Memoire Online - La mise en place d'un SIG-web des mouvements de terrain région Mogods et Hedil

Cette région située à l'extrême Nord et Nord-Ouest du pays. Elle se trouve entre la côte méditerranéenne et la chaîne de montagne du Mogods et la Kroumirie. Elle forme le Tell septentrional qui s'étend du lac Ichkeul jusqu'à la frontière algérienne en une bande littorale Nord.

Cette région couvre une superficie de 330 mille ha, répartie entre les gouvernorats de Béja (67 mille ha, environ 20%, de Bizerte (109 mille ha, environ 33%) et le gouvernorat de Jendouba (154 mille ha, environ 47%).

Administrativement, cette région englobe la délégation de Sejnane (59863 ha), Bizerte Sud (17 mille ha), Ghezala (22544 ha) et une partie de Joumine (une superficie de 10 mille ha) du Gouvernorat de Bizerte, la délégation de Nefza (une superficie de 56199 ha), la délégation de Béja Nord (une superficie de 1150 ha) et Amdoun (une superficie de 9657 ha) du gouvernorat de Béja, et les délégations de Tabarka (une superficie de 37 mille ha), Ain Draham (48500 ha), Fernana (28 mille ha) et le Nord des délégations de Ghardimaou (une superficie de 30437 ha)et Jendouba nord (1924 ha), Balta-Bouaouane (6500 ha), Oued Mliz (1150 ha) du Gouvernorat de Jendouba (CNEA, 2007).

C'est une large dépression drainée par l'Oued Madène puis l'Oued ez Zaoura caractérisée par des terrains divers (argileux, gypseux, calcaires...) qui donnent à la région un modelé plus arrondi, contrastant avec les crêtes gréseuses de la Kroumirie et des Mogods (CRAMPON.N, 1971).

C'est une large vallée alluviale qui atteint parfois plus que 15 km, marquée par les agglomérations de Ghardimaou, Souk el Arba et Souk el Khemis vers l'Ouest et se termine à l'Est, par l'encaissement de la Mejerda à travers le massif de Thibar et, au NE, par les premiers reliefs du Béjaoua (CRAMPON.N, 1971).

Cette région se situe entre la plaine de la Haute-Mejerda et celle des lacs, elle est bordée au NO par les Mogods et au SE par les massifs de Lanserine-Baouala. La partie sud-ouest de cette région (Béjaoua), comprend principalement des chaînes étroites et généralement calcaires avec une dominance de vallées argileuses relativement larges. Les Hédils, principalement constitués d'un plateau argilo-gypse, entouré de collines calcaires et dolomitiques (massif de Bazina-Sidi bou Krime). (CRAMPON.N, 1971). La figure ci-dessous montre la limite de notre zone d'étude :

	Figure 2: Localisation du secteur d'étude	Données GEOMAG + Elaboration personnelle
Rhili Chiheb		7

La Kroumirie et les Mogods sont les régions les plus arrosées et les plus privilégiées de la Tunisie, du point de vue bioclimat. La plus grande partie de ces régions appartient à l'étage bioclimatique humide. (Institut National de la Recherche Agronomique de Tunisie) Il représente moins de 5 % de la superficie du pays, sont seules à recevoir des quantités supérieures à 700 mm/an, La pluviométrie moyenne varie entre 1500 et 650 mm .La variabilité saisonnière et interannuelle est moins accentuée et l'agressivité des précipitations est moins importante. Malgré cette forte pluviosité, cette zone présente deux saisons bien identifiées : une saison humide allant d'octobre jusqu'à avril avec des pointes en mois de décembre et janvier et une saison sèche allant du mois de juin à septembre. (CNEA, 2007

Le réseau hydrographique de Mogods et Hedils est un réseau bien développé. Notre zone d'étude peut être divisée en deux systèmes d'écoulement des eaux de surface. Le premier système évacue les eaux de ruissellement vers les lacs d'Ichkeul et de Bizerte. Le deuxième système est celui de la région côtière du nord où le ruissellement se produit directement vers la mer. La classification du réseau hydrographique se fait généralement selon trois méthodes qui sont fondées sur la position hiérarchique, au sein d'un réseau, des segments de cours d'eau compris entre les confluences ( BRAVARD.JP et al. ,1997).Ces Méthodes sont celles d'Horton (1945), Strahler (1957) et Shreve (1966). Dans la présente étude celle de Strahler (1957) va être appliqué. Le principe de cette méthode est décrit comme ce de suite :

? Toutes les liaisons sans affluents sont classées avec la valeur 1 et sont connues sous le nom du premier ordre.

? L'ordre d'écoulement augmente lorsque des cours d'eau du même ordre se croisent. L'intersection de deux liaisons de premier ordre crée donc une liaison de deuxième ordre. L'intersection de deux liaisons de deuxième ordre crée une liaison de troisième ordre, et ainsi de suite.

? En revanche, l'intersection de deux liaisons d'ordre différent n'incrémente pas l'ordre. Par exemple, l'intersection d'une liaison de premier ordre et d'une liaison de deuxième ordre ne crée pas une liaison de troisième ordre, mais conserve l'ordre de la liaison le plus élevé.

? La méthode de Strahler est la méthode de hiérarchisation d'écoulement la plus utilisée. Cependant, dans la mesure où elle incrémente l'ordre uniquement aux intersections du même ordre, elle ne tient pas compte de toutes les liaisons et peut-être influencées par l'ajout ou la suppression de liaison. ( BRAVARD.JP et al. ,1997).

Figure 6 : Schéma montrant la localisation de la zone des Kroumirie et Mogods

. I : roches ignée ; 2 : Numidien ; 3 : Trias ; 4 : faille ; 5 : lllnite frontale de la zone numidienne allochtone.

? La carte structurale (fig. 7) montre le réseau de fracturation dans la région étudiée. Cette carte montre que la région est très fracturée avec une prédominance essentiellement des directions NE-SW et EW. La fracturation E-W est profonde et elle a rejouée en décrochement dextre. Cette fracturation E-W représente un des traits structuraux majeurs de la chaîne de Kroumirie-Mogods (BEN AYED, 1993). L'intrusion du magma peut être liée à cette fracturation profonde qui constitue donc une zone de faiblesse dans la lithosphère.

Figure 7: Carte structurale montrant le réseau de la fracturation observé en surface (BEN AYED, 1993).

Le Nord de la Tunisie fait partie de la chaîne alpine (Maghrébides) de la Méditerranée occidentale, résultant de l'évolution géodynamique de la Téthys. (TALBI.F et al. ,2008).

Au Nord de la plateforme saharienne, viennent du Sud vers le Nord l'Atlas tunisien, le Tell et le domaine des flyschs. Géologiquement, l'Atlas tunisien et le Tell sont formés notamment par des

terrains de couverture d'âge allant du Trias au Néogène dont les faciès sont prédominés par des marnes et des carbonates. Au sein des séries telliennes, (ROUVIER ,1977) avait reconnu implicitement trois unités (TALBI. F et al. ,2008) :

Figure 8: Carte géologique simplifiée de la Tunisie septentrionale. (TALBI.F et al. 2008)

Ces unités représentent les principaux faciès du Tell tunisien. Ces faciès sont affectés par des plis et des chevauchements de direction majeure NE-SW. (ROUVIER 1977),

Enfin, le domaine des flyschs est interprété comme une zone de couverture sédimentaire issue de la Téthys maghrébine. (TALBI.F et al ,2008)

L'Atlas tunisien septentrional est caractérisé par l'affleurement de plusieurs corps de matériel salifère supposé triasique, alignés en bandes de direction NE-SW (Fig. 9).

La ·période du Trias se caractérise, en Tunisie méridionale et septentrionale par une activité tectonique et volcanique en relation avec le rifting téthysien (JAUZEIN, A, 1962 dans BEN CHELBI.M, 2006).

Figure 9: Carte de répartition des pointements « triasiques » affleurant en Tunisie septentrionale (JAUZEIN, A, 1962 dans BEN CHELBI.M, 2006).

Le Trias qui repose sur plusieurs termes du Paléozoïque, est représenté par des grès, des carbonates (des calcaires, calcaires dolomitiques, dolomies...) et des évaporites englobant de nombreuses

Les séries attribuées au Trias présentent une lithologie variée composée essentiellement par des évaporites et des argiles ; ces séries sont attribuées à la formation Rhéouis. Cependant le Jebel Hairech renferme la série la plus ancienne qui affleure en Tunisie septentrionale d'âge permo-triasique.

Les affleurements triasiques s'organisent suivant des alignements de direction NE-SW (Fig.10). Le matériel triasique injecté le long des failles normales, qui peut ou non s'enraciner au socle, induisant des structures en dômes d'où l'appellation de la «zone des dômes» (FRIFITA.N, 2017).

Figure 10: Carte des principaux affleurements triasiques en Tunisie septentrionale
(FRIFITA.N, 2017)

Avec une superficie de 222.91 km², le Crétacé est connu essentiellement dans la partie méridionale de la zone d'étude. Ses affleurements montrent en gros une orientation NE-SW avec une lithologie souvent dure et compacte (calcaires et parfois des intercalations des marnes).

Le Crétacé inférieur correspond à des marnes sombres associées à des grès et des olistolites, des calcaires silteux et des grès verts. Cet ensemble est surmonté par des grès, des calcaires gréseux et des marnes sableuses de couleur gris-bleue et des calcaires noduleux renfermant de la microfaune barrémienne (FRIFITA.N, 2017).

Il affleure dans la partie centrale du Jebel Graouch avec des couches qui ne dépassent pas les 10 m caractérisés par des bancs de calcaires compacts.

Au niveau du Jebel Graouch, des alternances de marnes grises et des bancs de calcaires crayeux s'installent avec une épaisseur qui ne dépasse pas les 30m.

Avec une épaisseur comprise entre 50 et 80 m, le Cénomanien est constitué par des calcaires beiges et jaunâtres en bancs de 10 à 40 cm d'épaisseur, alternant avec des couches de marnes blanchâtres.

Ces affleurements sont connus à l'Ouest de Jebel Ballouta et dans Jebel Graouch où sont très tectonisés. Il s'agit d'alternances de calcaires tendres de couleur beige et de calcaires marneux grisâtres et dures.

Ces affleurements ont été délimités dans la dépression entre Jebel Ballouta et celui de Graouch. Cette série est caractérisée par des marnes grises à cassures conchoïdale avec des bancs de calcaires. ? Quaternaire :

Le Quaternaire couvre toutes les plaines de la région d'étude, il affleure au niveau de la plaine du Medjerda, Krib et celle du Gaafour. Les affleurements quaternaires sont représentés généralement par des encroutements, des éboulis de pente, sols, alluvions et des terrasses.

Plio-Quaternaire continental : C'est l'ensemble des dépôts détritiques et volcano-détritiques. Quaternaire marin : Est connu essentiellement au niveau des Caps, s'est le cas de Ras el Korane et Ra Enjla.

Généralement, les oueds actuels creusent dans les formations fluviatiles. Celles de la haute vallée d'Oued Sejnane sont caractérisées par des dépôts de sebkha.

Le Tell septentrional ou région des Mogods-Kroumirie : région dominée par des lignes de crêtes aigues, armés par des affleurements gréseux surmontant des versants formés de colluvions d'argile et des grès aux fortes pentes souvent affectés par des mouvements de masse variés. Ce sont des sols perméables, présentant des conditions qui favorisent leur lessivage : pluviométrie de 700 à 1000 mm et matériaux pauvres en base. (AFDHAL B, et al. ,2010).

Dans les Mogods, la lithologie très particulière soumise au climat le plus humide de la région conduit au développement de sols peu pourvus en calcium, avec un bilan de lessivage généralement positif et toujours au substratum argileux. C'est le domaine des sols lessivés, acides, toujours plus ou moins hydromorphes en profondeur (AFDHAL B, et al. ,2010).

Dans la région dite des écailles ou des Hedils les sols résultent de l'altération des calcaires durs ou de marnes. C'est le domaine des vertisols foncés et des sols calcimorphes. A la périphérie de cette région on trouve les restes de glacis quaternaires plus ou moins encroûtés avec des reliquats de sols rouges méditerranéens. (AFDHAL B, et al. ,2010).

Sur le plan de la géomorphologie des sols, une érosion différentielle importante a sculpté le relief, dégageant des crêtes gréseuses et d'importants glissements de terrain dans les marnes argileuses donnant naissance à des éboulis ou alluvions de bas de versant au relief plus mou mais repris par l'érosion (AFDHAL B, et al. ,2010).

Figure 11: Carte Géologique des Mogods-Hedil (sources cartes géologiques 1/50000)

II. Typologie des mouvements de terrains et facteurs causaux 1. Typologie des mouvements

Les mouvements sont des manifestations naturelles qui consistent en une irruption d'une masse de matériaux tels que de la terre, des roches, des déchets miniers...etc. Ils peuvent produire des dégâts matériels dépendent de l'amplitude et la durée du mouvement de terrain ainsi que des modes de construction. Il peut s'agir de détérioration des structures (fissurations) ou de destruction (écroulements des bâtiments), dégradation des infrastructures (ponts, routes, voies ferrés,...etc.), ruptures des conduites d'eau, de gaz, et d'assainissement et parfois causer des victimes. Généralement causés par de fortes pluies, la nature et de la morphologie des terrains, des structures géologiques, des tremblements de terre, des éruptions volcaniques, des conditions climatiques, des pressions hydrauliques souterraines et des activités anthropiques...etc. (KENTOURI.N, et al. ,2015).

De nombreuses classifications ont été proposées pour rendre compte de la diversité des mouvements de terrain, fondées sur différents critères : morphologie, cinématique, nature des matériaux, etc. (BENDADOUCHE.H et al. ,2013).Dans notre cas d'étude on s'intéresse généralement sur les phénomènes les plus fréquemment rencontré qui sont :

Les glissements de terrain sont des phénomènes géodynamiques qui se produisent dans toutes les régions du monde et souvent les plus graves sur la surface de la terre. Ils provoquent des modifications sur le paysage et peuvent détruire des édifices et des constructions et causent parfois des décès. Ces phénomènes se développent dans un massif de sols meubles ou de roches argileuses tendres et se produisent dans des circonstances très variées.

Ces mouvements se produisent lors des tremblements de terre (séismes, explosions souterraines ou sous-marines, etc.), et/ou lors des périodes pluvieuses intenses avec des précipitations prolongées, de l'action conjuguée de facteurs géologiques et géomorphologiques divers. Ces phénomènes naturels souvent catastrophiques engendrent des instabilités de terrains et parfois des effondrements de structures se trouvant dans le voisinage immédiat.

Des indices caractéristiques peuvent être observés dans les glissements de terrain actifs : niches d'arrachement, fissures, bourrelets, arbres basculés, zones de rétention d'eau. (LEBOURG.T, 2000) Les différents éléments d'un glissement de terrain sont représentés sur la figure ci-dessous :

Figure 12 : Principaux éléments de description d'un glissement de terrain
(DURVILLE.J, et al. ,2000).

Un glissement de terrain peut être défini comme étant un mouvement gravitaire d'une masse de sol, suite à une modification de ces conditions aux limites, le long d'un plan de glissement appelé aussi ligne de glissement. La masse de sols en mouvement, dans un glissement de terrain, peut varier de quelques mètres cubes à des centaines, voire à des milliers ou des millions de mètres cubent. (BENDADOUCHE.H et al. ,2013).

Où le mouvement est une translation du massif sur un plan incliné, plus au moins régulier. En général la ligne de rupture suit une couche mince ayant de mauvaises caractéristiques mécaniques, et sur laquelle s'exerce souvent l'action de l'eau (couche savon).

Les joints (couches minces) argileux sont particulièrement favorables aux déclenchements de glissements plans lorsque les terrains qui les surmontent sont perméables.

Les glissements circulaires qui se produisent plus généralement dans les sols et parfois les roches homogènes où il n'y a pas de discontinuités géologiques suffisamment persistantes ou si la fracturation est suffisamment intense pour permettre une telle surface de glissement. (LEBOURG.T, 2000)

NB : Egalement de point de vue littérature ces glissements peuvent être reclassés en quatre classes :

Glissement	Surface de glissement
Superficiel	0-2m
Semi-profond	2-10m
Profond	> 10 m, à plus de 100 m

Appelées aussi "glissement de terrains liquides". Elles se produisent souvent à cause de la déforestation, ce type de mouvement concerne des matériaux meubles généralement saturés,

il diffère du précédent par la nature des matériaux qu'il affecte. On peut définir le mouvement d'une coulée comme étant analogue à celui d'un fluide visqueux.

Les chutes de pierre et de blocs sont définies comme un mouvement de chute sporadique de blocs plus ou moins isolés. Ce processus répété n'excède pas un volume de 100m3 par événement. On parle de chutes de pierres lorsque le diamètre est inférieur à 50m et de chutes de blocs quand le diamètre est supérieur à 50 cm. (LEBOURG.T, 2000)

La carte (fig.17) présente la typologie des mouvements de terrain de notre zone d'étude, qui présente 376 mouvements de terrain avec :

Les glissements de terrain est le type de mouvement le plus fréquent dans notre zone d'étude, qui se produits dans les argiles et les marnes.

Les chutes de blocs sont associées généralement aux roches dures telles que les calcaires et les grès

Figure 17: Localisation des différents types de mouvements dans la zone d'étude : Mogods-Hedil

Il s`agit des conditions environnementales de lente évolution à l`échelle du phénomène mouvement de terrain, qui décrivent le contexte étudié en fonction notamment de la nature géologique du sol et sous-sol, des conditions géotechniques des terrains, de la morphologie et de la topographie, des conditions hydrauliques en surface, du couvert végétal, etc.

La stabilité d'un versant est liée d'une part, à la nature géologique des formations le constituant et d'autre part, à sa morphologie.

La lithologie est la branche de la géologie qui étudie la nature des roches d'une formation.

Elle représente un facteur conditionnant majeur dans la stabilité des versants, car chaque lithologie est définie par ses caractéristiques mécaniques, chimiques, son état d'altération, sa perméabilité... qui sont les responsables de son comportement vis à vis à l'instabilité. (HADDAD.R, 2018)

La topographie est la représentation graphique sur un plan ou une carte des formes visible sur le terrain, elle s'appuie sur la géodésie qui s'occupe de la détermination mathématique de la forme de la Terre (forme et dimensions de la Terre, coordonnées géographiques des points, altitudes, déviations de la verticale...). Elle traduit la pente des reliefs étudiés. Le risque d'instabilité est d'autant plus important que la pente soit raide, mais une pente faible sera suffisante pour le déclenchement de phénomènes de solifluxion ou de fluage (JEANNINE M, 2006, dans HADDAD.R, 2018).

Le réseau hydrographique est un ensemble hiérarchisé et structuré de chenaux qui assurent le drainage superficiel, permanent ou temporaire, d'un bassin versant ou d'une région donnée. Il correspond à des éléments dynamiques du paysage caractérisés par leur hétérogénéité spatiale et temporelle (TOCKNER et al. 2002, dans HADDAD.R, 2018).

Le risque d'instabilité est proportionnel à l'augmentation du flux d'eaux et des charges solides, il croît en s'approchant de l'aval du bassin versant.

Il s`agit de conditions environnementales transitoires ou à évolution très rapide qui modifient l`équilibre du versant suffisamment pour déclencher le mouvement de terrain sur un versant déjà proche de la limite d`équilibre. Ces facteurs peuvent être de nature anthropique (terrassement, excavation, retenue hydraulique, vibration des terrains après une explosion, etc.) ou naturelle (principalement liés à une pluviométrie exceptionnelle ou une secousse sismique).

Les massifs rocheux ont subi de fortes sollicitations tectoniques au cours de leur histoire géologique. Les discontinuités d'origine tectonique (fractures, failles, diaclases) affectent essentiellement des roches cohérentes, et jouent un rôle déterminant dans la stabilité des falaises, puisqu'elles constituent des surfaces de faiblesse du massif qui guident la rupture. (OSWALD. D, 2003).

Le climat correspond à la distribution statistique des conditions atmosphériques dans une région don6née pendant une période de temps donnée.

Les précipitations et les écoulements permanents conduisent au développement de pressions interstitielles qui modifient l'état de contrainte, à l'altération physico-chimique, et à des actions mécaniques (abrasion, érosion, et transport de particules). De nombreuses instabilités de pentes se déclarent ou se réactivent pendant ou immédiatement après des pluies intenses, ou après de longues périodes humides.

La température, qui est à l'origine de cycles journaliers et saisonniers qui déforment la roche (dilatation, contraction). La présence d'eau accompagnée de températures froides donne naissance à des cycles de gel-dégel responsable de l'ouverture de discontinuités (OSWALD. D, 2003).

Les actions anthropiques comme les vibrations dues à l'usage d'explosifs (tirs de carrières), et les modifications de l'équilibre naturel des pentes comme le remblaiement en tête de versant qui accentue les forces motrices, ou encore l'excavation en pied de pente qui réduit les forces résistantes (déblais, creusement de route) (JEANNINE M, 2006, dans HADDAD.R, 2018).

L'aménagement de terrain provoque des déséquilibres qui généralement, à l'échelle humaine, passent inaperçus, mais lorsqu'une situation est à l'état d'équilibre précaire, la moindre intervention peut générer des désordres importants. Malgré l'état actuel des connaissances, il est encore fréquent de constater des instabilités, suite à des travaux et à une mauvaise anticipation de la stabilité.

La mise en place d'un SIG-web des mouvements de terrain région Mogods et Hedil

Chapitres 1 : Généralités