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.

- A 690-650 Ma : 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 650 – 470 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 420 – 320 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 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.

Carte montrant les éléments structuraux majeurs des différents bassins sahariens (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab).

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.

Coupe schématique traversant les bassins de la plateforme saharienne (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab).

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).

Charte chronostratigraphique à l’échelle des bassins sahariens algériens (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab).

1. 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.

Coupe schématique illustrant l’architecture des bassins d’Illizi-Berkine (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab).

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.

Charte chronostratigraphique des bassins Illizi-Berkine (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab)

Transect sismique avec habillage stratigraphique Nord-Sud traversant le bassin de Berkine.

2. 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.

Transect sismique Nord-Sud traversant le bassin d’Illizi (étude Alnaft, réalisée par Beicip-Franlab).

3. Amguid Messaoud :

D’une superficie totale de 157 793 km², le môle d’Amguid-Messaoud se distingue par différents éléments tectoniques délimitant un bassin où la colonne stratigraphique est plus ou moins complète.

Charte Chronostratigraphique d’Amguid Messaoud.

La zone Amguid-Messaoud est constituée de 3 éléments morpho-structuraux, à savoir ;

La ride de Hassi Messaoud, occupant la partie centrale ; l’éperon d’Amguid, situé plus au Sud ; et la voute de Touggourt, assurant la jonction avec le sillon de Melrhir

La région de Hassi Messaoud est localisée dans la partie centrale du Sahara algérien, connue pour ses puits productifs d’huile principalement dans les réservoirs cambriens. Plusieurs gisements ont été mis en évidence, à savoir El Agreb, Zotti, El Gassi, Rhourde El Baguel, Mesdar et le champ super-géant de Hassi Messaoud.

Les dépôts cambriens qui sont représentés par des grès et des quartzites sont les mieux connus et constituent d’importants réservoirs (Cambrien Ri, Ra).

Le réservoir ordovicien (quartzites de Hamra), érodé sous la discordance hercynienne et constituant l’auréole de Hassi Messaoud, est un play pétrolier d’un grand potentiel.

4. Bassin de Oued Mya- Mouydir :

Le bassin d'Oued Mya couvre une superficie de 5300 km², il se localise plus précisément dans la province centrale, et est limité au Nord par la zone haute de Djemaa-Touggourt, au Sud par le Bassin de Mouydir, à l'Est par le haut structural d'Amguid-El Bioud-Hassi Messaoud et à l'Ouest par la voute d'Allal. Les principaux éléments structuraux sont de direction N-S et NE-SO

La région d'Oued Mya est représentée par le Bassin triasique saharien, qui constitue un sous bassin de type intra-cratonique de la plateforme saharienne, Il forme une vaste dépression NE-SO. Dans la partie septentrionale de la plateforme (Oued Mya), la série sédimentaire type dont l'épaisseur peut atteindre 6000 mètres, présente des dépôts Paléozoïques souvent érodés jusqu’à l'Ordovicien et le Cambrien. Le Mésozoïque, discordant sur le Paléozoïque, est présent du Trias au Crétacé. Le Cénozoïque est représenté par une mince série détritique du Mio-Pliocène.

Schéma illustrant l’architecture du bassin Mouydir-Oued Mya.

Le contexte structural des bassins d’Oued Mya et du Mouydir est encore mal compris. Il est néanmoins acquis que le bassin a pu être affecté par 3 évènements structuraux majeurs :

-La phase de déformation Hercynienne,

- Le rifting et le break up de l’Atlantique central au Jurassique qui s’accompagne de l’émission des CAMP (dolérites). D’après les données thermo-chronologiques (Leprêtre,2015), cet épisode est suivi d’une période de refroidissement et donc d’exhumation. L’érosion se montre plus significative au sud du bassin d’Oued Mya.

- Une ou des phases de compression du Cénozoïque, accompagnées d’érosion.

5. Bassin de l’Ahnet Timimoun:

Cadre géologique et structural :

Le bassin de l’Ahnet-Timimoun se présente comme une dépression à remplissage essentiellement Paléozoïque, allant du Cambrien au Carbonifère. Le Méso-Cénozoïque y est incomplet et peu développé. Il est limité au Nord par le haut fond d’Oued Namous, à l’Ouest par la chaîne d’Ougarta, au Sud par le bouclier Touareg et à l’Est par la dorsale d’Idjerane-M'zab.

A l’Est et à l’Ouest, le bassin est délimité par des dorsales structurales ou des hauts d’orientation Nord-Ouest / Sud-Est qui sont principalement d’âge Hercynien mais qui ont également existé en tant que de légers hauts structuraux durant tout le Paléozoïque. L’Eperon de l’Idjerane forme la frontière orientale qui sépare cette zone du bassin de Mouydir, tandis que, le haut d’Azzel Matti correspond à la frontière occidentale qui individualise l’Ahnet du bassin de Reggane. Au Sud, le bassin de l’Ahnet est rattaché au grand massif du Hoggar.

Coupes géologiques régionales Est-Ouest des Bassins de Timimoun et Ahnet (d’après J. Craig - 2006)

Aspects stratigraphiques

La couverture sédimentaire est constituée par une série paléozoïque qui repose en discordance majeure sur le socle Précambrien. Son épaisseur peut dépasser les 4000 m. Elle correspond à une séquence épaisse de sédiments du Cambrien au Carbonifère fortement plissés et faillés pendant l’orogenèse hercynienne.

Les dépôts d’argile marine du Silurien reposent sur ceux compacts de l’Ordovicien. De même, l’intervalle d’âge Frasnien est représenté par des dépôts transgressifs marins organiques. Ces deux intervalles (Silurien inférieur et Frasnien) constituent les roches-mères de ces bassins.

 Une série légèrement déformée de sédiments du Mésozoïque et Cénozoïque qui repose en discordance angulaire sur les terrains du Paléozoïque.

Schéma illustrant l’architecture du bassin d’Ahnet-Timimoun.

6. Bassin de Bechar :

Le bassin de Bechar-Abadla est un bassin Permo-Carbonifère très subsident, dans sa partie centrale le Carbonifère peut atteindre les 6000 mètres d’épaisseur.

Les mouvements engendrés par la phase hercynienne ont perturbé l’architecture du bassin ; engendrant la remontée de l’anticlinal de Chebket Mennouna orienté Est-Ouest et qui a ainsi séparé la région d’Abadla au Sud de celle de Bechar-Kenadza au Nord ; donnant ainsi naissance à un bassin Mézo-Cénozoique de plus de 1200 m de sédimentations crétacés à alternance argilo-évaporitiques.

Les mouvements tectoniques atlasiques et même quaternaires ont créé des structures, des surfaces de décollement et redressé les couches jusqu’à la verticale le long de failles majeures proches de l’accident sud atlasique.

Les terrains anté-carbonifères sont structurés indépendamment des séries sus jacentes. Le Carbonifère est discordant sur le Dévonien.

Le carbonifère inférieur, montrant des variations en termes de faciès ; il est gréseux dans la partie sud du périmètre alors qu’ailleurs, il est soit flyshoïde, soit carbonaté sur les zones hautes où il constitue des mud mounds et des faciès subrécifaux. Les affleurements ont également révélé des paléo-chenaux gréseux namuriens discontinus.

Coupe géologique régionale Est-Ouest passant par le bassin de Bechar

Charte Chronostratigraphique du bassin de Bechar.

7. Le bassin de Tindouf:

Le bassin de Tindouf s’étend sur près de 50 000 km² ; Sur le plan géologique, c’est un bassin de type péri-cratonique, est présente une dissymétrie du flanc Sud à très faible pendage par rapport flanc nord, très redressé et fortement structuré, en relation avec une série de failles complexes de direction globale E-O et NE-SO.

Il est situé en bordure du craton Ouest africain, et est limité au Nord par l’Anti-Atlas et la chaine de l’Ougarta. A l’Est, il est séparé du bassin de Reggane par la zone haute de Krettamia- Bou Bernous, et sa limite Sud est représenté par la dorsale Réguibat.

La structuration du bassin témoigne d’une histoire tectonique profondément marquée par les événements hercyniens. Notant que ce dernier est affecté par de nombreuses intrusions tardifs, se présentant sous formes de sills et dykes de roches basiques (gabbros, dolérites, basaltes…) recoupant ainsi les formations précédentes. 

Coupe géologique régionale traversant le bassin de Tindouf

Aspect stratigraphique :

L’épaisseur des terrains Paléozoïques où se situent les principaux plays pétroliers, varie de 1500 à 8000 m, et évolue favorablement d’Est vers l’Ouest et du Sud vers le Nord. Ces dépôts sont recouverts en transgression par une mince couverture sédimentaire tertiaire (environ 130 m d’épaisseur).

Charte Chronostratigraphique du bassin de Tindouf.

Le remplissage du bassin est essentiellement d’âge paléozoïque reposant sur un socle gneissique Archéen,

Le Cambrien se présente en de puissante série quartiques à passées conglomératiques, avec quelques intercalations argileuses, celles-ci sont considérablement réduites au Nord.

 L’Ordovicien se caractérise par des dépôts fluviatiles au Sud et marins au Nord

Le Silurien est constitué d’une formation argileuse à graptholites, discordant sur les dépôts sous-jacents et montrant des variations d’épaisseur du flanc Nord au flanc Sud du bassin ; passant de 100 m au S à près de 800 m au Nord.

Les séries dévoniennes sont elles aussi très épaisses, se composant principalement d’argiles silteuses à intercalations carbonatés, ainsi que de fréquents sils doléritiques.

Le carbonifère présente une sédimentation à dominance marine se terminant par une série continentale et quelques intrusions doléritiques.

8. Bassin de Reggane :

Cadre géologique et structural :

Le bassin péricratonique de Reggane, d’une superficie de 140 000 km² est situé dans la bordure orientale du craton ouest-africain, voire à cheval entre ce dernier et un domaine dit panafricain situé plus à l’Est. La juxtaposition de ces deux domaines est le résultat d’une collision (600 Ma) conséquente de la fermeture d’un paléo-océan d’âge protérozoïque. Cet événement est connu à l’échelle du nord-ouest de l’Afrique sous le nom de Panafricain.

Coupe schématique montrant l’architecture du bassin de Reggane

Le bassin de Reggane présente un profil transversal dissymétrique, avec un flanc Nord-Est fortement redressé, très structuré, étroit et renfermant des anticlinoriums recelant des structures compartimentées de géométrie complexe, alors que son flanc occidental se présente comme un monoclinal à pendage doux. Il est séparé du bassin de Tindouf à l’Ouest par le môle de Boubernous.

 Il est bordé au Nord par les chaînes plissées de l’arc Ougartien, à l’Ouest et au Sud par le bouclier Reguibat. Il couvre une superficie de 140 000 km².

Chatre Chronostratigraphique du bassin de Reggane

Aspects stratigraphiques

La couverture sédimentaire est constituée par :

- Une série paléozoïque qui repose en discordance majeure sur le socle. Son épaisseur peut dépasser les 3000 m. Elle correspond à une séquence épaisse de sédiments Cambrien à Carbonifère fortement plissés et faillés pendant l’orogenèse hercynienne.

- De tels dépôts paléozoïques sont prédominants au Nord pour les séries siluriennes à Carbonifère, et au Sud pour les séries du Cambrien au Silurien. Le Précambrien consituant le substratum du bassin a été rencontré dans de rares puits.

- Une série légèrement déformée de sédiments Mésozoïques et Cénozoïques qui repose en discordance angulaire sur les terrains Paléozoïques.

9. Bassin de Sbaa :

Le bassin de Sbaa est situé dans la province centre-occidentale du Sahara algérien. Il est essentiellement constitué par des formations argilo-gréseuses paléozoïques allant du Cambro-Ordovicien au Namurien (épaisseurs maximales traversées par les sondages : 2000 m environ), surmontées par des terrains mésozoïques peu épais.

Charte stratigraphique du bassin de Sbaa

Sur une coupe SW/NE, traversant les bassins de Reggane, Sbaa et Timimoun. On y observe clairement des différences structurales fondamentales entre Sbaa et ses voisins. Le bassin de Reggane est bien une structure quasi monoclinale, définie par une faille majeure, orientée NW/SE, active dès le Cambrien jusqu’au dévonien supérieur, avec des épaississements très importants observés jusqu’à l’axe structural de Kahlouche. La chaine de l’Ouggarta apparait donc assez clairement comme l’inversion d’un rifiting cambrien au moment de l’orogénèse hercynienne. Le bassin de Sbaa apparait clairement comme anomalique, avec des épaisseurs réduites de toutes les séries paléozoiques, et une absence de présence de dépôts du dévonien inférieur. La partie sud-ouest du bassin de Timimoun (puits d’Oufrane et gara-Ouibet) comporte également une série de horst and grabben de rejet moyen, (1 à 2 km), avec une orientation majeure NW/SE, jusqu’à la structure d’Hassi Mahdjib, horst réactivé à l’hercynien, et bordant la dépression de la Gourara. Cella ci est définie par une faille de rejet très important, définissant une épaisseur de série pré cambrienne bien supérieure à ce que l’on peut observer sur les bassins d’Ahnet et de Reggane.

Coupe SW/NE, traversant les bassins de Reggane, Sbaa et Timimoun