chapitre ii geologie et hydrogeologie

CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
CHAPITRE II
GEOLOGIE ET
HYDROGEOLOGIE
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
INTRODUCTION
Le bassin versant de la Mina s’étend sur le domaine de l’Atlas, au Sud, et celui du Rif Tell, au
Nord. Dans le premier affleure pour l’essentiel des faciès des calcaires compacts et de strates
marneuses du trias et du jurassique, zone de couverture plus ou moins rigide. Le Tell, au Nord,
s’est mis en place depuis le crétacé supérieur avec une structure complexe ; il est formé de
marnes, des calcaires, grés calcaires et des dolomites. Les marnes contiennent des lentilles de sel
et gypses, les fonds de vallée sont occupés par des alluvions pléistocènes.
I-Cadre géologique général
L’Afrique du Nord, située entre la méditerranée et le craton africain, peut être subdivisée en 3
parties fortement différenciées, ce sont du Nord au Sud
1- Le domaine Tello-rifain :
Portion de la chaine alpine se raccordant à l’Ouest aux chaines Betico-Baléares au niveau de
l’arc de Gibraltar et à l’Est au système Sicilo-calabrais
2- Le domaine Atlasique :
Avant pays tellien de la chaine alpine se bordant au Nord dans sa partie centrale par l’ensemble
de la meseta oranaise et le domaine tlemcenien.
3- Le domaine Saharien :
Il s’agit d’une région stable et faisant partie de la plaque africaine
I.1-Géologie de l’Algérie du Nord :
L’Algérie du Nord a été marquée par deux importantes manifestations tectoniques, une orogénèse
Hercynienne et une orogénèse alpine dominante; qui ont donné naissance à trois grands ensembles
structuraux de l’Algérie septentrionale, on y distingue du Nord au Sud :
I.2.1- Le domaine Tellien :
I.2.1.1- Le Tell septentrional :
- les massifs anciens ou noyaux kabyles autochtones
- les chaines calcaires ou dorsales kabyle
-les flyshs
I.2.1.2- Le Tell septentrional :
Superposition de l’autochtone intra-tellien et de nappes de glissement.
I.2.2- Le domaine Présaharien :
I.2.2.1- Les hautes plaines et hauts plateaux :
-les Hautes plaines oranaises bordées au Nord par le domaine tlemcenien dans lequel se situe le
bassin versant de la Mina
- les Hautes plaines algéroises
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-les Hautes plaines constantinoises
I.2.2.2- l’Atlas Saharien :
I.2.3- Le domaine de la plate forme Saharienne :
- le Sahara occidental (haut Sahara)
-le Sahara oriental (bas Sahara)
Fig n°21 : Carte géologique simplifié de l’oranie (T.OUARDAS, 1983)
II-Cadre géologique de Mina aval :
Cet ensemble émerge entre les domaines à remplissages tertiaires du Tell et la plaine de la Mina
au Nord et les hauts plateaux de la région du chott chergui au Sud.
Cette unité jurassique à peu prés complète, du Lias au Portlandien, disparaît momentanément
vers l’Est et l’Ouest sous le recouvrement crétacé de la région de Tiaret et du Telagh. Les vastes
plateaux dolomitiques situés à l’Est de la vallée de Saida et au Sud de la plaine de Ghriss ont fait
l’objet d’étude régionale par l’ANRH. Ces plateaux dolomitiques forment le prolongement
occidental de la région étudiée.
Cette région est comprise dans un ensemble jurassique dont l’axe central est parallèle à la
direction générale atlasique.
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Fig.22: Carte géologique du bassin versant (ENERGOPROJECTet ANRH, 2009)
Analyse lithostratigraphique (fig.22):
Les formations géologiques sont les suivantes :
a)
TRIAS-INFRALIAS :
Ces formations n’affleurent pas dans les limites des bassins. Elles sont toutefois atteintes dans les
forages de Bounoual et el Metameur (Pitaud, 1976).
b)
JURASSIQUE INFERIEUR ET MOYEN :
Le membre inférieur dolomitique d’une épaisseur moyenne de 50 mètres appartenant au lias
inférieur et moyen, affleure essentiellement au Sud Ouest.
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Le membre médian marneux gris appartenant au toarcien et d’une épaisseur de 20mètres affleure au Sud
Ouest et également de façon très localisée dans le fond des gorges dolomitiques de l’oued el Abd.
Le membre supérieur dolomitique et calcaire appartenant à l’Aaleno-Dogger débute par des bancs
étroits lesquels deviennent plus massifs dans la partie supérieure de la formation.
Ce membre à une épaisseur moyenne de l’ordre de 150mètres. Il constitue la majeure partie des
affleurements du Jurassique inférieur et moyen et est atteint par tous les forages et sondages réalisés
dans la région.
c) JURASSIQUE SUPERIEUR :
Il couvre la moitié Nord et l’Est du périmètre étudié. Ses formations occupent la totalité du bassin de
l’oued Taht et prés de la moitié du bassin de l’oued el Abd.
Le Callovo Oxfordien prédomine largement les autres formations. Il est formé de marnes et d’argiles
verdâtres et de banc gréseux et constitue le relief mou. Son épaisseur est de l’ordre de 200 à 250 mètres.
Le lusitanien moins largement représenté est en position haute en formant le flanc des Djebels. il est
construit en banc gréseux intercalé de banc argileux et de calcaires d’une épaisseur globale de 200 à
250mètres.
Le Kimméridgien est représenté par des dalles dolomitiques couronnant les Djebels. Ces dalles de
surfaces relativement réduites dominent les vallées de l’oued el Abd et Taht dont l’épaisseur est de
l’ordre de 50 à 120 mètres.
Le Portlandien peut exister localement.
Le Crétacé inférieur apparaît sur le Kimméridgien et le Portlandien localement indifférencié à l’extrême
limite Nord Ouest du bassin de l’oued el Abd.
Le Sénonien est relativement peu représenté. Constitué par des calcaires poreux, i l est transgressif sur
les dolomies du jurassique moyen dans la partie Sud du plateau dolomitique du bassin de l’oued el Abd.
Les formations alluviales récentes recouvrent le fond des vallées (Pitaud, 1976).
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Fig.23 : carte geolologique du bassin de oued El Abd et oued Taht(sofinco 2009)
Cadre géologique de Mina amont :
La plaine de la mina, est une région déprimée, formée par la présence de deux grands ensembles
dont la répartition de l’affleurement est conditionnée par les principaux aspects morphologiques
de la région.
Dans un contexte régional, dont elle appartient notre plaine ; les deux ensembles constituent, de
part et d’autre d’une diagonale en gros d’orientation Nord Est-Sud Ouest passant un peu plus au
sud par le flanc nord du massif de l’Ouarsenis et la « plaine Cheliff Mina » avec dans l’angle
Sud-ouest la cuvette morphologique de la Sebkha de Benziane.
Le premier ensemble occupant les bordures Est, Ouest et Sud de notre plaine est constitué par
des dépôts néogènes, reposant en discordance sur le substratum. Ce dernier est formé par des
dépôts appelés « ante néogène » (Perrodon, 1957).
Le deuxième ensemble, occupe presque la totalité des terrains de la plaine, formé par des dépôts
Alluviaux du quaternaire.
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GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Les formations du substratum :
Les formations du substratum, affleurent aux alentours de notre plaine, sur l’anticlinal de
Guerbouça, au Nord-ouest de Zemmora…etc, présentées par le Trias, le Crétacé et le
nummulitique (Paléogène). Ces formations ne constituent aucun intérêt hydrogéologique dans la
plaine.
Trias :
Il affleure au Nord-ouest de Zemmora et dans l’oued Khelloug. :
*Au Nord-ouest de Zemmora, il est représenté par des cargneules et des marnes bariolées
intercalées dans l’albien.
*Dans l’oued Khelloug, le gypse ainsi qu’un pointement d’ophite accompagnent les marnes
bariolées. L’affleurement triasique se prolonge au Sud-est de ces terrains offrant la charge en sel
de l’Oued Khelloug.
Le trias est largement représenté dans le haut bassin de l’Oued Malah, hors des limites de la carte
(Dôme de Haboucha) ; il a une grande influence sur la salure de cet Oued.
Ce terrain se présente souvent en lames étirées dans le crétacé.
Crétacé :
Le crétacé affleure au Sud-ouest et à l’Est de la plaine (Kalaa, Zemmora), comprend des schistes
gris bleuâtres, avec quelques parties bariolées, ils alternent avec des quartzites en bancs peu
épais.
Le crétacé ou l’infra crétacé (DALLONI, 19 ) n’apparaît qu’au Sud de la plaine, dans l’Oued de
Yellel, et se développe vers El Kalaa, et sur la chaîne des Beni-Chougrane.
Le nummulitique : « paléogène »
Le nummulitique est largement développé sur les rives de Djidioua ; il est formé à la base par des
calcaires à silex surmontés de marnes à ostrea, grises, compactes, renfermant du gypses et des
foraminifères. Dans ces marnes on rencontre parfois des concrétions de calcaires roux.
Le somment est constitué de poudingues, grés et marnes rouges à gypse.
Dans la plaine, le nummulitique ne fait pas son apparition soit il est érodé par un mouvement
postérieur, ou recouvert par une poste sédimentation.
Le cycle miocène :
Le miocène, forme un cycle sédimentaire complet, qui se divise, d’une façon général dans le
Bas-Chellif en deux ensembles qui sont : Miocène inférieur et Miocène supérieur.
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Dans les aires centrales, comme celui de notre plaine, la sédimentation est en général continue, et
forme un cycle régulier et complet (fig.23).
Fig.24 : Schéma stratigraphique du Miocène dans La plaine de la Mina (d’après A.Perrodon,1957)
Le miocène inférieur :
Le miocène inférieur, se caractérise par une vaste transgression, et il est en général transgressif
sur les différents termes de la série stratigraphique.
Du point de vue stratigraphique, le miocène inférieur comprend trois ensembles :
Une série gréseuse et conglomératique à la base ;
Une série marneuse intermédiaire ;
Une série sableuse et conglomératique au sommet ;
Le miocène supérieur (fig.24):
La deuxième phase du miocène, se caractérise par une nouvelle transgression sur tout le bassin
de Chellif, succédant à la régression générale de la mer à la fin du miocène inférieur.
L’évolution particulière de la stratigraphie du bassin du Bas-Chellif au cours du miocène
supérieur, se traduit par une sédimentation continue qui se prolonge jusqu’à la fin du cycle
miocène. Cette phase, se développe en trois grands ensembles sédimentaires qui se superposent
du point de vue stratigraphique et qui se schématise comme suit :
Les formations de base.
Les formations médianes.
Les formations terminales.

Le Cycle pliocène :
La série sédimentaire de ce cycle est complète, suite à une transgression générale marquant le
début de ce cycle, sur la totalité de la plaine. La sédimentation commence par un milieu néritique
profond, puis à la fin par une sédimentation lacustre dans les zones émergées.
Du point de vue lithologique, le pliocène comprend de grandes unités qui se succèdent en
continuité, formant ainsi un cycle sédimentaire qui se caractérise par la succession suivante :
-
Niveau détritique de base (phase d’érosion et de dépôt).
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Marnes bleues et calcaires construits (plaisancien).
Grés Marins (Astien).
Grés continentaux (pliocène continental).
Suite à ces dépôts, le pliocène se distingue en deux périodes :
-
Période marine ou pliocène marin.
Période continentale ou pliocène continental.
1- Pliocène marin :
Cette phase se divise en deux unités de faciès et qui se superposent :
-
Les marnes bleues du plaisancien.
Les grés, dites les grés d’Astien.
2- Pliocène continental :
L’évolution régulière du bassin du Bas-Cheliff et son comblement progressif par un matériel détritique
(Astien), le conduisent à une phase d’un milieu fluviatile et subcontinental marqué par une
sédimentation grès sableuse.
Le pliocène continental, se caractérise par des sables roux et grés à hélix, souvent d’origine dunaire
(continental) surmontés le plus souvent par des limons argileux.
La faune est représentée essentiellement par des mollusques d’eau douce.
La sédimentation de ces dépôts est très irrégulière et discontinue.
Les formations du quaternaire :
Le remblaiement quaternaire couvre toute la plaine depuis la rupture de pente qui marque au sud le pied
des collines.
Quaternaire ancien :
Formé par des alluvions rouges, limoneuses ou argileuses qui donnent au pied des collines des terres
rouges dites « alluvions anciennes niveau inférieur ».
Ces alluvions argileuses grises : « niveau supérieur » empruntées aux argiles déposées
antérieurement et amenées dans la plaine pour les Chaabet sont triloculaires; ce sont des dépôts
limoneux et en partie caillouteux.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig.25: Log géologique général (d'après Perrodon, 1957)
Log
géologique général (d'après Perrodon, 1957)
Quaternaire récent :
Ce sont des alluvions sablonneuses entraînés par les crues des oueds en particulier par la mina ; sont
représentées par des dépôts lacustres, c’est des limons très épais, formant en majeure partie des plaines
d’alluvions récentes assez limoneuses aux abords des oueds, où subsistent même quelques bas-fonds
inondés sablonneuses au pied des coteaux.
L’uniformité de ces dépôts : suivant la direction W.E, implique la sédimentation qui avait la même
origine. On ne peut donc invoquer les apports des chaabets : il semble bien qu’il s’agit de l’oued mina.
Le remblaiement de la plaine de la mina s’est effectué au cours du flandrien grâce aux apports limoneux
et argileux des oueds et des Chaabet.
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CHAPITRE II
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En général, les dépôts sablonneux sont peu importants. La sédimentation argileuse salée exercée par les
Chaabet et les oueds locaux, prédominent dans la partie centrale de la plaine et elle s’y affirme surtout
dans les couches supérieures.
Anciens dépôts de la Sebkha de Benziane :
Les affleurements qui apparaissent dans la bordure Est et Sud de la Sebkha de Benziane et qui dominent
la plaine d’une cinquantaine de mètres, sont des dépôts argileux parfois plus ou moins limoneux,
jaunâtres et suffisamment dessalés en surface pour permettre la culture. Le sous-sol et les couches
profondes contiennent de petits cristaux de gypse et sont plus salés, leur couleur devient grisâtre.
La salure varie d’ailleurs aussi latéralement ; elle est loin d’être uniforme à l’affleurement.
M.M DALLONI, considère cette formation comme des anciens dépôts de la Sebkha et mentionne que
les rapports de ce terrain avec les différents niveaux d’alluvions qu’on peut suivre au Nord de la plaine
sont assez difficiles à préciser.
Fig.26: coupe géologique de la plaine de la Mina (Perrodon,1957).
Cadre paléogéographique et structural :
L’esquisse de la paléogéographique de la région peut être relaté au centre du Bas-Cheliff où les
dépôts du miocène et du pliocène. Sont moins épais.
Le cycle miocène vers les aires centrales du bassin, passe latéralement à une épaisse série
monotone (c’est série de marnes bleues marines), l’évolution de la sédimentation dans le temps
fait apparaître par ailleurs et notamment sur les aires bordières l’ébauche d’un cycle de
sédimentation se terminant par une légère régression de la mer et la reprise de l’érosion. Ces
deux traits suggèrent un bassin subsident resserré entre des massifs soumis à des mouvements
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GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
positif, le long desquels les lignes de rivage demeurent assez stables tout au cours de cette
période.
La transgression pliocène se limite aux bassins littoraux du Bas-Chellif et dont la subsidence se
remit à jouer.
TECTONIQUE :
Mina aval
L’observation de la carte
à l’échelle 1/200000eme (fig.27) montre la prédominance d’un
système des fractures orientées dans les deux sens croisés :
Sud-ouest Nord-est (Atlasique)
Nord-ouest Sud-est
Cette disposition apparaît dans les formations cassantes constituées par des calcaires et dolomies
du jurassique inférieur et moyen et du Kimméridgien.
La région a été sculptée par les phénomènes de fissuration, d’érosion de karstification qui a suivi
ces effets tectoniques. L’influence de la tectonique sur la géomorphologie se manifeste sur
l’orientation des djebels et des angles d’ouverture des vallées. Les oueds suivent le fond des
gorges dolomitiques, des orientations qui forment des angles répondant au même système
tectonique. Cette tectonique elle a ses effets secondaires qui constituent un élément important
pour la compréhension de l’hydrogéologie régionale. La tectonique cassante a donnée naissance
à une structure en escalier qui a permis le développement d’un système karstique aux formations
carbonatées du Jurassique supérieur.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig.27: Carte de fracturation du bassin versant de la Mina
Mina amont
La plaine de Yellel correspond à une aire synclinale, limitée par les axes anticlinaux de Bouguirat
et du Guerbouça au sud. Les formations quaternaires qui recouvrent entièrement la plaine de
Relizane ne permettent guère de représenter l’architecture de son substratum néogène.
Plus à l’ouest, le pliocène réapparaît à l’affleurement sur la zone anticlinale de Guerbouça. Les
marnes bleues assez riches en fossiles, sont sablonneuses et localement bariolées atteignent une
centaine de mètres d’épaisseur. Les formations quaternaires débutent par des formations
détritiques, gréseuses et conglomératiques, peu épaisses. Il convient de signaler, au centre de
cette plaine, la dépression de la Sebkha de Benziane qui serait d’après les études de Boulaine,
comme la grande Sebkha d’Oran et les salines d’Arzew, une cuvette sur creusée par des
phénomènes de déflation éolienne (fig.28).
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Fig.28 : Schéma synthétique de la tectonique souple de la plaine de la Mina
HYDROGEOLOGIE
Introduction :
Le bassin versant de la Mina se caractérise par deux milieux hydrogéologiques étroitement liés
avec le contexte géologique :
-les formations détritiques constituées de sables argilo-limoneux, de poudingues et d’argiles
gréseuses à l’aval de qualité médiocre (callovo-oxfordien) à moyen (lusitanien) et l’aquifère
constitué de dolomies et d’alluvions grossières de bonne qualité (jurassique inférieur et moyen,
Kimméridgien et alluvions récentes dans le long des oueds) à l’amont.

Les formations du Lusitanien et du Kimméridgien sont en position haute et
facilement drainées. Les impluviums sont peu importants et le sol présente pour le Lusitanien
des pentes qui favorisent le ruissellement superficiel. Les sources ont un débit irrégulier et
assez faible. Elles tarissent pour la plupart en été. En effet aucun écoulement pérenne non
négligeable ne parvient à partir de ses formations à rejoindre les oueds principaux. Le
Kimméridgien alimente cependant Frenda et un débit résiduel très faible rejoint l’oued el Abd. Il
n’existe de ce côté aucune possibilité à retenir (fig.29).
Fig 29 : coupe hydrogéologique de la vallée d’oued Abd et Taht
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Les formations du Callovo-Oxfordien et du Tertiaire dans les vallées sont très argileuses.
Elles sont drainées par les oueds.
Ces formations sont donc complètement stériles du point de vue alimentation en eau potable,
donc une faible perméabilité (fig.30).
Fig.30: carte de la perméabilité du bassin de la Mina
Les formations alluvionnaires (galets) le long de l’oued sont de trop faible épaisseur de 01 à 05
mètres pour constituer un aquifère important. Ces dépôts son parfois en contact direct avec les
dolomies avec lesquelles elles se confondent du point de vue hydrodynamique notamment au
niveau de la source Ain Makhlouf.
Il reste les dolomies du jurassique inférieur et moyen. Elles présentent les caractéristiques
régionales suivantes : plateau d’alimentation de prés de 900km2. Position relative de l’exutoire
(oued Abd) favorable pour une vidange régulière. La source d’Ain Makhlouf qui passe de 0 à
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GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
800l/s en sortant du lit de l’oued el Abd sur une longueur de 01 km montre les importantes
potentialités de cet aquifère.
Fig 31 : source d’Ain Makhlouf
De nombreuses sources apparaissent au niveau de l’affluence de l’oued dans le horst triangulaire
et totalisent un débit important de l’ordre de 110l/s en étiage.
SOURCES EMERGEANT PAR CONTACT DES TERRASSES SABLO-ARGILEUSES ET
CONGLOMERAT DE L’OUED
Ces sources tarissent en période d’étiage : source d’Ain Guelta (0.8 l/s)…(fig.32).
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CHAPITRE II
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Fig 32 : coupe schématique des sources du bassin versant
CONDITIONS HYDROGEOLOGIQUES
Tandis que le sous bassin versant de l’oued el Abd se présente par un écoulement superficiel plus
ou moins important, celui de l’oued et Taht est presque toute l’année à sec.
Les eaux superficielles d’oued el Abd sont alimentées par l’émergence d’Ain Makhlouf
représentant un groupement de sources sur une distance de 02 km environ dans la gorge entre le
djebel Touskiret et Diar er Khrarba ; 4,5 à 6,5 km en amont du carrefour des routes prés de
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CHAPITRE II
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Takhmaret. Cette émergence est causée par une zone karstifiée dans le milieu aquifère des
dolomies Aaleno-Bajo-Bathoniennes dont la prédisposition tectonique est évidente (02 failles
parallèles le long du canyon).
En 1978, le débit était de 960 l/s et pendant toute la période sèche il ne passe jamais au dessus de
750 l/s ; les stations de prise d’eau en amont de Takhmaret observant une remontée du débit de
l’oued de 240 à 270 l/s grâce au drainage de la nappe phréatique, ces dernières années le débit a
diminué de 80 % environ.
Les dolomies se manifestent donc comme le réservoir en eaux souterraines très important,
notamment dans les zones fracturées et aux endroits du croisement des deux principaux sens
tectoniques : pas seulement de par sa bonne perméabilité, mais aussi de par sa structure
subhorizontale sur une superficie étendue qui joue un rôle très favorable.
Au contraire, les conditions superficielles défavorables d'oued et Taht (fig.33) sont dues à
l’enfouissement de la même formation dolomitique sur une profondeur sensiblement plus
importante. Le sous bassin versant en est réduit aux conditions essentiellement plus mauvaises
du Callovo-Oxfordien et Lusitanien. Leurs ressources en eau faible et irrégulières ne suffisent
pas à alimenter le bassin pendant la période d’été où il reste à sec.
Les deux origines de l’écoulement de base de l’oued el Abd : une analogie apparaît entre les
deux vallées des oueds el Abd et Taht en aval d’Ain Makhlouf. Elle permettra de distinguer dans
le débit de l’oued el Abd la part provenant des aquifères autres que celui du jurassique inférieur
et moyen dolomitiques.
Les impluviums de ces vallées correspondent aux aquifères autres que le jurassique inférieur et
moyen a des surfaces équivalentes de l’ordre de 700km2 au niveau des stations d’Ain Amara et
Kef Mahboula.
L’hydrogramme de l’oued el Abd obtenu à la station d’Ain Amara représente l’écoulement
correspondant à ces 700km2 plus celui provenant des autres formations dolomitiques du
jurassique inférieur et moyen (plateau et horst).
L’hydrogramme obtenu à la station e Kef Mahboula sur l’oued Taht ne correspond qu’à ces
700km2 de formations à faciès détritiques à prédominance argileuses constituées essentiellement
par le Callovo-Oxfordien, le Lusitanien et le tertiaire.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig.33 : coupe hydrogéologique de la vallée d’oued Mina
ANALYSE DES POTENTIALITES DE L’AQUIFERE DOLOMITIQUE
Le vaste plateau dolomitique dont la fracturation est visible sur les cartes géologiques et les
zones favorables pour l’implantation des forages, s’achève vers le Nord par l’entaille de l’oued el
Abd. Celui ci reste en contact avec les dolomies en constituant des gorges au niveau du horst
triangulaire et entre la région de BOUNOUAL et Ain Amara. L’oued el ABD constitue son
exutoire.
Sous le bassin de l’oued TAHT et la plaine de l’oued el Abd l’aquifère devient captif
(partiellement dans le secteur de Takhmaret). Il atteint par des forages réalisés dont les débits
restent faibles hormis celui de Bounoual qui atteint les 30l/s. le bilan de l’oued el Abd est de
l’ordre de 750l/s son débit naturel de l’exutoire (selon PITAUD) au niveau de la source Ain
Makhlouf et de 425 l/s entre Takhmaret et Ain Amara. Le plateau dolomitique d’alimentation se
trouvant en amont de la plaine de Takhmaret, il faut bien que ce débit de 425l/s diminué de ce
qui doit provenir du horst triangulaire et de ce qui provient des autres formations (à peu prés
120l/s) source PITAUD, passe sous cette plaine, sous la route Mascara Frenda. Ce débit peut être
évalué à 224l/s (fig.34)
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig.34: carte des potentialités du bassin versant de la Mina
Orientation vers les formations favorables :
Pour la recherche d’un apport substantiel d’eau souterraine pour les vallées, il a été nécessaire
devant la très importante superficie de la région, de limiter les efforts de la recherche à la formation
aquifère la plus intéressante.les sous bassins versants ont les caractéristiques qui les prédispose à
une comparaison fructueuse dans ce sens.
La tectonique cassante des formations dolomitiques apparait nettement sur la plus grande partie du
bassin de l’oued el Abd par des failles visibles disposées en croix et en grande densité en amont
de la source Ain Makhlouf cette tectonique influence également le tracé anguleux de l’oued Abd
sur tout son cours jusqu’à la station d’Ain Amara
 Formations aquifères potentielles :
L’individualisation des différents aquifères dans la plaine de la mina, s’est basée sur l’analyse
lithostratigraphique et structurale. A partir de cette analyse l’aspect hydrogéologique de la plaine
peut être détaillé en six formations qui peuvent être considérées comme aquifères potentiels, il
s’agit de :
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
- Les alluvions récentes
- Les alluvions anciennes, y compris les sables des dunes continentaux
- Les couches rouges
- Les grés à Hélix
- Les grés à Ostrea
- Les calcarenites du sommet des marnes bleues.
Les Formations Alluvionnaires anciennes et récentes :
Ces sédiments sont lithologiquement relativement semblable, étant tous des produits d’altération
sableux à limoneux. Il s’agit de sables, limons et argiles gris être de forme lenticulaire ou
biseautés, leurs épaisseurs augmentent en direction du centre du bassin de la plaine de la mina.
Ces sédiments se succèdent sans variation brusques de lithologie, mais plutôt sous forme
d’alternances nuancées de bancs à granulométrie fine à grossière, généralement mal classés et
plus ou moins cimentés.
Le système aquifère de ces formations ne s’est pas formé de nappes superposées, nettement
séparées : il s’agit plutôt d’une succession d’aquifère connectes, semi confine, à forte anisotropie
de perméabilité verticale et horizontale. La séparation verticale de ces aquifères, bien que
progressive, n’en est pas moins importante. Du fait des variations latérales de faciès, communes
à ce type de sédiments, les caractéristiques aquifères de ces sédiments présentent des
hétérogénéités horizontales notables de la perméabilité (fig.30).
Les alluvions anciennes et les alluvions récentes affleurent dans la plaine de Relizane.
Les alluvions sont également rechargées dans une moindre mesure, par l’aquifère des couches
rouges sous-jacentes. L’altitude des affleurements des couches rouges et leurs pendage en
direction de la plaine ou ils plongent sous les allusions et font que l’aquifère contenu dans les
couches rouges devient artésien dans la plaine de la mina et alimente par drainance ascendante
les aquifères supérieurs. Ces aquifères supérieures (allusions) sont draine essentiellement par les
oueds Mina et Yellel, et les puits agricoles.
Les couches rouges sont rechargées principalement par les précipitations tombant sur les
affleurements du flanc Sud-est de l’anticlinal des Dj. MEKHALIA et Belhacel. Ces couches
rouges sont également rechargées par l’aquifère des grés à Hélix, par drainance ascendante de la
même façon que les allusions.
 Les Grés à Hélix :
Ces sédiments se présentent en banc métriques à décamétriques de grés fossilifères, sables et
limons gris à jaunâtres à passées rougeâtres et intercalation argileuse. La cimentation calcaire
irrégulière des bancs sableux conduit à des grés localement durs. Cette formation se distingue
des formations sous-jacentes par ces couleurs, une granulométrie moyenne légèrement plus
grossière, une cimentation plus évoluée et une hétérogénéité verticale plus marquée.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Malgré ces différences lithologiques, on peut considérer que la formation des grés à hélix recèle
des aquifères du même type que ceux des formations sous-jacentes, à savoir une succession de
nappes connectées.
La nappe libre : elle n’est connue que par les sources qui jalonnent sur le Djebel de Belhacel, les
nappes suspendues liées uniquement aux pluies, donnent naissance à de belle sources doublées
en fait par un écoulement vers la nappe captive mais avec un gradient hydraulique très grand de
par le pendage élevé de l’aquifère.
La nappe captive :
Cette nappe présente des zones d’artesianisme. Formant un ensemble aquifère fortement
anisotrope. Cette formation affleure largement dans les alentours de la plaine et sur les flancs de
la montagne de Belhacel. Les aires de recharge superficielles étant plus élevées que celle des
couches rouges, il en résulte le même type d’artesianisme que pour celle-ci. Les grès à Hélix
rechargent donc partiellement les couches rouges sous la plaine de la Mina. On doit également
considérer la recharge des grés à Hélix par les grés à ostrea sous-jacents.
Les grés à Ostrea et les calcarenites du sommet des marnes bleues :
Ce sont des grés à ciment calcaires des calcarenites gréseuses grises à jaunâtres, d’origines
marines et lagunaire pour les grés à ostrea ; ces sédiments sont largement indurés mais façons
irrégulière. Ils peuvent présenter une perméabilité de facture non négligeable. Leur porosité
intrinsèque, en revanche, est généralement modérée du fait de leur cimentation. Ces sédiments
affleurent sur la zone anticlinale du Guerbouça, sur le flanc Sud-est des Dj. MEKHALIA et
Belhacel ; à des altitudes semblables à celles des affleurements des grés à Hélix sous-jacents.
Les aquifères liés à ces formations sont rechargées directement par les précipitations tombant sur
leurs affleurements. Les aquifères de ces sédiments sont partiellement drainés par les aquifères
des grès à Hélix sous la plaine.
Les rares sources suintant dans la zone étudiée sourdent, pour la plupart, au contact géologique
des calcarenites du sommet des marnes bleues avec les marnes bleues proprement dites.
LA PIEZOMETRIE
Vers l’Est et l’Ouest les limites de ce bassin versant peuvent être considérées comme des lignes
extrêmes au delà des quelles il ne peut y avoir écoulement. Certaines fuites peuvent en effet
toujours se produire à la faveur d’un horst ou d’un pompage à l’intérieur de ces limites.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
A l’Ouest au contact du plateau de Saida, l’extrémité orientale et la faille du horst de Tiffrit et la
faille de Sidi Youssef constituent une structure géologique particulière de la zone fracturée
orientée Nord, Ouest Sud, Est parait être à l’origine de la perturbation piézométrique de cette
zone. Un compartiment dolomitique apparaît, plus ou moins isolé, entre cette structure fracturée
et la faille de Sidi Youssef.
Aussi la piézométrie du jurassique moyen montre une rupture de gradient qui peut faire
supposer qu’un débit négligeable échappant à la source d’Ain Skhouna.
Elle est établie à l’aide des points sélectionnés et montre un écoulement du Sud vers le Nord
avec une rupture du gradient hydraulique à proximité du chott chergui. La source Ain Makhlouf
oued el Abd exerce un effet de drainance sur les isopièzes. La forme des isopièzes 750 et 700 m à
l’Est pourrait être due à une alimentation des alluvions par les dolomies peu profondes dans cette
zone.
Les limites :
Verticales : le trias assure l’étanchéité vers le bas, mais pratiquement c’est le toarcien qui le
substratum imperméable de la partie principale de l’aquifère (Aaleno-Dogger). Lorsque
l’aquifère est captif, le toit peut être le callovo-oxfordien ou parfois le tertiaire comme dans la
plaine de Takhmaret où le recouvrement est parfois très peu épais. La piézométrie est telle que la
nappe ne peut être artésienne mais tout au plus en charge sous le recouvrement.
Certaines nappes perchées sur le plateau reposent sur les argiles bigarrées de Sidi Yousef.
Horizontales : vers le Nord existe une faille à rejet important qui met en contact le front de
l’aquifère avec les terrains argileux tertiaires. Toutefois l’existence d’un débit de front de nappe
n’est pas totalement exclue. L’hypothèse la plus intéressante à envisager est celle de circulations
souterraines et de réserves statiques importantes en amont de la source Ain Makhlouf dans la
partie libre de l’aquifère et au niveau du lit fossile sec de l’oued el Abd (oued Chiba). Le long de
cet oued il est facile d’observer dans les falaises dolomitiques le développement du haut en bas
de la karstification. Celle-ci doit exister sous le lit de l’oued, lequel n’est plus pérenne sur le
plateau dolomitique jusqu’à la source d’Ain Makhlouf
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig N° 35 : CARTE D’INVENTAIRE DES POINTS D’EAU CAMPAGNE 2014
Comparaison avec la région de Saida
La surface piézométrique de cette région surplombe de façon surprenante celle du plateau
dolomitique du bassin de l’oued el Abd au niveau de la faille de Sidi Yousef rejoignant l’extrémité
de la faille orientale du horst de Tiffrit ce qui confirme l’étanchéité de ce système de fracture.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Fig.36 : carte piézométrique synthetique du bassin versant de la Mina (BOUABDELLI,2014)
Localisation des zones exutoires par l’estimation des débits souterrains.
La source d’Ain Makhlouf : le toarcien constitue un seuil en forme de déversoir limité par deux
failles parallèles à l’oued et une faille transversale. La troisième faille coupe le lit de l’oued au
point : X= 313,250 Y= 198.700
L’eau sort progressivement à partir de 1000m en amont de ce point pour atteindre son débit
maximum juste en aval de la troisième faille qui forme la ligne de déversement.
Le toarcien constitue le plancher et les parois de déversoir lequel assure un laminage de la
vidange de l’aquifère d’où la remarquable stabilité de la source (en période d’étiage).
Mais la source n’est qu’une émergence de ce débordement dont le reste continue à circuler dans
l’aquifère pour passer ensuite sous la plaine de Takhmaret et ressortir à l’entrée du horst
triangulaire à travers les alluvions.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
Localisation des ressources exploitables des bassins :
Bassin de l’oued Taht drainé par l’oued et les sources.
L’aquifère captif de l’Aaleno-dogger
Bassin de l’oued El Abd
Aquifères autres que l’Aaléno-Dogger
Fig.37: CARTE HYDROGEOLOGIQUE SYNTHETIQUE DRESSEE PAR BOUABDELLI 2014
Conclusion :
La formation morphologique du bassin versant de l’oued Mina est caractérisée du point de vue
géologique par une série de sédiments marins provenant de transgressions, qui ont eu lieu depuis
le Jurassique et qui ont continué jusqu’au Tertiaire.
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CHAPITRE II
GEOLOGIE ET HYDRGEOLOGIE
La mer jurassique a déposée des sédiments constituant des strates puissantes où prédominent les
faciès de marne, de calcaire et de dolomies.
Les roches jurassiques ont été plissées, pendant l’orogénèse de l’Atlas, sur de vastes distances ;
dans le centre de l’anticlinal déblayé, des calcaires et dolomies du Jurassique moyen apparaissent
à la surface caractérisant les zones Sud et Sud-ouest de la région d’étude.
Du point de vue hydrogéologique :
Le bassin versant de l’oued et Taht se caractérise par deux milieux hydrogéologiques étroitement
liés avec le contexte géologique :
- les formations détritiques constituées de sables argilo-limoneux, de poudingue et d’argiles
gréseuses à l’aval
- les formations carbonatées à l’amont
La circulation souterraine dans les dolomies doit être très faible comme paraissent l’indiquer les
débits très médiocres des forages localisés dans la région.
A cette circulation faible doit correspondre une karstification négligeable donc des réserves
statistiques peu importantes. L’extraction d’un débit substantiel par forage parait peu probable.
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