DSpace Collection:
https://ds.univ-oran2.dz:8443/jspui/handle/123456789/816
2024-02-23T01:01:24ZMilieu innovateur et développement durable : réflexions méthodologiques sur les outils de développement économique et déclinaisons territoriales
https://ds.univ-oran2.dz:8443/jspui/handle/123456789/3712
Titre: Milieu innovateur et développement durable : réflexions méthodologiques sur les outils de développement économique et déclinaisons territoriales
Auteur(s): KHALDOUN, Abderrahim
Résumé: Notre recherche actuelle est essentiellement consacrée à comprendre le lien entre la notion de « milieu innovateur » qui intègre la dimension géographique comme critère déterminant dans la nouvelle économie et l’approche entrepreneuriale qui repose avant tout sur l’initiative individuelle à l’échelle de l’aire métropolitaine Oranaise. En effet, le milieu innovateur se définit comme un ensemble territorialisé dans lequel les interactions entre agents économiques est forte (notion de réseau) et aussi par la convergence des apprentissages vers des formes de plus en plus performantes de gestion en commun des ressources.
Ainsi, les territoires se présentent comme les milieux actifs au sein desquels nait l’innovation. Ceci nous amène dans notre recherche à s’interroger dans quelle mesure, ces assertions et réflexions se vérifie-t-elle dans notre espace d’étude ?
L’analyse sous l’angle de la « nouvelle géographie économique et l’économie géographique »renvoie de fait à considérer le milieu géographique comme un système formé de l’ensemble des éléments capable de fournir à l’entreprise innovantes les intrants qui lui sont indispensables pour valoriser le territoire et cela renvoie forcément aux notions de synergies locales ou de « synergies territoriales ».
L’esquisse d’une réponse a cette question centrale se fera à partir de notre analyse de quelques entreprises productives situées dans le périmètre d’étude et également certaines formes d’organisations innovantes mises en place localement, en occurrence le système productif localisé, filières innovantes : viticulture, pierre dimensionnée et les initiatives locales d’emploi, projet pilote à Ain Témouchent.
Le dénominateur commun de ces projets et le recours aux ressources locales pour développer et manager le territoire, considéré comme matrice de base de l’innovation.2013-01-01T00:00:00ZMise en évidence des phénomènes dynamiques contrôlant le littoral oranais (de la Calère à la Pointe de Canastel) : étape fondamentale pour une cartographie des risques géologiques
https://ds.univ-oran2.dz:8443/jspui/handle/123456789/3268
Titre: Mise en évidence des phénomènes dynamiques contrôlant le littoral oranais (de la Calère à la Pointe de Canastel) : étape fondamentale pour une cartographie des risques géologiques
Auteur(s): BENABDELLAH, MOHAMMED
Résumé: L’histoire géologique de la méditerranée occidentale montre que le Nord de l’Algérie évolue,
depuis la fin du Miocène, dans une phase post-collisionnelle caractérisée par un régime de
déformation dominé par la rotation antihoraire de l'Afrique par rapport à l'Eurasie.
Les anomalies à l’air libre maximum observées en pied de pente ou sur les reliefs à terre ne
sont pas supérieures à 120 mGals en valeur absolue. Les monts de Murdjadjo et d’Arzew,
soulignés par de fortes anomalies isostatiques positives (entre 0 et +50 mGal), ne sont pas
encore à l'équilibre isostatique. La surrection de ces monts est, donc, provoquée par le
déséquilibre isostatique et leurs pulsations ne sont, au fait, qu’un simple réajustement
isostatique. L’ampleur des mouvements verticaux est d’autant plus importante que l’épaisseur
du Néogène est plus faible. Ces valeurs sont faibles par rapport à celles des marges en
subduction qui peuvent présenter, au niveau de la fosse ou de l’arc, des anomalies supérieures
à 200 mGal en valeur absolue. Un modèle avec zone de subduction au niveau de la marge
nord africaine n’est pas valide. La marge algérienne, encore loin d’un stade de subduction
« établi », serait en phase d’une réactivation d’une marge passive.
Des Monts d'Arzew à l’Est jusqu'à Mers El Kebir à l'Ouest, la bordure côtière se caractérise
par une pente légère dirigée vers la Méditerrané. Au Nord de la bande littorale, située entre la
Ville d’Oran et Canastel, nous avons un front de mer à pente abrupte avec localement des
falaises. Ces dernières sont faites de marnes miocènes surmontées de bancs gréso-calcaires du
Plio-Quaternaire. Les éboulis, quant à eux, forment la pente qui relie le bord du plateau au
rivage. Extrêmement plastique et souple dans son ensemble, le matériel néogène glisse, se
lamine, se boudine et s’entasse sur lui-même ; il ne joue qu’un rôle passif car il est incapable
de transmettre réellement les poussées. Cet état de fait laisse croire que ce matériel n’a cessé
d’être l’objet de phénomènes de glissements, particulièrement au cours du Miocène inférieur.
Le domaine marin se caractérise par un socle surmonté par une pile stratigraphique qui débute
par un niveau infra-salifère (vitesses de 3.5 à 5.5 km/s) attribué aux Tortonien à Langhien
(Miocène supérieur), et un niveau évaporitique et salifère messinien (vitesses variant de 3.7 à
4.5 km/s). Ces niveaux sont surmontés par la pile sédimentaire plio-quaternaire (2 km/s en
moyenne) qui représente le niveau le plus superficiel du remplissage sédimentaire. Les taux
de sédimentation sur la marge algérienne, seraient comprises entre 0.03 et 1 mm/an. En pied
de pente, les sédiments plio-quaternaires peuvent atteindre 2 km d'épaisseur sans toutefois
présenter des signes d'intense déformation confirmant par là l’inexistence d'un prisme
d'accrétion.
L’étude de l’interaction entre les processus sédimentaires, la tectonique et la sismicité au large
d’Oran a permis d’identifier des processus hydrodynamiques (courants turbiditiques) et une
série de faille en décrochement WNW- ESE au voisinage du canyon “des moules’’ au Nord
des îles Habibas. Au Nord d’Oran, au niveau des canyons actifs, des sédiments largement
dérangée existent suggérant une forte influence des courants turbiditiques qui remobilisent les
sédiments.
Le pied de pente de la marge algérienne serait, en théorie, un lieu plus favorable pour le
développement de failles et la formation de structures compressives. Cependant, dans la
réalité, les chevauchements au pied de la marge d’Oran - Mostaganem, sont absents.
Conclusion générale
270
Cette absence serait liée à la présence, le long de la pente, de l’ancienne marge transformante
dont la verticalité est peu propice à une réactivation en faille inverse. Elle n’est, actuellement,
pas active. La déformation se retrouve accommodée à terre par les nombreux plis NE-SW de
la région oranaise. Entre Oran et Arzew, nous avons une structure en fleur active,
probablement reliée (en échelon) à la faille de Yusuf qui est une faille décrochante dextre. Le
rôle joué par la ride de Yusuf dans l’évolution tectonique de la région d’Oran n’est pas encore
bien compris. Elle pourrait probablement transférer la déformation directement dans le Tell,
puisqu’une prolongation de ce décrochement a été cartographiée à terre entre Oran et Arzew .
Dans cette partie de l’Algérie du Nord, le régime des contraintes n’est, donc, plus compressif
du moment que la composante décrochante du rapprochement Afrique - Europe devient plus
importante.
Les décrochements dextres dans les directions ESE-WNW, et sénestres dans les directions
SW-NE, sont en harmonie avec le champ des contraintes actuelles. Les directions de ces
décrochements confirmeraient la migration du bassin Est-Alboran vers le N-E et le S-E. Les
structures décrochantes actuellement actives ne sont présentes qu’à l’Ouest d’Oran. Les
mécanismes au foyer des séismes purement décrochants semblent très minoritaires dans les
catalogues relevant de USGS, Harvard, IGN, … etc., et jamais associés à d’importants
séismes. Il apparaît, donc, que ces failles n’ont, aujourd’hui, aucune activité nette.
De ce fait, le long de la marge algérienne, les mécanismes au foyer en compression et la
présence de chevauchements à terre à proximité des côtes sont les indices de réactivation de la
marge en compression. Seules les structures sous-marines faillées SW–NE semblent être
actives dans le champ des contraintes actuel tandis que les structures NW–SE ne le sont pas
apparemment.
Du moment que la marge algérienne est située au niveau d’une suture d’une ancienne
subduction à pendage nord et que les chevauchements néo-formés ont un pendage sud, ceci
suggèrerait une initiation de subduction avec inversion de polarité.
En domaine terrestre, il résulte de l’ensemble des événements tectoniques qui ont agencé
l’oranie, du Mésozoïque au Néogène, un alignement général des reliefs (axes des plis et des
chevauchements) dans les directions E-W et NE-SW. En effet, le relief enregistre plusieurs
formes plicatives. Parmi les synclinaux, nous avons les aires occupées respectivement par le
lac Télamine et les salines d’Arzew. Les formes anticlinales sont représentées par le Djebel
Murdjadjo, le Djebel Orousse, le Djebel Debbi et l’anticlinal s’allongeant parallèlement au
Djebel Debbi, entre le Djebel Djira et Port aux poules. L’orientation de leurs axes dans la
direction d’E-W et du NE-SW indique que la compression, dirigée perpendiculairement à la
position des plans axiaux des structures en question, a une direction N-S à NW-SE.
Ces reliefs sont généralement recoupés par des accidents de différentes directions (le
décrochement de Kristel, l’accident d’Ain Franin-Arbal, l’accident de Ras El Ain - Château
Neuf , l’accident de Murdjadjo, la faille de Bousfer (F3), la faille de la Sebkha Nord (F4) et la
faille de la Sebkha Sud (F5). Parmi ces derniers, ceux de Kristel, du Murdjadjo et d’Oran (F4)
sont des accidents actifs capables, en cas de séisme, de menacer toute la région d’Oran. Ils
constituent, par leurs caractéristiques structurales, des paramètres inéluctables pour toute
étude d’aléa sismique.
En général, les fractures affichent une direction principale de N50°E qui pourrait remonter
jusqu’au Miocène en passant par le Plio-Quaternaire.
Conclusion générale
271
Parmi les fractures, les diaclases tectoniques sont les plus courantes au niveau du plateau de la
frange maritime. Au niveau des formations calcaréo-gréseuses du Quaternaire, les diaclases
présentent une direction principale Nord-Sud qui est apparemment celle du réseau le plus
récent. Ces fractures en mode I, ayant habituellement pour origine le plissement local des
couches et le régime distensif, s’organisent en deux (2) types de réseau de familles
”systématiques” :
Les réseaux orthogonaux qui se forment entre les fractures de directions ([N10°-
N20°] et [N110°- N120°]).
Les réseaux conjugués formés par les fractures ([N0°] et [N60°])
Les réseaux orthogonaux sont présents principalement au sein des strates tabulaires ou
monoclinales, alors que les réseaux ”conjugués” semblent apparaître lorsqu’il intervient un
plissement des couches, se surimposant quelquefois à des réseaux orthogonaux préexistants.
Les directions N20°-35° et N140°-160° correspondent à des microfailles organisées en
système conjugué. La première direction (N20°-35°) est attribuée à des failles inverses
décrochantes senestres. La direction N70°-80° se rattacherait à des décrochements dextres. La
direction N140°-160° correspondrait à des failles normales décrochantes dextres. Les
directions N60°-N80°E, rencontrées aux niveaux des stations de la Calère (Port d’Oran) et du
Ravin blanc (nouvelle route du Port d’Oran), peuvent remonter respectivement au Serravalien
-Tortonien et le Pléistocène moyen-Actuel.
Sur le plan microtectonique, les mesures relatives à la tectonique cassante effectuées entre
Mers el Kébir et Kristel montrent que le champ de contraintes est de N148°E±30° ce qui
explique la diversité des directions de raccourcissement (σ1) relative aux phases compressives
pliocènes et plio-pléistocènes. Il semble que la région a enregistré les effets d’une tectonique
polyphasée. La direction (σ1) est proche de NE-SW lorsque la déformation est décrochante
distensive (des déformations distensives NW-SE ont été identifiées à une échelle locale au
niveau des formations du Miocène terminal et Plio-Quaternaire); elle est voisine de NW-SE
lorsque la déformation est décrochante compressive.
La phase distensive dévoilée au niveau des falaises d’Oran Est pourrait correspondre, entre
autres, à la présence, à ce niveau ou en mer non loin de la côte, d’une charnière de pli forcé de
longueur d’onde pluridécamétriques qui s’est formée à l’aplomb d’une faille sous-jacente
(faille inverse ou normale). L’accentuation de cette courbure est accommodée par l’ouverture
de la fracturation de fond et par le rejet sur des plans de glissement incurvés issus de la
coalescence de certaines de ces fractures de fond favorablement alignées.
La tectonique souple observée, le long de la frange maritime Est, aurait été formé par des
contraintes de direction compressive NE-SW alors que les ondulations post - Pliocène
inférieur ont été formées par des contraintes compressives NW-SE. Ces déformations, sans
relation nette avec le soulèvement des falaises, confirment encore une fois que la contrainte
principale est majoritairement compressive. Sa direction, qui varie légèrement de NNW-SSE
à NW-SE, est aussi celle de la convergence Afrique-Europe.
L’analyse de l’allure du chevelu hydrographique, pour le domaine oranais (Massifs Côtiers et
plateau d’Oran), montre l’existence d’une tectonique cassante et décrochante dont les
directions majeurs sont N20°, (N50° à N60°), (N110 à N145°) et (N160° à N180°E).
Conclusion générale
272
Ces directions ne sont pas typiquement quaternaires ce qui veut dire que les structures (failles
normales, failles inverses et décrochements) anté-quaternaires ont vraisemblablement la
possibilité de se reconduire. Au niveau du Ravin Blanc, il existerait un panneau effondré serré
entre deux failles décrochantes N145°E, parallèles à celui de Kristel. Si ces décrochements
sont établis, ils pourraient se révéler sismogènes vu leur longueur plurikilométrique. Ses
observations sont en cohésion avec le contexte tectonique régional du littoral oranais.
La néotectonique quaternaire ne pouvait, donc, que respecter les grandes directions déjà en
place. Les horsts restent, d’une manière générale, animés de mouvements positifs tandis que
les grabens conservent leur subsidence. Les failles décrochantes dextres N90°E singularisent
le Quaternaire moyen dont la direction de raccourcissement est N145°E. Cette phase
compressive favorise la formation de failles inverses ainsi que des plis à N50°E.
Sur le plan séismotectonique, l’activité séismique se concentre, dans le Tell algérien,
essentiellement dans deux régions principales à savoir El Asnam et Oran. Par contre au niveau
du littoral oranais et en domaine marin à proximité immédiate de la ville d’Oran, quelques
séismes, probablement liés à l’activité des prolongements vers le Nord des discontinuités
mises en évidence à terre (transversale d’Arbal - Ain Franin, accident décrochant de Kristel
(145°E)…), sont enregistrés. La distribution des séismes dont la majorité est superficielle
(hypocentres <30 km), n’indique aucune progression de la profondeur des foyers en
s’éloignant de la limite du plateau continental ce qui implique non seulement l’absence de
subduction au large des côtes algériennes, mais également l’inexistence de discontinuité
profonde à fort potentiel sismogène, de type plan de Bénioff, plongeant sous la marge
continentale algérienne.
Sur le plan aléa, la ville d’Oran est un site exposé à un risque sismique dominé par un régime
local d’une cinquantaine de kilomètres de diamètre centré sur la ville et incluant les massifs
côtiers au Nord et le Tell méridional au Sud. Les autres domaines, présentant un potentiel
sismogène plus faible ou plus éloigné, n’introduisent pas de risque significatif à Oran. Par
rapport aux autres domaines du pays, la région littorale reste la région où le niveau de
séismicité est le plus important. C’est essentiellement dans cette zone que les séismes les plus
violents peuvent se manifester.
Sur le plan morphologique, le bilan des instabilités identifiées le long des falaises d’Oran Est,
montre que la mise en mouvement des terrains est généralement consécutive au vieillissement
d u massif de sols ou de roches favorisé par l’interaction entre les phénomènes combinant à la
fois les effets cumulés de l’érosion, de la fracturation, du travail corrosif de l’eau, de la nature
du sol, de la pesanteur et des secousses séismiques.
En ce qui concerne la fracturation, il faudrait garder à l’esprit que toute contrainte tectonique
favorise l’apparition de fractures et par conséquent fragilise les formations géologiques. Au
niveau des falaises d’Oran-Est, les hétérogénéités parallèles à la pente ont la plus grande
influence sur la localisation des déstabilisations gravitaires. Les fractures perpendiculaires à la
surface de la pente n'ont, quant à elles, pas d'effet aidant la déstabilisation. Néanmoins, elles
contrôlent en partie la géométrie des mouvements gravitaires. Les fractures horizontales les
plus superficielles délimitent la partie supérieure de l’unité glissée, les fractures verticales
limitent latéralement les unités et les fractures obliques guident la direction du glissement.
En se basant sur les formes géométriques créées par les masses glissées, des failles
hypothétiques ont été mises en évidence et dont les directions ( [N40°-N50°E], [N80°-N90°E]
et [N110°-N140°E] ) respectent la cohérence régionale. L’accroissement des failles
hypothétiques en direction du glissement de Ain Franin laisse penser qu’au niveau du
Conclusion générale
273
glissement d’Ain Franin nous avons affaire à un bloc mobile. Ce bloc mobile correspondrait,
vu la taille du glissement, à la transformante Arbal-Ain Franin.
En ce qui concerne les failles cisaillantes normales et inverses supposées parallèles à la frange
maritime, nous pensons qu’elles pourraient correspondre à :
des structures extensives (fente de tension, faille normale) rencontrées à l’amont d’un
glissement rotationel,
des structures compressives (faille inverse, pli) rencontrées à l’aval d’un glissement,
des failles majeures qui prennent naissance à la base des masses glissées suite à des
déformations qui commencent avec un mouvement en faille normale le long des failles
préexistantes,
l’accommodation extensive à l'aplomb d’une déformation qui mobilise l’ensemble
d’un versant sans zones de faiblesses (altération ou fracturation)
de grandes déformations (fracturations) subies par la masse glissée au niveau d’un
versant superficiellement altérée.
Les glissements peuvent, donc, générer, eux aussi, des fractures majeures. Seulement,
ces dernières sont probablement asismiques car très superficielles.
Néanmoins, ce constat ne nous empêche pas d’avancer l’idée que les falaises d’Oran Est
pourraient éventuellement correspondre à la charnière d’un pli forcé qui s’est formé à
l’aplomb d’une faille sous-jacente (normale ou inverse) passant en mer parallèlement aux
falaises d’Oran. L’accentuation de la courbure de ce pli est accommodée par l’ouverture de la
fracturation de fond et par le rejet sur des plans de glissement incurvés issus de la coalescence
de certaines de ces fractures de fond favorablement alignées. Etant donnée que le
raccourcissement régional est parallèle au régime de contraintes locales en extension, nous
pouvons évoquer la possibilité que les falaises d’Oran Est sont situées dans l’exrados d’un pli
forcé ou de flambage de grande courbure dont les caractéristiques géométriques sont liées à
celles de l’objet (faille inverse ou normale) sous-jacent qui détermine la sollicitation.
Le long de la marge, la déformation s’exprime dans la partie de la plaine abyssale proche du
continent, par le plissement de la couverture plio-quaternaire. Au niveau de la pente et sur le
plateau continental, la sismicité est générée par des accidents qui se prolongent parfois à terre.
Dans le champ des contraintes actuel, seules les structures faillées (plis-failles, failles inverses
et chevauchements ) de direction ENE-WSW à NE-SW semblent être actives aussi bien à
terre qu’en mer. La magnitude des séismes dans cette région est généralement modérée (Mw
< 6) néanmoins des séismes de magnitudes supérieures, induisant de fortes déformations de
surface, peuvent être enregistrés. Les séismes de cette zone sont quasiment toujours associés
à des mécanismes en faille inverse dans la direction NE-SW en accord avec une compression
NW-SE.
Cette étude a permis de conjuguer l'analyse descriptive géologique, structurale,
microtectonique, séismotectonique, géomorphologique et hydrogéologique, avec la
reconnaissance géotechnique et la quantification physique et mécanique. Cette approche
pluridisciplinaire a permis d'apporter de nouveaux points de vues et outils, au service de
l'appréhension et la compréhension des phénomènes dynamiques contrôlant le littoral oranais
(de la Calère à la Pointe Canastel) et entrant dans l’évaluation des risques naturels
géologiques.2011-02-10T00:00:00ZMODALITES DE LA TRANSGRESSION DU DEVONIEN MOYEN A PARTIR DES COUPES DU KM30 (VALLEE DE LA SAOURA) ET D’AÏN CHEIKH (BASSIN DE REGGANE).
https://ds.univ-oran2.dz:8443/jspui/handle/123456789/3262
Titre: MODALITES DE LA TRANSGRESSION DU DEVONIEN MOYEN A PARTIR DES COUPES DU KM30 (VALLEE DE LA SAOURA) ET D’AÏN CHEIKH (BASSIN DE REGGANE).
Auteur(s): BENACHOUR, Houcine Boumediène
Résumé: Dès l’Emsien supérieur, on assiste à un changement du régime sédimentaire,
causé par une importante transgression au Dévonien moyen, et qui marque le début
d’un nouveau cycle, représenté par une mer ouverte, avec prédominance d’une
sédimentation argilo- et marno-carbonatée (Fabre, 1976 ; Ouali Mehadji et al., 2004 ;
Wendt et al., 2006).
La mer, à cette époque, présente sa partie distale vers l’Ougarta (donc vers le
Nord ou le Nord-Ouest). La ligne du rivage de cette mer n’est pas aussi claire, mais,
l’absence d’influences continentales dans les dépôts carbonatés de l’Ahnet et du
Mouydir implique que la ligne de rivage reste plus loin pendant cette période (Wendt
et Kaufmann, 1998).
Dans le bassin de Tamesna, sur les frontières entre l’Algérie, le Mali et le
Niger, la sédimentation au Givétien est représentée par des argiles à styliolines, ce qui
indique que la ligne de rivage au Dévonien moyen est localisée encore loin dans le
Sud ou le Sud-Est (Lessard, 1962; Claret & Tempers, 1968) expliquant l’arrivée de la
faune américaine à ce moment.
Dans l’Ougarta, ce cycle est enregistré par des alternances argilo et marnocalcaires
avec une faune riche en goniatites, tandis que dans la région de Reggane, il
est représenté par une sédimentation marneuse avec des intercalations de calcaires,
essentiellement bioclastiques.
Durant le Dévonien moyen, il y a une continuité dans la production carbonatée
sur la plate-forme, tandis que dans la région d’Aïn Cheïkh, cette production
carbonatée, combinée avec les forts apports terrigènes, donne naissance à la phase
marneuse qui marque le dévonien moyen dans cette région. L’apparition hypothétique
d’une zone haute au début du Dévonien moyen, entre Marhouma et Aïn Cheïkh,
empêche la migration des éléments terrigènes vers Marhouma. Durant les périodes
d’élévation du niveau marin, la tranche d’eau est plus importante et assure, en plus
d’un milieu profond, un transfert plus aisé des apports terrigènes vers la région de
Marhouma, ce qui explique les niveaux argileux et marneux de grande épaisseur dans
cette région.
L’étude séquentielle des dépôts du Dévonien moyen a permis de distinguer au
sein de ce cycle transgressif, deux phases de pulsations marines, enregistrées par des
cortèges transgressifs, séparées par une période de baisse du niveau marin relatif
(régression) au début du Givétien. Le maximum d’approfondissement est enregistré
au Givétien terminale. Cet approfondissement est plus marqué dans l’Ougarta que
dans le bassin de Reggane, et cela peut être causé par l’occupation de l’espace
disponible créé par l’élévation du niveau marin.
CONCLUSION GENERALE
58
La subsidence a joué un rôle important dans la dynamique sédimentaire dans
ce bassin, et rend difficile l’interprétation du signale eustatique. Cela peut être
compensé par un travail paléontologique, pour voire la diversité et la dynamique des
différents groupes et pour affiner les datations.
Fig. 35. Faciès et paléogéographie du Nord-Ouest africain pendant le Dévonien
moyen. A : Amguid, B: Béchar, BA: Beni Abbès, BZ: Ben Zireg, G: Gourara, Gh:
Ghardaia, IS: In Salah, MB: Bassin de Maïder, MP: Platform de Maïder, R: Reggane,
T: Touat, Ti: Tindouf, TB: Bassin de Tafilalt, Th: Tinerhir, Tm: Timimoun, TP:
Platform de Tafilalt, UT: Uein Terguet.
(Le trait de coupe R-BA correspond à notre coupe Aïn Cheikh-Km30).
(Wendt & Kaufmann, 1998)
CONCLUSION GENERALE
59
L’élévation du niveau marin permet de créer une mer plus ouverte, facilitant
ainsi le déplacement des apports terrigènes vers Marhouma.
La création d’une zone haute, au début du Dévonien moyen, empêche le
déplacement des apports terrigènes vers Marhouma, et assure un milieu calme et
protégé à Aïn Cheïkh.
Fig. 36. Interprétation des milieux de dépôts2010-01-01T00:00:00ZANALYSE STADIALE DE LA ″DOLOMIE DU CHEMARIKH″ (AÏN OUARKA, MONT DES KSOUR, ALGERIE)
https://ds.univ-oran2.dz:8443/jspui/handle/123456789/3260
Titre: ANALYSE STADIALE DE LA ″DOLOMIE DU CHEMARIKH″ (AÏN OUARKA, MONT DES KSOUR, ALGERIE)
Auteur(s): AMRANE, Mohamed
Résumé: L’étude des ″ Dolomies du Chémarikh″ fait appel plusieurs approches :
sédimentogenèse, modèle de dolomitisation, contexte climatique et tectonique.
I- SEDIMENTOGENESE-DOLOMITISATION
La succession lithostratigraphique de la formation ″ Dolomies du Chémarikh″ est
constituée par une alternance des niveaux dolomitiques avec des calcaires et la présence
essentiellement de la texture idiotopique des cristaux de dolomite témoignent une
dolomitisation précoce. Cette sédimentogenèse s’est produite en environnement de plateforme
tidale peu profonde favorable à la genèse des oolithes, des algues…. Ce milieu est
généralement associé à des conditions d'évaporation intense (cristaux de gypse). La
sédimentation montre fréquemment de structures sédimentaires typiques de ces milieux
comme les laminations, les figures de dessiccation fréquentes et les brèches microscopiques
sédimentaires.
Dolomie de première génération ou protodolomie : Ce lithofaciès dolomicritique
occupe plusieurs niveaux de la formation. Ces faciès sont de texture micritique en voie de
dolomitisation. Des cristaux de petite taille dans les faciès d’origine probable à texture
mudstone à wackestone sont regroupés en massive ou éparpillés, associés principalement à
des fantômes allochémiques (oolithes, oncolithes, fossiles) légèrement dolomitisés.
Dolomie de deuxième génération ou secondaire. Des cristaux individualisés et d’une
taille plus grande que les précédentes ; sa fréquence est étroitement liée à des cristaux de
dolomite euhédraux et rarement anhédraux dont la texture est hypidiotopique ou xénotopique
à poikilotopique. La plupart des formes renferment des inclusions au centre des rhomboèdres
ou englobant des alternances reflétant plusieurs type de zonations ce qui montre une maturité
tardive de ces cristaux.
Cette sédimentation (dolomie et calcaire) s’organise en séquences diagénétiques qui
semblent être communes à plusieurs types de corps carbonatés stratigraphiquement différents.
On constate dans cette similitude, l’effet d’une histoire post-sédimentaire analogue : une
cimentation en zone phréatique marine préalable à l’enfouissement, puis l’arrivée des eaux
météoriques au cours d’une baisse du niveau marin relatif consécutive à une régression forcée
(Posamentier et al., 1992). Cette circulation est chargée des ions de sulfates et de magnésiens
où se fait la précipitation de gypse proche des aires d’alimentation. Ce fait, est à l’origine de
la dolomitisation et de la sulfatisation des dépôts, avec des faciès réduits dans les zones
distales de l’aquifère. Enfin, une cimentation d’enfouissement, après une nouvelle montée du
niveau marin relatif. Ce « motif géologique » s’est répété maintes fois.
76
II- ENVIRONNEMENT ET MODELE DE DOLOMITISATION
La dolomitisation précoce ou tardive dans les ″Dolomies du Chémarikh″ montre une
parfaite relation avec l’histoire dynamique de la plate-forme. L’étude des transformations
diagénétiques et l’analyse stadiale montrent des stades précoces liés à l’environnement où se
développent des processus de dolomitisation dans un contexte confiné et sursalé. La
dolomitisation la mieux adaptée dans notre étude suggère un milieu peu profond favorisant le
fonctionnement du modèle ″ Dorag″ et du modèle ″pompage évaporitique″.
Des stades tardifs sont marqués par de fortes recristallisations sous l’action d’un
enfouissement important et sous des temprétures différentes. Ces deux paramètres sont
prouvés par l’étude des textures des cristaux (texture idiotopique et xénotopique) qui peuvent
nous renseigner sur l’importance de l’enfouissement (Friedman, 1965 ; Radke et Mathis,
1980 ; Gregg et Sibley, 1984, 1987). La dolomite formée au-dessous d’une C.R .T. (″Critical
Roughening Temperature″) ou (Température Critique d’Irrégularité), d’environ 50°C à
100°C, donne une texture idiotopique. La dolomite formée au-dessus de cette température
montre une texture xénotopique (El Youssi et Jautée, 1989).
A ces conditions purement sédimentologqiue s’ajoutent des contraintes tectoniques,
contemporaines à la sédimentogenèse des dolomies.
III- CONTEXTE CLIMATIQUE
Les influences climatiques se font sentir à toutes les étapes de l’évolution séquentielle
et diagénétique dans les ″Dolomies du Chémarikh″. Cette roche se caractérise par une
dolomitisation précoce en zone tidale, favorable à la genèse des oolithes, des algues, de la
micritisation, associés à des cristaux de gypse et ainsi que leur dolomitisation, suggèrent un
climat aride et chaud.
Peut-on inclure les figures de karstification colmatée par de la micrite rouge qui
implique un lessivage acide témoignant une humidification relative du climat. Ces figures
sont également tapissées par des croûtes calcaires pédologiques évoquant des conditions
climatiques de type méditerranéen.
IV- CONTEXTE TECTONIQUE
La dolomitisation précoce ou tardive dans les ″Dolomies du Chémarikh″ montre une
parfaite relation avec le contexte paléostructural de la région. La plate-forme tidale est
soumise à une tectonique saccadée générant plusieurs séquences génétiques où la
sédimentation compense toujours la création d’espace disponible. Cette accommodation a été
fraquemment dépassée par le taux de sédimentation ce qui provoque vraisemblablement des
émersions répétées. Suite à la baisse du niveau marin relatif, la production carbonatée se
réduit, les sédiments sont alors soumis aux processus diagénétiques précoces.2011-01-01T00:00:00Z