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DOCUMENTS ET TRAVAUX
CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE
NUMERO 29
STRUCTURE CRUSTALE,
SUBSIDENCE MESOZOIQUE ET FLUX DE CHALEUR
DANS LES BASSINS NORD-SAHARIENS (ALGERIE):
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
de Mrs M. DAIGNIERES, C. JAUPART, A. PERRODON, J. FABRE, A. LESQUER et G.
VASSEUR.
pour obtenir cet ouvrage, veuillez adresser vos commandes au :
LABORATOIRE DE GEOPHYSIQUE
Service Documentation
Université Montpellier II - Sciences
34095 - MONTPELLIER CEDEX 5
France
STRUCTURE CRUSTALE. SUBSIDENCE MESOZOIQUE ET FLUX DE CHALEUR
DANS LES BASSINS NORD-SAHARIENS (ALGERIE):
APPORT DE LA GRAVIMETRIE ET DES DONNEES DE PUITS.
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,
- l'analyse des mécanismes à l'origine du bassin mésozoique et de son schéma d'évolution à partir de
l'étude de la subsidence tectonique dans 80 forages répartis à travers toute la partie nord-orientale de la
plateforme saharienne,
- l'analyse de l'état thermique actuel de cette plateforme et des implications géodynamiques éventuelles
sur la structure lithosphérique, à partir de la détermination du flux de chaleur dans 220 forages pétroliers.
Après la collecte et le traitement des différentes données (gravimétriques, diagraphiques, etc...), les résul-
tats sont cartographiés de façon systématique. Leur analyse permet de mettre en évidence d'importantes caracté-
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 compen-
sation 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 ultraba-
siques (faciès HP-BT), qui pourrait être interprétée comme une zone de suture intrapanafricaine, soutient l'hy-
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
l'évolution structurale du bassin sédimentaire. D'autre part, cette étude met en évidence l'empreinte d'une
remobilisation partielle de la croûte dans la partie septentrionale du bassin nord-saharien au cours de l'orogé-
nèse varisque et de sa partie orientale au cours de la distension au Crétacé Inférieur. De même, un certain nom-
bre de discontinuités transverses ENE-WSW a été reconnu. Ces linéaments qui affectent aussi bien le Craton
ouest-africain que la zone panafricaine pourraient être associées à d'anciennes discontinuités (Archéen?), à
caractère continental, dont la remobilisation lors des différentes phases tectoniques conditionne dans une cer-
taine mesure la mise en place et l'évolution structurale du bassin.
La tectonique et l'érosion, associées au contexte géodynamique de la fin du Paléozoique, ont créé, dans
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
l'origine de son initiation et d'expliciter son schéma d'évolution. Cette évolution est conditionnée par trois pha-
ses majeures:
- une
phase d'initiation au Trias à la faveur d'un mécanisme principal (bombement thermique-érosion-
contraction), 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'en-
semblede la plateformesaharienneest caractérisépar un fluxrelativementélevé(82 + 19MW.M-2) . valeurs
Les
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 basins of Algeria has three main objectives :
- the 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 implications for the geo-
dynamic state of the lithosphere 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 gravity anomalies (100 to 300 km) shows that the structure
of the Pre-Paleozoic basement underlying the basins is regulated by a Pan-African structurization
extending northwards as far as the Saharian Atlas. The existence of an area of positive anomalies,
locally associated to basic and ultra-basic rocks (HP-LT facies) which could be interpreted as
an intra-Pan-African suture zone, supports the hypothesis that the Pan-African belt was formed
by successive collisional 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 trending discontinuities have been observed.
These lineaments, which affect the West African craton as well as the Pan-African zone, could
be the relicts of old (Archean?) continental discontinuities ; their remobilization during later
tectonic phases partially regulates the evolution of the basin.
Tectonics and erosion related to the late Paleozoic geodynamics led to the formation of a
sedimentary basin in the northeastern Sahara in the early Mesozoic. The study of its tectonic
subsidence suggests mechanisms possibly responsible for its creation and evolution. This
evolution is characterized by 3 major phases :
- an
early Triassic initiation by a major mechanism (thermal buldge, erosion, contraction) res-
ponsible for 3/4 of the subsidence to which minor effects are added (magmatic intrusion,
metamorphism of the lower crust, extension).
- a Jurassic
phase with the initiation and development of several northern Atlas trenches related
to the extension associated 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 à tous ceux qui de près ou
de loin m'ont aidé à le réaliser:
- les
responsables de la SONATRACH (Division Exploration) 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,

-
Guy VASSEUR qui a bien voulu diriger cette thèse et avec qui j'ai beaucoup appris, tant
sur le plan scientifique que humain,
- Alain LESQUER avec qui j'ai beaucoup travaillé. Je tiens à dire que son amitié, sa
compréhension et son aide ont été déterminantes dans la finalisation de ce travail. Je tiens à le
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 DAUTRIA sur le terrain, qui s'est chargé
qui a accepté de m'accompagner
de l'analyse des échantillons du volcanisme d'Illizi et qui m'a appris les quelques notions de
pétrologie que je connais,
- Renaud CABY pour son aide amicale,
- Alexis MOUSSINE-POUCHKINE pour l'intérêt qu'il a porté à ce travail,

- Francis LUCAZEAU pour son aide amicale, Madame FAYNOT pour la frappe de ce
manuscrit et José MONTESINOS 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, Françoise, Huguette, Nadette,... merci.
- Je n'oublierai
pas de remercier ma femme et mon fils qui se sont privés de beaucoup pour
m'accompagner, 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 ............................................. 11
I. Introduction ..................................................................................................... 11
II. Chaîne Panafricaine ....................................................................................... 13
1. Les principaux domaines structuraux ........................................................... 14
1.1. La Chaîne Pharusienne ......................................................................... 14
1.2. Le Hoggar Central Polycyclique .......................................................... 15
1.3. Le Hoggar Oriental-Ténéré .................................................................. 15
2. Les molasses de la chaîne ............................................................................. 15
III. Bassins Nord-Sahariens .................................................................................... 16
1. Cadre structural général des bassins ............................................................ 16
2. Paléozoïque .................................................................................................. 19
2.1. Stratigraphie et Paléogéographie ......................................................... 19
2.1.1. Cambrien ..................................................................................... 19
2.1.2. Ordovicien .................................................................................. 19
2.1.3. Silurien ........................................................................................ 20
2.1.4. Dévonien ..................................................................................... 20
2.1.5. Permocarbonifère ........................................................................ 20
2.2. Tectonique paléozoïque ....................................................................... 21
3. Le mésozoïque nord-saharien ...................................................................... 22
3.1. Surface anté-mésozoïque ..................................................................... 22
3.2. Stratigraphie et Paléogéographie .......................................................... 24
3.2.1. Trias ............................................................................................ 24
- Trias 25
Supérieur : ..................................................................................
3.2.2. Jurassique .................................................................................... 25
- Lias ...................................................................................................... 26
-Dogger................................................................................................. 26
-Malm ................................................................................................... 27
- Néocomien-Barrémien ........................................................................ 27
- Albo-Aptien ......................................................................................... 28
- Cénomanien-Turonien ......................................................................... 29
- Sénonien .............................................................................................. 30
4. Cénozoïque .................................................................................................. 30
IV. Le Domaine Alpin .......................................................................................... 30
1. Les principaux domaines structuraux .......................................................... 30
2. Principales étapes structurales ..................................................................... 31
CHAPITRE III : ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES GRAVIME-
TRIQUES ..................................................................................................................... 35
I. Introduction ..................................................................................................... 35
II. Bref rappel historique ....................................................................................... 36
III. Description et origine des données .................................................................. 37
1. Fichiers de valeurs aux stations ................................................................... 37
2. Cartes d'anomalie de Bouguer .................................................................... 37
3. Comparaison et homogénéisation des fichiers ............................................ 39
3.1. Passage dans le système international IGSN-71................................. 39
3.2. Transformation des valeurs du champ de pesanteur théorique ........... 40
3.3. Comparaisons des différents fichiers ................................................. 40
3.4. Les problèmes liés aux densités de correction de plateau ................... 41
IV. Carte gravimétrique d'Algérie ......................................................................... 42
1. Etablissement de la carte ............................................................................. 42
2. Les grands domaines gravimétriques .......................................................... 43
CHAPITRE IV: ETUDE DES ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES
AU SOCLE PRECAMBRIEN ..................................................................................... 46
I. Anomalie de Bouguer .......................................................................................... 46
3
1. Etablissement d'une carte d'anomalie pour les densités 2.5 et 2.67 g.cm -3
...............................................................:..................................................... 46
2. Les principaux domaines gravimétriques des bassins sahariens ................... 48
2.1. Domaine de Reggane-Azzel Matti ....................................................... 48
2.2. Domaine de Timimoun-Ahnet ............................................................. 48
2.3. Domaine de Rharbi-Berriane ............................................................... 48
2.4. Domaine médian du Mouydir-Oued Mya ............................................ 50
2.5. Domaine du Nord-Est Saharien ............................................................ 50
2.6. Domaine oriental d'Illizi ...................................................................... 50
II. Anomalie de Bouguer corrigée de l'effet du remplissage sédimentaire ............ 51
1. Morphologie du bassin sédimentaire ............................................................ 51
2. Distribution des densités ............................................................................... 52
3. Calcul de l'effet sédimentaire ....................................................................... 55
4. Anomalies associées à la structure du socle précambrien ............................ 57
4.1. Domaine de Reggane-Azzel Matti ....................................................... 60
4.2. Domaine de Timimoun-Ahnet ............................................................. 62
4.3. Domaine médian du Mouydir-Oued Mya ............................................ 64
4.4. Domaine de Rharbi-Berriane ............................................................... 68
4.5. Domaine du Nord-Est Saharien ............................................................ 71
4.6. Domaine oriental d'Illizi ...................................................................... 73
ni. Considérations sur les relations entre l'anomalie isostatique et la structure
profonde .................................................................................................................. 78
IV. Conclusion de l'étude gravimétrique ............................................................... 82
CHAPITRE V: METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE .............................. 87
I. Introduction ........................................................................................................ 87
II. Méthode d'étude de la subsidence ..................................................................... 88
1. Définition de la subsidence ............................................................................ 88
2.2. Evaluation des facteurs intervenant dans le calcul .................................... 91
2.2.1. Echelle chrono-stratigraphique ..........................................................- 911
2.2.2. Compaction des sédiments ................................................................ 92
a. Mécanismes de compaction ............................................................... 92
b. Les lois de la porosité ........................................................................ 93
c. Calcul de décompaction des sédiments .............................................. 96
2.2.3. Paléoprofondeur de dépôt .................................................................. 97
2.2.4. Variations eustatiques ....................................................................... 98
2.2.5. Lacune et érosion .............................................................................. 100
2.2.6.Erreurs et incertitudes ......................................................................... 100
III. Données utilisées .............................................................................................. 102
CHAPITRE VI : EVOLUTION SPATIO-TEMPORELLE DE LA SUBSIDENCE
....................................................................................................................................... 104
I. Courbes de subsidence ....................................................................................... 104
II. Répartition des taux de subsidence tectonique .................................................. 105
1. Au cours du Trias (245-208 Ma) .................................................................. 106
" 2. Au cours du Jurassique (208-144 Ma).......................................................... 107
. 3. Au cours du Crétacé (144-66 Ma)................................................................ 110
III. Subsidence tectonique cumulée .................................................................... 114
CHAPITRE VII : CONTEXTE GEODYNAMIQUE DU NORD-OUEST AFRI-
CAIN ET MECANISMES DE LA SUBSII7ENCE..................................................... 118
I. Contexte géodynamique du Nord-ouest de l'Afrique........................................ 118
1. Evolution au cours du Permo-trias ................................................................ 118
2. Evolution au cours du Jurassique .................................................................. 120
3. Evolution au cours du Crétacé-Eocène ......................................................... 121
II. Généralités sur les mécanismes de la subsidence .............................................. 122
1. Modèles thermiques ..................................................................................... 123
1.1. Erosion de la croûte supérieure ............................................................ 123
1.2. Métamorphisme .................................................................................... 123
= 1.3. Intrusion crustale .................................................................................. 124
2. Modèles tectono-thermiques ......................................................................... 124
2.1. Distension homogène ........................................................................... 124
2.2. Distension non homogène .................................................................... 125
III. Mécanismes possibles dans le cas du bassin du Nord-est Saharien ........... 125
1. Phase triasique : initiation du bassin ............................................................. 126
1.1. Bombement thermique ......................................................................... 126
1.2. Erosion superficielle ............................................................................. 128
1.3. Autres mécanismes de subsidence ....................................................... 131
1.4. Apport de la gravimétrie et conclusion partielle .................................. 132
2. Influence de la structuration des gouttières atlasiques .................................. 132
2.1. Initiation de la subsidence .................................................................... 133
2.2. Influence sur l'évolution du bassin saharien ........................................ 134
3. Les phases du Crétacé ................................................................................... 138
IV. Conclusion de l'étude de la subsidence ............................................................ 140
CHAPITRE VIII: DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE .. 145
I. Introduction ......................................................................................................... 145
II. Généralités sur le flux de chaleur ....................................................................... 146
1. Définition ................................................................................................. 146
2. Flux de chaleur en domaine continental ....................................................... 146
2.1. Relation avec l'âge de la lithosphère et l'épaisseur crustale ...... 146
2.2. Production de chaleur de surface ......................................................... 146
2.3. Décomposition du flux de chaleur en domaine continental ........ 147
3. Phénomènes perturbateurs ............................................................................ 148
3.1. Circulation d'eau superficielle ............................................................. 148
3.2. Erosion et sédimentation ...................................................................... 148
3.3. Topographie accidentée ........................................................................ 148
3.4. Variations paléoclimatiques et climatiques .......................................... 148
III. Données du flux de chaleur .............................................................................. 149
1. Données de température ................................................................................ 149
2. Estimation des conductivités thermiques ...................................................... 154
IV. Article "Mise en évidence d'importantes variations du flux de chaleur en
Algérie ................................................................................................................... 157
CHAPITRE IX : FLUX DE CHALEUR ET IMPLICATIONS GEODYNAMI-
QUES .......................................................................................................................... 169
I. Introduction ....................................................................................................... 169
II. Article: Geophysical and petrological evidence for the presence of an "ano-
malous" upper mantle beneath the Sahara basins (Algerïa)................................... 170
IH. Conclusion sur l'étude du flux de chaleur ........................................................ 183
CHAPITRE X: CONCLUSION GENERALE .......................................................... 189
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES ..................................................................... 197

A NNEXE _
................................................................:..................................... 211
INTRODUCTION GENERALE
7 INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I:
INTRODUCTION GENERALE
La Plateforme saharienne,limitée au sud par le bouclier du Hoggar et au nord par l'Atlas

saharien appartenant au domaine alpin, est caractérisée par l'existence d'importants bassins
sédimentaires intracratoniques, connus pour les gisements d'hydrocarbures 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
stratigraphique et sédimentologique, 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,
.
d'importants événements tectono-thermiques ont affecté le nord-ouest de la plaque africaine
(chaîne atlasique au nord et bombement du 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 est-
africain, témoignent de l'existence de phénomènes tectoniques profonds et récents dont la
signification et l'extension ne sont pas connues.
L'existence d'un volume important de données géophysiques (sismiques, gravimétriques,

diagraphiques) et géologiques (forages,etc...), provenant des nombreux travaux pétroliers, offre
l'opportunité d'une étude de synthèse à l'échelle régionale permettant:

- la structure du socle précambrien sous la couverture sédimentaire afin d'ap-
d'explorer
préhender sa nature et de dégager l'empreinte des différentes phases tectoniques majeures
qui ont affecté le nord-ouest de la plaque;
- de préciser les mécanismes
prépondérants qui ont pu guider la mise en place des bassins
et conditionner leur évolution ;
8 INTRODUCTION GENERALE
" thermique actuel afin de disposer d'un

- d' analyser l'étàt paramètre géophysique important,
en liaison directe avec la structure profonde actuelle.
Ce mémoire comprend, après un chapitre d'introduction générale et un autre consacré au

.
cadre géologique, trois parties :
- 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 continuitéet l'analogie des signatures gravimétriques entre le domaine sédi-
mentaire au nord et le socle du Hoggar au sud où les anomalies gravimétriques montrent
une corrélation directe avec les affleurements (Bourmatte, 1977 ; Caby et a .1, 1981 ) ;
- 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;
:.,ri
- 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 Le chapitre X correspond à la conclusion de ce mémoire.
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
11 CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
CHAPITRE II:
CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
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
majeures ont pris fin soit à l'Archéen
(bouclier Reguibat), soit au Protérozoïque (chaîne panafricaine) ou exceptionnellement
au Mésozoïque (chaîne de l'Ougarta).
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.
' �
La topographieactuelle 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 au nord et du Hoggar au sud.
Figll.2 : Carte topographique schématique de l'Algérie. Les principales villes sont indiquées par des initiales:
Ad= Adrar, Am= Amguid. As= Ain Sefra. Be= Béchar, Bi= Biskra, Eg= El Goléa. Gd= Ghadamès. Gh=
Ghardaia, IL= Illizi, IS= In Salah, Lg= Laghouat, Or= Oran. Ou= Ouargla, Rg= Reggane, Ta= Taman-
rassei, Tf-- Tindouf, Tg= Touggourt, Tm=Timimoun.

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
l'orogénèse Panafricaine
à 600 Ma (Fig.n.3). Le socle ancien affleure au niveau du bouclier
Reguibat (socle éburnéen) et du bouclier Targui (socle panafricain).
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.
La chaîne Panafricaine qui affleure actuellement dans le bouclier Targui représentait une
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 du C.O.A d'âge Protérozoïque Supérieur
et les gneiss panafricains, formés à partir de roches plutono-volcaniques et du socle ancien
remanié. La présence de matériel d'origine profonde (basaltes, gabbros, harzburgites, etc...)
témoigne de l'existence d'un domaine océanique anté-collision (Caby et al., 1989). La zone
de suture est également définie par un chapelet d'anomalies gravimétriques positives, associées
aux massifs basiques qui la jalonnent (Bayer et Lesquer, 1978).
1. Les principaux domaines structuraux

Au niveau du bouclier Targui, la chaîne Panafricaine est dominée par l'existence
d'importants accidents subméridiens qui délimitent les principaux domaines structuraux
suivants (Fig.IL3).
.�1.,1. La Chaîne Pharusienne

A l'ouest, la chaîne Pharusienne est caractérisée par d'importantes accumulations
volcano-détritiques d'âge Protérozoïque moyen et supérieur, associées à du plutonisme
calco-alcalin. On y distingue notamment:
a - la zone du Tilemsi : située à l'ouest de l'Adrar des Iforas; cette zone comporte des
séries volcaniques (basaltes, dacites, andésites), une épaisse série volcano-détritique et
de larges volumes de roches plutoniques (gabbros, microdiorites, diabases et grano-
diorites). 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 : dont le socle, affleurant

au Tassendjanet, est
d'âge Ebuméen (2000 Ma); il est formé de divers granites injectant une série plus
ancienne. Au dessous, on distingue 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,
volcano-détritique et épaisse de 6000 m environ qui est conservée dans le vaste syn-
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.
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 oro-
génique 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 pana-
fricaine. 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 correspond à la période où la chaîne surgit et a été érodée
(Fabre, 1976). Les produits de démolition, constituant des séries intermédiaires entre les
formations orogéniques et celles de plateforme d'âge Paléozoique, vont se déposer dans des
zones subsidentes, généralement en distension. Ces molasses ont été attribuées au Cambrien
ou à l'Infracambrien (quand elles ne sont pas fossilifères). En affleurements, les principales
molasses dans le bouclier Targui sont:
- 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 for-
mation 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

est associée à un fonctionnement 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
époque (Fabre, 1976 ; Caby �, 1981).
III. Bassins Nord-Sahariens
Après la pénéplanation cambrienne, les différentes séries sédimentaires, essentiellement

détritiques à faciès marin ou continental, se déposent sur l'ensemble de cette nouvelle plate-
forme, donnant naissance à d'importants bassins sédimentaires au Paléozoique et également
au Mésozoique.
1. Cadre structural 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 à la limite entre le Craton
paléozoïque plissé de l'Ougarta,
Ouest-africain 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, comprenant les dépressions du Mouydir au sud et de

* l'Oued Mya au nord, cette dernière résultant essentiellement de l'histoire 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 à l'ouest par l'accident du 4.50' qui sépare
au sud deux compartiments différents de la chaîne panafricaine : le Pharusien à l'ouest
et le Hoggar central à l'est (Caby et al., 1981);
- la synéclise est-algérienne qui comprend la terrasse structurale d'Illizi au sud et la

,{" dépression de Ghadamès au nord, constituant le bassin carbonifère algéro-libyen;
1
� "I 17� 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 respectivement A, B et C sur la figure IL4 - fortement érodées au Permo-
carbonifere, parfois jusqu'au socle rhyolitique précambrien, et formant le paléo-Anti
..
Atlas;
- 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.
2. Paléozoïque
2.1. Stratigraphie et Paléogéographie
Il est difficile de décrire en quelques pages tous les éléments qui permettent de com-
prendre la paléogéographie et la stratigraphie d'un aussi vaste domaine, tant ces éléments
sont nombreux et variés. Les grands traits, parfois extrêmement simplifiés, sont tirés de
l'ouvrage de Fabre (1976).
2.1.1. Cambrien
Le Cambrien s'est déposé, au niveau du Craton Ouest-africain, sur une couverture

sédimentaire d'âge Précambrien (1000-700 Ma) et, au niveau de la zone panafricaine, soit
sur un socle métamorphique granitique, soit sur des séries molassiques.
Il est représenté par une série d'alternance de grès quartzitiques et d'argiles parfois
microconglomératiques. Son âge n'est bien précisé nulle part; cependant, sa limite supé-
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 continentales et molassiques. L'ensemble peut être très épais,
notamment dans les sillons subsidents associés au rejeu des fractures du socle.
2.1.2. Ordovicien
Sa surface de base est constituée par une pédiplaine presque parfaite. Il représente le
début de la véritable transgression généralisée du Protérozoïque. On le subdivise en trois
ensembles assez distincts :
- OrdovicienInférieur (Trémadoc-Arénig Inférieur) : il est composé d'une suc-
cession 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 il est transgressif sur les
Moyen (Arénig Supérieur-Caradocien) :
termes antérieurs, sa limite inférieure scellant les derniers gauchissements de la dalle
panafricaine. Il est représenté par des quartzites, des grès à passées argileuse ou micro-
conglomératiques et des argiles. Cette formation est caractérisée par une extraordinaire
uniformité à travers la plateforme saharienne et correspond à une transgression marine avec
un apport terrigène important.
- Ordovicien (Caradocien cette unité est
supérieur supérieur-Llandovérien) :
représentée par une importante formation glaciaire. La calotte glaciaire s'étendait dans le
Sahara méridional (Beufetal.. 1971). Au nord, les dépôts sont périglaciaires à marins. La
limite inférieure scelle une tectonique taconique qui se traduit par des plissements, des
discordances et des rejeux de fractures du socle panafricain.
2.1.3. Silurien .
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 : la lithologie est essentiellement argileuse et argilo-gréseuse à
faciès fins, devenant 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
Moyen : il est constitué principalement de calcaires parfois dolomitiques
et d'argiles et est relativement peu épais (100 à 300 m). Il correspond à la période du
maximum de la transgression marine vers l'est, permettant ainsi l'édification de formations
récifales dans l'Ahnet et le Gourara.
- 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
partie sommitale, plus gréseuse et silteuse, marque le début de la régression. Cette période
correspond au maximum de la subsidence dans la Saoura. L'ensemble est riche en faune
marine présentant des affinités lointaines (américaines, européennes, ...) différentes d'une
province à une autre.
De façon générale, le Dévonien est marqué par de nombreux, mais faibles rejeux de
failles du socle qui se traduisent par la formation de horsts et le creusement de sillons
subsidents (Anti-Atlas, 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.
- CarbonifèreInférieur : 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 interrompu au profit du dépôt de carbonates. Les variations latérales sont
importantes. 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. Dans l'ensemble,
le régime est plus ou moins lagunaire au début, devenant marin à partir du Viséen. Les
apports viendraient du nord où commence à s'édifier la chaîne Hercynienne.
- Carbonifère il se compose de calcaires, et de
Supérieur : principalement d'argiles
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 est surmonté parfois par des formations argilo-gréseuses parfois

gypseuses ou carbonatées, déposées dans un milieu fluviatile dont le matériel semble
provenir de ladestruction 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 sont recouvertes au sud de Béchar (Abadla) par des coulées basaltiques
doléritiques, intercalées entre celles-ci et les hamadas tertiaires. Ces dolérites sont proches
des ophites remontées par les diapirs triasiques en Algérie du Nord et sont probablement
d'âge permo-triasique ou même liasique.
2.2. Tectonique 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 et la zone panafricaine, le sillon
subsident de l'Ougarta subit d'importants bombements et flexurations accompagnés de plis
qui sont à associer soit aux grands décrochements, soit à l'interférence entre les directions
de déformations NNW-SSE et NNE-SSW. Les raccourcissements observés sont cependant

faibles (quelques %) et l'évolution 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 est
exagérée par la plasticité des épaisses séries argileuses. Vers l'est, on observe à la limite des
fractures majeures qui ont été remobilisées en décrochement la formation de plis dissymé-
triques (flanc oriental du môle d'Amguid-El Biod). L'âge de ces déformations serait Permien
Supérieur. D'autre part, deux bombements 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 au nord et le môle N-S d'Amguid-El Biod (Fig.H.5). La
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, chacun ayant son propre faciès : Tindouf, Reggane, Béchar et Ghadamès.
3. Le mésozoique nord-saharien
3.1. Surface anté-mésozoïque
Dès le début du Mésozoïque, d'importantes séries sédimentaires se déposent, notam-

ment dans le nord-est de la plateforme saharienne, s'étendant progressivement à partir du
Jurassique et surtout du Crétacé vers le sud et le sud-ouest. Cette sédimentation 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 de cette surface anté-Mésozoïque, illustrée sur la figure IL7, est marquée
.
principalement par les unités majeures suivantes:
- deux surrections fortement érodées: le môle NS d'Amguid-El Biod et le bourrelet EW
de Djerba-Berriane-Rharbi, constituant le Hoggar du nord,
- deux bassins carbonifères à l'ouest et celui de Ghadamès
épais: celui de Béchar-Timimoun
ici�
à l'est.
Figll.6 : Schéma géologique du Sahara au débui du Mésozoique (d'après Fabre 1976).

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, le Mésozoïque saharien n'affleure que partiellement en

périphérie du bassin (Tinhert et Sud Tunisien) (Fig.II.1 ). Il est surtout connu à partir des
nombreux forages d'exploration pétrolière. Il se caractérise par une remarquable variabilité
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 Busson (1972) et Fabre (1976) et s'appuie sur les récentes études
de SONATRACH (Rapports internes, 1980).
3.2.1. Trias
- Trias
Inférieur-Moyen :
Il est essentiellement argilo-gréseux et représente la première phase de transgression

mésozoïque ; son extension, limitée au NNE de la plateforme saharienne, se fait progres-
sivement vers le sud et le sud-ouest. Il correspond à la formation d'un immense delta, très
plat, ouvert sur la mer au NE (Fabre, 1976). Pendant la même période, des émissions
volcaniques sous forme de coulées andésitiques aériennes et phréatiques se produisent. Ces
coulées s'apparentent aux ophites d'Algérie du Nord, remontées par les diapirs salifères
du Trias (Bossière, 1971).
- 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 un milieu de dépôt évaporitique et confiné
dominant tout le nord-ouest de l'Afrique.
FigJ/,8 : Répartition des principaux faciès du Trias (d'après Busson 1971 )et extension vers le sud des zones palyno-
logiques. 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
"
- Lias
Sa limite inférieure, par le repère dolomitique "Horizon B", n'est pas

constituée
synchrone partout et pourrait se situer dans le Lias Inférieur (Achab, 1970). Son extension
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.
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 marine qui a marqué cette période devient plus perceptible au sud du
bassin. Néanmoins, 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 se retrouve dans la
province septentrionale du domaine. Vers le sommet, cette série devient quelque peu
gréseuse et anhydritique, ce qui traduit une certaine instabilité de la paléogéographie au
cours de cette période (Fig.n. 11).
Figl].1] : Répartiliondesfaciès auCallovien-O;ifordien-KimméridjiendansleNord-estsahariend' après Busson ( 1971).

[tiré de Fabre 19761.
3.2.3. Crétacé
- Néocomien-Barrémien
Le Néocomien qui comprend par endroit (domaine septentrional) une partie du
Jurassique Terminal se caractérise par une épaisseur homogène sur l'ensemble de la pla-
teforme (- 300m), augmentant brusquement vers le nord au niveau des zones atlasiques (�
700 m). Là, la sédimentation est marno-calcaire, associée à des argiles et à des anhydrites;
elle évolue vers l'ouest en argiles gréseuses, vers l'est en argiles, carbonates et anhydrites
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.
� ,; ' - 28 CADRE GEOLOGIQUE GENERAL
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.
Figll.l2 : Répartition desfaciès au Jurassique terminal-Néocomien dans le Nord-est saharien d'après Busson (1971 ),
(tiré de Fabre 1976J.
- Albo-Aptien
Pour les pétroliers, l'Aptien est réduit à la dalle argilo-dolomitique qui surmonte les
grès attribués au Barrémien. Ainsi, d'après certains auteurs, les sédiments d'âge Aptien
Inférieur sont soit compris dans les grès barrémiens, soit absents et la dalle aptienne ne
représenterait que le terme supérieur. Cette barre dolomitique ou argilo-dolomitique est
caractériséepar une épaisseur remarquablement uniforme sur l'ensemble de la plateforme
(20 à 30 m). Elle devient gréseuse vers la périphérie du bassin. Au NE, dans la fosse
constantino-tunisienne, l'Aptien devient beaucoup plus important. Quant au régime de
sédimentation, il est marin dans le domaine nord-oriental et lagunaire sur la plateforme. La
lacune observée au niveau de la zone d'El Biod-El Gassi témoigne d'une tectonique
intra-aptienne (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 au SW, deltaïque vers le centre oriental
et devient marin peu profond vers le nord.
FigJl.13 Rfpartition
: à l'Alb�n.
des faciès ), de Fabre/976J.
dansleNord-estsahariend'aprèsBasson(1971 [tiré
- Cénomanien-Turonien
Le Cénomanien comprend avec quelques interca-

un premier terme argilo-gypsifere
lation 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, assez homogène au niveau de la plateforme (100-150 m), augmente
rapidement vers le Constantinois et l'Atlas Tellien (1000-1500 m) (Fig.n.14).
Le Turonien, parfois difficilement dissociable 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].
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 premier terme argilo-gréseux au sud-ouest et lagunaire avec quelques
intercalations marno-carbonatées au nord et à l'est. Cette série se biseaute vers le NW au
niveau de l'Atlas Saharien et au sud-est (Dahar Tunisien).
L'ensemble supérieur, représenté par des calcaires, dolomies et craies, correspond à

un régime d'influence marine. Son extension est limitée à la partie orientale du bassin.
1
4. Cénozoïque
Au niveau de la plateforme saharienne, le Cénozoïque comprend l'Eocène Inférieur à
Moyen, représenté essentiellement par des carbonates, et une série régressive argilo-gréseuse
attribuée au Mio-Pliocène sans aucun argument paléontologique véritable (Busson, 1972).
Il semble que l'existence d'un ensemble paléocène ait été prouvée dans les Aurès et le
Tinhert Oriental (Fabre, 1976).
IV. Le Domaine Alpin

Ce segment d'Algérie du Nord appartient à la chaîne des Maghrébides qui s'étend du
Maroc à la Sicile-Calabre. Cette chaîne dont la structuration s'est effectuée au Crétacé et au
Tertiaire fait partie d'un ensemble de segments orogéniques qui borde le pourtour de la
Méditerranée occidentale (Fig.II.15).
Le domaine méditerranéen d'Algérie comprend ce segment appartenant au Maghrébides
et son avant-pays, 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, on distingue les principaux ensembles structuraux
suivants : .
- Domaine tellien : le Tell comporte essentiellement, au-dessus d'une base gypsifère
triasique, des nappes de charriage à matériel de nature flyshoïde ou carbonatée du Crétacé-

Paléogène. Il comporte aussi des unités rigides compétentes qui montrent d'importants
déplacements.
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 en Algérie,
il comprend les Hauts-Plateaux, le Hodna et le
préatlasique :
Sud-Constantinois, constitués essentiellement de séries carbonatées très rigides, affectées par
la tectonique cassante et des plissements. Ces dalles rigides chevauchent l'avant pays de la
chaîne, notamment à l'est (Vila, 1980).
- Domaine il comporte l'Atlas Saharien et les Aurès-Némentcha, formés
atlasique :
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 de cet ensemble

peuvent être résumées très succinctement comme suit :
- A
partir du Moscovien : décrochements et coulissages 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).
- Limite Trias-Lias : distension et début des coulissages sénestres, associés à l'ouverture

de la Téthys et de l'Atlantique Central (Dercourt 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 : autre phase de compression qui se traduit également par une schistosité, un
métamorphisme daté 85 ± 2 Ma et un début d'écaillage (Laville et al., 1977).
- Phase c'est à cette période que l'Atlas et les Aurès acquièrent
pyrénéo-atlasique :
l'essentielde 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
de l'Eocène Moyen (Guiraud et a .1,, 1987).
D'autres phases moins générales vont se succéder au Miocène Inférieur (charriage et
schistosité dans le Tell), vers 25 Ma (volcanisme calco-alcalin en bordure de plaque) et au
Tortonien (mise en place de nappes).
ETUDE DU SOCLE PRECAMBRIEN SOUS
LES BASSINS SAHARIENS
A PARTIR DE LA GRAVIMETRIE
35 ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
. CHAPITRE III :
ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNEES
GRAVIMETRIQUES
I. Introduction
Les différentes études gravimétriques effectuées sur le bouclier Targui ont mis en évi-
dence d'importantes anomalies gravimétriques associées à la structure et la nature du socle
panafricain (Bourmatte, 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
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 d'âge essentiellement paléozoïque
supérieur à moyen (Fig.IL3 et IL4).
Sous la couverture sédimentaire, souvent épaisse (4 à 5 km), la nature du socle pré-
cambrien n'est pas connue ; quelques dizaines 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.
L'importance des directions 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. Il est certain
que cette structuration du socle a conditionné la mise en place et l'évolution des bassins
sédimentaires, 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 gravimétrique:
- les variations et de densité des sédiments; la morphologie du bassin et la
d'épaisseur
distribution des densités étant connues, cet effet peut être évalué;
- les
hétérogénéités de densité dans la croûte supérieure;
- les variations de densité dans la croûte
profonde et le manteau supérieur.
Le présent travail qui a essentiellement pour objectif l'étude de la structure crustale
comporte les étapes suivantes :
- réalisation d'une carte gravimétrique à partir des différentes données dis-
homogène
ponibles,
- correction de l'effet de la couverture sédimentaire,
- élaboration d'un schéma structural sur la base de l'analyse du champ de
qualitative
pesanteur ainsi obtenu et interprétation quantitative 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 sous forme de valeurs aux stations et/ou de cartes d'ano-
gravimétriques
malies de Bouguer,
- 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 dif-
férents levés effectués jusque là, a établi une carte gravimétrique de l'ensemble de l'Algérie,
regroupant toutes les données existantes.
Depuis, d'autres levés ont été menés, notamment dans le Hoggar (ORSTOM, IMPGA,
CGGM et CRAAG) et dans l'Erg Oriental, l'Oued Mya et l'Ahnet (SONATRACH). Il subsiste
cependant certaines régions "vierges", particulièrement celles de l'Erg Chech-Bou Bernous,
des Eglab et du nord Hoggar.
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 homogènes.
* Fichiers du Bureau Gravimétrique International (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 entre 1956 et 1959. A ceux-ci, vient s'ajouter un autre fichier
comprenant quelques 760 stations relatives à de grands profils de reconnaissance établis
par Lagrula (1959). L'ensemble de ces données est rapporté dans le système international
IGSN.71. ,.
* Fichiers SONATRACH
Il comprennent 1420 stations provenant de deux études de petite reconnaissance dans

la dépression 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 de ces données couvre la zone du bouclier Targui, la partie sud de la

plateforme saharienne et l'Algérie 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 la carte gravimétrique de
synthèse dressée par la CPA (1960) (Fig.III.1 ).
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 gravi-
métriques de la CPA (1960) et de la SONATRACH(1977-1980).
Cette carte, établie à une échelle de 1/2.000.000 et avec une équidistance de 1 mgal
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, effectuées essentiellement
par la CGG entre 1949 et 1960. Toutes les corrections ayant été effectuées et l'altitude
déterminée avec soin, la précision de l'anomalie de Bouguer est estimée en moyenne à 0.2
mgal. La CPA, en tant que maître d'oeuvre principal de ces études, disposait de tous les
documents et données nécessaires pour établir une carte d'ensemble assez précise et surtout
homogène. Les levés sont rapportés au réseau de base CGG pour l'Algérie qui comporte
un certain nombre de points de rattachements au réseau de base établi par Lagrula.
A notre niveau, l'erreur principale est à rapporter au facteur d'échelle et à l'interpo-
lation. 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 recon-
naissance (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 princi-
palement 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):
40 ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNES
g(Martin) = g(Lagrula) + 0.00050 + 0.000173*[g(Lagrula) - 978,500] en gals.

Ainsi, la transformation des mesures rattachées au réseau Lagrula dans le système
IGSN-71 doit s'effectuer selon l'expression suivante au niveau de chaque base de rat-
tachement 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 sont obtenues sur la base
d'un champ théorique go calculé à partir des constantes du système IGF ( 1931 ):
=
go 978.049,00*( 1 + 0,0052881. sin2 � - 0,0000059. sin2 2�)
Les données communiquées par le BGI sont exprimées sur la base d'un champ de
pesanteur go calculé avec les constantes du système géodésique de référence de 1967
adoptées par l'IGSN (1971) :
= + 0,0053024.
go 978.031,85 *( sin 2 0,0000058. sin2 2�)
La différenceentre 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. Quant aux autres levés, ils sont globalement
cohérents et ne présentent entre eux que peu d'écarts (0.2 à 0.6 mgals).
Les écartsentre les levés communiqués par le BGI et ceux effectués par la
SONATRACH ou l'IMPGA-CGG-CRAAG au sud ne sont pas systématiques et ne
dépassent pas en moyenne 3 mgals.
Les différences constatées peuvent être attribuées :
- soit au fait lors de l'acquisition des données, certains levés ont
que, localement,
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 de nivellement altimétrique très différentes : la
première (le nivellement topographique) précise et la seconde (le nivellement
barométrique) ayant une précision de l'ordre de 5 m.
Les écarts constatés entre ces différents levés n'ont pas été corrigés, car ils ne sont
pas systématiques. A cette échelle, ils sont relativement peu importants et n'influencent
pas de façon significative le tracé des isanomales.
3.4. Les problèmes liés aux densités de correction de plateau
Après les différentes transformations précédemment décrites, les données peuvent

.
être regroupées en deux ensembles (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 les données calculées
première, regroupant
pour une densité de 2.67 g.cm"3.
A ce stade, l'ensemble des données permet d'établir des cartes gravimétriques de la
du territoire algérien avec deux densités de correction de plateau différentes:
quasi-totalité
2.20 g.cm-3 dans la zone saharienne centrale, entre les parallèles 26 et 33°N, et 2.67
g.crlf3 au sud et au nord de cette zone.

Un certain biais systématique, fonction de l'altitude (2mgal/100m), est lié à l'uti-
lisation de deux densités de correction de plateau sur une même carte. Il est donc sou-
haitable de pouvoir recalculer l'anomalie de Bouguer avec d'autres densités soit afin
d'établir des documents homogènes, soit afin d'utiliser des densités plus représentatives
des terrains superficiels. Ceci nécessite la connaissance du paramètre altitude en tout
point de mesure gravimétrique. Ce n'est pas le cas pour les points obtenus par numéri-
; sation des isovaleurs. Il est cependant possible au niveau de ces points-là de déterminer
une altitude approchée à partir des documents topographiques.
FiglII2 Carte topographique des bassins sahariens, tracée à partir d'un fichier d'altitude moyenne (maille de 5'x
5') communiqué par le BGI. Equidistance des isovaleurs: 1 OOM.
IV. Carte gravimétrique d'Algérie

1. Etablissement de la carte
Afin de situer l'étude des bassins nord-sahariens dans un contexte plus général, nous
avons réalisé une carte gravimétrique synthétique et globale de l'Algérie. L'anomalie de
Bouguer estcalculéepour unedensitéde 2.67 g.CM,3. Pour les donnéesnumériséesoù nous
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 stationsgravimé-
triquesoù 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
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 et du Hoggar au sud-est,
- la zone centrale
marquée par les dépressions de Touggourt au nord-est et de
Reggane-In Salah au sud-ouest, séparées par le plateau du Tademaït au centre de la
carte.
2. Les grands domaines v

gravimétriques
L'analyse de la répartition
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.
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, la chaîne tellienne est caractérisée
par une forte augmentation de Bouguer en direction de la mer Médi-
de l'anomalie
terranée. 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 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
(Dahar). Cet axe haut est associé au bourrelet structural permo-carbonifère de
Rharbi-Berriane-Djerba.
FIG.III.3 CARTE GRAVIMETRIQUE DE L'ALGERIE .

45 ORIGINE ET TRAITEMENT DES DONNES
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 NS, entre les méridiens 3°E et 4°30'E. De part et
d'autre, on observe une répartition sensiblement différente des anomalies.
A l'ouest de ce domaine médian, on peut distinguer :
- une vaste et anomalie (-70 à -110 mgals), associée au bassin
importante négative
paléozoïque de Timimoun qui se prolonge au sud (3°E et 26 à 25°N) par la dépression
de l'Ahnet;
-
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
séparées par des linéaments remarquablement rectilignes, où le niveau moyen est de
l'ordre de -60 mgals. Ce domaine est limité au nord par une direction NE-SW ;
- au sud, le minimales au
Hoggar marqué par un ensemble d'anomalies négatives,
niveau du massif de l'Atakor (-130m gais).
L'objectif principal de cette étude est la mise en évidence et l'analyse des anomalies
gravimétriques associées au substratum protérozoïque des bassins nord-sahariens d'Al-
gérie, ce qui correspond à la zone comprise entre les longitudes 3°W à 10°E et les latitudes
24° à 33°N (Fig.III.3).
46 ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
. CHAPITRE IV:
ETUDE DES ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES
AU SOCLE PRECAMBRIEN
La zone d'étude (Fig.111.1) s'étend sur une superficie d'environ 1.200.000 km2 : des
contreforts du Hoggar au sud à l'Atlas Saharien-Aurès au nord et des bassins de Béchar et de
Reggane à l'ouest aux frontières tunisiennes 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 topogra-
phiques au nord-est (Touggourt) et au sud-ouest (Reggane-In Salah).

I. Anomalie de Bouguer
3
1. Etablissement d'une carte d'anomalie 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 est moyenne de 300 à 500 m, l'écart lié
à l'utilisation de deux densités différentes varie de 6 à 10 mgals; il n'est cependant pas
sensible sur la carte.
Cette carte où les données ont subi peu de transformations respecte au mieux les
données d'origine. Cependant, la densité de 2.20 g.cni3 nous semble non réaliste, en effet
les différentes 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 III qui nous a permis de transformer les
valeurs calculées 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 que celle établie pour les densités 2.20
et 2.67 g.cm,3 (Fig. IV. 1).
47 ANOMALIES GRAVIMéTRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
48 ANOMALIES ASSOCIEES
GRAVIMETRIQUES AUSOCLE
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, une importante anomalie négative (-60 à -80
mgals) correspond au bassin paléozoïque 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 sou-
ligne l'axe de la chaîne hercynienne de l'Ougarta, interprétée comme un aulacogène
(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 l'existence de directions transverses NE-SW. Ces directions sont
également observées en géologie de surface; leur coexistence a joué un rôle important
dans l'évolution 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 -60 mgal correspond
remarquablement à la limite des dépressions de Timimoun (5000 m de sédiments) au
nord et de l'Ahnet (3000 à 4000m) au sud. Les directions 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).
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
septentrionale du Hoggar du nord, vaste bombement épirogénique permo-carbonifère
(Fabre, 1976). L'ensemble du domaine est limité au nord par un important gradient NS
marquant le passage au domaine d'anomalie négative associée au sillon de Benoud et à
l'Atlas Saharien (Fig.n.5) dont la structure principale est d'âge Eocène Moyen. Le
domaine de Rharbi-Berriane (Fig.IV.2) s'interrompt à l'est au niveau du méridien 5° sur
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,
par endroits, semblent être affectées 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 caracté-
risent 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
d'Idjerane. du
Mouydir au sud et de l'Oued Mya au nord (Fig.IV.2). ,
2.5. Domaine du Nord-Est Saharien
Le nord-est du domaine saharien est caractérisé par une importante et vaste positif
relatif (-50 à -30 mgals). Sa limite méridionale au niveau du parallèle 30°N est gros-
sièrement E-W. Elle correspond à la limite sud du bassin paléo-mésozoïque de Ghadamès
(Fig.Il.4, 11.5 et IV.2). A l'ouest, ce domaine s'interrompt au niveau du prolongement
du domaine médian. L'anomalie positive qui le caractérise est associée au bassin triasique.
L'axe négatif NNE-SSW au sud de Ouargla correspond approximativement au haut
structural de Messaoud. D'après la carte générale (Fig. 111.3), ce domaine se constitue
au nord jusqu'à 34°N où il est limité par un important gradient N-S au niveau du sillon
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 d'un domaine caractérisé par

une succession d'anomalies disposées en compartiments positifs et négatifs, allongés
NNW-SSE et larges de 80 à 100 km chacun.
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 qu'au sud du parallèle 27°N, seulement une partie de
l'anomalie 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 en

compartiments NNW-SSE. Elle sont affectées par des discontinuités 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 d'âge Crétacé Inférieur (Lesquer et Dautria,
1989). Nous reviendrons un peu plus loin sur cet aspect en essayant de dégager les
corrélations possibles entre le nord et le sud du Hoggar.
11oAnomalie de Bouguer corrigée de l'effet du remplissage sédimentaire

Il ressort de l'analyse précédente qu'il existe une bonne corrélation entre l'anomalie de
Bouguer et la structure des bassins sédimentaires (géométrie et épaisseur des sédiments). Pour
préciser les anomalies associées à la structure du socle précambrien sous ces bassins, nous
devons corriger l'anomalie de Bouguer de l'effet du remplissage sédimentaire. La connais-
sance de la morphologie générale des bassins et de la distribution plus ou moins locale des
densités, obtenues grâce aux études de recherche pétrolière (SONATRACH, Documents
internes), rend cette correction possible.
1. Morphologie 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
stratigraphiques ont été établies. Les corrélations d'un bout à l'autre du bassin ne sont
cependant pas toujours évidentes, du fait des importantes variations lithologiques et stra-
tigraphiques.
La base du bassin sédimentaire est constitué par la surface du socle précambrien qui
comprend le substratum cristallin ou cristallophylien précambrien et les séries volcano-
détritiques peu plissées et exemptes de métamorphisme du Précambrien Supérieur ou de
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
représente un important marqueur sismique carté sur l'ensemble de la plate-forme saha-
rienne. Cette extrapolation n'est pas toujours évidente, étant donné les variations d'épaisseur
du Cambrien principalement.
La carte en isobathes (Fig.IL4) du mur du Paléozoïque, assimilable à la surface du

socle précambrien, a été établie à partir de divers documents (isobathes du toit de l'Or-
dovicien, isopaques des formations cambro-ordoviciennes, forages, ...) et d'une carte de
synthèse dressée par SONATRACH (Document interne, 1973). L'incertitude principale à
ce niveau réside dans l'estimation de l'épaisseur des formations cambriennes où les mar-
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 et de la compaction, donc de la
porosité. Ces paramètres sont évalués à partir des diagraphies 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 et cambro-ordoviciens). Les valeurs
obtenues sont moyennées sur des intervalles représentatifs (10 à 20 m) où la lithologie et
la porosité sont globalement homogènes.
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 des densités des terrains crétacés n'est pas représentée, du fait de
l'absence de diagraphie de densités. En général, ces terrains sont caractérisés par des
porosités élevées et par conséquent, toutes choses égales par ailleurs, des densités proba-
blement plus faibles;
- 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 les plus fortes sont observées au niveau des unités stratigraphiques
composées principalement de séries argileuses (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.
Fig JV.4 :Distribution globale de la densité des terrains sédimentairesà l' échellede laPlateforme saharienne.
3. Calcul de l'effet sédimentaire
Les importantes variations lithostratigraphiques et la structure complexe du bassin ne

permettent pas d'appliquer à l'ensemble de la zone d'étude qui couvre, rappelons-le,
quelques 1.200.000 km2 une loi de densité simple du type de celles de la figure IV.3.
Nous avons choisi d'utiliser un contraste de densité constant pour toute la région. Nous
aurions pu améliorer le calcul de l'effet sédimentaire avec des densités tenant compte des
principales variations, en utilisant des lois déterminées localement pour des zones limitées
présentant une certaine homogénéité stratigraphique 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 utilisée. Notre
objectif principal étant la mise en évidence des structures régionales, notre démarche peut
se justifier pleinement. ,
; 56 ANOMALIES GRAVIMETRIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
Des tests ont été effectués 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 du degré de corrélation linéaire
existant entre les anomalies de gravité et la topographie 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 pro-
fonds est par contre surrestimé (Fig.IV.4). On peut penser qu'il y a tendance à la com-
pensation 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
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.
Le calcul de l'effet du bassin sédimentaire a été effectué à l'aide d'un logiciel basé sur
les formulations proposées par Bhattacharrya et Navolio (1975). Pour ce faire, le bassin
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 entre la zone d'affleurement du socle
panafricain et celle du bassin sédimentaire. On peut ainsi s'appuyer sur cette continuité
gravimétrique entre les deux zones pour analyser la structure sous le bassin à partir des
connaissances 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 "accidents" gravimétriques NE-SW de grande extension (600 à 800 km)
caractérisent les domaines septentrionaux; ces linéaments interfèrent avec les directions
subméridiennes qui marquent particulièrement les domaines méridionaux. On notera
également l'importance des discontinuités NE-SW qui semblent affecter toute
transverses
la région et qui correspondent le plus souvent à un décalage (20 à 40 km) des anomalies.
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
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 ANOMALIES GRAVIME1RIQUES ASSOCIEES AU SOCLE
4.1. Domaine de Reggane-Azzel 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. Des tests effectués avec des contrastes de
densité inférieurs montrent que cet axe positif demeure. De plus, l'analyse 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 (5400
m à DJHN. 1). -
FigJV.8: Carte d'anomalie de Bouguer (2S � 2.67) corrigée des sédiments (-02 g.cm') du domaine de
Reggane-Azzel Matti.
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
(Bourmatte, 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
l'autre pourrait représenter le prolongement de cette suture, décalé soit vers le SW (dé-
crochement sénestre), soit vers le NE (décrochement dextre) par une direction transverse
NNE-SSW qui affecte toute la partie nord-ouest de la carte. Il est plus probable que ce
prolongement de la zone de suture soit représenté par l'anomalie positive de l'Erg Er
Raoui (Ougarta), car le décrochement dextre ainsi admis est sensible au niveau de toute
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
continuité de la suture du Craton ouest-africain ou un équivalent, car la nature et la

stucture du socle au nord dans l'Anti-Atlas ne sont pas clairement établies. Ceci pose le
problème de la continuité vers le nord de la chaine panafricaine.
FigJV.l0: Coupe (B-B) SW-NE dans la partie centrale de la zone d'étude.

En haut: anomalie de Bouguer; au milieu: en trait plein= anomalie corrigée de l'effet sédimentaire
et en pointillé= effets isostatique; en bas: coupe du bassin (1 = Mésozoique, 2= Paléozoique, 3=
socle).
La bande d'anomalies négative associée à l'axe de la chaîne hercynienne de l'Ou-

garta se divise au nord de 28°N en deux anomalies négatives marquant les deux axes
anticlinaux des monts de l'Ougarta dont le coeur est caractérisé 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. Les anomalies négatives de l'axe Ougarta
peuvent être associées à la présence d'importants volumes de la Série Verte ou de Série
Pourprée, comme on peut le constater au sud de la dépression de l'Ahnet où affleure la
Série Pourprée de Ouallène (Aït Kaci et Moussine-Pouchkine, 1987) et au niveau des
forages de la région orientale de Reggane (TEK.1 à 5). L'anomalie négative située à

1-W-25-N (Fig.FV.8) pourrait correspondre à la zone d'extension de la Série Verte de la
Sebkha El Melah.
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 topographiques (�
de 300 m d'altitude) qui encadrent le plateau du Tademaït (altitude � 600 m) (Fig.HI.2).
FigJV.ll : Carte d'anomalie de Bouguer (2S �2.67) corrigée des sédiments (-0.2 g.cm-J)du domaine
de Timimoun-Ahnet.
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 pha-
rusienne du Hoggar (Caby et al., 1981 ). L'étude des anomalies associées à cette branche
amène Bourmatte (1977) à distinguer :
- une bande d'anomalies
positives associées au môle d' In Ouzzal dont nous ne voyons
pas l'extension 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 de la Série Pourprée. Les anomalies négatives que nous
observons pourraient représenter l'extension de ce compartiment qui s'élargirait
ainsi vers le nord.
4.3. Domaine médian du Mouydir-Oued Mya
Ce domaine (Fig.IV.12.a) conserve la même configuration que sur la carte de

l'anomalie de Bouguer (Fig.IV.2). Mais on peut observer que la dorsale d'Idjerane
(Fig.n.5) 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
du Nord-Est saharien. A cette latitude (32°N), les directions gravimétriques N 45 sont
parallèles aux directions structurales. 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 quel-

conque 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
nord, en même temps que le bassin s'approfondit et qu'apparaissent les anomalies
associées aux domaines Ce chapelet d'anomalies positives sépare des
septentrionaux.
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.
FigN.l2 : a: carte d'anomalie de Bouguer (2S � 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.
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) où il existe une corrélation directe entre les
anomalies positives et les affleurements de roches basiques et ultrabasiques, nous avons
utilisé un calcul par modèle direct, basé sur le principe de la cylindricité 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
géologique nous permettant d'effectuer une estimation réaliste. On peut cependant

admettre, au vu de la continuité remarquable des anomalies, l'extension vers le nord de
ces massifs basiques sous la couverture sédimentaire.
Le domaine du Mouydir-Oued Mya, situé dans le prolongement 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 disconti-
nuité 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 celle située plus à l'ouest entre le
Craton Ouest-africain et le domaine panafricain.
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).
Le faitque cette discontinuité aussi nettement dans la topographie, tout comme

s'exprime
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-
phologique post-panafricaine de la région.
FigJV.14 : Situation de la zone de suture proposée par rapport à la structure de la chaîne panafricaine.
1: Boucliers Reguibat et Léo; 2: granulites éburnéennes du môle In Ouzzal; 3: gneïss réactivés du
Noggar Central; 4: sédiments du Protérozoique supérieur; 5: nappes du Gourma-Tilemsi; 6: chaîne

Pharusienne; 7: zone de suture.
4.4. Domaine de Rharbi-Berriane
Dans ce domaine sur lequel viennent s'interrompre les anomalies de l'ensemble

Timimoun-Ahnet, la correction de l'effet sédimentaire 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).

Les directions subméridiennes qui limitent les anomalies positives, associées aux
différentes voûtes structurales de l'axe haut Rharbi-Berriane, semblent être dans le
prolongement de certains grands accidents subméridiens panafricains(accident d'Idje-
rane et celui délimitant à l'est le compartiment d'Egatalis dans le Hoggar). Il est donc
probable que la structure panafricaine 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 remobili-
sation 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 thermotec-
toniques 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 à la
présence de matériel dense mis en place en base de croûte lors des évènements tectoniques
de la fin du Paléozoique.
.
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: Paléo-
�''
zoique, 3: socle).
Modèleà deux dimensions

FigJV.1 7: 2: Paléozoique;
calculéau niveaudela coupeC-C.1:Mésozoique;
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 orientée N40°,
longue de plus de 500 km, sépare ce domaine de celui d'Illizi au sud (Fig.IV.6). Elle
correspond globalement à la limite méridionale du bassin paléozoique de Ghadamès
(Fig.II.4). 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
Libye où elle constitue la limite sud de la Djeffara tripolitaine. Elle pourrait ainsi être
associée à un linéament géologique majeur qui a joué un rôle important dans la confi-
guration structurale 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 de nature tholéïtique contemporain (Bossière, 1971 ).
Comme pour le domaine de Rharbi-Berriane, on peut évoquer une origine profonde,
correspondant à un amincissement crustal et/ou la mise en place de roches denses en base
de croûte au cours du Permo-trias, 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.
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 des corrélations entre les anomalies du Hoggar et celles d'Illizi.
FigJV-21 : Coupe (E-E) SW-NE à travers le domaine oriental d'Illizi.

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; 2: Trias-Jurassique; 3:
Paléozoique; 4: socle).
Néanmoins, on peut observer que la direction gravimétrique principale NNW-SSE

est celle de certains accidents panafricains majeurs du Hoggar. C'est également celle des
fossés d'âge Crétacé Inférieur du Ténéré dont l'extension vers le nord au niveau du
Hoggar a été déjà proposée (Dautria et Lesquer, 1989). Ces fossés ont été formés à la
75 ANOMALIES GRAVIME1RIQL'ES ASSOCIEES AU SOCLE
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
prolongement du Ténéré, est interprétée 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 dis-
tensives 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, les forages ont rencontré des formations molassiques
précambriennes 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).
Compte-tenu 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 mani-
festation volcanique s'y rapportant n'a été rencontrée par les nombreux forages de la
région.
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).
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 dis-
tensives 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 ren-
contrées, à l'aplomb de certaines anomalies positives, par les forages qui ont atteint le
socle précambrien (TFN. 1, MHZ. 1 ).Dans ce cas, l'anomaliepositive principale pourrait
marquer le prolongement du contact entre le Hoggar Central et le Hoggar Oriental qui
deviendraient alors NNW-SSE au nord sous les bassins.
Ces deux modèles sont à notre avis extrêmes et aucun d'eux n'explique à lui seul
l'anomalie observé. Comme nous le verrons dans le chapitre VII, les taux d'extension
de la phase crétacée sont globalement plus faibles que ceux induits par le modèle de la
figure IV.22a. D'autre part, dans le cas de la seconde hypothèse, les volumes de roche
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 sur les relations entre l'anomalie

isostatique et la structure profonde
La carte topographique de la figure IIL2 montre qu'il existe dans notre région d'im-
portantes 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 des excès de masse superficiels liés
au relief. Ilexiste deux façons d'extraire la partie du champ associée à ce phénomène :
- une première méthode basée sur le calcul, dans l'espace de Fourier, d'une fonction de
transfert Q telle que :
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 est
réalisée localement à l'interface croûte-manteau selon un modèle d'Airy simple.
Selon ce modèle, les reliefs correspondant à des excès de masse sont compensés en
profondeur 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.
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 sismiques réalisée à In Ekker en 1961 (Merlet, 1962). D'autre part, une
valeur moyenne équivalente a été proposée pour le nord-ouest de d'Afrique par Hadiouche
et Jobert (1988) à partir des enregistrements des ondes de surface.
FigN24 : Effet isostatique associé au relief.(Airy 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.
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 inter-
rompue 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 essentiel-
lement l'effet des masses assurant la compensation isostatique des bassins. L'analyse de ce
document montre des écarts significatifs à ce modèle simple.
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
compensation 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
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 remar-
quable. 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, bien qu'il soit masqué par l'existence des fortes
anomalies positives NNW-SSE (Fig.IV.21 et IV.26).
En conclusion, l'ensemble de la plateforme saharienne présente un écart à l'isostasie (au
sens d'Airy) d'environ 40 à 60 mgal. Il faut soit évoquer des mécanismes plus régionaux dont
nous ne voyons dans l'état actuel de nos connaissances aucune évidence, soit admettre que
ce déséquilibreest lié à l'existence d'une anomalie négative de grande longueur d'onde,
associée à des phénomènes 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.
FigJV26. Ecartà l'isostasielocale.(a) :calcul par modèle

directde/'effets
théoriqueassociéà la compensation
dubassin.(b):enpointillé, l'effet isostatique
global(bassin +relief);entrait plein, l'anomalie de Bouguer
de
corrigée /'effets dessédiments.
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
par la tectonique
hercynienne; par la distension
3: zoneaffectées
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 linéa-
ments 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.
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 pro-
longer 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 se prolonge au
`
nord sous le bassin de Reggane. La subsidence paléozoïque du sillon de la Saoura pourrait
être associée à l'existence de cette suture ;
- 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, celui-ci ne marque pas de façon significative au niveau de la plate-forme
saharienne. C'est plutôt l'axe Mouydir-Oued Mya qui semble prépondérant.
Le domaine d'Illizi, à l'est, est caractérisé par des anomalies compartimentées d'ouest
en est et allongées NNW-SSE. Elles peuvent être interprétées soit en relation avec la structure
panafricaine 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

préexistantes. e
D'importantes discontinuités tranverses NE-SW ont été mises en évidence. Elles affectent
toutes la structuration panafricaine et sont également sensibles au niveau de l'évolution
ultérieure. Elles se retrouvent parfois même dans la morphologie du relief actuel. Au nord,
ces directions NE-SW constituent des limites de corps denses et représentent donc des
structures géologiques importantes. Au sud, elles se traduisent seulement par un décalage des
directions N-S et constituent aussi des limites à partir des quelles les failles qui affectent
notamment la couverture 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 à chaque fois qu'un important épisode tectonique affecte la région.
e Enfin, l'analyse de l'écart à l'isostasie locale qui caractérise toute la plateforme saha-
rienne 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 DU BASSIN
MESOZOIQUE DU NORD-EST SAHARIEN
87 METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
CHAPITRE V:
METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
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 des sédiments est de 3000 à 5000 m au centre du bassin, comme
on peut le constater 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 paléo-
zoïques 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 tectoniques importants, liés au
cycle alpin au nord et à l'ouverture de l'Atlantique à l'ouest de la plaque africaine. 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
subsidence, effectuée sur quelques 80 forages pétroliers, répartis à travers tout le domaine
considéré et traversant toute la colonne sédimentaire mésozoïque.
Le cadre géologique ayant été décrit précédemment, nous expliciterons dans ce chapitre
les différentes étapes méthodologiques suivies pour le dépouillement des données et le calcul
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 l'Eocène, période à partir de
laquelle son évolution a été complètement ralentie.
Fig-V-1 :Carte en isobathes de la base du Mésozoiquedans le Nord-est Sai�arien

obtenue à partir de la sismique
et des forages. Equidistance 500 m.
II. Méthode d'étude de la subsidence , , ,

1. Définition de la subsidence �;�"� :
La subsidence le phénomène
représente d'enfoncement de la lithosphère sous l'in-
fluence de plusieurs facteurs. Ce mouvement est particulièrement apparent au niveau des
aires où se sont accumulées de grandes épaisseurs de sédiments 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, perturbée par les variations du niveau marin et filtrée par
le comportement de la lithosphère. °
mécanique
Plusieurs modèles ont été élaborés pour expliquer cette subsidence à l'aide de méca-
nismes physiques plus ou moins simples. A l'origine, ces modèles s'appliquent à la for-
mation de bassins de marge continentale passive, essentiellement de type atlantique; ils ont
été étendus ensuite aux bassins intracratoniques.
L'histoire de cette subsidence tectonique peut être connue en évaluant l'effet de la

surcharge par le biais de l'analyse de l'évolution de la colonne sédimentaire, en supposant
une lithosphère idéale.
Pour expliquer l'accumulation des sédiments, les principaux mécanismes invoqués

sont :
- soit un amincissement crustal par étirement, l'alourdissement de la
provoquant
lithosphère (Sleep, 1971 ; Turcotte et Ahern, 1977 ; Mc Kenzie, 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 latérale de la chaleur (Steckler, 1981 ; Alvarez et al.,
1984; Cochran, 1983);
- soit un alourdissement en base de croûte (Falvey, 1977 ; Mid-
par métamorphisme
dleton, 1980 ; Falvey et Middleton, 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 de la lithosphère s'opère (Fig.V.2). Il
peut être considéré comme:
- local en l'absence de rigidité de la lithosphère,
. "
- 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 du bassin (Sleep, 1971). La subsidence est amplifiée par la ten-
dance de la lithosphère à s'enfoncer par réajustement isostatique sous 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 superficielles, en remontant le
temps et en décompactant les sédiments sous-jacents 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 suivante :
..'
Les paramètres utilisés dans cette expression 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 de dépôt AL = variation du niveau marin à l'échelle

°
1 . globale par rapport au niveau moyen actuel.
S, représente une subsidence
virtuelle d'une lithosphère sans surcharge sédimentaire
dans un océan à niveau constant, sous l'effet de divers phénomènes géodynamiques internes.
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 d'une échelle chrono-stratigraphique homogène sur tout le domaine

étudié est nécessaire pour le calcul de la subsidence tectonique selon le temps. Les
subdivisions stratigraphiques que nous avons adoptées concernent des ensembles suf-
fisamment grands pour être raisonnablement différenciés. Les attributions stratigraphi-
ques s'appuient sur un certain nombre d'études paléonto-palynologiques récemment
effectuées (SONATRACH, Rapport internes). Ces attributions sont rapportées de proche

en proche dans les différents forages à l'aide des diagraphies (celles de résistivité, de
polarisation spontanées, du rayonnement gamma, du temps de trajet et de Neutron) dont
l'utilisation doit respecter un certain nombre de règles, notamment celles de causalité,
de similitude et de rythmicité (Serra, 1985).
Cependant, certaines coupures stratigraphiques sont parfois imprécises 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 Malm-
Néocomien dans le nord du domaine ;
- la rareté de la faune et de la flore au niveau de certaines formations lagunaires ou
.¡. notamment le passage Néocomien-Barrémien et Barrémien-Aptien
continentales,
devenant également diachrone dans le Dahar Tunisien (Busson, 1972).
L'échelle des temps utilisée est celle publiée par Palmer (1983). La limite
Néocomien-Barrémien a été prise à 130 Ma, incorporant l'Hautérivien dans le Barrémien
dont il est d'ailleurs difficilement dissociable (Busson, 1972).
2.2.2. Compaction des sédiments
a. Mécanismes de compaction
Il est nécessaire de pouvoir, à chaque époque considérée, restituer l'état d'une

colonne sédimentaire, voire chacune de ses couches, pour le calcul de la subsidence
(Fig.V.3).
Au cours de leur enfouissement, les couches sédimentaires se compactent pro-
gressivement par l'expulsion 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 par celle le la porosité qu'il est par conséquent nécessaire d'évaluer,
notamment grâce aux diagraphies et aux mesures sur échantillons.
...(,- Les mécanismes de la compaction sont liés principalement aux facteurs suivants:
- le des grains sous l'effet de la charge sus-jacente,
réarrangement mécanique
- le réajustement qui se traduit notamment par
physico-chimique par diagénèse
un accroissement de la porosité par dissolution et dolomitisation ou une diminution
de celle-ci par recristallisation.
- Les sédiments gréseux

93 METHODE D'ETUDE DE LA SUBDIDENCE
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
que leur classement granulométrique bien ordonné (Graton et Frazer, 1935 ; Taylor,
1950). Dans un second stade, des phénomènes diagénétiques apparaissent avec
l'augmentation de la température (Maxwell, 1964) et du temps (Serra, 1985).
La porosité peut ne pas représenter fidèlement la compaction, étant donné la
résistance des grains à l'écrasement, l'apparition de phénomènes diagénétiques et le
développement d'une cimentation intergranulaire.En dépit de ces différents facteurs,

des relations porosité-profondeur, souvent de type linéaire, ont été décrites dans la
littérature (Maxwell, 1964 ; Magara, 1980).
- Les
argiles
La compaction des argiles a fait l'objet de nombreuses études (Athy, 1930;
Hedberg, 1936; Weller, 1959; Burst, 1969). Elle se fait successivement par perte d'eau,
par réarrangement mécanique, par déformation et enfin par recristallisation minérale
(Hedberg, 1936). 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
complète (Burst, 1969). Néanmoins, certaines argiles conservent des porosités
importantes même à grandes profondeurs, du fait de la sous-compaction.
- Les carbonates
Divers mécanismes interviennent dans la compaction des carbonates: aplatisse-

ment des bioturbations, écrasement des pellets, disparition des "birds eyes",
réorientation-écrasement des fossiles, formation des stylolithes. Ces phénomènes sont
accompagnés 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 les lois de porosité, nous avons utilisé à la fois les informations
diagraphiques 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
des intervalles de formation "propre" (plus de 75% de grès) pour avoir des valeurs
relatives à des lithologies comparables; les pourcentages d'argile qu'ils contiennent
(
ont été évalués à partir du Gamma Ray (Desbrandes, 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)
.�. Fig.V.4 Lois

: d'évolution de la porositéselonla profondeur.
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 :
-3
p- = 2.71g .cm At""= 69pslft !YI = 180�/ft
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 obtenue pour les argiles (Fig.V.4.b) est
donnée par l'expression :
(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 asso-

ciation 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 :

, � E�.Exp(-C.Z)
Comme nous devons supposer des relations de type exponentiel pour la com-
, modité 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 repose sur deux hypothèses (Perrier et Quiblier,

1979): ,.
- la n'est due qu'à la perte de fluide par expulsion des pores inter-
compaction
stitiels. Si on admet que localement les échanges par transformation de matière
solide s'équilibrent, notamment entre la dissolution et la cimentation (Coogan et
Manus, 1975), la variation de la porosité selon la profondeur représente directe-
ment le changement du volume de la roche ;
- la porosité d'une
lithologie donnée ne varie, en l'absence d'érosion, qu'avec la
profondeur d'enfouissement, indépendamment du temps (Schmocker et Halley,
1982).
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
période sont l'âge de la couche, sa lithologie, ses toit et mur, et la loi de porosité-
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 de dépôt
FigY.5 : Evolution de la paléo-profondeur de dépôt au cours du Mésozoique dans le bassin saharien
(Moussine-Pouchkine, comm. orale).
Il est nécessaire de connaître les paléoprofondeursde dépôt pour chacune des

périodes considérées, afin de revenir à un niveau de référence commun à toute l'histoire
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
'� - 98 METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
actuels. Ceci permet de reconstituer le mode et le milieu de dépôt. La paléobathymétrie

varie très rapidement 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

peu profond. Toutes les études paléogéographiques des formations mésozoïques du NE
saharien s'accordent sur la faiblesse de la tranche d'eau sous laquelle les sédiments se
sont déposés (Busson, 1981). Elle n'est que de quelques dizaines de
1972 ; M'Rabet,
mètres seulement, sauf au Crétacé Supérieur où elle a probablement atteit 200 à 250 m
environ (Fig.V.5) (Moussine-Pouchkine, comm. orale). - � .,.-"..-.�
` r '. '
2.2.4. Variations eustatiques
Il est généralement admis que le niveau marin à l'échelle globale a subi d'importantes
variations au cours de l'histoire géologique. Cependant, l'origine de ces fluctuations
eustatiques et leurs valeurs sont assez mal connues. Les principaux mécanismes qui
peuvent contribuer à ces mouvements sont liés : ;
- soit aux (Pittman, 1978 ; Matthews et Poore, 1980),
glaciations
- soit aux variations des taux
d'expansion océanique (Pittman, 1978),
- soit à l'érosion et au et Jones,
remplissage des bassins sédimentaires (Donovan
- soit aux mouvements des plaques continentales (Watts, 1982).
Fig.V.6 : Cycles à l'échelle globale, de rI' et 2""' ordres, des changements relatifs du niveau marin au
Phanérozoique (d'après Vail et ai, 1977).

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
Fig.V.7:Comparaison courbesdesvariationsduniveaumarinà l'échelleglobale(d'après
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.
lOO METHODE D'ETUDE DE LA SUBSIDENCE
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. Locale-
ment, 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 n'est décrit nulle part à travers ce bassin, sauf dans le
sud-est constantinois. 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. Ces erreurs sont liées aux différents
'
paramètres utilisés et surtout au processus de leur évaluation.
- et stratigraphie
Chronologie
L'échelle chronologique globale utilisée doit être conforme pour pouvoir intégrer
les attributions stratigraphiques à l'intérieur du bassin à celles des principaux événements
à l'échelle globale (variation eustatique, 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.
diagraphiques
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
formations risquent de fausser les corrélations. Pour cela, il faut parfois considérer des
regroupements d'unités chronologiques plus importantes, en acceptant de perdre quelque
peu d'information intermédiaire.
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 approximation et une perte réelle d'information 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 n'intégrant pas les fortes variations de la porosité tout au début de

l'enfouissement 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 de mesurer directement ces densités par dia-
graphie, mais ce type d'opération n'est effectuée qu'en face des intervalles intéressant
les pétroliers.
D'autre part, il est difficile d'établir des lois de compaction propres pour chacune
des lithologies rencontrées. Nous avons retenu 18 lithologies moyennes avec lesquelles
nous décrivons la colonne sédimentaire dans tout le bassin.
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 pas et qui peut atteindre 25% sur la subsidence tectonique (Brunet
et Le Pichon, 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. Ce genre d'erreur est à incorporer dans le problème des
attributions stratigraphiques.
- Niveau marin et de dépôt
an léoprofondeur
C'est la source d'erreur la plus importante qui peut entacher les résultats du calcul
.� de la subsidence. L'incertitude sur la paléoprofondeur de dépôt est variable . Le modèle
est adapté à la paléogéographie du bassin saharien; celle du domaine nord-atlasique est
certainement mal appréhendée, notamment
durant le Jurassique. Une erreur sur celle-ci
entraînerait une erreur dans le même sens sur la subsidence.
D'autre part, l'amplitude totale des variations

du niveau marin depuis le Crétacé
Moyen (210 ± 60 m) semble connue à 20 ou 30% près et son évolution au cours du temps
est encore moins bien cernée. Brunet (1981) évalue cette incertitude à 25% de la valeur
de la subsidence dans le cas où les sédiments sont remplacés 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 ayant servi à bien caler les différentes unités stratigraphiques et surtout
reconstituerde 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 (SO-
NATRACH, documents internes). Nous présentons sur la figure V.9 la situation des forages
utilisés ici. V . . ,_
Toutes les diagraphies disponibles au niveau des forages considérés ont été utilisées, soit
pour vérifier les corrélations avec les forages voisins, soit pour déterminer les porosités et
parfois les proportions des différents constituants. Ainsi, plus de 250 forages ont été dépouillés
dans le cadre de cette étude... ;
Fig.V.9 : Position et sigles des forages utilisés pour l'étude de la subsidence.

'
" ' e 104 EVOLUTION DE LA SUBSIDENCE
CHAPITRE VI:
EVOLUTION SPATIO-TEMPORELLE DE LA SUBSIDENCE
Le calcul de la subsidence et de l'enfouissement 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.
f
I. Courbes de subsidence
Comme l'ensemble des forages a été traité de la même manière, la comparaison des
courbes de subsidence obtenue est alors possible. Les observations qui en découlent consti-
tuent des éléments dont il faut tenir compte dans l'étude de ce bassin.
Fig.Vl.1 : Courbes de subsidence pour deux forages-types.

a: forage ZH.l (NE Saharien); b: forage EA.I (Mouydir). En pointillé: la subsidence tectonique sous
l'eau; en trait plein: l'enfouissement 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:
105 EVOLUTION DE LA SUBSIDENCE
l'un situé au centre du bassin du Nord-est Saharien (VI. la) et l'autre dans la périphérie au
sud-ouest (VLIb). Les courbes de subsidence de tous les forages sont présentées en annexe
II..
Deux domaines particulièrement bien distincts peuvent être définis selon la forme
générale de la courbe de subsidence (respectivement Fig.VL l a et VI.lb):
- un domaine centre-oriental,
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 par
une longue phase de décroissance 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. Néanmoins, nous observons que le
domaine centre-oriental est celui où la subsidence 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 des taux de subsidence les plus
importants se rapportent aux périodes suivantes:
- la limite Trias-Lias, dans la zone nord-occidentale (Atlas Saharien),
- le Malm dans tout le domaine
septentrional,
- le Crétacé Inférieur (Barrémien) dans l'ensemble du bassin,
- la limite Crétacé-Tertiaire.
Des périodes de ralentissement général de la subsidence, correspondant à un "calme

tectonique" relatif, sont observées au niveau du bassin. Les plus importantes 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 pour chaque période sont présentées à la fin pour
permettre de visualiser globalement l'évolution de ce bassin.
106 EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
Ces cartes permettent de suivre l'évolution générale du bassin et d'analyser son schéma
de fonctionnement 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, une subsidence rapide (20 à 30 m/Ma) est initiée
au nord-est de la Plateforme Saharienne (Grand Erg Oriental), définissant deux fosses
coalescentes orthogonales (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 Touil, allongée NNE-SSW.
Fig.Vl.2 : Carte en isovaleurs des taux de subsidence tectonique durant le Trias Inférieur et Moyen. Equi-
distance: S m,Ma']. Les points indiquent la position des forages.
Ce bassin du début du Trias est limité au sud-est (Tinhert) et au sud-ouest (El Biod)
par des gradients relativement importants. Il convient de noter la relative faible subsidence
de la région d'El Biod-Messaoud dont la structure est contrôlée par des failles majeures.
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'im-
portants épanchements volcaniques tholéiitiques qui se sont produit tant au niveau de ce
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 (Fig.VI.3), les taux de subsidence sont nettement ralentis (5-10
m/Ma). Ils définissent un vaste domaine subsident (le Grand Erg Oriental), 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 entre les deux domaines atlasiques
de l'est et de l'ouest. De même, le Grand Erg Occidental, à l'ouest, s'affirme encore comme
un domaine "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 subsidence est nettement plus rapide qu'au cours de
la période précédente. Cette accélération, notamment vers le NW, marque l'apparition d'un
important gradient à la limite de l'Atlas Saharien. Le reste du domaine montre une subsi-
dence très progressive du sud vers le nord. Il faut noter le début du fléchissement du Grand
Erg Occidental vers le NW, comme entraîné par la forte subsidence 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). Le schéma de fonctionnement du bassin
durant cette période est déterminé principales NE-SW dans la partie
par deux directions
méridionale du domaine et NW-SE dans la zone nord-orientale. Ces directions définissent
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.
Fig.VIJ : Dogger. Même légende que Fig.VI.2.
Fig.Vl.6 : Malm. Même légende que Fig.Vl.2.

11O EVOLUTION DE LA SUBDIDENCE
Ce basculement, amorcé au Lias à l'ouest et au Malm au nord-est, marque la fin de

l'individualisation du domaine nord-atlasique par rapport au domaine saharien. Les zones
à la limite entre les deux domaines constitueront par la suite les sillons pré-atlasiques
(Benoud à l'ouest et Melrhir à l'est).
La paléogéographie au cours du Jurassique est marquée par l'extinction progressive
des milieux continental et confiné et l'affirmation des influences franchement marines.
3. Au cours du Crétacé (144-66 Ma\

Au Néocomien, le bassin amorce un fonctionnement en fossés et haut-fonds submé-
ridiens, touchant les deux domaines atlasique et saharien à la fois (Fig.VI.7) : à l'est le
sillon de Ghadamès-Melrhir-Aurès et à l'ouest le sillon du Mouydir-Berriane, séparés par
une zone haute (Amguid-El Biod-Messaoud-Hodna).
Fig.VI. 7: Néocomien. Légende voir Fig. VI.2.

Fig.Vl.8 : Barrémien. Légende voir Fig.VI2.
Fig.VI.9: Albo-aptien. Légende voir Fig.VI.2.

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'ac-
centuent, malgré l'extension de la subsidence à tout le bassin (Fig.VI.8). Il faut noter
l'apparition d'une zone sensiblement E-W (Dahar-Beriane-Rharbi), jouant en promontoire
entre les deux domaines : un bassin nord-atlasique subsident vers le nord et le nord-est et
un bassin saharien, organisé en fossés et haut-fonds subméridiens. L'affirmation des
importants gradients de subsidence marque probablement une remobilisation des grandes
factures N-S est-sahariennes.
Au cours de l'Albo-aptien, le bassin fonctionne plus ou moins activement au niveau

de trois zones limitées: l'Atlas Saharien au NW, le Constantinois au NE et la vaste province
centre-saharienne de l'Oued Mya-Mouydir (Fig.VI.9). Les deux domaines saharien et
atlasique sont séparés par un large haut-fond (Rharbi-Berriane-Dahar). A l'est de l'accident
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.
Fig.Vl.l1 : Sénonien Inférieur. Légende voir Fig.VI.2.
Fig.VI.12 : Maestrichtien. Légende voir Fig.Vl.2.

114
4 éVOLUTIONDE LASUBSIDENCE
Le début de ce basculement est sensible dès le début du Cénomano-turonien; il se

traduit notammant par l'émersion relative du domaine nord-occidental (Fig.VI.10). Le
bassin subsident fonctionne en fossés et hauts-fonds, déterminés 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 Biod-
Messaoud-Hodna et de Rharbi-Timimoun fonctionnaient en haut-fonds au Crétacé Inférieur
(Fig.VI.7).
A la limite Crétacé-Tertiaire, le ralentissement de la subsidence est significatif (2 à 6
m/Ma). Le bassin reprend là le schéma de fonctionnement du Cénomano-turonien
(Fig. VI.12).
Quant à la paléogéographie durant le Crétacé, elle peut être résumée globalement
comme suit :
- un milieu continental à deltaïque, intercalé d'une brève transgression 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 subsi-
dence 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:
- dans le Nord-est Saharien, le maximum de subsidence a été acquis au cours du Trias
v (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'am-
plitude 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 gra-
vimétrique ;
F�V/.7.?Subsidence
; cumulée
tectonique pendantle Trias.Equidistance:
100m.
- 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
Fig.VI.16 : Subsidence tectonique cumulée pendant le Crétacé supérieur. Equidistance: 50 m.

1188 MECANISMES DE SUBSIDENCE
CHAPITRE VII :
CONTEXTE GEODYNAMIQUE DU NORD-OUEST

AFRICAIN ET MECANISMES DE LA SUBSIDENCE.
I. Contexte géodynamique du Nord-ouest de l'Afrique.
Deux événements géodynamiques majeurs ont affecté la plaque africaine au cours du

Mésozoïque: l'orogénèse alpine au nord et l'ouverture de l'Atlantique à l'ouest. Le contexte
qui leur est lié a certainement déterminé de façon plus ou moins directe et complexe la mise
en place et l'évolution des bassins sédimentaires. ;
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 bom-

bement est suivi d'une importante phase d'érosion, décapant la série sédimentaire paléo-
zoïque, parfois presque totalement (cf. chap.II).

Pendant cette période, le contexte géodynamique de la région est dominé par le
".
fonctionnement d'une "shear zone" entre les plaques africaine et européenne, induisant des
coulissages dextres le long de couloirs fragiles: accident nord-saharien et accident nord-
maghrébin 1972 ; Arthaud et Matte, 1977 ; Ziegler, 1982). Cette situation est
(Mattauer,
illustrée sur le schéma de la figure VII. 1, d'après les travaux de Blès et al. (1989).
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 fossés distensifs dans le nord-ouest de l'Afrique et le
1 sud-ouest de l'Europe. Cette distension induit un volcanisme et une faible
tholéïtique
transgression dans le nord-ouest de l'Afrique (Wildi, 1983 ; Dercourt et al., 1986).
Au Trias Supérieur, l'extension favorise l'étirement de la croûte continentale entre
l'Europe et l'Afrique, initiant la marge nord-africaine et favorisant la continuation du
magmatisme tholeïtique (Vila, 1980 ; Obert, 1981 ; Wildi, 1983).
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.

120 MECANISMES DE SUBSIDENCE-
2. Evolution au cours du Jurassique

A partir du Lias, le contexte géodynamique du nord-ouest de l'Afrique est principa-
lement conditionné par le début du mouvement de 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 permet le début de la mise en

place des principaux domaines structuraux de l'Afrique du Nord, suivant une géométrie de
blocs basculés (Kazi-Tani, 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 qui favorise l'extension du domaine marin franc
au Maghreb (Tapponnier, 1977; Olivet et al.. 1984 ; Dercourt et al.. 1986).
Fig.Vll.3 : Schéma illustrant 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, les taux d'expansion de l'Atlantique Central sont

accélérés ; un coulissage sénestre est amorcé entre le bloc d'Alboran et l'Afrique
(Fig.VIL4.A). Ceci favorise l'installation des puissants deltas dans les Hauts-Plateaux et
l'apparition de plissements d'axe N-S dans les Babors, plus au nord.
Fig.Vll.4 : Schéma tectonique globale illustrant la position des plaques Afrique, Ewasie et Néo-Téthys. Chacune desfiguresest appliquée
à la période précédent celle mentionnée; A: Callovien; B= limite Jurassique-Crétacé; C: Aptien; D: Santonien-Campanien; E:
limite Crétacé -Tertiaire. Ligne continue= transformante; triangles blancs= subduction océanique; triangles noirs= collision
continentale; points doubles= accrétion; hachures= croûte océanique; petits points= croûte continentale amincie; (tiré de
Dercowt 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, 1982).
3. évolution au cours du Crétacé-Eocène

La collision de l' Apulie avec l'Eurasie provoque dès le début du Crétacé une instabilité
tectonique dans la plaque africaine (hiatus et plissements sont observés dans l'Atlas
saharien), (Donzeetal.. 1974 ; Kazi-Tani, 1984). Pendant ce temps, l'expansion atlantique
est nettement ralentie et des fossés intracontinentaux commencent à se former sur la marge
du futur Golfe de Guinée (Guiraud étal.. 1987).
122 MéCANISMES DE SUBSIDENCE
Une réorganisation des vitesses et des directions des mouvements relatifs à l'échelle
globale s'opère à partir de l'Aptien Supérieur (Fig.VII.C) : accélération des taux d'ex-
pansion atlantique et rupture entre les boucliers africain et brésilien (Olivet et al., 1984).
Ceci entraîne l'apparition d'importants fossés tectoniques à l'intérieur de l'Afrique
(Guiraud gL,11., 1987).
Le début de la rotation anti-horaire de l'Ibérie par rapport à l'Eurasie coïncide avec
l'apparition d'une phase compresssive au nord de l'Afrique au cours de l'Albien, (Biju-
Duval et al., 1977 ; Obert, 1981). Pendant ce temps (Fig.VII.c), un bassin océanique
s'installe 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 NW-SE à jeu sénestre dans le Nord-Ouest de l'Afrique, passant à
de l'extension vers le Sud-Est.
A partir du Crétacé Terminal, les coulissages entre l'Afrique et l'Eurasie s'arrêtent,
laissant place à un début de convergence (Fig.VII.4.E). L'Apulie, ressoudée à la Sicile-
f
Afrique, fonctionne comme un poinçon accentuant la compression dans la plaque euro-
péenne (Tapponier, 1977). L'Afrique du nord est le siège d'émersions temporaires,
notamment dans le Hodna et les Aurès (Guiraud étal.. 1987).
A partir de l'Eocène Supérieur, commence 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 affecte le Hoggar.
II. Généralités sur les mécanismes de la subsidence
Un certain nombre de modèles, basés sur des mécanismes physiques plus ou moins
simples, permettent d'expliquer la répartition et l'évolution de la subsidence qui donne
naissance aux bassins sédimentaires, notamment les bassins intracratoniques. D'après Bally
et Snelson (1980), un bassin intracratonique est un bassin qui se développe au niveau d'une
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.
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 thermique. Le refroidissement se fait principalement par transfert
conductif entre les deux surfaces isothermes de la lithosphère. Si les dimensions sont
suffisamment larges devant l'épaisseur lithosphérique, ce refroidissement peut être
modélisé par une simple conduction verticale (Carslaw et Jaeger, 1947). La plaque se
refroidit de façon exponentielle, avec une constante de temps, = a zlKn2 (a = épaisseur de
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, 1978). Ce
temps est réduit dans le cas de possibilité de perte latérale de chaleur.
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 sédi-
mentaire, il faut admettre qu'il y a eu un amincissement ou alourdissement de la lithosphère.
Ces modifications introduisant 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
rapport à l'environnement du futur bassin. Ce mécanisme cesse quand l'érosion atteint
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 accroissement important de la température peut favoriser le passage de
la base de la croûte continentale d'un faciès à un autre par métamorphisme, par exemple
le passage du faciès schistes verts au faciès amphibolite, plus stable et plus dense; ceci
entraîne une augmentation de la densité de 0.15 à 0.2 g/cm3 (Falvey, 1974 ; Haxby étal..
1976 ; Middleton, 1980). Ce phénomène est essentiellement contrôlé par la température

et à un degré moindre par la pression. La limite normale entre ces deux grades est de
l'ordre de 35 km de profondeur (Haxby et al., 1976); il faut un fort accroissement des

124 MECANISMES DE SUBDIDENCE
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 pour contraindre un tel modèle.
Néanmoins, ce processus permet à Middleton (1980) et Falvey et Middleton (1981)

de faire intervenir deux stades de subsidence,
pouvant être précédés de bombement et
d'érosion 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 ne peut expliquer des dépôts sédimentaires
supérieurs à 3 ou 4 km d'épaisseur.
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 des intrusions de
matériel dense après morcellement de la lithosphère continentale.
2. Modèles tectono-thermiques
Ces modèles sont caractérisés par une déformation de la lithosphère en distension qui
modifie la répartition des masses ainsi que le champ de températures.
2.1. Distension 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 de la croûte avec un taux (3. Si
. la croûte est assez épaisse par rapport à la lithosphère (� 14%), il y a subsidence;
sinon il y a bombement.
- une phase thermique (Sw), liée au refroidissement de la lithosphère. Son taux de
décroissance 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 par Jarvis et McKenzie (1980) en considérant que le
refroidissement commence avant la fin de la distension.
Le Pichon étal. (1981) expriment la subsidence initiale et totale d'une lithosphère

soumise à une distension homogène en fonction du niveau de départ de la subsidence et
deux niveaux fixés à 3,6 et 7,8 km. Ces niveaux de référence 3,6 et 7,8 km seraient les
profondeurs maximales atteintes respectivement par l'asténosphère chaude et l'asthé-
nosphère refroidie à l'équilibre, en l'absence de lithosphère et de croûte océanique, dans
le cas d'un équilibre isostatique. Alors, ils obtiennent pour un bassin rempli d'eau :
(�-D)=(7,82-D)[l�j
(Si -D) = (3,61- D)(1 -� J

où D représente le niveau de départ, compté positivement vers le bas.
2.2. Distension 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 et la partie inférieure ductile. On peut la prendre en
compte en admettant des taux d'étirement différents pour ces deux parties de la lithos-
phère (Artemjev et Artyushkov, 1971 ; Bott, 1971).
Dans l'étude de la marge nord-est américaine, Royden et Keen (1980) ont utilisé
des coefficients de distension différents pour la croûte et la lithosphère sous-jacente, en
admettant un découplage à la base de la croûte.
III. Mécanismes possibles dans le cas du bassin

du Nord-est 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 de la gouttière atlasique au Jurassique,
- 3ème
phase : fonctionnement 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, notamment sa
bordure nord-ouest pendant le Mésozoique.
1. Phase triasique : initiation du bassin

Une subsidence rapide est initiée dès le début du Trias Inférieur dans le Nord-Est
Saharien. Elle semble être associée dans l'espace et dans le temps à :
- une zone de
jonction entre deux bombements permo-carbonifères,
- une
importante phase d'érosion qui a affecté ces bombements,
- une
phase de mise en place de volcanisme tholéïtique permo-triasique
A priori, ces remarques suggèrent l'existence d'un mécanisme ou une conjugaison de
mécanismes à caractère essentiellement thermique, associant bombement-érosion-
volcanisme.
1.1. Bombement thermique

� Comme nous l'avons déjà décrit dans le chapitre II, la surface anté-triasique est
caractérisée par deux bombements fortement érodés à la fin du Paléozoïque (Fig.II.6 et
_: IL7): le môle E-W de Djerba-Berriane-Rharbi et le môle N-S d'Amguid-El Biod-
. Messaoud, formant un T. Les deux surrections se sont développées au niveau ou à la
limite d'accidents majeurs à l'échelle lithosphérique : l'accident nord-saharien,
: sensiblement E-W, ayant fonctionné 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, Travaux inédits).
" Contrairement aux chaînes de l'Ougarta et de l'Anti-Atlas associées à l'orogénèse
hercynienne, on n'observe pas d'indices de raccourcissement ; sont peu
les déformations
importantes et associées essentiellement aux rejeux des failles, particulièrement celles
du système d'Amguid-El Biod. Les deux bombements sont probablement d'origine
, thermique associée à une perturbation lithosphérique. Ils sont comparables au bombement -,

du Hoggar édifié à la limite Eocène-Oligocène (Fabre, 1976).
Soit une perturbation thermique de la lithosphère AT(z, t) donnée, illustrée sur la

figure VII.5; à cette perturbation correspond une expansion thermique qui donne nais-
sance à un bombement 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 volumique d'expansion thermique (a = 3.10-5 °C -' ) et L
l'épaisseur 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 tempé-
rature moyenne réparti dans toute la lithosphère AT tel que :
!::J = yaLL =170°C
pour aL = 3.10 -5oC --et L = 100 km.
Le transport de chaleur associé à ce réchauffement ne paraît pas uniquement

conductif : en effet, le réchauffement à la base de la lithosphère par une perturbation
thermique conductive a une constante de temps de 50 à 60 Ma (Sleep et Snell, 1976 ;
McKenzie, 1978), très supérieure aux durées envisagées pour le bombement. La
convection de matériel chaud en provenance de l'asthénosphère est donc probable : ce
phénomène est à relier au volcanisme permo-triasique qui a affecté cette région

notamment.
, "
Quand cette perturbation cesse, le refroidissement entraîne une contraction ther-

mique de la lithosphère, par conséquent un accroissement de la densité. Il s'ensuit une
subsidence à taux décroissant progressivement (Haxby étal.. 1976 ; Ahern et Mrkvicka,
1988). Sans aucune autre modification de la lithosphère, cette contraction aura seulement
pour effet de ramener la surface à son niveau initial d'avant le réchauffement et ce
processus ne pourrait induire aucune accumulation sédimentaire (Sleep et Snell, 1976).
Pour aboutir à la subsidence du bassin du Nord-Est Saharien, plusieurs types de
modification sont envisagés et illustrés sur la figure VII.6:
- l'érosion superficielle, comme mécanisme principal,

- l'extension crustale ou le métamorphisme en base de croûte, comme mécanismes
complémentaires.
Fig.VII.6: Mécanismes possibles de la subsidence du bassin du NE Saharien.
1.2. Erosion superficielle -
Une importante phase d'érosion anté-triasique a fortement arrasé les deux surrec-
tions de la fin du Paléozoique. Dans cette zone centrale, le Trias repose en discordance
sur une plateforme cambro-ordovicienne Chap.II). On estime l'épaisseur des
(Fig.I.6,
sédiments paléozoïques érodés au cours de cette période à 2,5 - 3 km en moyenne. Elle
est probablement supérieure au niveau des boutonnières précambriennes de la zone haute
de Berriane où toute la série paléozoïque a été décapée.
,
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 illustré sur la figure
VII.7 montre que le rapport entre l'épaisseur érodée e et le bombement maximum I1max
peut atteindre une valeur égale à 6. Ainsi, une érosion e = 3 km peut être expliquée par
un bombement maximum h""x = 500 m.
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 :
Pm - Pe
si
St = e « O.234.e
0.234.e
Pm - Pw
Fig.VH.8 : Schéma illustrant la subsidence induite par l'érosion après refroidissement de la lithosphère.
0
Ainsi, pour une érosion de 3 km, la subsidence tectonique résultant de la contraction

�'
thermique serait de 700 m au maximum.
Une représentation 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
subméridiens, vient perturber cette évolution.
Fig.Vll.9 : Représentation de la subsidence tectonique en fonction de

y] to-t
pour trois forages types du centre du bassin du NE Saharien. to représente le début du Trias (245
Cette évolution linéaire est similaire à celle de l'enfoncement progressif du plancher

océanique (Sleep, 1971) et pourrait confirmer une évolution thermique, associée au
refroidissement (Lister, 1972). La subsidence observée jusqu'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 admises, au début du Crétacé, l'effet de la phase
thermique est pratiquement faible et ces valeurs observées représentent quasiment la
subsidence associée à cette phase.
Dans ces conditions, la subsidence induite par le mécanisme de bombement-érosion

explique pratiquement 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 peuvent être invoqués pour interpréter l'intensité de la
subsidence qui n'est pas expliquée en totalité par l'érosion superficielle suivie du
refroidissement thermique:
- l'extension crustale, soit par atténuation de l'épaisseur de la croûte (MacKenzie,
1978), soit par intrusion de matériel basaltique (Royden et Keen, 1980) ;
- le éventuellement lié à la perturbation densifiant la
métamorphisme, thermique
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 qui le borde à l'Ouest (SONA-
TRACH, Rapports internes) ; le mécanisme d'extension 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 du magmatisme observé à la base du Trias dans toute

cette zone centrale (Bossière, 1971 ; Morre-Biot, 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 crustal par conséquent. La subsidence associée au métamorphisme est
contemporaine 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 la surface, dû à la conservation de la masse,
de 200 à 400m.
1.4. Apport de la gravimétrie et conclusion partielle

v Les derniers mécanismes 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 gravimétrique (corrigées des effets du remplissage sédimentaire

et de la compensation isostatique du relief). L'anomalie positive (+20 mgals), clairement
V reliéeau bassin triasique, traduit l'existence 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
importante, 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
porté les courbes de subsidence en fonction de ...J 10 -1 pour quatre forages (RGT. 1 et
HTg.l pour le domaine atlasique et MZR.l et GEM.l pour la bordure nord du domaine
saharien), montrant notamment l'évolution 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 accumu-
lations sédimentaires s'y déposent( 8 à 10 km).
"
On observe sur la figure VII. 10, au niveau des deux forages typiques du domaine
atlasiques (RGT. 1 à l'ouest et Htg. 1 à l'est), une évolution pratiquement linéaire, perturbée
par quelques légères phases d'accélérations ou de ralentissement.
- phase d'accélération au cours du Malm et du Barrémien,
- phase de ralentissement au cours du Dogger (nord-est) et du Portlandien.
Fig.V11.10Comparaison
: de la subsidence atlasique�foragesRGT.]
entrelesdeuxdomaines:
tectonique et
l£Jg.J)et nord-saharien �
CAfZR.7GEM.l ). en to - t
Représentation
2.1. Initiation de la subsidence
L'initiation de cette importante subsidence au nord du domaine saharien, à la limite
Trias-Lias, correspond au début d'une grande période de distension qui se traduit par
l'étirement de la croûte continentale située entre l'Europe et l'Afrique (Vila, 1980; Obert,
1981; Wildi, 1983). Ce processus est accéléré par l'amorce de l'ouverture de l'Atlantique
Central dès le Lias Moyen ( 190 Ma) (olivets" 1984). A la faveur de cette distension
par décrochement sénestre, associé au mouvement de la plaque, se sont mis en place les
principaux domaines structuraux de l'Atlas et du Tell externe, selon une géométrie de
blocs basculés à grande échelle (Kazi Tani, 1984).
Les phases d'accélération observées peuvent être associées à :

- l'accroissement des taux d'expansion dans l'Atlantique central, au Callovien-
Oxfordien, (Olivet et al.. 1984), par conséquent à l'accentuation du mouvement de
rotation anti-horaire de l'Afrique et l'apparition d'un couloir transformant entre le
Maghreb et l'Ibérie (Vila, 1980 ; Dercourt �1., 1986),
- la phase de distension décrite dans les régions occidentales de Tunisie et Libye
(Ziegler, 1978 ; Ellouz, 1984). Ceci serait probablement dû au début du rifting de
la Mésogée entre l'Afrique et l'Apulie, complètement découplées à cette période.
Les paliers d'arrêt ou de ralentissement de la subsidence sont reliés dans le temps

et dans l'espace à des épisodes tectoniques qui se traduisent par des discordances, des
plis et des hiatus sédimentaires :
- au dans tout le domaine (phase néocimmérienne), associé au
Bajocien-Bathonien
moins en partie au blocage du mouvement de coulissage sénestre de l'Afrique, à la
suite de la collision de l'Apulie avec l'Eurasie,
-à notamment au nord-est (phase autrichienne), associée au début de
l'Albo-aptien,
la rotation anti-horaire 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 Ibérie-Afrique. Les taux d'expansion dans l'Atlantique sont par contre
accélérés, ce qui induit un certain découplage au niveau de la zone de flexure nord-
saharienne. Le ralentissement de la subsidence est sensible dès le Turonien à l'Ouest et
à partir du Coniacien à l'Est (Fig.VII.10).
Les valeurs de la subsidence associée à la phase Jurassique, jusqu'au Crétacé

. Inférieur, 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 moyen de 10 km au cours du Jurassique-Crétacé Inférieur.
2.2. Influence sur l'évolution 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, MZR.l et HM.1) et de 1.06 à 300 km (forages AG.l, LHA.l 1
et BAA.1).
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).
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.
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, correspondant aux axes des gouttières, on observe, depuis le début
du Jurassique, un enfoncement brutal du substratum. Cet enfoncement se propage vers
le sud jusqu'à un palier situé entre 250 et 300 km relativement à l'axe central des
gouttières. Ce palier peut être assimilé aux bombements 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
nord, entrainant un important alors que la partie sud est restée plus ou
amincissement,
moins épaisse et froide. D'après Turcotte et Schubert (1987), la distance xb de ce bom-
bement par rapport à l'axe central est reliée aux paramètres flexuraux par :
où D est la rigidité flexurale.
Il en résulte, pour les valeurs moyennes déjà utilisées, que la rigidité est de l'ordre
de 2.10z3 N.m. On peut définir aussi une épaisseur de la lithosphère continentale élastique
telle que :
12( 1- v2)
Pour un module de Young E = 70 GPa et un coefficient de Poisson v = 0.25, valeur
moyennes généralement utilisées, l'épaisseur he est de l'ordre de 35 km. Ces valeurs

sont quelques peu inférieures à celles habituellement estimées pour les bassins sédi-
mentaires profonds (ex : he = 53 km dans les Appalaches (Turcotte et Schubert, 1982)).
Ceci est probablement associé au découplage induit par le jeu décrochant sénestre de
l'accident 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 se trouve ainsi profondément affectée, notamment dans
sa partie septentrionale. Pour mieux illustrer cet effet, nous avons essayé
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 associée à la phase thermique (Fig.VI. 1 lb). Nous avons
admis que la contraction thermique dure 100 Ma et est linéaire en to - t , à partir du
Trias (Fig.VII.13). Cette partie a été soustraite à la subsidence totale (Fig.VI.l .c et
VL 12.b). Il en ressort une meilleure illustration de l'effet d'entraînement à la subsidence
par le biais de l'élasticité de la lithosphère, notamment dès le Lias et surtout à partie du
Malm à l'est.
.. Li.
Une autre possibilité serait de considérer une répartition du nord vers le sud des taux
d'étirement 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 s'amincissent et se biseautent vers le sud et
témoignent d'une subsidence continue, mais de plus en plus faible.
3. Les phases du Crétacé
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-
139 V1ECANISMESDE SUBSIDENCE
ridiens (100 à 150 km de large). Cette accélération notamment au Barrémien est proba-
blement 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.
Cependant, 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
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 centrale et
dynamique atlantique au sud, à rapprocher de celle qui affecte l'Afrique
occidentale.
Il est probable, si le volcanisme d'âge Crétacé inférieur du Hoggar est vérifié, que des
zones de discontinuité NE-SW, située juste au nord et au sud du Hoggar aient été remo-
bilisées, induisant par conséquent un certain découplage entre la plateforme saharienne au
nord et la région au sud de ce bouclier.
Au cours de cette période, on observe également que la dorsale d'Amguid-El Biod-

Messaoud, séparant les deux fossés principaux, témoigne d'une plus grande instabilité
tectonique 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
majeur. Cependant, ces mouvements horizontaux sont mal connus (Fabre, 1976; Guiraud
étal.. 1987).L'érosion qui affecte localement cette dorsale serait d'âge anté-aptien, l'Aptien
venant sceller les structures sous-jacentes.
Il faut rappeler aussi que le milieu de dépôt est de type continental à fluviatile avec
une sédimentation essentiellement détritique, souvent grossière.
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 cor-
respond 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'im-
.-.;, portants 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 de la subsidence
Malgré la persistance d'un certain nombre d'incertitudes, ce travail a permis de décrire

l'évolution 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 :
- L'initiation
triasique serait associée à un bombement d'origine thermique, en liaison
probablement avec l'orogénèse tardi-hercynienne. Le mécanisme principal qui a permis
la subsidence, après contraction thermique, semble être l'érosion. Ce processus pourrait
expliquer une bonne partie de la subsidence observée; mais d'autres modifications telles
que l'extension crustale par intrusion de magma tholéïtique et le métamorphisme de base
de croûte sont envisagées pour interpréter l'intensité de la subsidence. L'apport de la
gravimétrie,malgré l'exitence d'une anomalie positive associée au bassin triasique, ne
premet pas de lever l'indétermination sur la nature du corps dense sous ce bassin.
- Au cours du bassins (8 à 10 km de sédiments) se sont mis en
Jurassique, d'importants
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, perturbant son évolution propre particulièrement au
cours du Dogger-Malm. Cet effet semble important dans la partie nord-occidentale du
bassin. Néanmoins, si les paramètres choisis sont réalistes, les ordres de grandeur de la
rigidité et de la lithosphère élastique sont relativement faibles par rapport à ce qui est
généralement observé ailleurs. Il est probable qu'un certain découplage mécanique de
part et d'autre de l'accident nord-saharien ait été induit par le jeu essentiellement
décrochant de celui-ci.
- 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 semblent se conjuguer dans cette région.
- Au Crétacé
Supérieur, la subsidence semble être associée au régime de distension dans
le domaine continental, alors que la marge nord-africaine était le siège de compressions
induites par le début de la convergence Afrique -Europe.
Si ce schéma de d'évolution semble cohérent malgré la complexité et l'interférence de
divers phénomènes au niveau du bassin saharien, il faut noter cependant que le calcul de
la subsidence tectonique en isostasie locale est probablement affecté, au nord du domaine
saharien, par l'existence éventuelle d'une isostasie régionale.
Ainsi, nous avons essayé à travers cette étude de poser les différents éléments qui
permettent d'appréhender les mécanismesayant régi la formation et l'évolution du bassin
mésozoïque du Nord-est Saharien. Cependant, pour mieux contraindre ces mécanismes,
d'autres données géophysiques (profondeur du Moho, nature de la croûte inférieure ...)
sont nécessaires.
FLUX DE CHALEUR :
DETERMINATIONS ET IMPLICATIONS
SUR LA STRUCTURE LITHOSPHERIQUE
145 DéTERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
CHAPITRE VIII:
DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
I. Introduction
Le lien étroit existant entre les phénomènes géodynamiques et l'état thermique rend
indispensable l'étude du flux de chaleur. Le Nord-Ouest de la plaque africaine a été le siège
de différents évènements tectono-thermiques plus ou moins récents qui n'ont pas tous été
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 erreurs peuvent leur être associées. De même, l'estimation des
conductivités thermiques à partir de modèles lithologiques 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.
L'objectifprincipal de cette étude est avant tout l'établissement d' une carte des variations
régionales du flux géothermique en Algérie, particulièrement au niveau de la Plateforme
saharienne. Des considérations à partir d'autres données géophysiques et géologiques nous
permettent de préciser le régime thermique de la lithosphère continentale en relation avec des
phénomènes géodynamiques récents.
Cette partie comporte deux chapitres, basés essentiellement sur deux publications : la
première présente les résultats de la détermination du flux de chaleur en Algérie et la deuxième
comporte quelques considérations régionales et locales sur le régime thermique de la
lithosphère dans le Nord-Ouest de l'Afrique à partir des données de flux de chaleur, des
anomalies du champ de pesanteur, des ondes de surface et de pétrologie des laves associées
au volcanisme local d'Illizi (Sud-Est du Sahara).
II. Généralités sur le flux de chaleur

1. Définition
Le flux de chaleur quantifie la chaleur qui s'échappe à la surface de la Terre. Il constitue
une importante manifestation de l'activité interne de celle-ci, les phénomènes géodyna-
miques étant intimement liés aux phénomènes thermiques.
Les transferts thermiques se font selon trois modes principaux :
- la conduction moléculaire sans
qui consiste en une propagation de l'agitation
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, le flux de chaleur est défini par le produit :
q = -K .(gradient )T
où K représente la conductivité thermique du milieu et T la température.
2. Flux de chaleur 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
Jessop et al.,1976).
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
. 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 de la croûte. Il est plus élevé au niveau
des zones à croûte amincie (Cermak, 1977).
,,,. 2.2. Production de chaleur de surface
Les radio-éléments (U, Th, et K) présents dans les couches externes de la Terre
constituent une source de chaleur qu'ils produisent à la suite de leur désintégration. Ces
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
tectoniquesdiverses que d'âges variés, permet de distinguer une composante d'origine

profonde qn appelée flux réduit, à partir du flux de surface selon la relation:
où D représente une grandeur caractérisant l'épaisseur de la zone enrichie en radio-

éléments et Ao la production de chaleur moyenne. L'interprétation de cette relation est
complexe et requiert des considérations 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 en considérant le
rôle probable des fluides durant le refroidissement des plutons magmatiques (Albarède,
1976; Buntebarth, 1976). Jaupart et al. (1981) ont montré que la grandeur D peut être
différente pour les trois radio-éléments (U, Th, et K). Par contre, Smithon et Decker
(1974) proposent un modèle en trois couches où la production de chaleur est constante,
à partir d'arguments géologiques.
2.3. Décomposition du flux de chaleur en domaine continental

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'exis-
tence d'un aspect transitoire lié à l'érosion superficielle et à la mobilité des radio-
éléments, particulièrement l'uranium,
- une transitoire en liaison avec les événements
composante tectono-thermiques
récents; la constante de temps serait de 300 Ma (Sclater et al., 1980).
- une associée à la radioactivité dans
composante mantellique d'origine profonde,
le manteau inférieur et au noyau.
Une bonne connaissance de la distribution des concentrations en radio-éléments (U,

Th, et K) dont la variabilité latérale est importante permet d'accéder à la composante
d'origine profonde. Cependant, il est difficile d'extrapoler les résultats de quelques
mesures seulement à toute une région, tant la complexité de la croûte est grande.
148 DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
3. Phénomènes perturbateurs
Un certain nombre de phénomènes superficiels peut affecter parfois notablement
l'estimation du flux de chaleur. Le choix du contexte où la mesure doit être effectuée et la
correctionde ces effetspeuventatténuerces influences.
'i.l. Circulation d'eau superficielle ,
L'effet dû à des circulations d'eau superficielles est parfois important. Il affecte

directement le gradient de température (Lucazeau, 1979). Aucune correction ne peut être
apportée; seulement, pour que cet effet soit sensible, il faut considérer des vitesses de
Darcy et des perméabilités 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 et climatiques

Les variations saisonnières et autres de la température à la surface du sol peuvent
être importantes. Leur effet s'atténue en profondeur d'autant 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).
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
opérations de diagraphies en cours de forage en général. Ces mesures sont affectées
par l'opération de forage (circulation de la boue de forage principalement) et leur
précision est parfois critiquable (Drury, 1984) ;
- DST (Drill Stem Test), mesurées lors des tests de formation. Ces tem-
température
pératures, correspondant à celles des fluides recueillis lors des tests, sont proches des
températures 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 des mesures de température BHT peut être appréciée par comparaison
aux températures 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 sur les figures VIII.2 (a,b) et VIII.3 (a,b) les cartes d'isovaleurs de
températures à différentes profondeurs qui permettent d'illustrer les importantes variations
du champ de température. Ces variations présentent localement des corrélations avec la
structure géologique.
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 DETERMINATION DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
L'erreur associée à la perturbation 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 com-
paraison entre les deux types de température (BHT et DST). Ceci est clairement illustré sur
la figure VIII. 1. Globalement, l'écart entre les deux types de températures est croissant en
fonction de la profondeur. Les gradients
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 ont été proposées pour la correction des températures BHT
(Dowdle et Cobb, 1975 ; Leblanc et al., 1981 ; Middleton, 1979 ; Luheshi, 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 (Kehle, 1972 ; Andrew et al., 1984). La méthode Horner (1951) est
cependant la plus usitée. La circulation de la boue est considérée comme une ligne-source
négative dans un milieu homogène. Le transfert de chaleur est supposé par conduction
exclusivement. La température à l'équilibre 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).
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,
(b) à 400�0m.
¿
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 géothermique moyen des bassins sahariens.
2. Estimation des conductivités thermiques

La conductivité thermique est un paramètre essentiel qui influe directement sur la
configuration des isothermes et la répartition 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
proposent une approche indirecte, en se basant sur les propriétés physiques mesurées par
les différentes diagraphies (temps de trajet, densité, indice d'hydrogène, etc..), notamment
Houbolt et Wells (1980), Vacquier et al., 1988 et Brigaud et Vasseur (1989).
En l'absence de mesures sur échantillons, la conductivité thermique peut être estimée

à partir de la composition minéralogique et de la porosité, en adoptant les valeurs publiées
dans la littérature pour les roches mono-minérales (Horai, 1971 ; Sass étal.. 1971 ; Brigaud
�, 1989).
Nous avons essayé d'exploiter au mieux les nombreuses diagraphies dont nous avons
pu disposer, notamment dans l'évaluation
de la composition minéralogique et de porosité
(Desbrandes, 1982 ; Serra, 1985). La démarche suivie est expliquée dans la publication
ci-après.
Nous donnons en annexe (A.IV) quelques mesures de conductivités thermiques que
nous avons effectués sur 12 échantillons essentiellement gréseux, montrant une cohérence
globale avec les valeurs estimées. D'autres part, les valeurs estimées sont comparables,
pour les mêmes formations stratigraphiques et à porosité et lithologie proches, à celles
mesurées en Tunisie (Lucazeau 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 repré-
sentatives des conditions thermiques réelles. Nous estimons que les compositions miné-
ralogiques 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, la réorientation des minéraux
argileux induit une mauvaise conduction verticale, alors que la conduction horizontale est
améliorée. Par ailleurs, la conductivité des argiles dépend de leur nature minéralogique.
Ainsi, les phénomènes de transformation en kaolinite influent directement sur la conduc-
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 dis-
ponibles, 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.
615
Mise en évidence d'importantes variations régionales du flux de chaleur en Algérie

D. TAKHERIST'ET A. LESQUER ib
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
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 litho-
porosité, 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 forme de cartes en isovaleurs, de mettre en évi-

permettent
Au cours des forages d'exploration pétrolière, deux types dence des tendances régionales significatives dont nous
de mesure de température sont souvent effectués : TBHT étudierons les relations avec les grandes unités géologiques.
(températures de la boue de forage en fond de trou) et TEST
(températures des fluides recueillis lors des tests de for- Contexte géologique
mation). En Afrique de l'ouest, on distingue deux unités tectoniques
En l'absence de diagraphies thermiques réalisées à l'équilibre,
majeures : à l'ouest, le Craton ouest-africain, stable depuis
l'exploitation de ces données peut permettre de définir le 2000 Ma, et à l'est, la chaîne Panafricaine (600 Ma) qui est
gradient géothermique (dT/d: ). Les TgHT,plus fréquemment comme le résultat d'une collision continentale
interprétée
mesurées, sont affectées par le processus de forage. L'analyse entre ce craton et la marge active d'un continent oriental
des différences avec les TDSTpermet de définir une loi de
(Black et al. 1979; Caby et al. 1981; Lesquer et al. 1984).
correction régionale de la perturbation due à la circulation de
En Algérie (fig. 1 et 2), le socle du Craton ouest-africain
la boue de forage.
affleure dans la dorsale Reguibat, et le socle panafricain
Le flux de chaleur est obtenu en multipliant ce gradient par
constitue le bouclier Tarqui. Ce dernier est dominé essentielle-
la conductivité thermique, K, qui peut être estimée à l'aide de
ment par des accidents majeurs subméridiens. On y distingue,
modèles expérimentaux. Leur utilisation nécessite la connais-
d'ouest en est, trois grands compartiments crustaux d'âge, de
sance de la composition minéralogique, de la description
nature et de structure différents : la chaîne Pharusienne, le
lithologique et de la porosité des terrains. Ces paramètres central et le oriental et al. 1981).
Hoggar Hoggar (Caby
litho-physiques sont définis à partir des diagraphies, des de
Après le démantellement de la chaîne Panafricaine,
diagrammes de fin de sondage et des rapports d'analyse de vastes bassins paléozoïques se sont mis en place sur ces deux
carottes.
domaines. Le Paléozoïque est caractérisé par des séries essen-
L'utilisation de la méthode d'inversion stochastique (Vasseur
tiellement détritiques dont l'épaisseur cumulée varie entre 500
et al. 1985) permet de calculer la valeur optimale du flux géo- et 8000 m. À partir du Dévonien supérieur, des zones plus
thermique et l'erreur qui lui est associée, en tenant compte des subsidentes s'individualisent, contrôlées par les accidents du
incertitudes sur les mesures. Les résultats, présentés sous
socle panafricain. Ce domaine de plate-forme est limité au
1. Autreadresse :Sociéténationalede transportet commercialisa- nord par l'accident sud-atlasique qui correspond au passage à
tion des hydrocarbures, Division Exploration, rue C. Azzoug, un domaine plus instable (Fabre 1976).
H. Dey, B.P. 28, Alger, Algérie. La formation de la chaîne de l'Ougarta, de l'Atlas saharien
-
frinied in Canada lmprimd w Canada
avec l'aimable autorisation du Conseil national de Recherches du Canada, Ottawa.

reproduit
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 durant le Paléozoïque, ceux-ci venaient essentiellement du sud
qui s'est traduite également par des déformations à grand du Hoggar (Fabre 1976).
rayon de courbure et par des plissements localisés au niveau Le Pliocène-Quaternaire est marqué par des dépôts peu
des grands accidents du socle panafricain. épais; on note cependant, dans la fosse située au sud des
Après la pénéplanation hercynienne qui a scellé la structure Aurès, plus de 1000 m de Pliocène-Villafranchien (Cornet
en bassins et hauts-fonds du Sahara, la sédimentation méso- et al. 1959).
zoïque et cénozoïque est devenue caractéristique d'une plate- L'Algérie du nord représente un tronçon de la chaîne alpine
forme stable et rigide. Le bassin mésozoïque-cénozoïque, encore instable (Maghrébides), séparée de la plate-forme
caractérisé par des dépôts peu épais et des faciès plus variés, saharienne stable par la flexure sud-atlasique. On y distingue
se présente comme une vaste gouttière nord-est-sud-ouest, trois principaux domaines présentant des styles tectoniques
alimentée par des apports venant du nord et du sud, alors que, très différents, dont le plus important est le domaine tellien au
617
Fie 2. Schéma structural de la plate-forme saharienne. 1, domaine alpin; 2, socle précambrien; 3, flexure ou faille; 4, môle, horst ou
tiaut-fond.
tord, caractérisé par des nappes de glissement montrant des Aucune trace de volcanisme récent n'est observée au niveau
léplacements dépassant parfois la centaine de kilomètres. des bassins sahariens, mis à part les petites structures volca-
Le bouclier Tarqui, au sud, et le domaine alpin, au nord, niques de la région d'Illizi (Megartsi 1972; Bossières et
)ortent les témoins d'une activité volcanique cénozoïque Megartsi 1982).
fig. 1).
Au Hoggar, ce volcanisme est associé à un bombement Détermination du flux de chaleur
général du socle précambrien lié à la mise en place d'un man-
Tous les forages effectués en Algérie pour l'exploration
eau anormal au Crétacé tardif - Éocène (Lesquer et al. 1988;
pétrolière ont été dépouillés. Nous n'avons retenu pour notre
Dautria, et Lesquer 1989). L'activité volcanique s'est pour-
étude que ceux où nous disposions de plus de trois détermina-
suivie jusqu'au Quaternaire avec la mise en place d'importants
tions de température à différentes profondeurs. La figure 3
iolumes de basaltes alcalins (Girod 1968).
montre la situation des 230 forages sélectionnées, dont la pro-
Le volcanisme calco-alcalin cénozoïque de la chaîne alpine fondeur varie entre 500 et 5500 m et où le nombre de mesures
:st principalement d'âge miocène tardif; il est associé à une de température varie de 3 à 15.
:one de subduction qui a cessé de fonctionner au Pliocène
précoce. Au cours du Pliocène tardif et du Quaternaire, l'acti- Atialyse des données de température
lité volcanique s'est localisée dans le Moyen Atlas marocain Sur la figure 4, nous avons reporté, pour l'Algérie du nord,
:t, en Algérie, dans la région d'Oran. le Sahara occidental et le Sahara central, la distribution de
Au nord du bassin de Tindouf, les deux centres d'activité l'ensemble des températures selon le type de mesure (TB�,
volcanique miocène et pliocène-quaternaire de l'Anti-Atlas TDST) en fonction de la profondeur (z).
narocain peuvent être rapprochés du volcanisme des îles Le Sahara central, où est concentré l'essentiel des mesures,
canaris (Dautria et Girod 1987). 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, Il est rare de disposer de l'ensemble de ces paramètres; c'est
les deux autres zones montrent une plus grande dispersion pourquoi nous avons choisi de corriger statistiquement ces
autour de gradients moyens plus élevés : 32°C, km - pour le TBHTen les comparant aux mesures de TpST.Au niveau de
Sahara occidental et 26° C � km"1pour l'Algérie du nord. chaque puits où nous disposions des deux types de données (80
Seules les mesures de type TDST correspondant à des tests forages), nous avons, dans un premier temps, défini par inter-
positifs et de longue durée ont été retenues. En l'absence de polation polynomiale TBHT= f (z). Les températures qui
mesures à l'équilibre, nous considérons que ces détermina- s'écartaient de plus de 10°C de cette loi ont été éliminées. La
tions, qui sont proches des températures réelles, sont représen- différence entre les TDSTet TBHTinterpolées pour une même
tatives des conditions thermiques en profondeur, bien qu'elles profondeur a permis d'établir la relation moyenne (TDST -
puissent être affectées par de faibles perturbations (Perrier et TBHT)= F(z). Cet écart (fig. 5) est compris entre 0 et 25°C
Raiga-Clémenceau 1983). Toutefois, ces mesures n'étant en général. Il est croissant entre 0 et 2000 m et semble se
effectuées qu'au niveau des réservoirs, elles sont moins stabiliser au-delà. Certaines valeurs négatives ont été attri-
nombreuses et moins bien réparties dans les forages. buées à des mesures de TDSTincorrectes qui n'ont pas été
Les TBHT(60% des données), qui sont mesurées en fond de retenues. Nous considérons donc que la perturbation ther-
trou lors des diagraphies, sont perturbées par le processus de mique associée au processus de forage est en moyenne de
forage. Plusieurs méthodes ont été proposées (Dowdle et Cobb 6°C km - entre 0 et 2000 m et de 12°C pour une profon-
1975; Leblanc et al. 1981; Middleton 1979) pour en déduire deur supérieure à 2000 m. Cette correction a été appliquée à
les températures à l'équilibre. Elles nécessitent au moins deux toutes les mesures de TBHT de la région. L'incertitude admise
mesures effectuées à une même profondeur à des temps diffé- sur les températures corrigées est de 10°C et l'erreur moyenne
rents, ainsi que la connaissance d'un certain nombre de introduite dans l'estimation du gradient moyen peut atteindre
paramètres (temps de circulation de la boue, durée entre 10 à 15%.
l'arrêt de celle-ci et la mesure, diamètre du forage, etc.). Par ailleurs, nous avons imposé une température de surface
619
1 \ 1
FIG. 4. Distribution des TBHT et TDST en fonction de la profondeur pour (a) le Sahara central, (b) le Sahara occidental et (c) l'Algérie
, nord.
620 CAN. J. EARTH SCI. VOL. 26, 1989
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 pro-

fondeur. Définition statistique de la loi de correction des 7"BHT.
différentes diagraphies neutron-neutron, de densité et

'
de 20 ± 5°C au nord et de 25 ± 5°C au sud, en accord avec sonique donne la proportion de chacun des composants (Ano-
les observations climatiques dans la région (Dubief 1963).
nyme 1982). Les rapports d'analyse de carottes fournissent, en
général, la teneur en calcaire, dolomie et non-carbonates.
Estimation des conductivités thermiques La conductivité Km d'une série d'alternance de N couches
La conductivité thermique d'une roche (K,) est fonction fines de roches simples ou composites est obtenue par l'utilisa-
essentiellement de celle de la matrice (Km) et de celle du tion d'un modèle en série :
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. où Ei et Ki sont la proportion et la conductivité du ie élément

Conductivité de la matrice de l'alternance (Sass et al. 1971; Brigaud et al. 1989). Dans
Au niveau de chaque sondage, la colonne stratigraphique ce cas, les proportions sont évaluées à partir des diagraphies
traversée a été subdivisée en unités lithologiques simples et
et des diagrammes de fin de sondage.
homogènes d'après les diagrammes finaux de sondage et les
Évaluation de la porosité
diagraphies (polarisation spontanée, rayonnement gamma, Pour les formations non argileuses, nous disposons de deux
vitesse du son, indice d'hydrogène (diagraphie neutron-
neutron) ).
types d'informations permettant d'évaluer la porosité : les
La composition des différentes diagraphies (neutron-neutron, de densité et sonique) et les
minéralogique lithologies mesures sur carottes. Ces dernières valeurs sont en moyenne
traversées au niveau de chaque puits ne peut être déduite par-
inférieures de 10% à celles obtenues à partir des diagraphies
tout des analyses de carottes, car celles-ci ne sont pas effec-
tuées systématiquement. Nous avons donc adopté, en tenant qui sont plus proches des porosités totales, car elles tiennent
des existantes, des compositions miné- compte de l'ensemble des vides.
compte analyses Cet ensemble de données nous a permis de définir des lois
ralogiques moyennes pour chaque roche (grès, argiles,
de porosité moyenne (fig. 6a) pour les grès, notamment ceux
schistes, calcaires, quartzites, etc.). La conductivité thermique
de ces roches a été calculée à l'aide d'un modèle géométrique
du Paléozoïque, qui constituent avec les argiles l'essentiel de
al. 1989) :
la lithologie. Il est difficile de disposer de données sur la poro-
(Horai 1971; Brigaud et
sité des argiles, car les pétroliers ne s'intéressent qu'à celles
Kr = K/'K2E'Kl' ... liées aux réservoirs perméables. Dans ce cas, l'utilisation des
où K,, Kz, K3, ... représentent les conductivités des princi- diagraphies sonique et de densité a permis, en adoptant des
constituants (tableau et ... leur paramètres moyens, de définir des porosités sonique » et « de
paux 1) Eu E2, E3, propor- densité » (Serra 1979; Desbrandes 1982). Une moyenne a été
tion dans la roche.
déterminée sur l'ensemble de l'unité pour les valeurs obtenues
La conductivité de matrice d'une roche composite constituée
d'un mélange de plusieurs éléments simples (grès argileux, par intervalles. Ceci nous a permis d'établir une loi moyenne
« porosité/profondeur » pour les argiles (fig. 6b) que nous
calcaire dolomitique, argiles schisteuses, etc.) est évaluée par avons utilisée au niveau des sondages où nous ne disposions
le même modèle.
Les diagrammes de fin de sondage ne donnent aucune infor-
pas de diagraphies.
mation sur les proportions relatives des différents éléments. Valeurs des conductivités thermiques
Elles ont été évaluées à partir des diagraphies et des rapports La connaissance de la conductivité de matrice et de la poro-
d'analyse de carottes. Dans les formations argileuses, la sité nous a permis d'estimer la conductivité thermique de
proportion d'argile est donnée par des formules simples chaque unité lithologique considérée. La principale source
utilisant les diagraphies du rayonnement gamma et de la d'erreur sur l'estimation de ces conductivités est liée à l'adop-
polarisation spontanée (Desbrandes 1982). Dans les litholo- tion de valeurs moyennes pour les roches simples (tableau 1).
gies simples et non argileuses, la combinaison deux à deux des Pour la plupart de ces roches, la composition minéralogique
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
(Qo) à l'aide de la méthode d'inversion stochastique dont
l'algorithme a été développé par Vasseur et al. (1985). Pour
un milieu stratifié dont la y couche a une épaisseur Izj et une
résistivité thermique R�= 1/ Kj, la température T à une pro-
fondeur 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 profon-
deur 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.
L'algorithme donne la valeur optimale à posteriori pour le
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.
Aucune correction de l'influence de la topographie et des
variations paléoclimatiques n'a été effectuée. Nous considé-
rons que les perturbations associées aux faibles ondulations du
relief n'affectent pas les mesures profondes (500-5500 m).
De même, à ces profondeurs, seules les variations paléocli-
Fie. 6. Variations de la porosité selon la profondeur : (a) Grès matiques de grande période peuvent perturber les mesures
)aléozoïques. (b) Argiles. (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.
�eut être appréhendée à partir des différents documents
disponibles; par contre, celles des argiles sont très mal
Résultats et discussion
lécrites, alors que leur conductivité varie fortement selon leur
lature. Le nombre et la profondeur des forages, leur répartition, la
Nous avons estimé, pour quelques forages, l'influence de quantité des mesures de températures (TBH.,., TDST) exploitées
:ette variation sur la conductivité intégrée de toute la colonne et l'attention portée à l'estimation des conductivités ther-
;tratigraphique, en calculant celle-ci pour les deux valeurs miques nous permettent d'affirmer que les variations du flux
:xtrêmes qui correspondent l'une à une argile à illite-smec- obtenues sont représentatives de l'état thermique de la région
ite (1,8 W m - 1 . ° C - 1) et l'autre à une argile chloriteuse étudiée. En outre, elles sont cohérentes avec les résultats
4 Wu � m"1'C-1). Pour une proportion d'argile variant publiés pour le Maroc (Rimi et Lucazeau 1987) et pour la
;ntre 30 et 60% de cette colonne, l'écart maximal avec la Tunisie (Ben Dhia 1987; Lucazeau et Ben Dhia 1989).
:onductivité intégrée calculée pour la valeur moyenne de Les valeurs obtenues varient entre 49 ± 10 et 130 t
!,7 Wu m-1 - *C-1 varie entre 10 et 25% de cette valeur. La 16 mu - m-2. Le flux moyen, de 82 ± 19 mW' m-2, est
composition des argiles change avec la profondeur, le milieu fort par rapport à la moyenne mondiale (64 mu - m-2).
le sédimentation et la diagénèse; par conséquent, ce choix ne L'histogramme (fig. 7) montre que 2 % seulement des valeurs
622
FIG. 8. Tendances régionales du flux de chaleur. (a) Écart quadratique moyen (en mu - m-2) en fonction de K, entre les surfaces polyno-
miales 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 supé- dans les séries paléozoïques. Les aquifères profonds sont
rieures à 100 mW �m-z. La carte en isovaleurs de la figure caractérisés au nord-est par un régime à hautes pressions dû
3, tracée en tenant compte des résultats obtenus au Maroc, en à une importante couverture salifère (Trias-Lias) et, au sud,
Tunisie, ainsi qu'au sud du Hoggar (Rimi et Lucazeau 1987; par un régime gravitaire alimenté au niveau des contreforts du
Lucazeau et Ben Dhia 1989; Lesquer et al. 1989b), montre Hoggar. Les circulations très lentes, dans un cas, et l'alimen-
que ces fortes valeurs sont situées au sud du 30e parallèle tation peu importante, dans l'autre, ne peuvent affecter
nord et au nord de celui du 35e. La partie centrale correspond notablement les tendances régionales du gradient géother-
à un flux moyen inférieur à 80 mu - m-z. mique (Chiarelli 1973).
Les techniques de traitement adoptées éliminant les faibles Le flux de surface peut être considéré comme la résultante
variations du gradient géothermique, seul l'hydrodynamisme d'une composante de grande longueur d'onde, associée à des
régional peut affecter le régime thermique. Les circulations phénomènes régionaux, et d'une autre, de plus faible dimen-
peu importantes dans les nappes superficielles du Continental sion, liée à des phénomènes plus locaux. Après avoir interpolé
intercalaire ne peuvent perturber de façon significative les les valeurs du flux aux noeuds d'une grille de dimension
mesures de température qui sont effectuées essentiellement élémentaire de 50 km selon X et Y, nous avons considéré que
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 qu'elles définissent et les traits structuraux majeurs des bassins
une fonction polynomiale de degré Ka. sahariens (fig. 2). La nature du socle précambrien et sa topo-
a figure 8a montre que l'écart quadratique moyen entre le graphie peuvent en partie expliquer ces corrélations.
K et les surfaces polynomiales obtenues pour différentes Dans l'ensemble, les hauts du socle sont marqués par des
eurs de Ka (K, = degré du polynôme en X + degré du anomalies positives (2, 3, 4, 5 et 6), alors que les dépressions
ynôme en Y) varie rapidement pour les faibles degrés de la sont caractérisées par des résidus négatifs (A, B, D, F et H).
face lissante, puis décroît lentement pour Ka � 12. Ceci Mais cette relation n'est pas systématique; c'est le cas des
ifirme qu'il existe des tendances régionales prépondérantes; anomalies 1, 9, 13, C et G où la relation est inverse.
is avons choisi de les représenter par le polynôme de degré La réfraction des isothermes au niveau des variations bru-
n X et Yde la figure 8b. La soustraction de ce flux moyen tales de la profondeur du socle peut introduire des anomalies
laisse subsister que des anomalies très localisées (rési- du flux de chaleur de courte longueur d'onde. Pour un horst
des), de largeur variant entre 100 et 150 km et d'amplitude de 4000 m de dénivellement, de 10 à 15 km de large et un con-
mt de -20 à +20 mu - m-2 (fig. 9). traste de 0,5 Wu m-1 - °C-' entre la conductivité thermique
lette approche, comparable à celle utilisée pour les de la série sédimentaire (2,5 Wu m - 1 - °C-') et celle des
thodes de potentiel, n'est pas courante en géothermie. roches du socle (3 Wu m - 1 - °C-'), l'effet de la réfraction
pendant, l'analyse des relations entre les anomalies ainsi est de 10 mu - m'2 environ. Donc, au niveau des impor-
;es en évidence et les structures géologiques justifie ce tantes zones de horst (Ougarta, Amguid, Idjerane), nous
)ix. pouvons penser qu'une partie du flux résiduel est liée au
phénomène de réfraction.
telations entre les anomalies résiduelles et la structure La production de chaleur des sédiments, évaluée à partir des
géologique diagraphies de rayonnement gamma en utilisant la formule
.'amplitude des anomalies résiduelles (fig. 9) est de l'ordre empirique proposée par Rybach (1986), est en moyenne de
grandeur de l'erreur admise pour le flux; cependant nous 1,5 jiW m-3. Elle est maximale pour les argiles schisteuses
1aTquons une bonne corrélation générale entre les axes du Gothlandien (3,5 /tW - m-3) dont l'épaisseur est au maxi-
mum de 500 m. La variation de la puissance de la couverture orogènes ayant affecté la croûte. D'autre part, les anomalies
sédimentaire entre 500 et 8000 m peut se traduire par un régionales est-ouest du flux sont sécantes aux directions
accroissement de 6 à 12 mu - m-2 du flux au niveau des structurales nord-sud du socle précambrien. Il est par consé-
accumulations les plus importantes. Nous constatons, en quent difficile d'expliquer ces variations régionales par d'éven-
général, une relation inverse qui semble exclure une explica- tuelles variations de la production de chaleur.
tion par des variations de production de chaleur dans les
sédiments. Relations avec le magmatisme récent
Une explication plus plausible des variations locales du flux L'absence de relation entre les tendances régionales du flux
peut être recherchée dans la structure du socle panafricain. et la structure superficielle de la croûte amène à supposer que
Celui-ci, très hétérogène, est caractérisé par l'existence de les anomalies thermiques mises en évidence témoignent de
compartiments de nature et de structure différentes, dont la l'existence de phénomènes profonds et nécessairement récents,
production de chaleur d'origine crustale pourrait présenter des compte tenu de leur importance.
variations importantes. Des mesures sont en cours, elles per- Les évènements tectoniques ayant affecté la plaque africaine
mettront de préciser l'ampleur de ces variations. depuis le Cénozoïque sont liés à son déplacement vers l'est-
nord-est. Les déformations majeures associées à la con-
Analyse des tendances régionales du flux (fig. 8)
Nous notons, au sud, un axe positif est-ouest, vergence Afrique-Eurasie sont limitées à sa marge nord
comportant
deux maximums : l'un au niveau de la région d'In-Salah et (Maghrébides); alors que l'on note en plusieurs points durant
le Cénozoïque la persistence d'un magmatisme alcalin
l'autre au niveau de celle d'Illizi. L'extension vers le sud de
ces anomalies est mal définie; cependant, les valeurs obtenues typiquement distensif, associé aux zones mobiles. Les preuves
d'activité magmatique dans les régions d'Illizi, du sud oranais
au Hoggar (Lesquer et al. 1989) montrent que le flux diminue
et du nord de Tindouf nous permettent d'envisager un lien
fortement vers le sud. À l'est, l'anomalie d'Illizi semble se
entre les anomalies du flux et le volcanisme récent.
prolonger en Libye, alors qu'à l'ouest, celle d'In-Salah se
Le volcanisme de la région d'Illizi, bien que peu important,
ferme au niveau de la chaîne de l'Ougarta. De fortes valeurs
du flux sont associées au bassin de Tindouf, mais nos données témoigne d'une tectonique profonde récente impliquant le
ne sont pas assez nombreuses
manteau (Megartsi 1972; Bossières et Megartsi 1982). L'étude
pour que nous puissions des enclaves met en évidence un manteau anormal, très méta-
affirmer qu'il existe une continuité entre l'axe Illizi - In-Salah
et cette anomalie. somatisé, proche de celui associé au Rift est-africain en
Le nord-est de la plate-forme saharienne est caractérisé par Ouganda (Dautria et Girod 1987). Une importante remontée
des valeurs plus faibles (minimum au niveau de Laghouat). Ce
des isothermes associée à ce magmatisme d'origine profonde
domaine est limité à l'est, en Tunisie, par une importante pourrait rendre compte de l'anomalie thermique d'Illizi, mais
remontée des valeurs vers le golfe de Gabès (Lucazeau et Ben l'âge du volcanisme reste incertain et actuellement aucun autre
Dhia 1989). À l'ouest, il est séparé d'une anomalie compara-
élément ne permet de préciser cette hypothèse.
L'axe chaud nord-sud, à la frontière de l'Algérie et du
ble, associée au Haut Atlas marocain (Rimi et Lucazeau
1987), par un axe positif nord-sud.
Maroc, est associé à un volcanisme alcalin pliocène-
Aucun phénomène transitoire significatif lié à l'histoire des quaternaire dont les centres d'activité s'ordonnent le long
bassins ne peut être envisagé, l'essentiel de la subsidence
d'une direction subméridienne (Dautria et Girod 1987). Nous
ne possédons pas de mesures de flux à proximité du vol-
ayant été acquis durant le Paléozoïque.
Ces tendances régionales ne peuvent être reliées qu'à des
canisme miocène et pliocène-quaternaire de l'Anti-Atlas
variations à grande échelle soit de la composante crustale (en marocain, mais nous pouvons remarquer que les fortes valeurs
relation avec l'âge et la nature de la croûte), soit du flux
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
mantellique (liées à des phénomènes transitoires thermotec-
en direction des îles Canaries où l'activité volcanique de type
toniques récents).
alcalin se poursuit depuis le Miocène.
Relation entre reflux de chaleur, I ï�geet la nature de la croûte Aucune trace de volcanisme récent comparable n'est obser-
De nombreuses études ont mis en évidence une décroissance vée dans la zone d'In-Salah. Nous pouvons toutefois remar-
significative du flux avec l'âge croissant de la lithosphère quer que cette anomalie est associée à une morphologie
continentale (Chapman et Pollack 1975). Au Hoggar (Lesquer originale du relief. En effet, cette zone correspond à une vaste
et al. 1989), la chaîne Panafricaine est caractérisée par un flux dépression de 300 km de diamètre, dont le centre est occupé
moyen (55 mW - m-2), proche de la moyenne mondiale pour par des sebkhas ayant une altitude moyenne de 150 m, alors
les chaînes précambriennes (50 mu - � m~2). que celle des reliefs environnants est en moyenne de 700 m.
Par contre au nord, les bassins sédimentaires qui se sont mis Depuis le Pléistocène moyen, tout le réseau hydrographique
en place sur cette chaîne sont caractérisés par un flux supérieur converge vers cette dépression. L'altitude des sebkhas s'est
à cette moyenne, surtout au sud du 30e parallèle nord. De légèrement abaissée au cours du Villafranchien tardif (Conrad
même, la moyenne (45 mu - m-2) des valeurs obtenues sur 1969), ce qui pourrait témoigner d'une subsidence plus géné-
le Craton ouest-africain (Brigaud et al. 1985), proche de la rale au cours du Quaternaire. Le rapport entre cette déforma-
moyenne mondiale pour les zones cratoniques, est très infé- tion de la topographie et l'anomalie thermique n'est pas
rieure aux valeurs dont nous disposons sur la marge nord de évident, d'autant que, dans la région de Touggourt où la subsi-
ce craton (70 mu - m-2). dence locale s'est accompagnée d'importants dépôts au Villa-
Plus au nord, sur la chaîne alpine, le flux augmente rapide- franchien (Cornet et al. 1959), nous n'observons pas d'aussi
ment en direction de la Méditerranée; il est comparable à celui fortes valeurs du flux de chaleur.
généralement mesuré sur les chaînes tertiaires. Certains auteurs ont relevé, dans la région d'In-Salah, la
Ainsi, mis à part le Tell au nord de l'Algérie, les valeurs du présence de structures circulaires originales de petites dimen-
flux géothermique sont sans rapport avec l'âge des derniers sions (2-5 km), difficiles à interpréter, ce qui a conduit
TAKHERIST
ET LESQUER 625
:rtains d'entre eux à retenir, comme pour la structure de Tin Bossières, G., et MEGARTSI, M. 1982. Pétrologie des nodules de
:,der (5°E.-27°30'N.), l'hypothèse d'une origine volca- pyroxénolites associés à la rushayite d'In Teria (N. E. d'Illizi-ex.
Fort Polignac), Algérie. Bulletin de minéralogie, 105 : 89-98.
lque (Busson 1972).
Bien que les anomalies thermiques d'In-Salah, d'Illizi et de BRIGAUD, F., LUCAZEAU, F., Ly, S., et SAUVAGE,J. F. 1985. Heat flow
..ndouf apparaissent comparables, rien n'indique qu'elles from the West African Shield. Geophysical Research Letters, 12 :
548-552.
nient en continuité, qu'elles aient le même âge ou la même
BRIGAUD, F., CHAPMAN, D. S., et LE DOUARAN, S. 1989. Thermal
igine. Toutefois, elles impliquent nécessairement de très conductivity in sedimentary basins from lithologic data and geo-
Írtes remontées des isothermes qui ne peuvent être reliées physical well logs. AAPG Bulletin.
o'à une importante perturbation thermique impliquant le BussoN, G. 1972. Principes, méthodes et résultats d'une étude
anteau supérieur ou l'asthénosphère. stratigraphique du Mésozoïque Saharien. Éditions du Muséum,
Paris.
Conclusion CABY,R., BERTRAND, J. M. L., et BLACK,R. 1981. Pan African
ocean closure and continental collision in the Hoggar-Iforas seg-
Ces premières déterminations du flux de chaleur en Algérie
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partir des données d'origine pétrolière montrent que les Publishing Co., Amsterdam, pp. 407-434.
Issins sahariens sont caractérisés par une valeur élevée du CHAPMAN, D. S., et PoLLACK, H. M. 1975. Global heat flow: a new
ex géothermique moyen (82 ±19 mu - m-2). look. Earth and Planetary Science Letters, 28 : 23-32.
L'analyse de la carte obtenue nous a amenés à distinguer des CHIARELLI, A. 1973. Études des nappes aquifères profondes : con-
ndances régionales auxquelles se superposent des anomalies tribution de l'hydrogéologie à la connaissance d'un bassin sédi-
ermiques de plus courte longueur d'onde (100-150 km). mentaire et à l'exploration pétrolière. Thèse d'État, Université de
es dernières peuvent être associées à la structure des bassins Bordeaux, Bordeaux.
à à la nature de la croûte superficielle. Les tendances régio- CONRAD,G. 1969. L'évolution continentale Post-Hercynienne du
des permettent de définir un domaine central à flux modéré Sahara Algérien (Saoura, Erg Chech-Tanezrouft, Ahnet-Mouydir).
0-80 mu - m-2), bordé au nord et au sud par deux Mémoire du Centre de recherche sur les zones arides n° 10.
Centre national de la recherche scientifique, Paris.
)maines à flux plus élevé (supérieur à 90 mu - m-2). Cette
CORNET,A., GousKov, N., et PINARD,C. 1959. Sur la fosse sud-
partition est sans relation évidente avec la structure et l'âge aurasienne (Algérie). Compte rendu sommaire des séances de la
�sbassins ou de la croûte. Société géologique de France, Paris, pp. 83-84.
Les bassins d'In-Salah et d'Illizi ne semblent pas avoir DAUTRIA,J. M., et GIROD,M. 1987. African-Arabean Plate:
onnu la même histoire thermique, puisque, pour les mêmes Cenozoic volcanism associated with swells and rifts. Dans Mantle
servoirs et la même roche mère, on observe à l'est essen- xenoliths. Éditeur : P. H. Nixon. John Wiley � Sons Ltd., New
:llement des gisements à huile, alors qu'à In-Salah, les gise- York, pp. 195-214.
ents sont exclusivement à gaz secs (Robert 1985). Il semble DAUTRIA, J. M., et LESQUER, A. 1989. The recent geodynamic of the
Lr conséquent que les anomalies thermiques mises en évi- Hoggar swell and its nearby regions (central Sahara, southern
:nce n'ont pas affecté cette répartition, ce qui suggère Algeria and eastern Niger). Tectonophysics. (Sous presse.)
belles seraient d'origine récente. DESBRANDES, R. 1982. Diagraphies dans les sondages. Édition Tech-
Par ailleurs, des études récentes sur les ondes de surface nip, Institut français du pétrole, Paris.
DOWDLE, N. L., et COBB,W. M. 1975. Static formation temperature
[adiouche et Jobert 1988) montrent que le nord de la plaque from well logs: an empirical method. Journal of Petroleum `
ricaine est caractérisé par des vitesses sismiques plus faibles
Technology, 27 : 1326-1330.
te dans la partie sud. Cette zone anormale semble rejoindre DUBIEF,J. 1963. Le climat du Sahara. Vol. 1 et 2. Mémoire du
l'est celle de la mer Rouge. Centre national de la recherche scientifique, Université d'Alger,
Nous pensons que ces différentes données indiquent l'exis- Alger.
nce d'importants phénomènes thermiques récents impliquant FABRE,J. 1976. Introduction à la géologie du Sahara algérien et des
,cessairement la lithosphère profonde et dont pourrait régions voisines. Société nationale d'édition et de diffusion, Alger.
moigner localement le volcanisme alcalin cénozoïque et GIROD,M. 1968. Le massif volcanique de l'Atakor. Études pétrogra-
latemaire. phique, structurale et volcanique. Thèse de doctorat ès sciences,
Université de Paris, Paris.
GuiRAUD,R. 1985. Tectonique Post-Hercynienne en Afrique du
Remerciements Nord et de l'Ouest. Centre international pour la formation et les
Cette étude a été réalisée grace à la Société nationale de échanges géologiques, Paris, publication occasionnelle n° 4, pp.
tnsport et commercialisation des hydrocarbures (Division 185-222.
(ploration) qui nous a autorisés à utiliser les données pétro- HADIOUCHE, O., et JOBERT,N. 1988. Geographical distribution of
:res et qui a soutenu financièrement leur exploitation. Nous surface wave velocities and three dimensional upper mantle struc-
ture in Africa. Geophysical Journal, 95 : 87-109.
mercions particulièrement G. Vasseur et F. Lucazeau
HORAI,K. 1. 1971. Thermal conductivity of rock-forming minerais.
Université des sciences et techniques de Lille) pour leur aide Journal of Geophysical Research, 76 : 1278-1308.
leurs critiques constructives. LEBLANC, Y., PAscoE,L. J., et JoNES,F. W. 1981. The temperature
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tion Services techniques Schlumberger, Paris. zoic links between northeastem Brazil and West Africa: a plate tec-
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comparison with structural, gravimetric and petroleum data. LESQUER. A., BOURMATTE, A., et DAUTRIA, J. M. 1988. Deep struc-
Tectonophysics. 142 : 99-109. ture of the Hoggar domal uplift (central Sahara, south Algeria)
.ACK, R., CABY, R., MOUSSINE-POUCHKINE, A., BAYER, R., BER- from gravity, thermal and petrological data. Tectonophysics, 152 :
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RYBACH,L. 1986. Amount and significance of radioactive heat
sources in sédiments. Dans Thermal modeling in sedimentary
169 FLUXDECHALEURIMPLICATIONS
: GEODY1VA_VIIQLES
CHAPITRE IX :
FLUX DE CHALEUR ET
IMPLICATIONS 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 ne peut être corrélée avec la structure géologique qui est dominée par
une structuration subméridienne, acquise principalement à la faveur de l'événement Pana-
fricain (600 Ma). Les différents que ont suivi n'ont pas affecté nota-
épisodes tectoniques
blement la croûte dans ces régions. Ainsi, la croûte sous les bassins au nord du Hoggar serait
au minimum d'âge Panafricain, si ce n'est plus ancien. La plateforme saharienne est réputée
stable actuellement. A la limite Eocène-Oligocène, au nord, la chaîne atlasique acquiert sa
structuration 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
and evidence for the presence of an "anomalous"

Geophysical petrological
beneath the Sahara basins (Algeria)
upper mantle
3.4
J.M. Dautria and O. Hadiouche
A. Lesquer ', D. Takherist ' 2,
(Reproduit avec l'ainable autorisation d'Elsevier Sci.Publ., Amsterdam)

1711 FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GéODYNAMIQUES
Earrh and Planetary Science Letters, 96 (1990) 407-418 407

Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam - Printed in The Netherlands
[XLeP]
Geophysical and petrological evidence for the presence of an " anomalous"

upper mantle beneath the Sahara basins (Algeria)
A. Lesquer J.M. Dautria 1 and O. Hadiouche 3.4
\ D. Takherist u,
Centre Géologique et Géophysique, Université des Sciences et Techniques du Languedoc, Place E. Bataillon, 34060, Montpellier Cedex
(France)
2 des Hydrocarbures,
Société Nationale de Transport et de Commercialisation 2, Rue du Capitaine Azzoug, B.P. 28, Hussein Dey, Alger
(Algérie)
3 Institut de Physique du Globe, 4, Place Jussieu (Tour l4-14), 75252, Paris Cedex 03. (France)
4 B.P.
lnstitut des Sciences de la Terre, U.S.T.H.B., 31, El-Alia and C.R.A.A.G., B.P. 63, Bouzereah, Alger (Algérie)
Received July 19, 1989; revised version accepted October 3,1989
°
North of 20 N, the northwest part of the stable African shield is characterized by an anomalous high heat flow zone
(80-110 mW M-2). This east-west elongated zone is oblique to major Proterozoic structural units and cannot be
related to différences in crustal heat production. Maximum heat flow occurs in the southem part of the Sahara basins
(100-120 mW m-2). Only a mantle heat flow contribution of 60-70 mW m-2 can account for this very high surface
heat flow. Il estimated geotherms suggest that the température of upper mantle is anomalously high and partial
melting may be présent at shallow depths. This hypothesis is supported by the existence of a long-wavelength negative
component of the gravity field that corresponds with the high heat flow axis and with the very low lithospheric S-wave
velocities (4.2-4.4 km/s) down to 160 km obtained from surface wave studies. In addition, the chemistry of the scarce
Cenozoic melilitite lavas (Illizi volcanic district), geographically associated with the thermal anomaly, as well as the
mineralogy of their inclusions (phlogopitized garnet/spinel peridotite and alkali clinopyroxenite) show that the upper
mantle beneath this région is locally highly metasomatised and partially melted. From these preliminary results, it
appears that the northwest African upper mantle has been modified by récent thermal rejuvenation processes
(including gas transfer) that are likely to be more extensive in the southem part of the Sahara basins.
1. Introduction (100-120 mW M-2) in southem Algeria, north of

the Touareg shield. Such high heat flow values are
A first insight into the long-wavelength compo- commonly correlated with lithospheric and
nent of heat flow variations in West Africa has asthenospheric processes.
been recently proposed by Lucazeau et al. [1] (Fig. This paper is focussed on the high heat flow
1). South of latitude 24°N the West African Cra- values associated with the Sahara basins in Alge-
ton (WAC) is characterized by an average heat ria. After assessing the quality and the reliability
flow (30 t 10 mW m-z) lower than those of the of heat flow déterminations, an attempt is made to
Touareg and Benin-Nigeria Pan-African shields account for the extra heating of this tectonically
(51 ± 10 mW m-2) and the Senegalo-Mauritanian "inactive" zone. A crustal heat production model
basin. These values agree with those observed using heat generation measurements is proposed
within other Precambrian shields and can be inter- for the Touareg shield. Assuming the crust be-
preted as evidence of major differences in deep neath the Sahara basins is similar to that of the
thermal structure between the WAC and the Pan- Touareg shield, this model is used to estimate the
African mobile belts [2]. To the north, if we ex- mantle heat contribution for the Sahara basins.
clude the Alpine domain in Morocco, the ob- Correlations with gravity field and surface wave
served heat flow is greater than 80 mW m-2, and velocity distribution allow to propose the ex-
the most striking thermal feature is an east-west istence of an anomalous mantle beneath the Sahara
high heat flow axis which trends from the Canary basin. This hypothesis is then examined with re-
Archipelago to Lybia, with maximum values spect to information on the nature of the upper
0012-821X/90/503.50 m 1990ElsevierSciencePublishersB.V.
408 A. LESQUER ET AL.
mantle obtained from xenoliths of a volcanic dis- Precambrian craton stable since 2000 Ma and the
trict located near the peak of the thermal anomaly. surrounding mobile belts largely of Upper Pro-
terozoic age. The basement of the WAC exposed
2. Geological context in the Reguibat and Leo uplifts is dominated by
the occurrence of Archean nuclei surrounded by
West Africa is essentially composed of two low-grade volcanoclastic Birrimian formations.
major tectonic units (Fig. 2): the West African These formations were affected by the Eburnean
heat flow variations, contoured at 20 mW m-Z interval (modified from Lucazeau et al. [1]). Stars: classical
Fig. 1. Map of régional
measurements; dots: BHT or DST data; triangles; published offshore data. The shaded area corresponds to heat flow � 80 mW
m- 2 ; ah refers to the heat flow profile in Fig. 6; IS - In Salah; IL - Illizi; T = Tamanrasset.
.1
AN "ANOMALOUS" UPPER MANTLE BENEATH THE SAHARA BASINS 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 sug-
gested 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
1. l. Heat f low data
cover; 3 - craton limit from Lesquer et al. [41); 4, 5 = Pan-
African domain ( 4 = basement, 600 Ma; S = post Pan-African Two kinds of temperature data are available in
sedimentary cover); 6 = Maghrebides alpine fold belt; 7 = northwest Africa: (1) classical measurements per-
Megafaults. formed in shallow boreholes (mining sites) at ther-
mal equilibrium [11-13]; and (2) bottom hole
temperatures (BHT) and drill stem test tempera-
tures (DST) in deep oil exploration wells [12-14].
orogeny (approximately 2000 Ma) and intruded BHTs have been corrected for mud circulation
by numerous lower Proterozoic granitoids. The cooling using a correction law of BHT versus
Taoudeni basin occupies the central part of the depth obtained by comparing BHTs to DSTs
WAC, and is filled with sediments from Upper [12,13]. The mean temperature gradient in oil ex-
1
Precambrian to Paleozoic in age. Changes in the ploration wells varies from 20 to 38 ° C km-'
gravity pattern support the subdivision of the [12] whereas it is only 10 ° C km-' [11] for the
WAC into discrete rigid crustal blocks of Archean Touareg shield.
age surrounded by accreted highly deformed Pro- For the mining sites, rock thermal conductivity
terozoic belts [2-4]. is generally measured on core samples, whereas
The WAC is surrounded by Pan-African mo- for oil wells conductivity of sedimentary rocks is
bile belts (Anti-Atlas, Touareg shield, Benin- estimated using empirical relationships between
Nigeria shield, Rockellides, Mauritanides) over- thermal conductivity, mineralogy and porosity ob-
lain by Paleo-Mesozoic sedimentary basins tained from lithostratigraphic and geophysical logs
(Sahara, Niger, Tindouf). These belts resulted from [15]. The conductivity ranges from 1.8 (shales) to
collisional tectonic processes around 600 Ma [4-7]. 5.4 W m - °C-' (Cambrian quartzites) [14]. The
The Touareg shield is dominated by north-south conductivity integrated over the whole strati-
1
elongated structural units between which correla- graphic column varies from 2.5 to 3.8 W m-'
tions are not always possible [8]. Gravity data
correlate with these structures and outline their For
shallow boreholes, the heat flow values
extension northward and southward within the were calculated from the product of the local
basement beneath the Sahara and the Niger basins. mean temperature gradient and the measured
The Pan-African belt has been locally re- thermal conductivity. For oil exploration drill holes
activated by the Caledonian (Mauritanides) and a procedure of data inversion was used [16]. Reli-
the Hercynian (Mauritanides, Atlas, Ougarta) ability of the two sets of data is unequal. Despite
orogenies. Only the northern margin of the Afri- the extrapolation, the temperature gradient in the
1 1 1
oil wells may be more representative of deep ther- 2.2. Crustal heat contribution
mal state than the temperatures measured in shal- Oil exploration wells and gravity data show
low boreholes. Shallow holes can be affected by that Pan-African belt of the Touareg shield ex-
water circulation, topography and paleoclimatol- tends northward beneath the sedimentary cover.
ogy. On the other hand the estimated conductivity On the Touareg shield, heat production measure-
in oil exploration boreholes leads to greater un- ments, together with some geological and geo-
certainties. Heat flow determinations from oil wells physical constraints on crustal deep structure, al-
and shallow boreholes in Tunisia and Morocco are low us to propose a crustal heat generation model.
consistent with each other [12,13]. As a hypothesis, this model will be considered as
In the Sahara basins, short-wavelength heat valid for the Sahara basins crust.
flow variations can be correlated with basement
topography, variations in basement heat produc- Heat generation data (Touareg shield). From west
tion or groundwater disturbances [14]. In order to to east, three major structural domains are dis-
show the regional trends these short-wavelength tinguished in the Touareg shield (Fig. 3): .
heat flow variations have been removed in Fig. 1. - The Pharusian belt, mainly composed of
The 200-400 km wide east-west belt (In Salah-Il- greenschist facies of Upper Proterozoic metavol-
lizi belt) of high HF values ( � 100 mW m-2 ) canic and volcanoclastic rocks. This belt includes
separates two distinct geothermal provinces: the pretectonic calc-alkaline batholiths and Pan-Afri-
crystalline Touareg shield to the south, which dis- can granitoids. It is divided into two branches by
plays low average heat flow ( � 50 mW m-2); and the older (2000 Ma) In-Ouzzal granulite block;
to the north, the Sahara basins and the Alpine - The Polycyclic Central Hoggar, composed
range where heat flow is significantly higher ( � 80 mainly of Archean and Eburnean high-grade rocks
mW m-Z). Although the gradient between the reworked during the Pan-African orogeny and in-
anomalous high heat flow belt and the normal truded by abundant Pan-African granitoids;
heat flow Hoggar zone is poorly defined (more - The Eastern Hoggar domain, stabilized at
than 300 km separate the two sets of data), the an early stage of the Pan-African episode around
magnitude of the change in mean heat flow is so 725 Ma ago. It includes a Late Pan-African en-
high (see also profile of Fig. 6) that only a major sialic linear belt along its western margin. The
change in deep thermal regime can account for it. heat production due to decay of radioactive ele-
The high heat flow belt affects the WAC as well as ments has been estimated by analysing 276 sam-
the Pan-African domain. It cross-cuts the pies for U, Th and K by the neutron activation
north-south Pan-African structures which extend method using rock powders collected for previous
northward under the Paleozoic sedimentary cover geochronological, petrographic or structural stud-
without major modifications as far northward as ies [18-21]. In addition, 16 core samples from oil
latitude 30 ° N. The apparent inconsistency of the drill holes provided a sample of the Sahara basin
anomalous heat flow belt with the crustal struc- basement. U, Th and K concentration data [22]
ture pattern suggests that little heat, if any, may from 50 volcanic samples of the Pharusian belt
be associated with differences in crustal heat pro- were included.
duction between Touareg shield and Sahara basin The rock powders were selected to be repre-
basement. If the Touareg shield heat flow is as- sentative of the major lithologic formations of the
sumed to be normal, the heat flow anomaly is Pharusian belt and the Polycyclic Central Hoggar
40-60 mW M-2 for the In Salah-Illizi belt and (Table 1), but of course, do not allow an exhaus-
20-30 mW m-2 for the whole Northern Sahara. tive survey of the upper crust heat contribution.
Westward, the In Salah-Illizi heat flow belt Sampled localities are indicated in Fig. 3 together
correlates with a large scale topographic depres- with heat flow sites.
sion (altitude � 200 m). The center of this de- For granulite facies terranes representing an-
pressed area is occupied by the Sebkha Mekkerane cient lower crustal horizons the heat production
which has subsided slightly during the Quaternary range (0.3-0.9 ILWm - 3 )is very close to published
[17]. Eastward, it correlates with the small-sized values for granulites throughout the world [23].
Illizi volcanic district. For the polycyclic orthogneisses of Central Hog-
African crust (upper, intermediate and lower

crust). A poorly-documented seismological study
from the French nuclear explosion of In Ekker
[24] indicates a mean thickness of 30 km for the
crust of Central Hoggar and the existence of a
lower crust 11 km thick. This lower crustal section
with Vp = 7.15 km s"1 is inferred from basaltic
xenolith [25] to be granulite facies rocks (0.2-0.4
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 granu-
lites (0.3-0.9 fiW m-3) representative of a deep
and intermediate old crust intruded by syntectonic
Fig. 3. Sketch map of the Touareg shield and location of the migmatitic granites (1.7 �Wm-3). A mean heat
samples used for U, Th, K analysis. Solid circles: heat flow production tif 0.8-1.4 p. WM-3 is assumed for this
measurements in shallow boreholes [11]. The numbers in circles
refer to the locations in Table 1:7- In-Ouzzal granulitic unit;
crustal level.
2 - Polycyclic Central Hoggar; 3 = eastern branch of the For this model, the crust contributes between
Pharusian belt; 4 = western branch of the Pharusian belt; 24 and 34 mW M-2 to the surface heat flow and
5 = eastern Hoggar; 6 = post-Precambrian sedimentary cover; the average crustal heat production, 0.8-1.1 juW
T = Tamanrasset; IS - In Salah; IL - Illizi,.
m-3, is comparable with the range 0.5-1.0 �W
m-3 given by Jaupart and Provost [27] for Pre-
gar there is a large scatter. The mean heat produc- cambrian crust. In the southern part of Central
tion is 1.7 juW m- 3 the higher values (3.0 p.W Hoggar, the average heat flow (10 data) is 50 mW
m-3) correspond to 2.0 Ga old granitic ortho- m-2 [11]; the mantle heat flow is, therefore, about
gneisses. Pan-African granitoids within the Central 16-26 mW m- 2
Hoggar and the Pharusian belt have the same Westward along the eastern margin of the
mean heat production (1.6 p.W m-3). In the granulitic In Ouzzal unit, heat flow is 26 mW
Pharusian belt, the high-grade old alkaline or- m-Z. Such a low value agrees with a crustal sec-
thogneisses reactivated during the Pan-African tion made of granulite facies rocks, 30-35 km
events are enriched in U and Th (3.5 ftW m-3). thick, with a 0.2-0.4 g,W m-3 mean heat produc-
They represent the basement of the Upper Pro- tion [23] and a mantle heat flow in the range
terozoic volcanoclastic rocks (0.9 �W m-3). 12-20 mW M-2.
Measurements on few core samples from Sahara For the Pharusian belt, the interpretation of
basins basement (Table 1) provide similar values. gravity data [28] has shown that the upper crust is
This result is in agreement with our assumption composed of granites and volcanic rocks extend-
that the crust of the Sahara basins and those of ing down to 5-8 km. The surface weighted heat
the Touareg shield have similar heat production. production of this crustal level is 2.4-2.2 /iW M-3.
We have no information on the nature or thick-
Crustal heat production model. Despite the radioac- ness of the deep and intermediate crust. If, for the
tivity data scatter and the paucity of geophysical deep crust, a 0.8 p.W m-' mean crustal heat
information on the deep structure, a crude model production is assumed (the value for the Tas-
for vertical distribution of heat production can be sendjanet gneisses are regarded as representative
proposed for the Touareg shield. For the Central of deep crustal levels [18]); the crustal heat contri-
Hoggar this model includes a three layered Pan- bution ranges from 32 to 40 mW m - 2. This value
176 FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUE!
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 Salah-Illizi zone. The assumed parameters are:
Hoggar. Only one heat flow measurement (53 mW mean radiogenic heat ranging between 0.8 and 1.2
m-2) has been made in the Pharusian belt; itt /iW m-3; 30-35 km thick crust; and no mantle
indicates that mantle heat flow should range be- heat production contribution. In the crust, thermal
tween 13 and 21 mW M-2. conductivity decreases with increasing tempera-
In summary: (1) in the Hoggar shield, the ture according to Wells' formula [29]. In the man-
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 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 Fig. 4. Geotherms for various values of surface heat flow and
mean crustal heat production of 0.8 pW m-3 (solid line) and
calculated for surface heat flow of 50, 80 and 100 1.2 m-3 -
pW (dashed line). The shaded area represents the
mW m-2 (Fig. 4) corresponding, respectively, to equilibrium conditions of the garnet peridotite xenoliths from
the Hoggar shield, the Northern Sahara and the In Illizi.
177 FLUX DE CHALEUR : IMPUCATIONS GEODYNAMIQUES
AN"ANOMALOUS"
UPPERMANTLE
BENEATH
THESAHARA
BASINS 413
tle, conductivity temperature dependence is from anomalous zone. The In Salah-Illizi geotherm in-
Schatz and Simmons [301. Fig. 4 shows that exten- tersects the solidus of peridotite (0.1% H20) at
sive lateral temperature variations occur at depth. about 60-80 km depth. Partial melting can there-
For example, the temperature at 80 km depth fore occur in this area at shallow depth, whereas
varies from 950 to 1050 ° C for the Nothern Sahara under the Hoggar shield the geotherm does not
to 350-450 ° C for the Hoggar shield and is maxi- reach the solidus at any depth. For the Northern
mum (1300-1400 ° C) for the In Salah-Illizi Sahara, the solidus is intersected at about 80-90
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 . A. LESQUER ET AL.
km depth. The geothermal data clearly indicate a cm-3 between sediments and basement has been
major change in lithospheric structure between the chosen. For this density contrast the correlation
Hoggar and the Sahara basins. between basement depth and gravity field is
minimal.
3. Relationships with gravity field To extract the part of gravity field related to
Hoggar swell deep compensating masses, we have
A regional gravity low ( � -100 mgal) is asso- used cross-spectral analysis of gravity and eleva-
ciated with the Hoggar swell [9,31], whereas the tion (between latitudes 20 ° N-29 ° N and
Sahara basin gravity field correlates positively with longitudes 1 ° W-9 ° E, for wavelengths greater
altitude (Fig. 5a and b). For example, the than 190 km). Removing this component from the
long-wavelength depressed area of Sebkha Mek- Bouguer field corrected for sedimentary effect, we
kerane is characterized by rather low Bouguer obtain residual anomalies (Fig. 5c) uncorrelated
anomaly values ( � - 70 mgal) (Fig. 5a). The with topography and sedimentary filling which
Bouguer gravity anomaly has been corrected for may be related to crustal and/or mantle hetero-
the effect of low-density sediments. The depth of geneities without relief expression.
the Precambrian basement is well known from North of the Hoggar shield, an east-west
seismic survey and oil exploration boreholes. Well elongated negative anomaly ( � -10 mgal) is ap-
logs indicate variation of sediment density with parent in the residual gravity field (Fig. 5c). Be-
depth. A homogeneous density contrast of -0.2 g cause 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).
trends, relationships with changes in crustal thick- North of latitude 24° N, the low-velocity zone
ness or density appear unlikely. On the other hand correlates with the high heat flow background
it is noteworthy that this negative residual trend (- 80 mW m-2). Southward the faster lithosphère
correlates well with the high heat flow belt and correlates with heat flow values which are normal
with the topographically depressed area of the for a Precambrian shield (� 50 mW m-2). A
Sebkha Mekkerane. This close relationship sug- thermal origin may be proposed, therefore, for this
gests that the density drop within the upper man- velocity drop. However, there is a no shorter-scale
tle may be associated with the thermal anomaly. low-velocity body that can be correlated with the
North of the 28 N parallel, high-amplitude posi- In Salah-Illizi anomalous heat flow belt. This may
tive anomalies, probably related to dense bodies in be because of the limited lateral resolution.
the crust, are superposed on this low-amplitude According to the velocity/temperature rela-
negative anomaly. This may explain why it has a tionship of Sato et al. [33], the inferred tempera-
smaller wavelength than the heat flow anomaly tures between 34 and 150 km depth beneath the
(especially near Illizi). Sahara basins are slightly above the dry solidus,
and partial melting (less than 3%) begins at shal-
4. Comparison with upper mande velocities low depths. These results contradict the lower
temperatures estimated from heat flow geotherms
The inversion of surface wave velocities along (Fig. 4) which show that partial melting only
different African paths without "a-priori" geologi- occurs at depths greater than 80 km (referring to
cal constraints [32] provided a three-dimensional the dry solidus). This suggests that either the Sato
image of the lithospheric structure beneath Africa. et al. model assuming a dry mantle is inap-
The cratonic areas are characterized down to about propriate, or that the conductive hypothesis as-
250 km by higher lithospheric velocities than the sumed for the heat flow geotherm calculation is
mobile belts. The most striking feature is the large not realistic. This latter conclusion may be sup-
low-velocity zone, 150 km thick, which runs ported by the high-velocity gradient observed be-
east-west across nothem Africa. Eastward, these ween 140 and 190 km which would indicate a
low velocities correlate locally with the Red Sea negative temperature gradient.
rift and westward they partly correlate with the
Sahara basins. The north-south cross-section 5. Composition of the mantle
along the 7 ° E meridian of Fig. 6 shows that the
distribution of surface wave velocities corrobo- Near Illizi about twenty explosion craters have
rates the major change in lithospheric structure been recognized [34]; the absolute age of volcanic
inferred from heat flow between the Hoggar shield activity is not yet known, but is is probably
and Sahara basins. North of latitude 24° N the Quaternary as suggested by some well preserved
mantle is characterized down to 160 km by low tuff rings. The lava fragments collected in ejecta
S-wave velocities (4.2 � V, � 4.4 km s"1) with a have the chemistry and the mineralogy of melili-
maximum drop between 100 and 150 km depth. tite. This peculiar type of lava is usually associated
This low-velocity zone, which dips northward un- with carbonatitic magmatism, rifting and presence
der the Mediterranean Sea, is underlain by a fast of a mantle of anomalously low density, as in the
zone. South of latitude 24°N, the Pan-African East African rift system [35] and the Rhine graben
belt mantle velocity is faster, with a bulk average [36]. No carbonatitic occurrence has been reported
of 4.5 km s-'. If we use the vertical distribution of up to now in the Illizi district, but this is probably
S-wave velocities south of latitude 24 ° N as a because of lack of accurate investigation. Ultra-
reference, the mean lateral velocity difference be- mafix xenoliths are sometimes very abundant
tween north and south ranges from -0.15 to around and inside the Illizi craters. They consist
-0.3 km s-' down to 150 km. Comparison with essentially of peridotite (30%) and clinopyroxenite
the heat flow profile (Fig. 6) shows that, in spite (70%). The dominant peridotite type is a spinel-
of the limited surface wave resolution and the gap phlogopite harzburgite which displays clear evi-
in heat flow data, there is a close relationship dence of deformation, hydration, metasomatism
between high heat flow and low S-wave velocities. and partial melting. Garnet peridotite has been
416 - , A. LESQUER ET AL.
found in one crater. It is a coarse-grained lherzo- rheology of the upper mantle associated with the
lite which also contains phlogopite. Its equilibrium maximum heat flow anomaly. Petrological evi-
conditions have been estimated using several geo- dence indicates that hydration, metasomatism and
thermo-barometers [37-39]. The temperature and partial melting have strongly modified this part of
pressure are respectively 1100-1200 ° C and the mantle. Deep mantle degassing may be
2.0-2.7 GPa. Thèse values are consistent with the responsible for such an evolution [44,45]. Mantle
presence of an anomalously high thermal gradient gases (H20, CO2, F, CI) are capable of taking into
beneath Illizi and the possible occurrence of par- solution several incompatible elements (Al, Na, K,
tial melting at relatively shallow depth (near 70 rare earth elements) and transporting them up to
km, Fig. 4). It is noteworthy that this suite of the lithosphere where they cause alteration and
peridotite xenoliths is petrographically similar to promote partial melting. The carbonatitic affinity
that from the carbonatitic Lashaine volcano of the Illizi volcanism is evidence for CO2 transfer.
(Tanzania, eastem branch of the East African Rift The geothermal gradient steepening recorded by
system) [40,41]. the peridotite xenoliths may be another conse-
The pyroxenites from Illizi have been investi- quence of this gas transfer.
gated by Bossières and Megartsi [42]. According Despite the limited extent of this volcanism,
to these authors, they may represent high-P but given the good correlation between the various
cumulates derived from a highly CO2 and H20- geophysical data, we propose to extend the
undersaturated magma. Their textures and anomalous mantle structure at Illizi across the
mineralogy are exactly the same as those of inclu- entire Sahara basin area.
sions from the highly potassic lavas of the north- The S-wave velocity model indicates that the
ern part of the western branch (Uganda) of the hot, slow and altered mantle zone occurs between
East African Rift. According to Lloyd et al. [35], the Moho and depth of 160 km. This is probably
these clinopyroxenites are the result of the com- the result of large-scale and recent degassing of
plete transformation of mantle lherzolite by both the mantle.
metasomatic and magmatic processes related to an The heat flow data raise the possibility that this
influx of fluids. Beneath Uganda, the lithospheric structure can extend across the northwest African
mantle has been probably entirely transformed zone between the Alpine belt and the Hoggar and
into clinopyroxenite as suggested by the lack of Reguibat shields. In addition, the velocity data
peridotite among xenoliths [35]. Similar pyroxen- suggest a connection eastward with the Red Sea
ites has been also found in the Rhine Graben rift zone. Northward this structure seems to dip
volcanoes [36-43]. under the Mediterranean Sea.
All the above evidence is consistent with the The geodynamical significance of this structure
hypothesis that the lithospheric mantle beneath is not known. It is noteworthy, however, that
the Illizi district has been strongly altered and, geophysical and petrological data suggest exten-
locally at least, transformed into alkali clinopy- sive processes involving the upper mantle. The
roxenite. The processes responsible for modifica- studies in progress (geochemistry of xenoliths and
tion are similar to those associated with rifting, geochronology of host-lava, gravity and thermal
but here the degree of alteration is less intense modelisation) together with planned magnetotel-
that has occurred beneath the western branch of luric and seismological surveys will allow more
the East African Rift. precise déterminations of the geometry, the origin
and the age of this structure.
6. Conclusion , --
Acknowledgements
The high heat flow anomaly of the Sahara
basins correlates well with a low S-wave velocity The authors are indebted to SONATRACH
zone and locally with a low-amplitude negative (Division Exploration) and EREM for active co-
gravity anomaly. The lavas and peridotitic xeno- operation and assistance. The authors are inde-
liths from the Illizi volcanic district provide an bted to Dr. G. Vasseur for his helpful suggestions
opportunity to probe the local composition and and to R. Caby, J.M. Bertrand and L. Latouche
181 1 FLUX DE CHALEUR : IMPLICATIONS GEODYNAMIQUES
for providing rock powders. This study was sup- 15 F. Brigaud, D.S. Chapman and S. Le Douaran, Thermal
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ported by DBT program
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183 FLUXDECHALEURIMPLICATIONS
: GEODYNAMIQUES
III. Conclusion sur l'étude du flux de chaleur

Cette étude a permis de mettre en évidence d'importantes variations régionales du flux
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. Mais rien n'indique à priori que les anomalies
observées soient de même origine.
Au niveau de la 1ère partie de ce mémoire, nous avons noté l'existence d'une sous-
compensation locale qui caractérise le sud des bassins sahariens et plus particu-
isostatique
lièrement 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
gravimétrique négative de grande longueur d'onde et donc d'origine profonde. Nous avons
porté sur la figure IX. 1 a l'anomalie de Bouguer corrigée de l'effet des sédiments et de l'effet
isostatique associé au relief pour la zone qui présente l'écart maximum à l'isostasie, sur
laquelle nous avons superposé les tendances régionales du flux chaleur, supérieures à 90
mW.m 2 danscette zone.
La corrélation entre les deux paramètres est évidente dans la partie occidentale, mais
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
représente la valeur moyenne 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 de gravité avec l'augmentation du flux. Cette relation suggère
l'existence, au niveau de cette zone, d'une anomalie négative de grande longueur d'onde (à
l'échelle du bassin) associée à la perturbation thermique. Globalement, cet écart à l'isostasie
est une caractéristique de l'ensemble des bassins sahariens étudiés ici qui sont également
caractérisés par un flux de chaleur relativement élevé.
Par ailleurs, Hadiouche et Jobert (1989) ont montré que la lithosphère au nord du Hoggar
est caractérisée par des vitesses faibles dans le manteau supérieur (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).
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 FLUX DE CHALEUR : IYIPLICAT10NS GEODYNAMIQUES
Ces observations de mettre en relation, plus ou moins localement, les valeurs

permettent
élevées du flux de chaleur avec la présence d'un manteau supérieur anormalement chaud et
léger.
D'après 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
effectuée dans le paragraphe précédent, à partir d'un modèle de croûte moyenne, montre une
augmentation de température de l'ordre de 800 à 1000 °C dans le manteau supérieur au niveau
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 en cours); d'après les observations de
terrain, il est probablement très récent (quelques millions d'années seulement).
Les observations effectuées à Illizi permettent de confirmer l'existence de ce manteau
anormal, fortement métasomatisé et allégé (annexe V); mais aucune évidence géologique ne
permet d'étendre ce résultat à toute la région.
Néanmoins, 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
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
189 CONCLUSION GENERALE
CHAPITRE X:
CONCLUSION GENERALE
L'objectif 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
et de ses implications sur leur dynamique au cours du Paléo-mésozoique. Cette analyse qui a
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
l'Afrique. Certaines relations de cette structure avec la mise en place et l'évolution des bassins
sédimentaires sus-jacents ont été analysées.
I. Analyse de la structure du socle précambrien à partir de la

gravimétrie.
Les données gravimétriques utilisées dans cette étude, provenant 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 entre les différents levés et l'incertitude introduite par la numérisation et
l'utilisation d'altitudes moyennes pour la transformation des données numérisées 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 stade, nous avons établi une carte gravimétrique homogène pour
l'ensemble de l'Algérie (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
par un important linéament gravimétrique positif (probablement lié à une géosuture),

- au sud, le domaine saharien dominé
par une structure gravimétrique subméridienne,
interrompue au nord du parallèle 30°N par des directions transverses 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 pana-
fricaine (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
ultra-basiques (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.
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
croûte au cours des phases tectoniques de la fin du Paléozoique. Cette remobilisation qui s'est
traduite en surface par un important bombement épirogénique, suivie d'une phase d'érosion,
a abouti à l'initiation dans la partie nord-orientale d'un bassin sédimentaire dès le début du
Trias.
La structure panafricaine a été également reprise au Crétacé inférieur, notamment dans

la région d'Illizi-Ghadamès, par une importante phase tectonique distensive (associée au
moins en partie à la collision de l'Apulie encore solidaire de la plaque Afrique au niveau de
la Turquie actuelle). Cette tectonique s'est surtout traduite par une remobilisation des accidents
panafricains, notamment en décrochement. D'importantes anomalies lourdes allongées
NNW-SSE marquent la région et pourraient traduire les modifications associées à cette phase
tectonique. Malgré la corrélation directe entre ces anomalies et la présence de basaltes

panafricains rencontrés en sondages, une interprétation en terme de structure crustale
superficielle (panafricaine) est peu probable, étant donné les volumes de roches denses (ba-
siques et ultrabasiques) énormes que cela implique.
Il est important 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 de l'axe Ougarta-Anti Atlas, le sillon le plus subsident de la pla-
teforme saharienne après le démantèlement 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 part, la tectonique tardi-hercynienne a particulièrement été très active à la
limite (orientale) de ces linéaments: structuration de l'Ougarta-Anti Atlas et de Amguid-
Messaoud-Dahar. La configuration du bassin carbonifère de Ghadamès évoque clairement le
rôle qu'auraient joué les accidents transverses NE-SW au cours de la tectonique
tardi-hercynienne. Au cours du Mésozoique, la mise en place et l'évolution 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 du bassin mésozoique du

Nord-est saharien.
Nous nous sommes intéressés particulièrement à l'étude du bassin mésozoique du fait
de sa localisation (nord-est saharien), de la conservation presque partout de ses séries sédi-
mentaires et de son évolution très contrastée par rapport à celle du bassin paléozoique (va-
riations des épaisseurs et des faciès). Ce bassin a été considéré jusque-là comme un glacis
épicontinental subissant des incursions marines venant du nord et du nord-est: un

épiphénomène mésogéen (Busson 1972). Cette étude permet de mettre en évidence l'existence
notamment de facteurs internes qui ont contribué à son initiation et à son évolution.
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 géodynamiques qui ont affecté le nord de la plaque
africaine.
La structuration du bassin du nord-est saharien a été acquise à la faveur de quatre phases

majeures:
- une
phase d'initiation au Trias inférieur, interprétée comme le résultat d'un processus
de bombement-érosion-contraction thermique, succédant à la tectonique qui a caractérisé la
fin du Paléozoique. D'autres modifications telles que l'intrusion magmatique (tholéites
permo-triasiques), le métamorphisme en base de croûte et la distension localisée sont invo-
quées pour expliquer la totalité de la subsidence triasique. Il est évident qu'un processus de
rifting ne peut être envisagé étant donné l'absence de jeu synsédimentaire significatif des
failles normales, sauf localement dans la région de Baguel;
- 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
sud-atlasique ("shear zone") implique un comportement mécanique de la lithosphère différent.

Cette différence peut expliquer l'entrainement à la subsidence observé;
- 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 et les directions de
structuration, nous distinguons deux dynamiques 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 centre-
occidentale, associée à l'accélération des taux d'accrétion océanique atlantique (Olivet
et al. 1984);
La zone structurale d'Amguid-El Biod est caractérisée pendant cette période par une
instabilité significative 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
d'importants mouvements horizontaux dans cette région.

- une
phase au Crétacé supérieur 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 de ce bassin s'est complètement ralentie à la fin du Crétacé supérieur. Notons
cependant qu'à la suite de la structuration de la chaine atlasique au Priabonien,
majeure
d'importants bassins flexuraux se sont formés à la limite septentrionale du domaine saharien
(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 (altitude -100 m dans les Chotts); ceci pourrait traduire
une phase de subsidence actuelle.
Cette analyse montre la complexité de l'évolution de ce bassin, conditionnée par l'hé-

ritage structural et le contexte géodynamique régional. Certains aspects ayant trait à la
paléogéographie, à l'alimantation sédimentaire et l'évolution de l'état thermique n'ont pas
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 épiro-
géniques 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 d'un véritable bassin à la faveur de mécanismes
locaux et régionaux. 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 dis-
ponibilité 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
BHT, étant donné leur perturbation parfois importante par l'opération de forage. Les
conductivités thermiques ont été estimées par modèle minéralogique à partir des diagraphies
et des analyses sur échantillons. Cette estimation est globalement conforme à quelques
mesures effectuées par la méthode de l'aiguille chauffante. Le flux de chaleur a été calculé
par inversion stochastique au niveau de 220 forages.
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 magnéto-
telluriques profonds sont prévus au niveau de la région d' In Salah. Ils permettront de confirmer
ou non cette hypothèse.
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. Cette anomalie est interprétée en terme de diapir man-
tellique caractérisé par de la fusion partielle à faible profondeur (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, notamment par d'autres approches géophysiques.
L'absence de données de sismique profonde constitue actuellement un handicap
important pour contraindre 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 CORRECTION

DE L'EFFET SEDIMENTAIRE
En admettant localement une relation linéaire entre l'épaisseur des sédiments et l'ano-
malie de Bouguer, nous avons étudié, par analyse spectrale, la corrélation existant entre la
topographie du bassin et l'anomalie de Bouguer corrigée de l'effet 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 de l'effet sédimentaire.
La cohérence permet d'estimer de degré de corrélation linéaire entre l'anomalie de
Bouguer (corrigée ou non de l'effet sédimentaire) et le bassin sédimentaire. Dans l'espace
des transformées de Fourrier, la cohérence s'écrit:
C0(k) = CI GH*)2/(LGG*. "IHH*) .

k = nombre d'onde
G et H = spectre d'énergie de l'anomalie de Bouguer et de la topographie du bassin

H* et G* = complexes conjugués 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 sédi-
mentaire 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 fré-
quences. La valeur de -0.25 est celle pour laquelle la corrélation s'inverse, comme le montre
��
la fonction de transfert. _
fig A1
213
ANNEXE II
COURBES DE SUBSIDENCE DES FORAGES

DU NORD-EST SAHARIEN
LEGENDE:
En trai plein : Enfouissement total du substratum,
En tireté : Subsidence 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 m
FORAGES PETROLIERS UTILISES POUR LA DETERMINATION
DU FLUX DE CHALEUR EN ALGERIE
(*) Kmy représente la conductivité moyenne intégrée à toute la colonne stratigraphique seloi
un modèle en série.
(**) ET représente l'écart-type correspondant à la valeur du flux calculée par inversion
stochastique. t
228
229
230
231
232
233
ANNEXE IV
Comparaison entre les conductivités thermiques

estimées par modèle minéralogique et mesurées sur échantillon
235
ANNEXE V
COMPOSITION DE LA CROUTE INFERIEURE ET DU MANTEAU SUPERIEUR

D'APRES L'ETUDE DES XENOLITHES ASSOCIES 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, 1987) et du fossé rhénan (Lloyd et al., 1975).
Si la pétrologie des pyroxénites a fait l'objet d'une étude complète (Bossières et Megartsi,
1976), l'aspect géochimique et les implications sur la nature du manteau supérieur n'ont pas été
complètement 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
d'échantillonnage sur le site d'In Teria en collaboration avec J. M. Dautria (C.G.G, Montpellier)
qui s'est chargé entièrement de l'analyse des échantillons.
1. Nature du manteau supérieur
Les xénolithes ultramafiques sont parfois très abondants au niveau de certains cratères
d'explosion. Ils consistent essentiellement en des péridotites (30%) et des clinopyroxénites
(70%). Les péridotites appartiennent au type lherzolite, hazbgurgite ou dunite. Le type dominant
est une hazburgite à spinelle-phlogopite. Elles sont toutes hydratées, contenant des micas
(phlogopite) ou de l'amphibole (pargasite) et montrent des traces évidentes de déformation et
recristallisation (texture porphyroclastique à granuloblastique) et de métasomatose (enrichis-
sement en éléments incompatibles, particulièrement en Terres rares légères). Cette succession
pétrographique (lherzolite -hazburgite -dunite) est de toute évidence le résultat d'une interaction
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 avec les résultats de l'étude du fossé rhénan (Lloyd et al., 1975), les
modifications du manteau supérieur et le volcanisme mélilititique sont des phénomènes associés
dans le temps et dans l'espace.
236
Ce volcanisme est ponctuel, par conséquent ces résultats ne peuvent être à priori repré-
sentatifs de toute la région. Il est situé effectivement 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 inférieure

Des xénolithes infracrustaux sont associés aux péridotites au niveau de certains cratères
d'explosion d'Illizi. Il s'agit de granulites basiques, 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
DOCUMENTS ET TRAVAUX DU CENTRE GEOLOGIQUE

ET GEOPHYSIQUE DE MONTPELLIER
N° 1 - R. BAYER : Interprétation des anomalies du champ de gravité et du champ géo-

magnétique : 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 GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE DE MONT-
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 : Caractérisation géochimique du volcanisme anté-orogénique de
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
des métabasites des groupes leptyno-amphiboliques du Massif central, (2) à la genèse
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)
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)
PELLIER. 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)
N° 19 - 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° 20 - 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)
N° 21 - J. CHERY : Modélisation thermo-mécanique de la déformation lithosphérique
intra-continentale. 200 p. ; ill. ; pl.couleur ; 1989. (150 francs)
N° 22 - 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)
N° 23 - 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)
N° 24 - 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)
N° 25 - 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)
PELLIER, 1988-1989.
N° 27 - 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).
Commandes à adresser à : LABORATOIRE DE GEOPHYSIQUE

Documentation
Université Montpellier II
34095 - MONTPELLIER CEDEX 5
France

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DOCUMENTS ET TRAVAUX

CENTRE GEOLOGIQUE ET GEOPHYSIQUE

Centre Géologique et Géophysique

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Par TAKHERIST Djilali

- le Professeur Pierre LOUIS qui m'a accueilli dans son laboratoire,

- Alexis MOUSSINE-POUCHKINE pour l'intérêt qu'il a porté à ce travail,

A la mémoire de mon père.

CHAPITRE I: INTRODUCTION GENERALE ...............'........................................ 7

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES ..................................................................... 197

La Plateforme saharienne,limitée au sud par le bouclier du Hoggar et au nord par l'Atlas

L'existence d'un volume important de données géophysiques (sismiques, gravimétriques,

l'opportunité d'une étude de synthèse à l'échelle régionale permettant:

" thermique actuel afin de disposer d'un

Ce mémoire comprend, après un chapitre d'introduction générale et un autre consacré au

CADRE GEOLOGIQUE GENERAL

rassei, Tf-- Tindouf, Tg= Touggourt, Tm=Timimoun.

II. Chaîne Panafricaine

1. Les principaux domaines structuraux

.�1.,1. La Chaîne Pharusienne

b - la branche rzharusienne occidentale : dont le socle, affleurant

c - la branche pharusienneorientale : séparée de la branche occidentale par le môle d'In

2. Les molasses de la chaîne

Au niveau de la zone Panafricaine, la phase principale de la cratonisation au Cambrien

III. Bassins Nord-Sahariens

Après la pénéplanation cambrienne, les différentes séries sédimentaires, essentiellement

1. Cadre structural général des bassins

- la synéclise ouest-algérienne, constituée par les dépressions de l'Ahnet et de Timimoun

- la synéclise centre-algérienne, comprenant les dépressions du Mouydir au sud et de

- la synéclise est-algérienne qui comprend la terrasse structurale d'Illizi au sud et la

- au nord, le bourrelet de direction W-E, constitué d'un certain

Le Cambrien s'est déposé, au niveau du Craton Ouest-africain, sur une couverture

peu profond et agité vers le sommet.

On groupe souvent ensemble les deux étages Carbonifère et Permien. Si le Carbonifère

- CarbonifèreInférieur : il est constitué d' une succession de séquences argilo-gréseuses

Le Carbonifère est surmonté parfois par des formations argilo-gréseuses parfois

2.2. Tectonique paléozoïque

de déformations NNW-SSE et NNE-SSW. Les raccourcissements observés sont cependant

Enfin, il faut souligner la grande homogénéité de la dalle saharienne, notamment entre

3.1. Surface anté-mésozoïque

Dès le début du Mésozoïque, d'importantes séries sédimentaires se déposent, notam-

Jurassique et surtout du Crétacé vers le sud et le sud-ouest. Cette sédimentation mésozoïque

Figll.6 : Schéma géologique du Sahara au débui du Mésozoique (d'après Fabre 1976).

3.2. Stratigraphie et Paléogéographie

Malgré sa vaste extension, le Mésozoïque saharien n'affleure que partiellement en

Il est essentiellement argilo-gréseux et représente la première phase de transgression

Sa limite inférieure, par le repère dolomitique "Horizon B", n'est pas

Figl].1] : Répartiliondesfaciès auCallovien-O;ifordien-KimméridjiendansleNord-estsahariend' après Busson ( 1971).

Le Néocomien qui comprend par endroit (domaine septentrional) une partie du

r Le Barrémien quant à lui correspond dans son ensemble à un important épisode

aptienne. Il est essentiellement gréso-argileux, devenant plus argileux et enfin carbonaté

Le Cénomanien comprend avec quelques interca-

Cette période du Crétacé Supérieur correspond à une importante transgression marine,

L'ensemble supérieur, représenté par des calcaires, dolomies et craies, correspond à

IV. Le Domaine Alpin

triasique, des nappes de charriage à matériel de nature flyshoïde ou carbonatée du Crétacé-

2. Principales étapes structurales

Les principales étapes de l'histoire structurale et tectonique polyphasée de cet ensemble

- Limite Trias-Lias : distension et début des coulissages sénestres, associés à l'ouverture