2. Contexte géologique
Pour rédiger ce chapitre, nous nous sommes
essentiellement basés sur les travaux de Blés et Fleury (1970),
dans l'explication qu'ils font de la carte géologique de Morsott, ainsi
que sur ceux de Dubourdieu (1956), et, dans une moindre mesure, sur la
volumineuse et incontournable thèse de Vila (1980).
Nous ne décrirons pas avec précisions les
formations géologiques rencontrées dans notre région
d'étude, les auteurs cités précédemment en faisant
une description exhaustive.
En introduction, nous allons évoquer les structures
géologiques qui forment l'Algérie. Celles-ci,
grossièrement disposées parallèlement à la
côte méditerranéenne, comprennent, du sud au nord (fig.2)
:
la plate-forme saharienne, zone ancienne stable comportant une
couverture paléozoïque globalement tabulaire et
séparée de l'entité suivante par la flexure sud-atlasique,
accident majeur de la croûte terrestre,
la chaîne tertiaire intracontinentale des Atlas, qui
comprend le Haut-Atlas marocain, l'Atlas saharien d'Algérie et l'Atlas
tunisien,
la zone stable des hautes plaines, accidentée à
l'ouest par le Moyen Atlas,
et enfin, tout à fait au nord, la grande chaîne
alpine des Maghrébides, elle- même subdivisée en plusieurs
ensembles (domaines interne / des flyschs / externe), qui se poursuit depuis le
sud de l'Espagne et jusqu'à la province italienne de Calabre vers
l'est.
V
200 km
Différents domaines de la chaîne alpine des
Maghrébides
Domaine interne Domaine des flyschs Domaine externe
Figure 2 : Schéma des unités structurales
d'Afrique du Nord
(modifié d'après Durand Delga et
Fontboté, 1960)
La région qui nous intéresse se trouve dans la
partie orientale de l'Atlas saharien, ensemble structural
situé dans la continuité du Haut Atlas marocain et qui se
prolonge vers
l'est dans l'Atlas tunisien.
La zone de Tébessa / Morsott ne présente
à l'affleurement que des formations sédimentaires,
essentiellement calcaires et marneuses, dont les âges sont compris entre
le Trias et le Miocène, le tout étant recouvert par endroit par
des formations superficielles quaternaires, de type éboulis de pente ou
alluvions (pour plus de précisions, voir Blés et Fleury,
1970).
La série stratigraphique est cependant loin
d'être complète, aucune trace de Jurassique n'ayant
été à ce jour découverte, pas plus que de la partie
basale du Crétacé inférieur. Le Trias évaporitique
est donc la formation la plus ancienne présente, mais il est intrusif au
sein de formations sédimentaires plus récentes. Ce diapirisme,
très caractéristique de la partie orientale de l'Atlas saharien,
ainsi que de l'Atlas tunisien, provoque un bouleversement des roches
encaissantes : réduction d'épaisseur, changements brusques voire
renversements de pendage, laminage des roches. Pas moins de trois pointements
triasiques (« trois diapirs ») sont présents sur la feuille de
Morsott, d'ampleur certes variable, au niveau des Djebels Belkfif, Hameimat
Nord (ce dernier jouxte notre zone d'étude) et Hameimat Sud (fig. 3).
Les formations les plus anciennes en 'position normale' sont
représentées par des dépôts d'âge Aptien dans
la feuille de Morsott, et d'âge Barrémien dans les territoires
contigus (par exemple dans la région de l'Ouenza ou au niveau du Djebel
Mesloula [Dubourdieu, 1959]). L'histoire géologique
anté-barrémienne est donc inconnue dans la région.
8° 8°20
35°411-
35°30' -
·
Mors
A
Formations quaternaires
du fossé d'effondrement
de Morsott-Tébessa
rnla
Hameimat nor
A
Hameimat s
0 2.5 km
Dj
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Trias
Vraconnien-Aptien
Cénornanien
Turonien inf.
Campanien inf. / Turonien sup
|
re2
|
Maastrichlien inf. / Campanien moy Paléocène
inf. / Maastrichtien sup. Lutétien inf. / Paléocène
sup.
Miocène inf.
Plio-Villanfranchien
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n5-7
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cl
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e4-6
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c2a
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c2b
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Figure 3 : Carte géologique de la région de
Morsott (d'après la carte géologique de Morsott au 1/50 000) et
localisation de la coupe étudiée.
L'ensemble de ces formations a été plissé
de façon modérée (rétrécissement
latéral estimé à 5% seulement au niveau des calcaires
turoniens sur la coupe du Djebel Zitouna), suivant une orientation moyenne
NE-SW. Cette direction moyenne, qui représente la phase de plissement
principal, dite `atlasique', a été acquise entre le
Lutétien inférieur et le Miocène.
Par la suite, se sont individualisés des fossés
d'effondrement, d'orientation globale NW-SE, dont ceux de Tébessa
(WNW-ESE) et de Morsott (NNW-SSE). Leur mise en place a débuté
avant le Plio-Villafranchien et s'est poursuivie jusqu'à une
époque récente. L'amplitude verticale maximale du
déplacement atteint 450 m environ pour le fossé de Morsott et
jusqu'à 800 m pour celui de Tébessa (Blés et Fleury,
1970).
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