Géologie régionale
Domaine saharien
Le domaine saharien est situé au sud de l’Algérie alpine et appartient au Craton Nord-Africain.
Il comprend un socle précambrien sur lequel repose en discordance une puissante couverture sédimentaire, structurée au Paléozoïque en plusieurs bassins séparés par des zones hautes.
Sa génération résulte d’une succession de phases compressives et extensives depuis le Protérozoïque au Tertiaire.
Depuis 28 Avril 2005
au cours du Cryogénien, une phase d’accrétion se met en place avec la formation du Gondwana. La collision des cratons Ouest africain et Saharien entraine la formation de la chaîne panafricaine. De grands accidents décrochants Nord-Sud vont alors se mettre en place pour accommoder cette déformation, au sein du bouclier du Hoggar.
A 690-650 Ma
A partir de l’Ediacarien, les retraits des slabs associés au craton Ouest Africain et Saharien, vont entraîner l’effrondrement de la chaîne Panafricaine et l’ouverture des différents bassins de la plateforme saharienne. Ainsi vont successivement s’ouvrir d’Ouest en Est, les bassins de Tindouf/Reggane/Sbaa, puis les bassins de Ahnet/Timimoun, Oued Mya/Mouydir et enfin Berkine/Illizi.
A 650 – 470 Ma
A partir du Silurien Supérieur (Pridoli), la plateforme saharienne enregistre différentes phases compressives qui se mettent en place sur le pourtour de la zone. Elles résultent de la fermeture progressive des océans Iapetus puis Rhéic. Ainsi, la subduction de l’océan Iapetus entraîne la formation de la chaîne calédonienne, qui va se traduire par des inversions le long des failles normales au sein des bassins sahariens.
A 420 – 320 Ma
A partir du Carbonifère et jusqu’au Permien, la subduction de l’océan Rhéïc va entrainer la formation de la chaîne hercynienne, avec la collision entre le Gondwana et le Laurentia. Cette collision va entraîner la formation de la chaine de l’Ougarta et l’inversion le long des failles normales et des failles décrochantes. Ainsi l’ensemble de la plateforme se retrouve en compression. Cette phase sera marquée par une érosion majeure qui scellera les déformations (discordance hercynienne).
Les bassins du domaine saharien ont été générés suivant des mécanismes différents :
– Les bassins de Tindouf/Reggane/Sbaa, associés au craton Ouest africain, correspondent à une extension de la croute
supérieure et se développent le long de failles normales. Ce sont des bassins péricratoniques qui se localisent le long du bouclier Ouest Africain
– Les bassins de Ahnet/Timimoun, Oued Mya/Mouydir et Berkine/Illizi résultent de mouvements transtensifs le long des faillles nord-sud héritées de la chaîne panafricaine. Ainsi ces bassins de type pull-apart sont bordés par des failles sub-vérticales. Ils sont généralement étroits et localement profonds, et séparés par des hauts structuraux.
Ainsi, ces bassins vont présenter des géométries et des histoires tectoniques différentes au cours du temps et de l’activation ou non des différents segments de failles les bordant.
Bassins de Tindouf, Reggane et Sbâa, associés au Craton Ouest- Africain :
A l’Ouest, Tindouf et Reggane sont deux bassins péricratoniques qui présentent une géométrie façonnée par les mouvements du bouclier Reguibat, vieux de 2 500 Ma (Archéen) lors des différentes phases de déformation.
Bordés au Nord et à l’Ouest par la suture du Craton Ouest-Africain, ils sont séparés par l’ensellement de Bou Bernous où les séries préservées sont peu épaisses.
Au Nord, le bassin de Tindouf est séparé du bassin de Timimoun par la chaîne de l’Ougarta orientée N140° et composée de deux chaînons principaux enserrant un bassin perché (bassin de Sbâa), où l’ensemble des séries paléozoïques est préservé.
L’Ougarta se prolonge vers le Sud par l’affleurement de socle du Bled El Mas puis par l’Azzel Matti qui séparent le bassin de Reggane de l’Ahnet.
Tindouf et Reggane comportent principalement un remplissage paléozoïque et une série Mésozoïque pelliculaire ou absente.
Ce sont des bassins dissymétriques avec un flanc sud (Tindouf) et ouest (Reggane) remontant en pente douce vers les affleurements de socle et une bordure nord (Tindouf) et est (Reggane) aux formations très épaisses (base du Cambro-Ordovicien à plus de 5 000 m de profondeur) et déformée lors de la phase hercynienne avec création de plis étroits et alignés le long des bordures des bassins (EO au nord de Tindouf et N160° à l’Est de Reggane).
Enfin on notera que les formations de ces deux bassins sont envahies par des roches intrusives (dolérites, sills) dont la présence est généralement rattachée à l’ouverture de l’Atlantique nord au Lias.
Bassins de l’Ahnet, du Mouydir et d’Illizi au nord du Hoggar:
Ces bassins présentent des caractéristiques communes de bassins intracratoniques marquées par les hétérogénéités héritées du socle : localisés au nord du Hoggar, ils imagent le découpage de ce
dernier en grands panneaux nord-sud qui jouent en touches de piano, et dont l’âge varie entre le Paléo-Protérozoïque (2 000 Ma) et le Néo- Protérozoïque (600 Ma). Cet héritage hétérogène du socle résulte de la collision panafricaine de deux continents identifiés comme le craton Ouest-Africain et le craton Est Saharien.
Les formations paléozoïques remontent structuralement vers le Sud où elles affleurent en bordure du Hoggar (Tassilis) et les bassins sont latéralement limités par les prolongements des grandes failles découpant le socle auxquelles sont associés des axes hauts d’orientation principale NS.
Ces bassins s’approfondissent vers le Nord où ils sont prolongés sous le recouvrement mésozoïque par des bassins plus subsidents qui découpent la plateforme en un ensemble complexe, hérité de la structure du substratum et ayant rejoué lors de toutes les grandes phases de déformation au cours du Paléozoïque et du Méso-Cénozoïque.
On mentionnera ainsi d’Ouest en Est:
– Le bassin de l’Ahnet bordé à l’Ouest par le trend positif de l’Azzel Matti – Bled El Mas et à l’Est par l’accident d’Arak Foum Belrem se prolongeant vers le Nord par l’axe positif de l’Idjerane, puis par la Voute d’Allal : ce bassin se poursuit vers le Nord par le bassin de Timimoun dont les orientations principales passent progressivement de NS à N160° traduisant l’influence des chaînes de l’Ougarta à l’Ouest associées à la limite du Craton Ouest-Africain,
– Le bassin du Mouydir, compris entre les trends positifs d’Arak Foum Belrem Idjerane à l’Ouest et Amguid El Biod à l’Est. Au Nord, le Mouydir se prolonge par le bassin de l’Oued Mya où les orientations structurales tournent progressivement du NS au N30°,
Le bassin d’Illizi, situé entre les axes NS d’Amguid El Biod à l’Ouest et le Tihemboka à l’Est. Il se prolonge vers le Nord, au-delà du môle est-ouest d’Ahara par le Bassin de Berkine s’étendant également en Libye (Bassin de Ghadames) dans lequel les orientations principales sont N30°. La répétition de la configuration structurale de ces bassins souligne l’importance de l’héritage panafricain. La présence à travers l’ensemble de ces bassins des séries paléozoïques variant de faciès continentaux au Sud à des facies plus marins au Nord traduit une quasi permanence de la polarité proximale à distale au cours de l’ensemble du Paléozoïque.
Bassins de Timimoun, Oued Mya et Berkine
Ces bassins sont bien délimités dans leur extension spatiale par des axes anticlinaux bien marqués dans toutes les directions à l’exception de Berkine à l’Est limité par la frontière.
Vers le sud, les connexions avec les bassins adossés au Hoggar peuvent se faire par l’intermédiaire d’une zone haute telle que l’ensellement de Djoua entre Ahnet et Timimoun et le Môle d’Ahara entre Illizi et Berkine.
Ils s’approfondissent rapidement et peuvent comporter jusqu’à 5 000 m de série dans Timimoun et 6 000 m dans Berkine.
On mentionnera également la présence du recouvrement Mésozoïque sur ces trois bassins, pelliculaire sur le bassin de Timimoun, à l’exception de son extrémité nord au niveau du Sillon de Benoud. Les épaisseurs du Mésozoïque augmentent fortement dans le bassin de l’Oued Mya (3 000 m) et dans le bassin de Berkine (3 500 m). Enfin, à la base du Mésozoïque se développent des réservoirs gréseux triasiques sous une couverture salifère d’âge triasique à liasique qui constituent les éléments du système pétrolier des gisements de Hassi R’Mel au NE de Timimoun, de Haoud Berkaoui au coeur de l’Oued Mya et des principaux gisements du bassin de Berkine (trend Rhourde Nouss – Ourhoud – El Borma).
Bassin de Berkine
L‘histoire des bassins de Berkine et d‘Illizi est intimement liée jusqu‘au Dévonien et la mise en place définitive du Môle d‘Ahara qui sépare les deux bassins. Il existe une continuité sédimentaire observée au Silurien entre ces deux zones
Le bassin d‘Illizi, au Sud, contient des dépôts dits « proximaux » et le bassin de Berkine, plus subsident, au Nord, des dépôts dits « distaux ». En effet, les apports sédimentaires provenaient principalement du sud et du massif du Hoggar avec une faible vitesse de sédimentation estimée à 10 m/MA, typique des bassins intra-cratoniques.
Cadre géologique et structural :
L’histoire phanérozoïque du bassin de Berkine est marquée par une tectonique multi-phasée, bien distincte ; L’évènement structural majeur est la phase d’orogénie hercynienne : la fin du régime hercynien est marquée par une période d’émersion régionale, accentuée par un soulèvement au Nord dont une conséquence visible sont les hauts de Djeffara-Dahar. Le bassin de Berkine est le plus affecté par la tectonique hercynienne. Lui succède une période de rifting liée à l’émergence de la marge passive de la Téthys nord-africaine puis une phase d’extension durant le Lias et le Trias marquée par un basculement progressif vers le nord de la plate-forme paléozoïque sous-jacente.
Aspects stratigraphiques :
Le Paléozoïque du bassin de Berkine est caractérisé par une succession de cycles transgressifs et régressifs de second ordre dont les méga-séquences sont composées de dépôts gréseux extensifs principalement d’origine fluviatile et fluvio-deltaïque interstratifiés avec des intervalles d’argiles marines.
Ces cycles sont délimités par des discordances régionales (Discordance Infra-Tassilienne, Discordance Intra-Arenig, Surface d’érosion Glaciaire de l’Hirnantien, Discordance calédonienne, Base Frasnien). Ils comprennent tous un pic de transgression associé au développement régional d’argiles d’offshore, localement anoxiques et jouant comme couverture et/ou roche-mère.
Les dépôts continentaux du Trias recouvrent les biseaux Paléozoïques et constituent le meilleur réservoir du Bassin. Ils sont surmontés par une excellente couverture évaporitique d’âge triasique et liasique.
Bassin d’Illizi
Cadre géologique et structural :
Le bassin d’Illizi correspond à un bassin de plateforme stable, s’étendant sur 100 000 km ; sa couverture sédimentaire est d’une épaisseur moyenne de 3 000 m, essentiellement constituée de dépôts paléozoïques.
De nombreux évènements tectoniques ont affecté le bassin d’Illizi du Précambrien au Tertiaire. Les phases tectoniques de premier ordre à l’origine des failles et des discordances principales sont :
- Les évènements compressifs panafricains au Précambrien : à l’origine de profondes failles Nord-sud enracinées dans le socle et de leurs failles conjuguées
- Les mouvements hercyniens, du Carbonifère au Permien : ils se sont traduits principalement par une importante érosion et le basculement du bassin ; peu de jeux de failles ou de déformations structurales peuvent être datés de cette période contrairement à ce qui est observé dans les bassins du SO.
- Trias-Lias, l’ouverture de la Thetys puis de l’Atlantique Nord ont réactivé des failles normales antérieures au Sud et généré de nouveaux accidents plus au Nord dans la région de Rhourde Nouss et dans le bassin de Berkine.
- Au Crétacé, le déplacement du pôle de rotation de la plaque africaine a généré un serrage EO particulièrement aigu sur le môle d’Amguid El Biod et peu sensible au coeur du bassin d’Illizi.
- Au Tertiaire les phases compressives alpines ont réactivé les failles anciennes et remodelé les structures ;
la surrection importante du Hoggar a basculé le bassin vers le Nord lui donnant sa configuration actuelle
provoquant l’affleurement de l’ensemble des séries au niveau des Tassilis.
Aspects stratigraphiques :
Reposant sur un socle cristallo-métamorphique d’âge Précambrien (qui serait de même nature que celui du Hoggar), les séries sédimentaires constituant le bassin d’Illizi sont essentiellement d’âge Paléozoïque, enfouis au centre de la cuvette, et affleurant au Sud-Est et sur la marge méridionale du bassin au niveau des Tassilis ; L’épaisseur de celles-ci montre des variations du Sud (1 000 m à 1 500 m) vers le Nord (1 500 m à 2 000 m). Les dépôts du Mésozoïque sont à l’inverse érodés dans la moitié Sud et affleurent au centre du bassin formant une succession de falaises orientées Est- Ouest, où ces derniers, reposent en discordance sur les terrains d’âge Paléozoïque et leur épaisseur approche les 1 000 m.
Les dépôts du Tertiaire se développent principalement dans la partie Nord-Ouest du bassin et au niveau de la Hamada du Tinrhert ; le Quaternaire, quant à lui est représenté par des dunes marquant la limite méridionale du Grand Erg Oriental.