère différent.
Cette différence peut expliquer l'entrainement à la subsidence observé;
sud-atlasique
- une
phase de distension au Crétacé inférieur, responsable de la réactivation des accidents
panafricains et du fonctionnement de fossés tectoniques subméridiens, notamment dans la
partie orientale du domaine saharien. Selon le schéma de fonctionnement
structuration,
nous distinguons
deux dynamiques
et les directions de
différentes:
* une
dynamique mésogéenne dans le domaine est-atlasique qui est à rapprocher de celle
affectant la Tunisie orientale et le nord de la Libye, associée au rifting dans la Mésogée
(Biju Duval et al. 1982, Ellouz 1984),
* une
dynamique atlantique, à rapprocher de celle caractérisant l'Afrique centreoccidentale,
et al. 1984);
associée à l'accélération
des taux d'accrétion
océanique
atlantique
(Olivet
193
La zone structurale
instabilité
significative
CONCLUSION GENERALE
Biod est caractérisée pendant cette période par une
d'Amguid-El
qui s'est traduite par une tendance à la surrection et de l'érosion. Il
est également probable que la réactivation des accidents panafricains à la suite de la collision
du poinçon apulien au nord-est avec le sud de l'Eurasie (Tapponnier 1977) ait donné lieu à
mouvements
d'importants
horizontaux
- une
phase au Crétacé supérieur
dans cette région.
caractérisée
par des inversions
de subsidence
et un
basculement
général du bassin vers le sud-est, alors que le nord-ouest est le siège d'émersion
(Wildi 1981; Kazi Tani 1984). Cette phase correspond au début du mouvement de convergence
Afrique-Ibérie.
L'évolution
cependant
d'importants
de ce bassin s'est complètement
qu'à la suite de la structuration
ralentie à la fin du Crétacé supérieur. Notons
de la chaine atlasique au Priabonien,
bassins flexuraux se sont formés à la limite septentrionale du domaine saharien
majeure
(Benoud et Melrhir). La structure de ce bassin se présente actuellement comme une vaste
gouttière NNE-SSW. En surface, la partie nord-orientale du bassin est occupée par une
importante dépression topographique
une phase de subsidence actuelle.
(altitude -100 m dans les Chotts); ceci pourrait traduire
Cette analyse montre la complexité de l'évolution de ce bassin, conditionnée par l'héritage structural et le contexte géodynamique
régional. Certains aspects ayant trait à la
à l'alimantation
sédimentaire et l'évolution de l'état thermique n'ont pas
paléogéographie,
été abordés dans cette étude. Néanmoins, il ressort clairement que la structure de ce bassin
intracratonique ou péricratonique ne peut être acquise du seul fait des mouvements épirogéniques ou de la seule influence de l' initiation de la marge nord-africaine et que la plateforme
saharienne ne s'est pas comportée au cours du Mésozoique comme une vaste dalle rigide et
stable. Elle a bel et bien subi la formation
locaux et régionaux.
d'un véritable bassin à la faveur de mécanismes
Ainsi, le terme de bassin n'est pas inapproprié
dans le cas du Mésozoique
nord-est saharien.
III. Analyse de l'état thermique
actuel de la plateforme
saharienne
Cette étude constitue une première approche pour l'établissement d'une carte thermique
de l'Algérie. Etant donné l'absence de diagraphies thermiques réalisées à l'équilibre, la disponibilité des données pétrolières offre une importante opportunité pour la détermination du
flux de chaleur. Une correction statistique a été appliquée aux mesures de température de type
de forage. Les
BHT, étant donné leur perturbation parfois importante par l'opération
conductivités
thermiques
ont été estimées par modèle minéralogique
à partir des diagraphies
194
et des analyses
sur échantillons.
mesures effectuées
Cette estimation
CONCLUSION GENERALE
est globalement
par la méthode de l'aiguille chauffante.
par inversion stochastique au niveau de 220 forages.
conforme
à quelques
Le flux de chaleur a été calculé
La carte du flux de chaleur obtenue présente d'importantes
variations régionales qui
reflètent celles du gradient géothermique moyen. Le flux moyen sur l'ensemble de la plate-
forme saharienne est de quelques 80 mW.m-2. Il est élevé comparativement à l'âge de la
lithosphère. Par contre, celui mesuré au nord dans le domaine alpin est comparable à celui
estimé pour des chaines de ce type.
Les valeurs maximales sont observées dans la partie méridionale des bassins sahariens.
Elles définissent une importante anomalie thermique régionale (90-110 MW.M-2 )dans les
régions d'Illizi, de In Salah et de Tindouf. Par ailleurs, des mesures par diagraphies thermiques
réalisées à l'équilibre dans des forages miniers dans le Hoggar ont montré que le flux est en
moyenne de 55 MW.M-2.Cependant, l'absence de forages dans la zone intermédiaire entre
les deux régions, d'une part, ne permet pas de définir précisément la transition entre les deux
niveaux du flux. D'autre part, la différence de méthodologie entre les deux types de mesure
peut entrainer un problème de représentativité. Mais, la corrélation remarquable avec les
résultats de l'étude des ondes de surface (Hadiouche et Jobert 1989) suggère que la différence
du niveau moyen du flux de chaleur entre le nord et le sud du Hoggar est effective.
L'étude des ondes de surface indique que l'ensemble de la région au nord du Hoggar est
caractérisée par des vitesses faibles (-6%) dans le manteau supérieur (40 à 160 km). L'analyse
de l'écart à l'équilibre isostatique en admettant un modèle de compensation simple montre
également que l'ensemble de la plateforme saharienne est marqué par un écart à l'équilibre
qui est maximum dans la partie sud des bassins sahariens, notamment le bassin de Timimoun
(-40 à -60 mgal). Ainsi, il ressort que toute la plateforme saharienne, particulièrement l'axe
Illizi-In Salah-Tindouf se distingue par l'existence d'un manteau supérieur chaud et léger.
L'âge de la perturbation thermique pourrait remonter à quelques 15 à 20 Ma.
Localement, l'analyse pétrologique des xénolithes de péridotites relatives au volcanisme
d'Illizi confirme que le manteau supérieur est très métasomatisé. Cette profonde modification
résulte soit d'une fusion partielle à faible profondeur (70-80 km), soit plus probablement de
l'interaction d'un fluide magmatique avec le matériel mantellique. Il est important de noter
le fort taux d'enrichissement en carbonates des laves d'Illizi. Rien ne permet jusqu'à présent
d'étendre cette explication à toute la zone d'anomalie thermique. Des sondages magnétotelluriques profonds sont prévus au niveau de la région d' In Salah. Ils permettront de confirmer
ou non cette hypothèse.
CONCLUSION GENERALE
195
Ce type d'anomalie
thermique est observé notamment dans le système de rift est-africain
dont la branche ouest est caractérisée
par le même type de volcanisme que celui d'Illizi. De
même, le bassin pannonien (Hongrie), résultant d'un contexte de subduction-collision
et d'une
subsidence plus récente (fin Tertiaire), est marqué par une pareille anomalie, alors qu'il est
réputé stable et inactif actuellement.
tellique caractérisé
Cette anomalie est interprétée
par de la fusion partielle à faible profondeur
en terme de diapir man-
(Horvath et al. 1979).
Enfin, nous pouvons dire que cette étude régionale à trois volets a permis, malgré les
incertitudes admises, de mettre en évidence quelques traits majeurs de la structure profonde
sous les bassins sahariens dont l'existence n'était pas connus jusque-là. Néanmoins, certains
aspects restent encore à développer,
L'absence
important
de données
pour contraindre
notamment
par d'autres
approches
géophysiques.
de sismique profonde constitue actuellement
un handicap
toute étude approfondie et l'établissement
de modèles réalistes.
Nous espérons qu'un effort soit fait le plus tôt possible dans cette direction.
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ANNEXES
211
ANNEXEI
CHOIX DE LA DENSITE
DE L'EFFET
En admettant
malie de Bouguer,
topographie
localement
DE CORRECTION
SEDIMENTAIRE
une relation linéaire entre l'épaisseur
des sédiments
nous avons étudié, par analyse spectrale, la corrélation
du bassin
et l'anomalie
de Bouguer
corrigée
de l'effet
et l'ano-
existant entre la
sédimentaire
pour
différentes valeurs du contraste de densité. Cette analyse permet de rechercher la densité pour
laquelle la corrélation est minimum qui serait par conséquent la valeur la plus appropriée à
utiliser pour la correction
La cohérence
de l'effet sédimentaire.
permet d'estimer
de degré de corrélation
Bouguer (corrigée ou non de l'effet sédimentaire)
des transformées de Fourrier, la cohérence s'écrit:
linéaire entre l'anomalie
et le bassin sédimentaire.
de
Dans l'espace
C0(k) = CI GH*)2/(LGG*. "IHH*) .
k = nombre d'onde
G et H = spectre d'énergie
H* et G* = complexes
de l'anomalie
conjugués
de Bouguer et de la topographie
du bassin
de G et H.
On peut vérifier que plus la corrélation entre les deux paramètres est grande, plus la
cohérence (tendant vers 1) est forte. La figure A. 1 montre pour la zone de Timimoun - Ahnet
[Latitude 25°N - 28°N, Longitude 10E - 3*30'E] l'évolution de la cohérence avec la longueur
d'onde pour l'anomalie de Bouguer et pour l'anomalie de Bouguer corrigée de l'effet sédimentaire
avec
des
contrastes
de
densité
de
-0.25,
-0.2
et -0.15
g.cm�3.
_
Pour un contrastede densitéde -0.15et -0.20 g.cm'31acorrélationest atténuéedans les
bassesfréquences.Pour des longueursd'onde de 53 et 106 km, on observeune cohérence
renforcéecorrespondantà une corrélationinversecommele montrele signe de la fonction
de transfert.Ceciest dû au fait que la correctionde l'effet sédimentaireaccentuela corrélation
inverseentre les anomaliesgravimétriqueset la profondeurdu socleexistantlocalementau
niveaude certainesdorsales(Idjerane).
Aucuncontrastede densitéhomogènene pourrarendrecomptedes variationsde courte
longueurd'onde associéesà la structuredu socleou à des variationsde densitédes sédiments.
212
Le contraste de -0.2 g/em3 est celui qui minimise les corrélations pour les basses fréquences. La valeur de -0.25 est celle pour laquelle la corrélation s'inverse, comme le montre
��
la fonction de transfert.
_
fig A1
213
II
ANNEXE
COURBES
DE SUBSIDENCE
DU NORD-EST
DES FORAGES
SAHARIEN
LEGENDE:
En trai plein : Enfouissement
En tireté
: Subsidence
total du substratum,
tectonique
sous l'eau,
Les traits verticaux marquent les différentes coupures chronologiques utilisées.
Les courbes de paléoprofondeur
de dépôt et des variations eustatiques sont figurées dans
le texte (chap. V).
214
215
216
217
218
219
220
221
222
223
224
225
226
227
ANNEXE
FORAGES
PETROLIERS
UTILISES
DU FLUX DE CHALEUR
m
POUR LA DETERMINATION
EN ALGERIE
(*) Kmy représente la conductivité moyenne intégrée à toute la colonne stratigraphique
un modèle en série.
(**) ET représente l'écart-type correspondant à la valeur du flux calculée par inversion
stochastique.
t
seloi
228
229
230
231
232
233
ANNEXE IV
entre les conductivités thermiques
Comparaison
estimées par modèle minéralogique
et mesurées sur échantillon
235
ANNEXE
DE LA CROUTE
COMPOSITION
D'APRES
L'ETUDE
V
INFERIEURE
DES XENOLITHES
ASSOCIES
ET DU MANTEAU
SUPERIEUR
AUX PERIDOTITES
D'ILLIZI.
A quelques 150 km à l'Est d'Illizi (NE Sahara), une vingtaine de cratères d'explosion ont
été reconnus par Megartsi (1972). Les fragments de lave éjectée par les volcans ont le chimisme
et la minéralogie des mélilitites qui sont associées en général au magmatisme carbonatitique,
au rifting et à la présence d'un manteau supérieur modifié, comme c'est le cas du système de
rift Est-africain
(Lloyd el-âl,
Si la pétrologie
1987) et du fossé rhénan (Lloyd et al., 1975).
des pyroxénites
1976), l'aspect géochimique
a fait l'objet d'une étude complète (Bossières et Megartsi,
et les implications
sur la nature du manteau supérieur n'ont pas été
abordés. Afin d'appréhender ces aspects, de préciser l'âge du volcanisme et les
corrélations avec l'anomalie du flux de chaleur, j'ai été amené à organiser une mission
sur le site d'In Teria en collaboration avec J. M. Dautria (C.G.G, Montpellier)
d'échantillonnage
complètement
qui s'est chargé entièrement
1. Nature
du manteau
Les xénolithes
d'explosion.
ultramafiques
(70%). Les péridotites
des échantillons.
supérieur
Ils consistent
est une hazburgite
de l'analyse
sont parfois très abondants
essentiellement
appartiennent
(30%) et des clinopyroxénites
au type lherzolite, hazbgurgite
à spinelle-phlogopite.
ou dunite. Le type dominant
Elles sont toutes hydratées,
ou de l'amphibole (pargasite)
recristallisation (texture porphyroclastique
(phlogopite)
sement en éléments incompatibles,
en des péridotites
au niveau de certains cratères
contenant
des micas
et montrent des traces évidentes de déformation
à granuloblastique)
et de métasomatose
et
(enrichis-
en Terres rares légères). Cette succession
-dunite) est de toute évidence le résultat d'une interaction
particulièrement
pétrographique (lherzolite -hazburgite
entre un manteau lherzolitique et un liquide magmatique
qui consiste en une destabilisation des
phases pyroxéniques (diopsyde et eustatite) et du spinel et en leur remplacement par des agrégats
polycristallins constitués d'olivine et de clinopyroxènes alcalins.
En comparaison
modifications
avec les résultats
de l'étude
du manteau supérieur et le volcanisme
dans le temps et dans l'espace.
du fossé rhénan (Lloyd et al.,
mélilititique
sont des phénomènes
1975), les
associés
236
Ce volcanisme
est ponctuel,
par conséquent
ces résultats
sentatifs de toute la région. Il est situé effectivement
ne peuvent être à priori repré-
dans la zone du maximum
de l'anomalie
thermique. De tels phénomènes sont connus dans d'autres régions dans le monde, notamment
la branche occidentale du rift Est-africain. Cette anomalie pourrait suggérer que ce phénomène
est caractéristique de toute la zone d'anomalie.
2. Nature
de la croûte
Des xénolithes
d'explosion
d'Illizi.
inférieure
infracrustaux
sont associés aux péridotites
Il s'agit de granulites
basiques,
au niveau de certains cratères
de composition
gabbroïque
montrant au
niveau des pyroxènes des traces évidentes de destabilisation pouvant être interprétée comme le
résultat de l'interaction entre la croûte inférieure et un liquide magmatique, de manière assez
comparable
à ce que l'on a pu voir dans les péridotites
du manteau supérieur.
Dépot légal
2e trimestre 1991
ISSN 0755 267 X
ISBN
ET TRAVAUX DU CENTRE GEOLOGIQUE
DOCUMENTS
ET GEOPHYSIQUE
DE MONTPELLIER
N° 1 -
R. BAYER : Interprétation des anomalies du champ de gravité et du champ géomagnétique : méthodes et applications géologiques. 173 p., ill. ; 1984. (100 francs)
N° 2 -
V. RICHARD :
Exploration par la gravimétrie de cibles minières profondes :
applications de deux techniques inverses. Exemple de Néves Corvo (Portugal). 199
p. ; ill. ; 1984. (100 francs)
N° 3 -
J. VAN DE MEULEBROUCK :
Reconnaissance géophysique de structures crustales
de deux segments de chaînes de collision : le Haut Allier (Massif central français) et
le Sud du Tibet (Himalaya). 108 p. ; ill. ; 1984. (80 francs)
N° 4 -
Rapport d'activité du CENTRE
PELLIER. 1980-1984. 164 p.
N° 5 -
L. BRIQUEU : Etude du magmatisme associé aux zones de subduction à l'aide de
traceurs géochimiques multiples : éléments traces et rapports isotopiques 87Sr/86Sr
- 143Nd/144Nd.
154 p. ; ill. ; 1985. (150 francs)
N° 6 -
M. LEBRAT :
de
Caractérisation
géochimique du volcanisme anté-orogénique
l'Occident équatorien : implications géodynamiques.
120 p. ; ill. ; 1985. (100 francs)
N° 7 -
A. BONNEVILLE : Analyse des températures de surface de deux volcans actifs (Etna
et Piton de La Fournaise). 164 p. ; ill. ; pl. couleur ;
1985. (150 francs)
N° 8 -
O. VIDAL : Contribution géophysique à la reconnaissance structurale : (1) d'un bassin
sédimentaire par la magnéto-tellurique,
(2) d'un segment de la chaîne hercynienne
(Cézallier, Massif central français) par la gravimétrie. 254 p. ; ill. ; 1986. (100 francs)
N° 9 -
B. LUAIS : Pétrologie et géochimie (éléments en trace et rapports isotopiques du Sr)
du magmatisme associé aux zones de subduction. Exemples du Bassin méditerranéen
(Santorin, Arc égéen. Stromboli, Arc éolien) et des Iles de La Sonde (Mérapi, Java).
220 p. ; ill. ; 1987. (130 francs)
N° 10 -
A. GIRAUD : Apport de la géochimie des éléments en trace : (1) à la caractérisation
du Massif central, (2) à la genèse
des métabasites des groupes leptyno-amphiboliques
des ignimbrites de Toscane. 185 p. ; ill. ; 1986. (100 francs)
N° 11 -
M. PERRIN : Paléomagnétisme
de séries rouges à aimantations multiples d'âge
protérozoïque et paléozoïque d'Afrique et d'Amérique du Nord. 360 p. ; ill. ; 1987.
(200 francs)
N° 12 -
A. AUCHAPT : Les éléments traces dans les basaltes des rifts continentaux. Exemple
de la province du Sud Kivu (Zaïre) dans le rift Est-africain. 99 p. ; ill. ; 1987. (80
francs)
N' 13 -
J.P. BARRIOT : La détermination du géoïde par altimétrie océanique et gravimétrie.
Quelques aspects du traitement et interprétation géologique sur l'Océan indien (partie
Nord-Ouest) et la Méditerranée occidentale. 240 p. ; ill. ; 1987. (130 francs)
N° 14 -
J.M. GOLBERG :
Le métamorphisme
mésozoïque dans la partie orientale des
Pyrénées : relations avec l'évolution de la chaîne au Crétacé. 235 p. ; ill. ; 1987. (130
francs)
N° 15 -
M.J. LEBEAU : Matériaux vitreux et vitrocristallins basaltiques contenant des cendres
radioactives simulées. Comportement à la lixiviation. 230 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988.
(150 francs)
GEOLOGIQUE
ET GEOPHYSIQUE
DE MONT-
N° 16 -
N. CABANES : Etude de zones de cisaillement mantellique. Les péridotites de
Montferrier (France) et de San Quintin (Mexique). Analyse texturale, pétrologique
et géochimique. 270 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988. (170 francs)
N° 17 -
Rapport d'activité du CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE DE MONTPELLIER. 1984-1988.
N° 18 -
P. FABRE : Les bordures figées des filons basaltiques de l'Escandorgue Lodévois.
Minéralogie, expérimentation et approche théorique. 206 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988.
(135 francs)
P. PHILIPPOT : Déformation et éclogitisation progressives d'une crôute océanique
subductée : le Monviso, Alpes occidentales. Contraintes cinématiques durant la
collision alpine. 270 p. ; ill. ; pl.photo ; 1988. (150 francs)
N° 19 -
N° 20 -
N° 21 N° 22 -
N° 23 N° 24 -
N° 25 -
N° 26 -
J.M. DAUTRIA : Relations entre les hétérogénéités du manteau supérieur et la
magmatisme en domaine continental distensif : exemple des basaltes alcalins du
Hoggar (Sahara central, Algérie) et de leurs enclaves. 430 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989.
(250 francs)
J. CHERY : Modélisation thermo-mécanique de la déformation lithosphérique
intra-continentale. 200 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989. (150 francs)
J.L. BODINIER : Distribution des Terres rares dans les massifs lherzolitiques de
Lanzo et de l'Ariège. Origine des hétérogénéités et conséquences pour les mécanismes
mantelliques. 190 p. ; ill. ; 1989. (130 francs)
F. BRIGAUD : Conductivité thermique et champ de température dans les bassins
sédimentaires à partir de données de puits. 414 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989. (220 francs)
D. REY : Structure crustale des Alpes occidentales le long du profil ECORS-CROP
d'après la sismique réflexion et le champ de pesanteur. 318 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1990.
(200 francs)
B. de CABISSOLE : Apport des données gravimétriques à la connaissance de la
chaîne des Pyrénées de long du profil ECORS. 217p. ; ill.; pl. couleur ; 1990. (170
francs)
Rapport d'activité du CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE DE MONTPELLIER, 1988-1989.
M. HATHOUTI : Etude gravimétrique et magnétique des amas sulfurés viséens de
la région de Marrakech (Maroc). 212 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1990. (140 francs).
N° 28 P. BEZERT : Les unités alpines à la marge du massif cristallin corse : nouvelles
données structurales, métamorphiques, et contraintes cinématiques. 368 p. ; ill. ;
pl.photo ; 1990. (180 francs).
N° 29 - D. TAKHERIST : Structure crustale, subsidence mésozoïque et flux de chaleur dans les
bassins nord-sahariens (Algérie). 236 p. ; ill. ; 1991. (130 francs).
N° 27 -
Commandes à adresser à :
LABORATOIRE DE GEOPHYSIQUE
Documentation
Université Montpellier II
34095 - MONTPELLIER CEDEX 5
France
![III - 1 - Structure de [2-NH2-5-Cl-C5H3NH]H2PO4](http://s1.studylibfr.com/store/data/001350928_1-6336ead36171de9b56ffcacd7d3acd1d-300x300.png)
