Memoire Online - Caractérisation et état de connaissance du bassin de la grande Sebkha d'Oran

Caractérisation et état de connaissance du bassin de la grande sebkha d'Oran

Liste des figures

Figure 3: Schéma de la structure générale de l'Oranie (d'après Delfaud et al.,1973)

Figure 5 : corrélation NW-SE à travers la Plaine de la M'léta et la Grande Sebkha d'Oran (Laboratoire de Géologie appliquée 2003)

Figure 6 : schéma stratigraphique du Miocène du plateau de Boufatis (A.Perrodon, 1957)

Figure 7 : coupe géologique du secteur Arbal-Tamazourah (M.l. Hassani,1987)

Figure 8 : coupe géologique du versant sud-est du Djebel Murdjadjo (J. Delfaud, J. Revert 1974)

Figure 10 : évolution des calcaires du nord et au sud dans la région de Brédéah (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

Figure 11 : Schéma du Fonctionnement hydrodynamique des aquifères Miocène et Pliocène (AOCC)

Figure 12 : Coupe hydrogéologique schématique du Djebel Murdjadjo (Hassani, 1987).

Figure 14 : corrélation de coupes des forages du flanc sud du Murdjadjo (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

Figure 15 : Coupe géologique de la bordure est de la sebkha (Hassani, 1987)

Figure 16 : corrélation entre les forages situés au nord du Tessala (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

Figure 17 : Corrélation de la coupe de l'Oued Tafaraoui et des forages de la plaine de la M'léta (Sud de la Sebkha)

Figure 19: Néotectonique. Mise en évidence des décrochements dextres Est-Ouest d'âge quartenaire en Algérie occidentale (M. Gerard. Thomas, 1985).

Figure 20: Corrélation des forages du flanc sud du Murdjadjo (O-E) (d'après F. Sclad, 1999).

Figure 21: Corrélation des forages de la plaine de la M'léta (N-SE) (d'après F. Scrad, 1999)

Figure 22: Schéma stratigraphique du miocène du plateau de Boufatis (d'après A. Perrodon, 1957)

Figure 23: Schéma interprétatif du bassin de la sebkha (d'après Hassani, 1987)

Figure 24: Carte de localisation géologique des réseaux hydrographiques et emplacement des forages (d'apres F. Saad. 1991)

Figure 28 : facteurs intervenants dans la salinisation du bassin versant de la grande sebkha (Hassani, 1987)

Liste des tableaux

Tableau. 1 : échelle lithographique de la zone étudiée [SOGREAH-2003]. ^1,2 les faciès susceptibles d'être aquifères

Tableau. 6 : Dosage des éléments chimiques (Pour 1 kg de terre) dans les échantillons prélevés

Tableau. 8 : Comparaison entre la qualité de l'eau d'infiltration et de l'eau du lac

Tableau. 11 : Résultats des analyses physico-chimiques des échantillons de sol (Gaubert, 1970. Laboratoire Es-Sénia)

Tableau. 13 : Comparaison entre la qualité des eaux de Tessala et Murdjadjo

Sommaire

Préambule:

Pour se faire une idée de la situation géographique de l'étendue de la grande Sebkha, un voyageur qui parcourt la route nationale Oran/Alger A El-Kerma jusqu'à la route nationale Oran/Alger à EL-Mellah, découvre un phénomène grandiose .

En effet, la Sebkha est calée entre la wilaya d'Oran, la wilaya de Sidi Del-Abbes et celle d'Ain-Temouchent, plus précisément au sud de la ville d'Oran, à peine située à unedistance de 15km de cette ville.

Ce lac naturel prend la forme d'une vésicule dont le calcul approche de ses caractéristiques topographiques et sa situation géomorphologique permet de déceler qu'il s'étend d'Est en Ouest sur une longueur de 42km, et du Nord au Sud sur une largueur de 6 A 173km, soit une largeur moyenne de 9,5km.

La Sebkha proprement dite est une vaste cuvette couvrant une superficie de 400km²,

absolument plane a l'exception d'une petite (El-Djazira) qu'elle renferme vers son extrémité Sud-Ouest. Un périmètre total est de 210km.

En hiver, la Sebkha est immergée par les apports d'eau de pluie qui tombent sur les monts de Tessala au Sud, les monts du Murdjadjo au Nord et un piémont de haute terre A l'Ouest. Quant A la partie Est, elle rencontre une légère déclinaison à faible pente

La Sebkha reçoit donc les eaux d'un bassin versant orographique étendu, situe A 20km au Sud de la ville d'Oran, occupant une superficie de 2.274km² qui s'étend sur le territoire des wilayas d'Oran et d'Ain-Temouchent.

Ce bassin versant donne naissance A plusieurs rivières qui vienne se jeter dans la Sebkha. Durant l'étiage, elle est relativement sèche, une grande partie de ses eaux s'évapore sous l'action de l'évaporation solaire et se recouvre d'un d'une terre salée peu importante.

Cette vaste surface d'eau est cependant A un niveau maximum de 82m (au dessus de la mer) dans la région d'El-Amria et A un niveau minimum de 82m (au dessus de la mer) au Sud de Misserghin.

Du point de vue Géographique, le bassin versant de la grande Sebkha se compose de :

- Le lac sale de la Sebkha dont l'étendue se caractérise par l'absence de végétation du fait de la submersion quasi-permanente des eaux.

- La plaine de la M'léta qui représente toute la partie du sud dominée par les monts de Tessala. Cette zone relativement riche constitue la source principale de l'alimentation en eau de la Sebkha.

L'étude géologique du secteur étudie a mis en évidence une structure composée de deux grands ensembles :

- Le flanc sud du Murdjadjo est caractérise par des dépôts littoraux aux facies varies et d'épaisseurs réduites, par contre, au centre du sous-bassin de la sebkha d' Oran, de fortes épaisseurs des sédiments homogènes s'accumulent.

- alluvionnaires qui correspondent a un empilement de couches sablo argileuses ou limoneuses subhorizontales, se raccordent sur les bordures par des sédiments et deviennent progressivement plus grossiers au pied du Murdjadjo, ces ensembles fluviatiles proviennent du démantèlement des zones hautes.

Les formations rouges quartenaires permettent de préciser les conditions de sédimentation, et de cerner les grandes lignes de facies. Les analogies coincement l'existence d'une tectonique vivante et d'un climat a saisons contrastées ; pour les grés, il s'agit d'un socle cristallin riche en quartz, dans celui des limons rouges, it s'agit d'assises sédimentaires carbonatées plus ou moins indurées.

La minéralisation est relativement basse au Nord, mais elle augmente plus en allant vers le sud. Le secteur étudié présente trois sols différents (calcique, alluvionnaire, salin).

Chapitre 1 Introduction générale

En Algérie, les terrains néogènes présentent une assez grande extension sur la partie septentrionale du pays, offrant ainsi aux géologues intéresses, des chances énormes pour une étude plus complète et des possibilités meilleures des corrélations a l'échelle locale et régionale.

Les bassins néogènes de l'Algérie Nord-occidentale font actuellement l'objet de plusieurs études géologiques (stratigraphiques, paléontologiques, géodynamiques...).

Le Bassin de Bas Chelif a constitue l'un des plus importants et des plus étudies, notamment la grande sebkha d'Oran, l'un des bassins constituant le bassin du Bas Chelif.

Le présent travail vise l'étude géologique, hydrogéologique et tectonique des terrains de la grande sebkha d'Oran qui n'a jamais fait l'objet d'une étude précise auparavant.

Dans un premier temps, nous tenterons un aperçu historique, rappelant les travaux des différentes périodes ayant marque la géologie de cette région.

Dans le deuxième chapitre, on présente le cadre géographique de la zone étudiée.

Le quatrième, cinquième sixième et septième chapitre, nous exposons une étude géologique, hydrogéologique morphologique et structurale axée sur une description détaillée des différentes formations reconnues.

Chapitre 2 Historique des recherches

1. Introduction:

Depuis 1830, de nombreux travaux scientifiques ont été effectues dans la région du Tell occidental (littoral oranais) : études géologiques (recherche du parole) ; études hydrogéologiques (recherche de l'eau) ; études paléontologiques (datation et reconstitution de l'histoire tecto-sédimentaire).

En se basant sur le développement des recherches consacrées a la région, on peut distinguer quatre périodes :

Caractérisée par la mise en place des grandes lignes de la stratigraphie. Les représentants de cette période sont :

- M. ROZET (1831) :.a fait publier Line "notice géognostique" sur les environs d'Oran, et a mis en place les grandes lignes de la stratigraphie du Néogène de la région en corrélation avec les étages européens.

- L. VILLE (1852 - 1857) : c'est le découvreur du Trias et du diapirisme en Algérie. Il a fait un inventaire assez complet des gites minéraux.

- A. POMEL (1857 - 1871) : a effectue une tentative de subdivision du Miocène (Cartenien, Helvetien, Sahelien), il a aussi publie ses célèbres monographies sur les vertébrés (des équidés) en 1857, en 1889 il a établi définitivement son "Sahelien" dans la région d'Oran, et il a mis en place les grandes lignes stratigraphiques du Tertiaire.

- M. BLEICHER (1875) : c'est le découvreur du premier gisement d'armes préhistorique (Acheulien d'Ouzidane) et s'intéressait à la stratigraphie du pliocène et du quaternaire, à l'instar d'A. Paladiche (1875), Tournouer (1878) et P. Pallary (1888).

- L. GENTIL (1903) : Il a décrit deux formations miocènes qui contiennent la première distinction des deux cycles miocènes post-nappes dans l'ensemble du Tell oranais, et montre l'existence des mouvements tectoniques post-carténiens. Il complète et précise les connaissances sur le miocene, notamment dans le secteur du Cap Figalo. Son travail contient en outre une remarquable étude pétrographique, une mise au point des connaissances stratigraphiques a l'époque avec une bibliographie et un historique très complet.

- Les premières cartes géologiques détaillées ont été levées dans cette période grâce surtout à Doumergue guide d'abord par Ficheur (1908) et suivi par Dalloni (1919).

- E. FICHEUR (1908) : cossignateur des feuilles d'Oran et d'Arzew, a réalise ainsi une oeuvre autant plus fructueuse que ces travaux cartographiques lui ont fournie]'occasion de plusieurs découvertes paléontologiques successivement importante, car elles ont permis de dater des formations jurassiques, et les ont considérées comme azoïques, et qui n'ont plus guère livré de fossiles. C'est ainsi que dans les schistes d'Oran prétendus "siluriens", il reconnut la présence du Barrémien, de l'Oxfordien et du callovien.

- F. DOUMERGUE (1908-1931) : a levé tous les contours des feuilles : Oran (1908), Saint-Cloud (1909), Arzew (1913), Rio-Salado--Lourmel (1922), les Andalouses (1924), et Arbal (1931).

- R. DALLONI (1919) : a effectué un grand travail de cartographie. Il a décrit des formations néotectoniques à l'échelle régionale et fait une immense étude sur le Mio-Pliocene d'Algérie : facies, relation avec le substratum, recherches des gisements pétroliers, tectonique et a également mis en évidence les formations de l'âge suppose pliocènes des mêmes niveaux (1915 -1952).

C'est une période de léthargie géologique. Quelques noms restent attaches à cette période :
Après ces débuts prometteurs et tout en continuant une prospection acharnée.

- R. Dalloni établit sur l'ensemble du Tell de 1'Ouest Algérien un monopole qui stérilise complètement les recherches. Les travaux de M. Dalloni desservis par des conceptions tectoniques énormes, par l'absence de localisations précises et par une cartographique géologique peu fidèle.

- R. ANDERSON (1936) : a décrit et demi dans le détail la composition des divers facies miocènes en les insérant dans un cadre lithostratigraphique de groupes, de formations et de membres ou "étages".

- M. GAUTIER (1936) : a travaillé dans la région littorale de Ghazaouet. Cet auteur réintroduit la notion de nappes dans la même région on s'était forgé les conceptions de L. Gentil (1903).

- G. LUCAS (1942) : s'est intéresse dans le détail aux horsts primaires des hautes plaines (Ghar-Rouban, Saïda).

- J. FLANDRIN (1948) : a travaillé sur le nummulitique algérien. Il a apporté toutefois d'utile et indispensable précision à la stratigraphie du nummulitique des Tessala.

- Y. GOURINARD (1949-1955) : la première édition de la feuille géologique d'Oran étant épuisée en 1949, il se voit confier la révision des cartes géologiques du littoral oranais avec, pour objectif, leur parution pour les congres géologiques internationaux d'Alger de 1952. Dans le même temps il se livre au réexamen des massifs littoraux, qui fait l'objet de sa thèse parue en 1955. Il est ainsi amène à proposer des interprétations sur Page et la structure des formations littorales.

- J. MAGNE, CL-TEMPERE (1952) : dans le cadre de la datation des terrains néogènes, ils ont effectué des études micropaléontologiques à partir des foraminifères marins du bassin du bas Chat.-Hodna.

- A. PERRODON (1957) : a fait une remarquable synthèse sur les bassins néogènes sublittoraux de l'Algérie Occidentale. Il à ex Licite clairement les relations entre sédimentation et diastrophisme.

- G. SADRAN (1952-1958) : a étudié le volcanisme du littoral oranais en établissant une chronologie entre les diverses manifestations éruptives au voisinage du volcan de Tifaraouine.
À cause de la guerre de libération algérienne déclarée en 1954, les recherches dans le Nord de l'Algérie ont etc. arrêté pour un temps. Il faut attendre octobre 1964 pour que la géologie du Nord oranais soit reprise.

Après une période d'une léthargie qui a dure près de quarante ans, la géologie Oranais reprend ses activités grâce à l'équipe composée de P. Guardia (1975). (Nord oranais occidental), J. Delteil (1974), (Nord oranais oriental) et B. Fenet (1975), (massifs littoraux et Tessala) sous la direction du professeur J. Polveche (1968).

- B. C. MAZZOLA et AL (1967-1968) : réalisèrent d'énormes projets dans la recherche micropaléontologique approfondie en application des méthodes modernes de stratigraphie du Néogène.

- G. BIZON (1972) : a publié un atlas des principaux foraminifères planctoniques du bassin méditerranéen de l'oligocène au quaternaire.

- J. DELFAUD (1973) : a établi des lois (révolution des bassins sédimentaires (régions oranais) aux miocène supérieurs et offerts un modèle paléogéographique de la bordure méditerranéenne. Dans la même année, Delfaud et al. établissent un modèle d'une sédimentation en bordure de marge carbonatée.

- J. DELTEIL (1974), B. FENET (1975), P. GUARDIA (1975) : s'attachèrent A retracer le développement géodynamique de l'Algérie Nord Occidentale.

- J. DELFAUD, REVERT, G. THOMAS (1974-1976) : ont fourni des observations complémentaires.

- P. GUARDIA (1975) : a effectué une étude géodynamique de la marge alpine du continent africain d'après l'étude de l'Oranais nord-occidental. Il a aussi établi des relations structurales et paléontologiques entre le Rif, le Tell et l'avant-pays atlasique.

- B. FENET (1975) : a établi des recherches sur l'application de la bordure septentrionale du bouclier africain à partir de l'étude d'un élément de l'orogenèse nord maghrébin, les massifs du Djebel Tessala et les massifs du littoral oranais.

- H. BELLON et FERNANDEZ (1976) : ont établi une chronologie et une évolution chimique des laves du Rif oriental et du Tell oranais.

- M. ROUCHY (1979, 1980, 1982) a, b : le premier qui met en évidence la présence d'un véritable récif corallien frangeant au Djebel Murdjadjo et qui confirme l'âge messénien de la série.

- B. FENET (1975), G. THOMAS (1985) : esquissèrent l'évolution géodynamique de l'Oranais central et décrivirent la sédimentation post - messénienne.

- ROUCHY et AL (1982-1986), SAINT-MARTIN (1984) : ont précise l'agencement des facies inscrits dans le contexte de la "crise messénienne".

- H. BELLON et AL (1984) : on apporte de nouveaux résultats chrono stratigraphiques et bio stratigraphiques qui intéressent en par le cycle messénien.

- G. THOMAS (1985) : décrit une démarche géodynamique basée sur une étude du bassin du Bas Chelif comme bassin intra montagneux.

- P. MOISSETTE (1984-1988) : a défini les associations de bryozoaires dans divers gisements du messénien (Cap Figalo, Murdjadjo).

- S. FREINEX et AL (1987) a, b ; (1988) : ont fourni des renseignements plus détaillés sur les bivalves du messénien pré récifal et récifal de toute la région considérée.

- J. P. SAINT-MARTIN (1988) : a étudié les formations récifales coralliennes du miocène supérieures d'Algérie et du Maroc, ceci lui permet de tirer une conclusion paléoécologique et paléogéographique de la région étudiée.

- A. BENCHERIFA (1991) : dans le cadre de son ingéniorat d'état, il a réalisé une étude bio stratigraphique, paléo écologique et paléogéographique dans la dépression des Andalouses -- Oued Sidi Hammadi.

- O. MIZOUNI (1991) : dans le cadre de son ingéniorat d'état, il a fait le même travail que Bencherifa dans la même région.

- M. BESSEDIK et L. BELKEBIR (1989-1991) : faisaient des recherches qui ont pour but le rétablissement de la bio stratigraphie du miocène de l'Oranais, basées sur la microfaune, plus particulièrement les formations planctoniques.

- J. TRESCARTES-NEURDIN (1992) : a effectue une étude sur le remplissage sédimentaire du bassin néogène du Chélif, et elle a propose un modèle de référence de bassin intra montagneux.

- J. CORNE, J. SAINT-MARTIN, G. CONESA et J. J. MULLER, (1993) : ont réalisé une paléoécologie se basant sur l'étude de la plate-forme carbonatée (messénien) du Murdjadjo.

- K. MOUSSA, J. NEURDIN et L. BELKEBIR (1997) : on propose une nouvelle méthode d'agencement et dénomination des formations sédimentaires- miocènes du bassin du Bas Chelif (Oran, Algérie).

- K. MOUSSA (2000) : a relaté l'histoire du bassin endoréique de la sebkha d'Oran. 4^ème sem. Interne. Géol. pétrolière, Boumerdes. Sonatrach.

- K. MOUSSA (2000) : une miss au point stratigraphique de la série sédimentaire miocène du Djebel Murdjadjo (marge nord du bassin du Bas Chélif). Oranie, 1^er sem, Nat. Stratig, ORGM, Boumerdes.

- K. MOUSSA (2001) : méthode de recherche systématique des ressources hydriques. 6^ème Sem. Nat. des sciences de la terre, Tlemcen.

Chapitre 3 Cadre géographique

1. Introduction

Le littoral oranais est considéré comme une entité géologique qui se différencie par des particularités géologiques et structurales très marquées (Gourinard, 1952 ; Perrodon, 1957) ; à la fois des régions montagneuses et des bassins subsidents. Il s'étend sur une centaine de kilomètres et présente une largeur moyenne de 20 à 25 km. Ce terme a été employé simultanément dans une acception par G. Sadran (1982 a), selon certains auteurs (Gourinard, 1952 ; Delfaud et al., 1973) le considèrent comme étant le territoire compris entre les marais de la Macta à l'Est, les dépressions de la grande sebkha d'Oran et les salines d'Arzew au Sud, et la Méditerranée au Nord et à l'Ouest. Ce littoral est caractérisé par deux ensembles:
- un groupe de horsts constituent de terrains secondaires.

- un important bassin subsident constitue de petits bassins néogènes qui viennent interrompre la continuité des massifs littoraux ou affleurent le paléozoïque et le Mésozoïque.
Ces bassins constituent les plaines sublittorales avec en particulier la plaine de la M'léta, situé dans l'axe de la dépression de l'Oued Chelif et occupée en son centre par la grande sebkha d'Oran. Cette dernière est considérée parmi les grandes sebkhas en Afrique occupant une surface de 310 km², soit 16,7 % de la superficie totale du bassin versant, son altitude varie de 80 m dans la région d'El-Amria, sa longueur est de 83,5 km et 21,4 km de largeur. Elle dessine une ellipse très aplatie de direction NE--SO.

Administrativement, la sebkha d'Oran se trouve à la jonction des wilayas d'Oran, de Belabbes et d'Ain-Temouchent.

- à l'Est elle se reccorde au plateau d'Oran et de Boufatis suivant une ligne Es-Sénia-Oued Tlelat.

Les unités morphologiques et structurales du littoral oranais se placent d'Est en Ouest comme suit :

- Le massif de Madakh limite au Nord par la plaine de Madakh et au Sud par la dépression de Sidi Bakhti, et se prolonge a l'Ouest par l'ensemble volcanique du Djebel Tifaraouine.

Chapitre 4 Cadre géologique

1. Introduction:

Dans son ensemble, la région étudiée appartient au Tell septentrional ont de petits bassins d'âge miocènes à plio-pléistocène viennent interrompre la continuité des massifs littoraux ou affleurent le paléozoïque et le Mésozoïque. Ces bassins -constituent la plaine de la M'léta, située dans l'axe de la dépression de l'oued Chélif, elle est occupée en son centre par la grande sebkha d'Oran. Le bassin du bas Chélif développe postérieurement à la phase tectonique majeure du domaine tellien, c'est un bassin intra montagneux tard orogénique (A. Perrodon, 1975) subsident, occupant une grande partie du sillon médian défini par Delfaud et al (1973).

La sédimentation déposée avant, pendant et après la mise en place des nappes telliennes est épaisse. Elle est contrôle par des phénomènes tectoniques synsédimentaires.
Le bassin du Bas Chelif a pris naissance depuis le miocène inférieur jusqu'au quaternaire, il appartient à un ensemble d'aires sédimentaires diachrones plus ou moins indépendantes qui se sont surimposées a l'orogenèse tello Rifaine après la mise en place des terrains allochtones (Thomas, 1985).

Les bassins du Bas Chelif se subdivisent en trois unités géologiques distinctes (fig. 4), (Delfaud et al., 1973) :

- un sillon septentrional étroit : par l'axe du Murdjadjo: les monts d'Arzew et les massifs du Dahra.

- Un sillon méridional median : délimite par deux lignes de reliefs représentés par les monts des Tessala, des Beni-Chougrane et le massif de l'Ouarsenis.

- Un sillon méridional aligne sur Maghnia, Sidi Belabbes et Mascara, se poursuit vers l'Est dans le bassin de Tiaret puis le Sersou. La stratigraphie du bassin a connu plusieurs modifications et beaucoup de discussions :

· J. Delfaud et al. (1973) : Grâce à une analyse séquentielle établie sur la subdivision du Perrodon (1973), il distingue un miocène inférieur ou «Ante-nappes » transgressif caractérise par la mégaséquence 1, et un miocène supérieur ou «post-nappes» caractérise par la mégaséquence 2 subdivisée en trois séquences (2a - 2b - 2 c).

· B. Fenet (1975) : introduit la notion du néogène «post-nappes » à l'intérieur duquel, a distingué trois cycles :

1^er cycle miocène «post-nappes » (MI) : représente par des dépôts détritiques épais.

2^ème cycle miocène «post-nappes » (M II) : indépendant du premier qu'il transgresse.

· À. Perrodon (1975) : a fait intervenir la notion de cycle sédimentaire. Il a subdivisé le néogène en deux cycles (Miocène et Pliocène). Il a distingué un premier cycle avec deux phases repérables sur les bordures du bassin par une régression et une transgression, séparées par une discordance. Il s'agit d'un miocène inférieur et un autre supérieur ; le premier est assimilé au burdigalien, l'autre au vindobonien. Il caractérise le premier comme étant transgressif suivi d'une régression ; le second est aussi transgressif sur tout le bassin mais d'une façon progressive.

· G. Thomas (1985) : a décris le miocène «post-nappes » comme étant un cycle sédimentaire de cinquième ordre et la subdivise en deux cycles d'ordre 4 (M II, M III) qui sont à leur ordre constitue de formations d'ordre 3.
Le premier cycle (M II) est représenté par des sédiments continentaux et d'autres marins dont rage est comprise entre le burdigalien et le tortonien selon l'auteur.

Le second cycle (M III) et représente par des sédiments détritiques mam eux et évaporitiques débutent au tortonien supérieur et se poursuivent pendant tout le Messinien entre environ 8,5 et 5,3 ma selon toujours le même auteur.
Le littoral oranais est considéré comme une entité géologique qui se différencie par des particularités géologiques et structurales très marquées (Gourinard, 1952 et Perrodon, 1957), ont on trouve à la fois des régions montagneuses et des bassins subsidents.
Deux ensembles caractérisent le littoral oranais et les régions adjacentes : Un important bassin subsident néogène.

Un groupe de horsts constitués de terrains sédimentaires émergent à travers le bassin. La mise en place de ces horsts remonte aux paroxysmes miocènes lies aux grandes phases orogéniques alpines (Gourinard, 1958 ; Perrodon, 1957 ; Fenet, 1975).

Figure 31: Schéma de la structure générale de l'Oranie (Delfaud et al.,1973)

La répartition des quelques sédiments pliocènes du littoral oranais montre que ces horsts ont subi un rejeu à la limite, entre le miocène et le pliocène, rejeu d'ailleurs probablement moins importants que celui du Quatemaire (Gourinard, 1958).

La série stratigraphique représentée dans la zone étudiée comporte :
*le substratum ante et synchro-nappes (l'autochtone grésopelitique, l'allochtone).
*le Miocène (Premier cycle post-nappes, deuxième cycle post-nappes).
*le pliocène et le pléistocène inférieur.

1. Age absolu en Ma (chrono stratigraphie) ; 2. Zones a foraminifères planctoniques W.A. BERGGREN, J.A. VAN COUVERINE (1974) d'après BLOW (1969) et G. BIZON (1972-78) ; 3. Subdivisions classiques du Miocène; 4. Etages marins méditerranéens ; 5. Anciennes dénominations ; 6. Chronologie continentales, âges mammaliens ; 7. Cycles miocènes B. FE (ET (1975) ; 8. Terminologie G. THOMAS (1985) ; 9. Terminologie de J.C. ROMAN (1975) : 10. Méga séquences miocènes (5eme ordr0 ; 11. Séquences majeures (4^ème ordre 12. Formations (3erne ordre) (10, 11 et 12 : terminologie employé par l'auteur) ; 13. Facies marins ; 14. Environnements marins ; 15. Episodes continentaux équivalents ; 16. Repères ci néritiques ; 17. Facies d'ANDERSON (1936) ; 13. Terminologie d'A. PERRODON (1957). Miocène supérieur ; 19. Terminologie de DALLONI ; 20. Nomenclature des discordances ; 21. Courbe de paléotempérature du Miocène méditerranéen G. BIZON, C. HULLER (1976).

2. Aspects géologiques :

La description géologique du bassin de la grande sebkha est basée sur les informations exploitées à partir des observations effectuées sur le terrain, essentiellement au niveau des deux massifs : Murdjadjo et Tessala, et à partir des coupes de forages réalisés dans la région.

Une carte géologique du bassin de la Grande Sebkha d'Oran a été établie par M. Benziane qui présente globalement les formations géologiques du bassin, en se basant sur les travaux de A. Perrodon,1957, (fig.4).

En 2004 le bureau d'étude Sogreah a réalisé des études géologiques (fig.5), qui a permis de mettre en évidence une structure constituée par deux grands ensembles : un substratum ante nappe constitué au Nord par les massifs Schistosités autochtones (Monts Murdjadjo) et au Sud par un complexe d'unités allochtones (ou nappes) des Monts des Tessala.

Dans le cadre de cette étude, on peut sélectionner les terrains concernés découper ainsi la stratigraphie locale en fonction des correspondances géophysiques et hydrogéologiques :

	étage géologique	Epaisseur (m)	Lithologie	Aquifère	Correspondances géophysiques
Quaternaire Quaternaire Quaternaire	Holocène	0-40	Limons gris, gypses, argiles, calcaires tuffeux, silts lignites, marno-calcaires¹ etc...	Localisés et mal connus	Extrêmement
	Pléistocène supérieur	?	Terrasses limoneuses rouges et dales	Localisés et mal connus	Conducteur
	Pléistocène moyen	0-30
	Pléistocène inférieur	12-35	Limons et conglomérats²rouges	Peu perméables?	Alternances résistant moyen conducteur
Tertiaire (néogène) Tertiaire (néogène)	Calabrien		Grès lumachelliques et sables dunaires	perméables	Résistant moyen
	Pliocène continental	80?	Grès marneux	Semi perméable	Résistant moyen
	Pliocène marin	130?	Marnes bleues Conglomérats et sables	Imperméable Semi perméable	Conducteur Résistant moyen
	Miocène supérieur	80 - 150 ?	Gypses Calcaires murdjadjo Marnes bleues Grès	Imperméable Aquifère Imperméable Perméable ?	Variable Résistant Conducteur Résistant moyen
	Miocène inférieur		Conglomérats Marnes pélagiques	? imperméable	Résistant ? Conducteur
	Substratum anté- Miocène		Schistes	imperméable	conducteur

2.1. Les formations anté-nappes :

il est représenté à l'ouest et au sud du djebel SANTON et le Long des falaises de monte christo dans les Tessala, le Trias est formé essentiellement de masses de gypse auxquelles sont associées des argiles versicolores et des éléments remaniés de l'autochtone en blocs allogènes. Au diapir d'Arbal, les formations évaporitiques présentent un aspect intrusif manifeste. En dehors de ce diapir, le complexe chaotique se trouve fréquemment en position insolite sous forme de lames tectoniques ou injectées dans les fractions liées aux unités sénoniennes.

Dans les Monts de Tessala, autour et sur le pic de Tafraoui, les dépôts jurassiques se notent en lambeaux. Ils sont représentés par des calcaires liasiques en dalles, ocreux et marmoréens par place.

Le crétacé est très présent au niveau du massif du Murdjadjo, formant ainsi son ossature. H est représenté par des formations schisto-gréseuses, verdâtres, très plissées, parfois intercalée par des bancs de quartzites du Néocomien, et parfois passe à des calcschistes à lentilles de calcaire. Sur la ligne de crête du Murdjadjo, cette formation se dispose approximativement à quelques centimètres de la surface du sol, ce qu'on a constaté sur place sur un chantier de construction. Plus au sud cette formation s'enfonce sous les calcaires jouant le rôle de substratum imperméable.

Dans le massif des Tessala, les dépôts crétacés forment le substratum sur lequel viendront se déposer plus tard les formations autochtones miocènes. Ces dépôts sont représentés par des formations marno-schisteuses allant du néocomien au sénonien.

Sur toutes les coupes que nous disposons, deux forages ont atteint cette formation : le sondage de SIDI SALEM (n°183) et le forage de MISSERGHIN2 (n°185).

2.2. Les formations post nappes :

2.2.1. Le Miocène :

2.2.1.1. Les nappes telliennes :

Il est admis depuis le début des années soixante que les Monts des Tessala sont constitués par l'empilement d'un nombre variable de nappes de glissement appelées nappes telliennes. Ce matériel allochtone, de nature lithologique très hétérogène, s'est mis en place dans un bassin subsident, dit bassin miocène synchro-nappe, constituant actuellement le coeur des Monts des Tessala.

2.2.1.2. Le Miocène post-nappe :

2.2.1.2.1. Le 1er cycle post-nappe :

Les dépôts détritiques du 1^er cycle post-nappe ont été décrits sous le nom de carténien par F. Doumergue, 1908. Ils sont conservés dans un certain nombre de fossés et Bassins subsidents où ils se sont accumulés sur de fortes épaisseurs, Ds forment actuellement autant de dépressions entre les différents massifs schisteux. Pour Y.Gourinard, 1958, ces formations appartiennent au même cycle que le Messinien mais elles se sont déposées intérieurement aux « surrections » des horsts. Immédiatement après la mise en place des nappes telliennes, le premier cycle miocène post-nappe débute, selon B. Fenet (1975), sur la zone littorale (Djebel Murdjadjo) par l'accumulation de formation continentale ou lagunaire. Des mouvements épirogéniques provoquent la formation de zones ascendantes dont la couverture allochtone va être décapée, et de zones subsidentes, réceptacles des produits de démantèlement des nappes et de leur substratum. Aux formations continentales et conglomératiques vont progressivement se substituer des dépôts lagunaires et marins; marnes, marnes et grés dont la microfaune témoigne d'un dépôt dans des milieux fermés. Dans les zones subsidentes : fossés et bassins, s'accumulent de fortes épaisseurs de marnes tandis que les zones hautes continuent de monter, provoquant des décharges conglomératiques en bordures des fossés.

Dans le versant nord des Tessalas affleurent jusqu'à 250m de dépôts continentaux rouges constitués d'alternance de conglomérats à fragments de schistes et grés oligocènes et crétacés et de marnes rouges. Dans le bassin de Tafaraoui, les couches continentales prennent une extension remarquable et constituent les magnifiques escarpements rubéfiés des versants nord des djebels Cheggâ, El Grabis et du Hammam Madjine. Un niveau cinéritique gris, épais de quelques mètres, sépare une partie inférieure rouge brique argilo-limoniteuse d'une partie supérieure plus claire, rouge orangée, composée de successions de niveaux limoniteux, micro-conglomératiques et de conglomérats à ciment limoniteux orangé. De grandes plaques de gypse fibreux ont cristallisé secondairement dans les diaclases verticales de l'ensemble des dépôts continentaux dont l'épaisseur peut atteindre ici 300m. A priori, il serait possible, selon B. Fenet de voir dans l'ensemble inférieur rouge brique un témoin du premier cycle postnappes. La limite supérieure de couches continentales est assez floue puisqu'à des niveaux de type alluvionnaires succèdent progressivement les niveaux de base laguno-lacustres du Messinien. Dans les massifs littoraux, ces formations (Dépôts continentaux rouges) n'affleurent pas sur le versant sud. Au centre du bassin, au-dessous de la sebkha et de la plaine de M'lèta, on n'a aucune idée sur la présence ou non de ces formations.

Figure 33 : corrélation NW-SE à travers la Plaine de la M'léta et la Grande Sebkha d'Oran (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

Aucun forage, parmi ceux dont nous disposons de leurs coupes, n'a capté des formations qui peuvent attribuées à ce cycle. Néanmoins, deux forages pétroliers Db1 et Da1 effectué par la S.N.Repal, profonds respectivement de 1882 et 1652 m et situés à 11 et 21km à l'est de la sebkha.(fig.7).

En effet, le sondage DEBBI Db1 a traversé une série marneuse attribuée par A.Perrodon, (1957) au miocène inférieur marin. Cette série de marnes est de couleur gris-foncé et repose directement sur le jurassique supérieur. Une série marnocalcaire grise, glauconieuse d'une cinquantaine de mètres d'épaisseur, surmonte cette série marneuse de base.

Le forage du Djebel Djira (Dal), situé à une dizaine de kilomètres à l'Est du forage Dbl, a traversé lui une série détritique bien développée (470m) formée d'une alternance de conglomérats, de micro brèches et de marnes grises où s'intercale un banc de cinérites. Cet ensemble est recouvert par une série peu épaisse (200m) de marnes grises, indurées, limoneuses souvent glauconieuses.

Figure 34 : schéma stratigraphique du Miocène du plateau de Boufatis (A.Perrodon, 1957)

2.2.1.2.2. Le 2e cycle post-nappe :

Le 2^eme cycle miocène post-nappe (M_III), nommé Messinien pour plus de commodité, est indépendant des formations du cycle qu'il transgresse. Tout comme les dépôts marins du 1^er cycle, il est précédé d'une phase d'érosion active accompagnée de l'accumulation de séries continentales. La transgression n'envahit que très progressivement le versant sud du Djebel Murdjadjo ainsi que le versant Nord des Monts du Tessala, tandis que de fortes épaisseurs de sédiments s'accumulent dans la zone subsidente de la Grande Sebkha d'Oran. Un volcanisme acide important lié aux mouvements épirogéniques (volcan de Tifarouine) accompagne ou précède le début de la transgression.

Le deuxième cycle post-nappe débute généralement dans le bassin de Cheliff par une importante série gréso-sableuse. Au fond du bassin de la Sebkha, cette série doit être assez importante. Dans les Monts du Tessala, ces niveaux détritiques de base deviennent lenticulaires et moins épais. Ils sont discordants sur les couches rouges ou sur le substratum (allochtone), mais en maints endroits, ce sont les marnes bleues qui reposent sur ces dernières formations. (fig.8)

Figure 35 : coupe géologique du secteur Arbal-Tamazourah (M.l. Hassani, 1987)

Dans les massifs littoraux, le deuxième cycle est généralement transgressif sur les terrains secondaires, au nord par l'intermédiaire de conglomérats constitués d'éléments de quartzites et de schistes. Au sud (Ferme de Terziza), se développe un véritable niveau transgressif constitué des grés Clypéastres. Ce sont des grés sableux parfois à ciment calcaire à nombreux éléments empruntés au substratum.

Figure 36 : coupe géologique du versant sud-est du Djebel Murdjadjo (J. Delfaud, J. Revert 1974)

Les sondages effectués par la S.N. Repal (1957), sur le plateau de Bou Fatis, ont retrouvé cette série sous les traits de passées de grés fins friable à stratification entrecroisée, entrecoupée de marnes glauconieuses au sondage Da1 où son épaisseur atteint 260m dont 160m de sable net. Cette formation est surmontée par les marnes bleues.

Plus à l'Ouest en direction de la sebkha, au forage Dbl, la série gréseuse disparaît et on passe directement à la série des marnes bleues ; il y a continuité de sédimentation entre les deux cycles (M.I. Hassani, 1987). Notons qu'à l'extrémité ouest du bassin, le forage n° 170 a atteint une formation de grés micacés avant d'être arrêté, cette formation qui nous rappelle le olcan de Tifarouin, peut présenter le niveau détritique de base du 2^ene cycle post-nappe. Malheureusement cet ouvrage n'est pas assez profond pour pouvoir affirmer s'il s'agit d'une formation de grés bien développée comme dans le plateau de Boufatis, ou bien un niveau de cinérites repère de l'activité volcanique qui accompagne ou précède le 2^wie cycle post-nappe.

Dans la bordure sud du Murdjadjo, on remarque sur la coupe du forage n°185 que des grés succèdent directement aux formations du substratum (les schistes), l'épaisseur de cette formation est de l'ordre de six mètres et se trouve à une profondeur de 205m. Plus au nord dans le forage n°183, ces formations n'apparaissent pas, laissant leur place aux argiles, (Fig.6).

Ces formations succèdent au niveau détritique de base sous forme de marnes bleues, dans le bassin de Cheliff-Sebkha. Dans les Tessala, les formations médianes diminuent sensiblement d'épaisseur, alors qu'au niveau des Murdjadjo, les marnes bleues reposent en biseau. A Touest de la sebkhà, le faciès des marnes bleues ne se retrouve plus au-delà d'une ligne Ain El Arbaa-Targa,

Ces formations succèdent au niveau détritique de base sous forme de marnes bleues, dans le bassin du Cheliff-Sebkha. Au Nord de la sebkha, cette formation a été recoupée par les forages : n°170 et n°185. Sur le forage n°170, situé à l'Ouest du bassin, les marnes avec les argiles ont une épaisseur de 320 m, alors que de l'autre côté à l'est, au forage Dbl les marnes bleues constituent une formation bien développée de 660 m d'épaisseur. En se rapprochant des reliefs les marnes bleues diminuent d'épaisseur comme on peut le remarquer dans le forage n°185 où l'épaisseur passe à 13 m. Au Nord de l'ouvrage n°185, il y a le forage de Sidi Salem n°183, qui n'a pas recoupé de marnes bleues, mais 84 m d'argiles vertes, qui succèdent aux schistes du secondaire.

Dans le versant sud de Djebel Murdjadjo, les marnes bleues reposent en biseaux. (fig.9). Elles affleurent au fond de l'oued Hammadi et l'oued Misserghin.

La transgression du deuxième cycle se termine dans le Bassin de la Grande Sebkha d'Oran par le dépôt de tripolis au fond du bassin, alors que dans les massifs, il y a passage latéral à des formations de bordure ; c'est le faciès des calcaires à algues.

Dans le djebel Murdjadjo et dans sa bordure sud, affleurent des formations de marno-calcaires blancs à tripoli, très riches en poissons fossiles. La proportion des faunes pélagiques dans les gisements croît avec la distance de ces gisements du horst (Arambourg, 1927). Selon Y. Gourinard, ces formations passent latéralement à des niveaux de péricifaux puis récifaux de plus en plus vers le Nord. Cette évidence, selon son auteur, est due à la présence d'un niveau à concentration d'oxyde de manganèse inclut dans les calcaires, parallèle à leur pendage vers la culmination des horsts, et qui pénètre dans une zone de marno-calcaire à tripolis vers le sud.

Entre Arbal et Tamazourah quelques petits lits de tripolis entrecoupés de marnes blanches demeurent intercalés dans les calcaires massifs récifaux. Au-delà de cette zone, vers l'ouest, on ne semble plus retrouver de marnes à tripolis complètement relayées par les calcaires récifaux, (Hassani, 1987).

Les forages n°185 et n°183, qui se situent presque sur la même ligne (N-S), ont recoupé toute la couche des marno-calcaires. L'épaisseur de cette formation passe de 31 m dans le forage n°183 au Nord, à 72 m dans le n°185 au Sud, sur une distance de 1046 m séparant les deux ouvrages (fig.6). Dans le reste des forages recoupant cette formation, on remarque d'une façon générale que cette dernière est sous-jacente aux calcaires récifaux, saut au forage n° 186 où les marno-calcaires se trouvent au-dessus des calcaires miocènes, mais vu la profondeur de cet ouvrage, et en se référant au forage n°185- non loin du n°186-qui coupe aussi des marno-calcaires au-dessus des calcaires, on ne peut pas considérer cette disposition des marno-calcaires comme étant exceptionnelle.

Dans le Murdjadjo, une formation de calcaires durs à algues, relais ou repose sur les marno-calcaires, formant ainsi une carapace puissante d'une centaine de mètres, bien développée en affleurement depuis la pointe Nord-Est jusqu'à la hauteur de Boutlélis, avec un léger pendage (voisin de 10°) vers la sebkha. Ces calcaires de couleur blanche ou crème, parfois avec des mouchetures de manganèse, sont diaclasés, fissurés et extrêmement karstiques ; on y rencontre même des grottes mais sans grandes extensions. A F ouest de Boutlélis, le faciès devient marneux et crayeux avec des lentilles de gypse. Au sud, en allant vers la sebkha, les calcaires plongent sous les alluvions plio-quaternaires.

Les premières attributions stratigraphiques de la formation des calcaires à algues remontent à GOURINARD (1958) qui rapporte les calcaires de la platrière de Gambetta au Pliocène sans argument paléontologique mais les études récentes SAINT MARTIN (1987) attribuent ces calcaires dans le bassin du Chelif au Messinien (Miocène supérieur).

Dans les Tessalas, des récifs reposent sur des hauts fonds parfois directement sur le substratum allochtone; ils sont formés de calcaires biodétritiques associés à des calcaires à lithothamniées. Entre Tafaraoui et Tamzourah, ils sont précédés par des bancs de grés calcareux jaunes puis par des grés marneux et des marnes jaunes à silex. Ces faciès ont été datés du Tortonien par Doumergue. A Tamzourah, les calcaires à algues reposent directement sur le substratum allochtone. Plus à l'Ouest, les niveaux calcaires passent à des formations gréso-calcaires et gréseuses.

Dans le Nord de la Grande Sebkha d'Oran 22 forages, résumés dans le tableau l, ont recoupé la formation des calcaires miocènes :

Forage n°	35	166	171	172	173	174	175	177	178	179	180
Profondeur du toit de la formation (m)
Profondeur du toit de la formation (m)	89	73	5	40	0	8	91	2	.68	2	1
Prof, du mur de la formation captée (m)
Prof, du mur de la formation captée (m)	168	88	56	90	50	110	116	65	105	125	153
Puissance de la formation (m)
	79	=15	=51	=50	=50	102	25	=63	=37	123*	152

Forage n°	181	182	183	184	185	187	188	189	190	207	254
Profondeur du toit de
la formation (m)	19	16	15	67	95	85	5	23	7	2	1
Prof, du mur de la
formation captée (m)	55	19	65	100	120	145	69	97	130	80	80
Puissance de la
formation (m)	36	3	50	=33	25	60	64	74	=123	78	79

Dans la zone Boutlélis-Misserghin, sur la ligne reliant les forages n°: 173-180-254, les calcaires affleurent en surface ce qui est dû à leur proximité des massifs. Au-delà de cette ligne, vers le sud, les calcaires plongent sous les alluvions plio-quaternaires. Plus on se rapproche de la sebkha, plus est importante la profondeur du toit de la formation, une augmentation qui s'accompagne d'une diminution de l'épaisseur des calcaires.

Comme on peut le voir sur le forage n°175, où l'épaisseur des calcaires est de 25m, alors qu'en amont, sur une distance de 950m, elle dépasse les 100m dans le forage n°174. Au sud du Murdjadjo, on constate que c'est dans la région de Brédéah où se développent le plus, la formation des calcaires

Figure 38 : évolution des calcaires du nord et au sud dans la région de Brédéah (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

En 1975 B.Sourisseau, dans le cadre de réhabilitation des ressources locales en eau souterraine et de l'étude hydrogéologique du massif Murdjadjo, fournit que les niveaux de calcaires, qui est probable disparaissent en profondeur, car ils n'ont pu se déposer que sur le haut fond mésozoïque.

Dans la Plaine de la M'lèta, douze forages ont recoupé cette formation, comme il est détaillé sur le tableau 2 ;

forage N^°	9	10	160	161	196	198	199	203	200	201	202	238
de la formation (m)	360	377	280	373	332	49	190	262	236	186	186	186
Prof, du mur de la formation captée (m)	435	416	295	389	403	120	289	298	348	320	320	273
Puissance de la formation (m)	75	39	15	16	71	=71	=99	=36	=112	134	134	=87

D'une façon générale, l'épaisseur des calcaires augmente du Nord au Sud, vers les reliefs. Dans le forage de Tafaraoui (n°198), l'épaisseur des calcaires dépasse 70 mètres, alors qu'au Sud, dans le forage de M'léta 2 (n°161), les calcaires dépassent guère la hauteur de 15 m. La majorité des forages qui recoupent les calcaires, se trouvent dans la région de Tafaraoui. En allant vers l'Ouest, au-delà de la longitude X=717 ; aucun forage n'a capté cette formation. A l'exemple du forage d'El Khemis (n°224), où on n'a pas constaté la présence des calcaires malgré la profondeur de cet ouvrage (450 m). Notons, qu'au forage n°203, les calcaires ont été atteints à la cote -153m (par rapport au niveau de la mer), alors qu'à moins d'un kilomètre vers l'ouest de cet ouvrage, les calcaires se trouvent à la cote -79m au n°202, soit une dénivelée de 74m du toit de la formation, sur une distance de 630m. La profondeur du forage n°203 ne nous permet pas d'aller plus loin dans notre commentaire car nous ne connaissons pas l'épaisseur des calcaires dans cet ouvrage, néanmoins on peut dire qu'au nord des Tessala, en s'éloignant de Tafaroui vers l'Ouest les calcaires diminuent progressivement d'épaisseur.

2.2.2. Le Pliocène :

2.2.1. Formation du Bas Chéliff :

Cette formation marine appelée par G,Thomas "Série d'El Maleh - Ain Défia" n'est connue à l'affleurement ni dans la dépression de la grande sebkha d'Oran, ni sur son pourtour immédiat. Cependant, B.Fenet note la présence sur le revers nord du Djebel Tessala, au sud de la Plaine de Tameira, d'un banc épais de 2 à 3m de calcaire jaune dur, à moules de gastéropodes abondants. Ce banc, nettement discordant sur le Messinien dans le Chabet Mettemoura, plonge au Nord en concordance avec les conglomérats du Pléistocène qui lui font suite. Cet affleurement, très local, peut représenter avec les cailloutis coquilliers observés au sud d'Ain el Arbâa le témoin le plus occidental du Pliocène marin dans le bassin de la sebkha où il est probablement développé sous le pléistocène. Au nord de la sebkha le Pliocène n'affleure pas en bordure du Murdjadjo. D'ailleurs, il est reconnu à l'affleurement dans le Nord-Est du bassin. Il comprend:

-à la base une formation sableuse et conglomératique à microfaune remaniée; -dans la partie médiane une formation marneuse relativement épaisse à faune pélagique attribuée au Plaisancien (marnes bleues);

-au sommet une formation sableuse à faciès "astien" (grès marins) et à faune néritique abondante.

2.2.2. PIiocène continental: « Surface d'érosion »

La surface d'érosion ou glacis d'ablation SP1, est largement répandue sur le flanc sud du djebel Murdjadjo. Cette surface est localement fossilisée par les sédiments du pléistocène inférieur, est contemporaine d'une partie du cycle pliocène.

Dans le bassin de la grande sebkha d'Oran, 15 forages se trouvant tous dans le sud de la sebkha, passent par les formations pliocènes :

Forage	195		8	196	197	6		198	238	203		9	10	11	12
Profondeur du toit	47		195	207	237	219		43	141	180		27	208	30	105
de la formation
Prof, du mur de la
formation captée	238		417	332	430	400		49	186	262		250	364	191	165
(m)
Puissance de la	=191		=222	125	=193	181		6	45	82		223	156	161	60
formation (m)
Forage		160					224				208
Profondeur du toit de la formation		90					324				2
Prof, du mur de la formation captée (m)		240					450				104
Puissance de la formation (m)		150					=126				=102

D'après les tableaux, on remarque que, les formations pliocènes sont bien développées dans la région de Oued Tlélat, elles atteignent au forage n°9 (OT4) 223 m d'épaisseur, dont 173 m attribuées au Pliocène continental et constituées essentiellement d'argiles sableuses. En se rapprochant des reliefs vers le sud, le faciès des formations pliocènes s'amincit et change totalement pour devenir calcareux dans le forage n°198 qui coupe 6 m de calcaires récifaux pliocènes. Dans le reste des forages le faciès est surtout gréseux à intercalation marneuses.

2.3. Le Quaternaire

2.3.1. Pléistocène

2.3.1.1. Pléistocène inférieur (calabrien) :

Selon G. Thomas, 1985, le cycle paléogégraphique P₁₁ comprend de bas en haut : la formation de Mettemoura et la formation de Mekerra.

Encore désignée P_11A, correspond dans la stratigraphie marocaine à l'Agroubien et comprend quatre séquences entièrement continentales à base ravinante. Les séquences 1 et 2 (10 et 20 mètres) sont formées par des galets et des blocs anguleux (centile 40 cm) non jointifs puis, par d'épais limons rouges à concrétions calcaires. Les séquences 3 et 4 (2 mètres) sont constituées de galets émoussés plus petits (10 cm) à matrice sableuse puis de limons. Dans la Plaine de la M'lèta et à El Djezira affleurent des assises continentales azoïques de limons rouges parfois conglomératiques attribuées à la formation de Mettemoura par G. Thomas.

La formation de la Mekerra, désignée P_11B, comprend une croûte de calcaire inter stratifié permettant de distinguer deux ensembles. Dans la partie inférieure les conglomérats à matrice sableuse passent latéralement à des sables à stratifications obliques. A la base, la fraction fine devient vite prédominante pour atteindre plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur. La rubéfaction est parfois homogène, mais on observe souvent des alternances de niveaux plus clairs qui correspondent à un enrichissement de calcaire diffus ou en amas discontinus, d'origine pédogénétique. Le sommet de cette partie inférieure est clôturé par une accumulation de calcaire (amas discontinu, puis dalle). La partie supérieure ravine parfois les assises précédentes, mais elles se trouvent fréquemment en contact direct avec la dalle calcaire. Elle comprend des conglomérats à matrice limoneuse et des limons rouges. La fraction sableuse est pratiquement absente. La taille des galets varie selon une même verticale mais aussi en fonction de la paléogéographie. La surface d'érosion ou glacis d'ablation SPn doit être rattaché au sommet du pléistocène supérieur. Ces formations sont localisées sur la bordure méridionale du Murdjadjo, entre Ain Beïda et Temsalmet (G. Thomas, 1985).

Le pléistocène moyen du bassin de la grande sebkha d'Oran est localisé vers l'ouest et le sud-ouest du grand lac. Il est représenté par un étagement de deux formations possédant un ensemble de caractères propres à chacune d'elles.

La formation de Remchi (séquence Q1 de G. Thomas, 1985), mise en parallèle avec le Salétien marocain, est constitué par deux ensembles superposés. Le premier comprend des galets emballés dans une matrice sableuse claire ; le second, des limons rubéfiés et encroûtés. Cette formation affleure aux alentours de Hammam Bou Hadjar et peut atteindre 30m d'épaisseur.

La formation de l'Oued Hammam (séquence Q11 de G. Thomas, 1985), "parallélisée" avec Amirien marocain, affleure à l'extrémité ouest du bassin de part et d'autre de l'Oued Malah à l'altitude 100 m. C'est un glacis d'accumulation du matériel limoneux rubéfié encroûté.

2.3.1.3. Pléistocène supérieur : ( Soltanien : Formation de l'Oued Oggaz)

Ce sont des dépôts continentaux rubéfiés constituant des terrasses plus ou moins continues le long des oueds et occupent la périphérie de la plaine de M'lèta. Us sont surtout répandus le long des premiers reliefs du versant sud du Djebel Murdjadjo. Les terrasses fluviatiles sont situées en contrebas des terrasses du pléistocène moyen. Elles débutent souvent par des galets et des sables non rubéfiés qui passent rapidement à des limons se raccordant à des formations de versant (glacis, cône de déjection). Ce matériel présente des horizons enrichis en calcaire accumulé sous forme d'amas ou concrétions. A la périphérie de la Plaine de la M'lèta, des glacis d'accumulation peuvent y être rattachés. Ces glacis résultent de la juxtaposition des cônes coalescents édifiés au débouché de chaque petit cours d^'eau dans la plaine. Le sédiment est constitué par des limons sableux ou argileux rubéfiés qui ne font jamais l'objet d'un encroûtement induré continu. En revanche, ils sont très fréquemment enrichis en amas ou nodules calcaires discontinus. Ces limons sont recouverts par les limons gris rharbiens.

2.3.2. HoIocène :

Les dépôts non rubéfiés rharbiens se sont mis en place dans les mêmes aires paléogéographiques que les sédiments rubéfiés soltaniens auxquels ils succèdent. Les processus sont variés puisqu'on peut distinguer des dépôts d'origine alluviale et des dépôts d'origine éolienne.

2.3.2.1. Lunettes éoliennes :

Elles sont présentes sous forme de bourrelets en bordures de bas fonds salés. La plus spectaculaire, par son ampleur est celle qui longe la bordure sud de la grande sebkha d'Oran. Edifiés dans des matériaux argilo-sableux ou argileux sous formes de collines de formes diverses dans le paysage, ces dépôts résulteraient du produit de la déflation éolienne qui aurait été à l'origine du creusement de la dépression. Ces lunettes sont de formes anciennes, fixées et cultivées. Elles subissent actuellement une évolution pédologique par lessivage où sont dégradées par l'érosion.

2.3.2.2. Alluvions récentes :

II s'agit de dépôts, largement répandus, représentés par des terrasses, des limons d'inondation et de cône de déjection. Ils occupent le pourtour de la sebkha et garnissent les plaines de la M'lèta, du Figuier et du Maflak. Dans les terrasses fluviatiles essentiellement limoneuses avec des passées sableuses existent des horizons noirs à plusieurs niveaux correspondant à des sols hydro morphes développés en fin de séquences sédimentaires puis fossilisés par des apports de sédiments alluviaux postérieurs.

Chapitre 5 Présentation des systèmes aquifères

1. Introduction :

Mis à part les circulations d'eau limitées à quelques niveaux perméables de moindre importance dans les formations du substratum, les réservoirs d'eau souterraine les plus intéressants du bassin sont constitués par:

- Le complexe karstique du Murdjadjo- Brédéah qui comprend une partie calcaire et une autre alluviale (alluvions rouges à galets). Cette dernière est alimentée en partie par les écoulements des circulations karstiques le long de la bordure sud du Djebel Murdjadjo. Cette partie qui parcours par de profonds ravins entaillés par les eaux de ruissellement qui finissent par s'infiltrer dans des larges fissures de dissolution, sans jamais atteindre la grande sebkha. Ces ravins très nombreux sont les témoins d'un ancien réseau hydro-géographique sue lequel un réseau karstique souterrain s'est surimposé.

- Le complexe mio-pliocène reconnu par forages profonds (300 à 500 mètres) dans la zone orientale de la Plaine de la M'lèta, notamment au droit de la Plaine de Tlélat. Cet horizon aquifère, relativement puissant (150 mètres d'épaisseur) est constitué par des grès carbonates attribués au Pliocène marin, localement en contact avec les calcaires du Miocène. La nappe contenue dans les grès et calcaires est fortement captive, et isolée des nappes superficielles beaucoup plus par les formations argileuses du Pliocène continental. La minéralisation de la nappe profonde pliocène est de l'ordre de 1 à 2 g/1.

Les alluvions quaternaires de la Grande Sebkha d'Oran renferment des nappes phréatiques alimentées par leur propre impluvium et par les infiltrations des oueds. L'eau de ces nappes est en général fortement minéralisée (4 à 15 g/l). Cette ressource est néanmoins sollicitée par de nombreux puits d'irrigation en dépit d'une qualité peu propice à un usage agricole.

Les nappes profondes des grès pliocènes de la plaine du Tlélat et de la bordure Est de la M'léta fonctionnent des réserves considérables (750 Hm³). Le renouvellement de cette ressource est faible (5 Hm³/an) en raison du caractère endoréique du bassin.

Les eaux des nappes profondes présentent des minéralisations acceptables (l à 2.5 g/1), et constituent une ressource de bien meilleure qualité que celle exploitée à l'heure actuelle par la station de Brédéah.

Dans la plaine du Tlélat, il existe un grand nombre de forages profonds dont les plus anciens datent de 1942, et qui ont donné des débits d'exploitation intéressants : de 20 à 50 1/s. La mise en exploitation de cette nappe à partir de forages réhabilités et d'ouvrages neufs pourrait apporter des ressources complémentaires à l'agglomération d'Oran. Les pompages augmenteront les gradients d'écoulement et solliciteront de nouvelles ressources, notamment celles qui contribuent à l'heure actuelle à recharger les nappes quaternaires de bordure du bassin (Tlélat et bordure Tessala). Le Bassin de la Sebkha comporte une capacité de ressource estimée à : 22 Hm³ / an eaux souterraines

Figure 39 : Schéma du Fonctionnement hydrodynamique des aquifères Miocène et Pliocène (AOCC)

2. Les formations du substratum

2.1. Monts du Murdjadjo

Dans les Monts du Murdjadjo, les lentilles de calcaires marmoréens et dolomies du Lias et du Dogger sont de bons aquifères et alimentent quelques sourcettes. Ces formations ont une extension réduite et sont inter stratifiées dans un ensemble à forte composante marneuse, d'où des potentialités limitées. Ils recèlent une nappe perchée, drainée par des sources (Ain Keffiri et Oued El Bachir) qui affleurent au contact des schistes jurassiques. La source d'Ain Keffri avait un débit de 400 m³/j en 1934, aujourd'hui elle est à sec.

Les schistes du Crétacé inférieur forment la majeure partie de l'ossature du Murdjadjo. Ces formations imperméables permettent aux eaux provenant des précipitations ou des nappes perchées de ruisseler, pour ensuite se ré infiltrer en contrebas dans les calcaires messiniens. Toutefois, cette imperméabilité n'est pas absolue. En effet, le substratum est compartimenté ; de nombreuses failles le traversant peuvent se révéler de bons drains.

Cette nappe s'étend en réseau karstique très diffus. Les joints et diaclases des niveaux calcaires construits ont été largement ouverts par dissolution. Elle se trouve située entre Ras El Ain à l'Est et Bon Tlélis à l'Ouest.

* L'étanchéité des calcaires du Murdjadjo vers la base est assurée par un fond marneux ou schisteux.

* Ces calcaires plongent régulièrement sous les alluvions de la Grande Sebkha.

Ces calcaires épais d'une centaine de mètres en moyenne sont alimentés directement par un impluvium occupant une superficie de 135 km² et par l'absorption du ruissellement sur les terrains du substratum (35 km²).

* L'écoulement général de l'eau se fait du Nord vers le Sud, en direction de l'axe central de la lagune. Les observations effectuées montrent une tendance à une remontée après chaque précipitation supérieure à 50 mm. Les temps de réponse sont de l'ordre de quelques jours.

* A l'aval du front des calcaires, les aquifères (calcaires et alluvions du Plio-quaternaire) sont " confondus " du fait de l'absence d'écran imperméable les isolant. La nappe des calcaires vient par conséquent alimenter les alluvions.

2.2. Monts des Tessala

Dans les Tessala, les calcaires massifs liasiques du pic de Tafaraoui chevauchent sur des formations marno-schisteuses du Crétacé (unité allochtone). Malgré l'exiguïté de cet impluvium perché, quelques sources à faible débit sortent occasionnellement au contact des deux formations. Parmi ces sources : Ain Saf Saf, Ain Kerma, Ain Belem.

Dans la zone orientale des Tessala, l'écoulement souterrain est négligeable dans les formations marno-schisteuses; néanmoins des bancs de calcaires ou de grès peuvent s'y intercaler. Ces bancs peuvent parfois favoriser l'émergence de sources de faible débit.

3. Les formations du Miocène

Les dépôts continentaux rouges des Tessala sont de mauvais aquifères du fait de la présence d'argilites et de marnes rouges.

Les grés de base constituent un niveau aquifère à faible potentialité. Ils sont surmontés par des marnes bleues imperméables qui assurent l'étanchéité en profondeur des aquifères miocènes sus jacents.

Les calcaires marneux à tripolis constituent un premier niveau aquifère aux potentialités réduites. Au Nord de Misserghin, la fissuration de cette formation permet la présence d'une nappe limitée à sa partie inférieure par les marnes jaunes qui jouent le rôle d'un substratum local. Ce contact est marqué par les exutoires des sources de Misserghin.

Les calcaires récifaux du Miocène sont un excellent aquifère. Du fait de leur position topographique sommitale, ils constituent le château d'eau de la région. Cette nappe est surtout connue sur le flanc Nord où elle ne forme souvent qu'un seul et même aquifère avec les alluvions sus-jacentes. Actuellement, l'exploitation de la nappe est très importante et les minéralisations augmentent, conduisant à un projet de désalinisation à Brédéah.Leur extension sous la sebkha reste hypothétique.

Cette nappe est en partie alimentée par le karst qui se développe dans les calcaires des monts du Murdjadjo, leur épaisseur peut dépasser 100m. Toutes les eaux issues des précipitations ou provenant de l'écoulement sur les schistes jurassiques et crétacés s'y infiltrent rapidement à la faveur de diaclases ou de pertes dans le lit des cours d'eau. Cet aquifère devrait apparaître comme un résistant moyen en géophysique. On ne connaît pas son extension sous la sebkha.

De manière schématique, trois nappes peuvent être distinguées dans cet aquifère (fig.15) :

Figure 40 : Coupe hydrogéologique schématique du Djebel Murdjadjo (Hassani, 1987).

3.1. Nappe perchée de Karouba

Elle longe la crête du Djebel Murdjadjo. Son alimentation se fait uniquement par les eaux de précipitations. Elle se vidange en une série de sources situées à la base des calcaires ou à la partie supérieure altérée des schistes. En raison de la faible épaisseur des calcaires, les sources présentent des débits faibles et irréguliers.

Du fait de leur faible temps de circulation dans les calcaires, les eaux de ces nappes sont peu minéralisées.

3.2. Nappe libre intermédiaire

Cette nappe est contenue dans les formations calcaires qui reposent sur les schistes jurassiques et crétacés (Monts du Murdjadjo), et sur les marnes jaunes puis les marnes bleues miocènes en bordure de la sebkha. Cette nappe est drainée par trois exutoires naturels.

3.3. Nappe des calcaires :

Pour l'ensemble des calcaires du Murdjadjo, les études de SOLETANCHE ont subdivisé ce réservoir en cinq sous bassins:

Pour, B.Sourisseau (1976), les calcaires du Murdjadjo sont subdivisés en trois sous bassins:

3.3.1. Nappe captive en bordure nord de la sebkha

En bordure nord de la sebkha, les calcaires sont recouverts par des alluvions quaternaires beaucoup moins perméables. L'aquifère calcaire qui s'étend d'Aïn Beida à Bou Tlèlis, devient alors semi-captif. Sa limite et son extension sous la bordure nord de la sebkha ne peuvent être donnée avec précision, faute d'information géologique. Les forages existants sont, pour la plupart, situés non loin des affleurements calcaires.

Situées hors du secteur d'étude, ces alluvions de la Grande Sebkha d'Oran constituent l'essentiel de la Plaine bordière comprise entre la ligne de rupture de pente du Flanc Sud du Murdjadjo et la Sebkha même. Cette Plaine consiste en une bande de terrain, large de quelques kilomètres, s'ouvrant vers le Nord - Est sur le Plateau d'Oran. On distingue de l'amont vers l'aval :

Les alluvions rouges à galets calcaires et nodules de schistes , plus anciennes , caractérisées par une pente relativement légère , suffisamment perméables ; *Les alluvions récentes , essentiellement argilo-limoneuses , provenant de dépôts fluviaux et éoliens des abords de la Sebkha , caractérisées par une pente relativement beaucoup plus faible , par conséquent très peu perméables

La nappe est caractérisée au niveau des alluvions rouges par une bonne perméabilité. Cependant, ses eaux sont de plus en plus salées par l'apport des eaux issues des limons localisés en bordure de Sebkha. Dans ces terrains l'essentiel du débit disparaît par évapotranspiration et les échanges aquifère atmosphère ne font que concentrer d'avantage les eaux déjà salées.

3.3.2. Calcaires sous la Plaine de la M'lèta (bordure sud de la sebkha)

Une partie des calcaires miocènes, affleurant dans les Monts des Tessala, plongent vers le Nord et le Nord Ouest sous la Plaine de la M'lèta. Ces calcaires ont une bonne perméabilité de fissures. Une grande partie des eaux météoriques s'y infiltrent. Les eaux sont arrêtées vers le bas, soit par les intercalations des niveaux marneux à tripolis, soit par les marnes bleues. L'aquifère est libre au droit des affleurements. Par contre, il devient captif en bordure est de la sebkha.

L'impluvium de l'aquifère des calcaires s'étendrait sur un secteur situé entre le domaine d'Arbal à l'Ouest et le mont Chouki à l'Est, sur une superficie de 25 km². Il comprend non seulement les affleurements de calcaires mais encore les assises perméables qui peuvent les alimenter. Le trop plein de cet aquifère est évacué par une série de sources de débordement situées en bordure de la plaine. Ces sources émergeaient au contact du toit des calcaires et le mur des formations plioquaternaires. Le débit des sources aurait fortement baissé depuis la sollicitation de l'aquifère captif par des forages.

3.3.3. Calcaires dans les Monts des Tessala

Dans les Monts des Tessala, les calcaires présentent des faciès plus gréseux et constituent une multitude d'aquifères perchés. Ces aquifères, alimentés directement par les précipitations, sont vidangés par des sources dont certaines sont captées pour alimenter par gravité de petites localités. Le débit peut atteindre plus de 5 1/s. L'écoulement est régulier avec de faibles fluctuations saisonnières. (Cas de la source de Tangroutah suivi pendant 3 ans, d'après EREM, 1984).

4. Les formations du Pliocène

Le Pliocène inférieur affleure dans la zone est de la sebkha, plus précisément dans le secteur d'El Kerma. Cet aquifère devrait apparaître comme un résistant faible à moyen en géophysique. Son épaisseur est très variable (0 à 150 mètres). La minéralisation y est encore relativement faible (2 g/l en moyenne) et les débits sont importants (100 à 150 m3/h).

Les affleurements forment des coteaux gréseux caractérisés par une bonne capacité d'infiltration, absorbant facilement les précipitations. L'eau infiltrée n^'est drainée par aucune source. Elle doit s'écouler sous la Plaine du Figuier, au Nord Ouest, et sous la Plaine de la M'lèta, au Sud.

En profondeur, les grès du Pliocène contiennent une nappe ascendante abondante dont la qualité varie selon les secteurs géographiques. Dans la Plaine du Figuier, le forage n°195 a capté cette nappe à une profondeur de 73 m. Vers l'Ouest, à Ain El Aibâa, le forage n°208 capte 24m de grés Astien, sous une succession d'argiles sableuses. L'eau contenue dans les grés, jaillis en dehors du forage sous la pression exercée par les argiles. En bordure sud du bassin, le Pliocène inférieur serait carbonate mais peu productif (sondage de Tafaraoui n°198); l'épaisseur des calcaires est peu importante (< 10m).

5. Les formations du Quaternaire

5.1. Quaternaire ancien

Dans la Plaine de la M'lèta, les formations du Pléistocène sont essentiellement continentales, à prédominance d'argiles rouges. Elles constituent un mauvais aquifère. Toutefois, en bordure du bassin, s^'intercalent des conglomérats qui constituent des aquifères d'extension réduite. Le forage n°199 a recoupé ces conglomérats sur une épaisseur de 38m, Cette formation se trouve entre deux couches d'argile. La nappe est ascendante : son niveau toutefois une minéralisation acceptable de 1.35 g/1.

5.2. Quaternaire récent

Au Nord de la sebkha, les formations de l'Holocène se développent dans la plaine bordière comprise entre les affleurements calcaires du Murdjadjo et la sebkha. Dans la plaine de Misserghin, des colluvions à galets calcaires du Pléistocène inférieur présentent une bonne porosité. Ils sont relayés à l'aval par des formations sableuses rouges (Pléistocène supérieur), puis par des alluvions récentes constituées de limons gris (Holocène). Ils sont de plus en plus fins d^'amont en aval d'où une perméabilité de plus en plus basse.

Les formations du Quaternaires atteignent une épaisseur de 91m au forage n°175, et de 73m au forage n°166. En bordure du Djebel Murdjadjo, les alluvions quaternaires sont en contact direct avec les calcaires. Des échanges d'eau peuvent alors s'y opérer selon les régimes de pression des nappes (recharges, exploitation). En effet en prolongeant le pompage dans l'aquifère des calcaires, il y a souvent un appel d'eau beaucoup plus minéralisée provenant de la nappe des alluvions.

Au Nord Est de la sebkha, des échanges d^'eau semblent se produisent entre la nappe contenue dans la formation calabrienne et la nappe superficielle des alluvions fortement minéralisées (4 à 15 g/l).

Dans la Plaine de la M'lèta, l'aquifère quaternaire serait constitué de deux niveaux: le premier est constitué d'alluvions récentes de couleur grise et de composition limono-argileux ; le deuxième, plus ancien, est formé de limons caillouteux de couleur rougeâtre affleurant aux alentours de Tamzourah et d^'Aïn el Arbaa. La nappe contenue dans cet aquifère est captée par plusieurs puits en plus du forage n° 204.

Les aquifères quaternaires présentent un intérêt limité du fait de la forte minéralisation de leurs eaux.

Chapitre 6 Présentation morphologique

1. Introduction :

Le Bassin de la Grande Sebkha d'Oran, selon A. Perrodon (1957) et les géologues pétroliers, ferait partie de l'extrémité occidentale du bassin du Bas Chélif. Il occupe une superficie estimée à 1791 km^2.

Le bassin pourrait aisément être assimilé à une aire synclinale d'orientation SW-NE. Cette aire, subsidente avec un taux d'alluvionnement dépassant largement les 300m/MA (G.Thomas, 1985), présenterait vraisemblablement une importante sédimentation, continentale alluvionnaire dans sa zone axiale. Elle est aussi dissymétrique du fait de la différence de pendage des terrains (plus doux au Nord, plus redressé au Sud). De plus, la cuvette est limitée par failles bordières rappelant le schéma d'un "fossé d'effondrement".

- Les plaines de Boutlelis et Messreghin : zone à vocation agricole dont les potentialités sont mises en valeur depuis fort longtemps grâce aux nappes de Boutlelis et Messreghin. Cet espace soufre de remonté de sel.

- La plaine de la M'léta : possède des capacités agricoles très peu valorisées.

- La sebkha : est une dépression salée (Type de zone humide : R -Ramsar) démunie de végétation de forme elliptique, de près de 30 000 hectares, située à 15 km u Sud-Ouest de la ville d'Oran est distante de 12 km de la mer et de longueur de 40 km et large de 6 à 13 km. Elle s'étend sur une superficie de 298 km².

La grande sebkha d'Oran est située dans la wilaya d'Oran, Daira de Boutlelis, Commune de Messerghin. Elle est alimentée en eau par le ruissellement d'un large bassin hydrographique de prés de 161 000 hectares. Ce réseau apparaît soit en gestation en vue de sa disparition, un certain nombre ne présente qu'un écoulement intermittent avec absence totale de drainage. L'écoulement des eaux de pluie provient pour la plus grande part des massifs du Tessala au sud, du Murdjadjo au nord, un piément de haute terre à l'ouest. Quand la partie est, elle rencontre une légère déclinaison à faible pente. Cependant, tous les écoulements (superficiels et souterrains) convergent vers la sebkha.

L'eau de cette Sebkha est salée, elle forme une pellicule de 10 à 30 cm qui varie en fonction de la pluviométrie. Cette pellicule s'assèche complètement durant l'été suite à une très forte évaporation et une sécheresse qui dure depuis une dizaine d'années. Les rives de la grande sebkha d'Oran sont utilisées par les éleveurs pour le pâturage.

2. Les principaux domaines

2.1. Le versant sud du Djebel Murdjadjo:

Formant sa partie septentrionale, culmine à 584m au sommet de la Forêt de M'Sila. Il fait partie de la zone des horsts du Littoral oranais lesquels résultent de mouvement tectoniques verticaux datés de la période néogène (Y.Gourinard, 1958).

Il est constitué d'un ensemble rigide composé de terrains schisteux avec des écailles calcaréo-dolomitiques et des niveaux de quartzite. Cet ensemble légèrement métamorphisé, fortement tectonisé et entrecoupé par endroits d'intrusion de roches vertes, est attribué à l'ère mésozoïque par F.Doumergue (1908). D'âge plus précisément jurassico-crétacé, ces terrains, qualifiés de massifs à schistosité par B.Fenet, 1975, sont pratiquement imperméables. Ils jouent le rôle de substratum pour la série sédimentaire miocène les surmontant où l'on relève vers le sommet une importante couche aquifère connue sous l'appellation de "calcaires à algues du Murdjadjo" avec un plongement sous les alluvions de la sebkha.

Les affleurements de cette formation sont étendus à tout le versant sud du Murdjadjo, d'Oran jusqu'à la hauteur de Boutlélis, où elle passe latéralement vers le Sud-Ouest, à un faciès plutôt marneux.

A l'extrémité nord ouest du bassin, affleurent des formations volcaniques du type andésitique. Ces affleurements, largement répandus autour du marabout de Sidi Médiouni, témoignent d'une intense activité volcanique durant la période néogène.

L'apport à la Sebkha sur toute sa bordure nord a été estimé à 1.3 hm3/an en année moyenne. (SOLETANCHE, 1950).

Figure 42 : corrélation de coupes des forages du flanc sud du Murdjadjo (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

2.2. Le versant nord des Monts des Tessala :

Dont l'altitude moyenne est de l'ordre de 800m, culmine à 1061m au Djebel Tessala, à quelque distance du Fort romain. Constituant la partie méridionale du bassin, est à rattacher aux reliefs du Tell oranais. Il se distingue du Massif d'Oran (Djebel Murdjadjo) par la nature de ses terrains et la complexité de leur structure. Beaucoup moins rigide dans l'ensemble, à l'exception de quelques chicots comme le pic de Taforaoui, le tout est constitué par une prédominance de formations argilo-marneuses avec de nombreux affleurements de gypse triasique. On y rencontre même des gisements de sel sont rencontrés dans le diapir d'Arbal. La tectonique de cet ensemble est beaucoup plus complexe. B.Fenet y a mis en évidence, dans les années 70, la mise en place des nappes de glissements au Miocène inférieur et moyen. Le Trias dont les affleurements sont largement répandus aurait joué le rôle de semelle de décollement. De plus, cet ensemble est affecté d'accidents tectoniques majeurs (failles normales, inverses et décrochements) suivant trois directions N20°E, N60°E et N80°E. Ce versant présente dans l'ensemble, à part quelques niveaux perméables de moindre importance, des terrains imperméables à la faveur desquels le ruissellement de surface a développé un important réseau hydrographique d'une superficie qui avoisine les 2000 km².

Cette zone humide est une zone de captage de sédiments et d'épandage des crues en raison de sa faible altitude.

Dans ces massifs, le réseau hydrographique présente une densité de drainage très élevée qui est due à la nature du sol formé essentiellement de marne, et qui favorise d'autant mieux les crues rapides et puissantes. Ces torrents temporaires apportent un débit éphémère et très irrégulier. Ces eaux qui viennent se jeter dans la sebkha séparée des oueds qui y débouchent par un relief notable de terrain, se réunissent dans le lac, sans pouvoir s'écouler et ne trouvent donc pas d'exutoire pour rejoindre la mer.

Ce processus provoque la submersion totale ou partielle par les eaux salées, qui à son tour engendre l'absence de toute végétation sur 1'étendue.

Figure 43 : Coupe géologique de la bordure est de la sebkha (Hassani, 1987)

Figure 44 : corrélation entre les forages situés au nord du Tessala (Laboratoire de Géologie appliquée, 2003)

2.3. La partie centrale du bassin :

Allongée suivant une direction SW-NE, est occupée par un épais remplissage alluvial plioquaternaire avec en surface : la Plaine de la M'lèta vers le Sud et la Grande Sebkha d'Oran vers le Nord.

- La Plaine de la M'lèta a été recoupée,(fig. 3) durant les deux dernières décennies, par quelques forages qui on mis en évidence deux à trois niveaux aquifères superposés: la nappe phréatique des alluvions quaternaires, la nappe des grès et sables de l'Astien et localement la nappe des calcaires à algues du Miocène supérieur. De plus, les données de forage confirment le fort taux d'alluvionnement.

La Grande Sebkha d'Oran d'origine tectonique et est apparue à la fin du pliocène (Villafranchien) et au début du quaternaire, époque où dominait dans le Tell Oranais une topographie en Bassins fermés (les deux anticlinaux du Murdjadjo au Nord et le Tessala au Sud).

Elle est bordée vers le Nord, entre Bou Tlèlis et Misserghin, par la Plaine de Bou Yacor et vers le Nord Est par la Plaine du Figuier. Elle est bordée, vers le Sud, par un bourrelet de collines (les Coteaux d'El Hamoul) dominant le lac d'une quarantaine de mètres. Localisée au Sud-Ouest d'Oran, à quelque distance de la zone urbaine, elle présente une topographie apparemment plane, avec un point bas à +80 et un point haut à +82 NGA. Inclinée vers l'Ouest, cette étendue consiste en une dépression dont l'origine remonterait au début du Quaternaire.

Elle est occupée temporairement par un lac salé dont la teneur moyenne de la saumure est estimée, par endroit, à plus de 100 g/l de sels dissous (l'eau de mer en contient de 35 à 37 g/l).

Dans son extrémité occidentale émerge un îlot (El Djezira) culminant à 136m. Cet îlot constituerait vraisemblablement une butte témoin de la sédimentation continentale pliocène.

La formation de la Grande Sebkha d'Oran aurait eu lieu dans un environnement géologique (cuvette en voie de subsidence), hydrogéologique (présence d'un niveau aquifère non loin de la surface du sol) et climatique (climat semi-aride à aride) favorable.

La déflation éolienne a joué, en plus, un rôle incontestable dans le creusement de la cuvette. En effet, le phénomène de subsidence entraîne un enfoncement progressif des sédiments avec cependant le maintien de la surface piézométrique à ses cotes initiales. Ce qui se traduit dans le cas d'une sédimentation granoclassée verticalement (diminution progressive de la taille des grains de la base vers le sommet) par un ralentissement de la vitesse de percolation des eaux entraînant ainsi une concentration des sels dissous. Cette concentration des eaux est largement soutenue aussi par les échanges atmosphériques liés au phénomène d'évaporation sous l'effet de la température. Cette situation amènerait, par conséquent, de nouvelles conditions pédologiques en surface entraînant ainsi une salinisation des sols. Ces derniers, attaqués par le sel, vont perdre leur cohésion pour devenir pulvérulents. Etant donné la finesse de leurs grains, ils seront soulevés du fond de la cuvette par le vent pour être déplacés dans la direction dominante et déposés sur la bordure à la faveur d'une quelconque végétation ou de petits reliefs. Ces dépôts, de nature argilo-limoneuse, appelés «lunettes»

Figure 45 : Corrélation de la coupe de l'Oued Tafaraoui et des forages de la plaine de la M'léta (Sud de la Sebkha)

par les géomorphologues, sont réellement rencontrés sur la bordure sud de la sebkha. Les particules solides déplacées vont s'accumuler pour constituer en l'espace de quelques milliers d'années le bourrelet de collines d'El Hamoul. Le phénomène de déflation va continuer de soulever et de déplacer ces particules du sol jusqu'à atteindre la surface piézométrique de la nappe phréatique, ce qui expliquerait la topographie apparemment plane de son fond. Ainsi formée, la sebkha va être alimentée de façon permanente en produits solubles et insolubles par voie exogène: eaux atmosphériques précipitées directement sur le lac, eaux de ruissellement issues du bassin hydrographique, eaux souterraines de la nappe phréatique déversées latéralement sur les bordures. Cette alimentation serait renforcée par voie endogène à travers des remontées per ascensum d'eaux souterraines profondes, si les conditions géologiques et hydrogéologiques le permettent. Les charges solubles, constituées principalement de chlorures et de sodium, y sont précipitées en saison sèche sous l'effet du phénomène évaporatoire.

La matière insoluble, formée essentiellement de minéraux argileux arrachés aux reliefs du versant des Tessala, est transportée par le ruissellement lors des épisodes pluvieux pour y être décantée. L'accumulation de la matière (soluble et insoluble) au cours des temps géologiques, va se traduire par une sédimentation alternée de couches de sel et de vase.

L'épaisseur de ces dépôts, plus importante sans doute dans la partie axiale de la dépression, serait en rapport avec la durée de l'existence de la sebkha même.

3. Aménagement de la grande Sebkha d'Oran :

Depuis son adhésion à la convention RAMSAR, l'Algérie compte treize (13) Z.H d'importance mondiale. Ces sites totalisent une superficie de 1,8 millions d'hectares.

- 10 sites inscrits en 2002 : le Chott Chergui, le Chott El Hodna, la Vallée de Iherir, Gueltate d'Issakarassen, le Chott Mérouane, l'Oued Khrouf, Les Marais de la Macta, l'Oasis Ouled Saïd, la Grande Sebkha d'Oran, l'Oasis de Tamentit et Sid Ahmed Timmi.

La démonstration de l'intérêt écologique, économique et sociologique de la conservation des zones humides conduit maintenant à leur conférer un statut d'infrastructure naturelle pour tenter de faire reconnaître le double bénéfice fonctionnel et patrimonial qu'elles nous fournissent. Il est alors possible de distinguer :

· les fonctions remplies par ces milieux, déduites directement de leurs caractéristiques et de leurs fonctionnements écologiques.

· les valeurs ou services rendus : estimés par les avantages économiques et culturels, retirés par les populations locales et plus largement par la société.

De sa part, la Grande Sebkha d'Oran présente un certain nombre d'action à entreprendre pour la récupération des sols et la préservation du milieu. Le site joue un rôle important pour les oiseaux qui l'exploitent en complément des autres sites du complexe de zones humides de l'Oranie. Sebkha d'Oran classée en 4 catégorie (Critère de Ramsar), est une aire d'hivernage importante pour les oiseaux d'eau, en particulier pour le Tadorne de Belon (Tadorna tadorna), le Flamant rose (Phoenicopterus ruber roseus), l'Oie cendrée (Anser anser) et le Tadorne casarca (Tadorna ferruginea). Cette dernière espèce a représenté plus de 1% de la population totale au cours d'une année récente (2004).

Les Zones humides ont été, au cours de ces derniers siècles, victimes de leur mauvaise réputation. Elles ont été, longtemps, considérées comme des zones pathogènes, mais aussi comme des lieux maléfiques de sorcellerie et de perdition.

La G.S.O, vu sa proximité de la 2^e métropole de l'Algérie, a fait l'objet de plusieurs tentatives d'assèchement et de drainage, en vue de la récupération des espaces et de la mise en valeur des terres. La problématique de la Sebkha a été toujours abordée par la dimension de l'endoréisme du bassin soit à travers les grands travaux d'évacuation et de drainage des eaux vers la mer et l'Oued Mallah. Ces actions qui n'ont jamais vu le jour aurait permis d'atteindre les objectifs suivants :

Après l'indépendance toutes les idées de projets de mise en valeur de la Sebkha ont été abandonnées. Les principaux études et travaux de 1858 à 1994, sont respectivement :

v 1858 Ingénieur en Chef AUCOUR esquisse un projet d'Assèchement et récupération du Grand Lac salé 32 000 Ha.

v MOVETTE 1907 , BOUTILLY 1912 , PERRET 1913, VOINEE 1927 proposent le dessèchement et la mise en valeur des terres du Bassin .

v 1942 MALCOR Ingénieur d'Arrondissement d'Oran propose une route digue entre Brédéah et Hammam Bouhadjar et l'assèchement de la Sebkha partie Ouest en pompant vers l'Oued Mellah et la partie Est en pompant vers la mer.

v 1942 le projet MALLET complète la proposition MALCOR en y associant l'assèchement de la Daïa Morsli et le petit lac en les exploitant en quartier industriel et préconise l'Aménagement du Bassin versant du Tessala.

v 1950 SOLETANCHE réalise des travaux géologiques et hydrologiques en réalisant des sondages et l'interprétation géologique de la Sebkha.

v 1957 l'administration met en place un programme général d'Aménagement inspiré des projets Malcor et Mallet, étalé sur 20 ans avec pour objectifs :

v 1957 à 1958 projet BROCHET réalise une galerie Daïa Morsli mer Méditerranée

v 1958 à 1962 réalisation d'une aire de 125 Ha à Brédéah pour le dessalement et la récupération expérimentale des sols.

v 1964 étude du B C E E O M (bureau des études d'équipement d'outre Mer) qui a porter sur un programme de mise en valeur de la plaine de la M'léta et la définition des actions à effectuer.

v 1966 le bureau d'étude ITAL Consult a remis au Ministère de l'Agriculture des rapports de bonification de la M'léta.

v 1968 NEDECO (bureau d'étude Hollandais) à borner une étude préliminaire sur le drainage et le dessalement de la Sebkha. Il ressort qu'économiquement la plaine de la M'léta offre de meilleures possibilités que la Sebkha.

v 1974 INRH entreprend des études pédologiques et hydrogéologiques de la plaine de la M'léta.

v 1984 SOGREAH finalise pour la DHW d'Oran un schéma directeur d'assainissement du groupe urbain d'Oran dont l'exécutoire est la zone Est de la Sebkha.

v 1987 URBOR réalise pour la DHW d'Oran une reconnaissance de tracé et un profil du canal de rejet de la Sebkha vers l'oued (El Mallah).

v 1990 le plan cadre du Ministère de l'Equipement ainsi que la SRAT (Schéma Régional d'Aménagement du Territoire) introduit le projet de récupération des eaux usées d'Oran vers le réservoir de Tifraouine en vue de l'irrigation de 8100 Ha dans la plaine de la M'léta (Ain-Témouchent ).

v 1993 (janvier) la Wilaya d'Oran réinstalle un comité technique pluridisciplinaire qui organise une journée technique en 1994 et réalise sur les zones de Boutlelis et Misserghine le programme de travail suivant :

· Rideau biologique et écran végétal de 25 Ha par zone en Tamarix et Atriplex .

v 2004 (juillet) Sogréah, les différents projets d'aménagements proposés sont :

N°	Nom	Etat
1	Réalisation d'un plan régional d'aménagement du territoire	En attente
2	Création d'une route entre Oued Tlétat et hassi El Ghella	En attente
3	Zone Industrielle de Tafraoui (Sarl gros Sucrerie)	Réalisé
4	Zone Artisanale Agricole	Non Réalisé
5	Station d'épuration d'Oran (El Kerma)	Réalisé
6	Stations de lagunage El Amria, Ain Arbaa, hassi El Ghella	Réalisé
7	Stations de lagunage Hammam Bouhdjar,Tamzoura,Oued Tlétat,Tafraoui	En attente
8	Mise en exploitation de l'Aquifère Pliocène	Non Réalisé
9	Alimentation électrique vers les nouvelles zones de développement	Non Réalisé
10	Réseau d'irrigation de la plaine de la M'léta	En attente
11	Réinfiltration des eaux usées épurées de la station d'Oran	En attente
12	Réaffectation générale des ressources en eau	Non Réalisé
13	Réhabilitation du complexe thermal de Hammam Bouhdjar	Non Réalisé
14	Élaboration d'une offre touristique globale	Non Réalisé
15	Protection des milieux naturels exceptionnels	Non Réalisé
16	Réhabilitation des marais salants de Brédéah	Non Réalisé
17	Retenues Collinaires (de O.Besbes est en cours de faisabilité)/O.Mediouni non prise en compte.	Non Réalisé/ en attente
18	Confinement de la décharge d'El Kerma	En attente
19	Création de deux Centres d'Enfouissement Techniques (El Kerma et Oued Sabbah).	En attente

Chapitre 7 Structural et Tectonique

1. Introduction:

Le littoral oranais a subi des phases de sédimentation et de tectonique qui ont eu pour effet de découper les massifs littoraux en horsis et en grabens selon trois familles d'accidents verticaux.

· Une des plus importantes conséquences est l'installation du bassin néogène de la sebkha-chelif encadre par des failles de direction N 60°.

À. Perrodon (1957), le premier qui a démontre la subsidence messénienne de ce sillon, ainsi que les gauchissements provoquent par des accidents qui lui sont transversaux, tel que celui d'Ain Franin-arbal, qui joue le rôle d'axe sur lequel viendrait basculer la dépression de la grande sebkha d'Oran.

· Une deuxième direction régionale N20° (L. Glangeaud, 1951) détermine des structures souples à grand rayon de courbure, se sont :

l'accident de Bousfer, qui sépare le Murdjadjo de Santa Cruz a l'Ouest du plateau d'Oran.

· Une troisième famille d'accident orient N80° est à l'origine de la fosse de Mers-El-Kebir.
En continuité avec la subsidence active de la grande sebkha, les massifs littoraux tendent à basculer vers la sebkha au Plio-pléistocène relevant dans le même mouvement le nord du plateau d'Oran.

2. APERCU TECTONIQUE

Il est vraisemblable que la région étudiée ne peut à elle seule apporter tous les éléments nécessaires pour expliquer les grandes périodes de l'histoire tectonique. Il est donc nécessaire de placer le secteur étudie dans un contexte beaucoup plus général qui est celui du littoral oranais. Ainsi, notre secteur d'études s'insère entre le flanc sud du Murdjadjo au Nord et la dépression de la grande sebkha d'Oran au Sud.

Les études géologiques ont montré que la tectonique de l'Oranais reprend des directions plus anciennes, qui sont identiques à celles d'Afrique du Nord-ouest.
Pendant le néogène et après la phase compressive. une transgression a permis dépôt des sédiments épais.

· Y. Gourinard, 1958 ; admet postérieurement la mise en place des nappes. Un ensemble de mouvements épirogéniques englobe des mouvements verticaux qui ont permis la structuration en horses et en grabens des massifs littoraux de l'Oranais et des bassins de Mers-El-K.ebir.

· À. Perrodon, 1957 ; l'existence de cette épirogenèse est responsable de la subsidence du bassin du bas Chélif.

· B. Fenet, 1975 ; a constaté que cette tectonique est distensive depuis le premier cycle post-nappes jusqu'à l'Actuel.

· J. Delfaud, 1975 la polarité des séquences des séries néogènes du bas Chélif est directement régie par la dynamique en distension : génératrice de subsidence.

· G. Thomas, 1985 ; admet plutôt tine tectonique polyphasée, les séries du miocène supérieur sont discordantes sur tons les terrains antérieurs. La distension matérialise par un jeu de failles not-mâles a individualisé la zone en secteur à mouvements positifs (hors.$) et des secteurs à mouvements négatifs (grabens).

Cette tectonique est représenté dans la structure du littoral oranais actuel. Elle s'exprime scion trois directions principales :

Après le dépôt des formations carbonatées liasiques, des schistes à posidonomies au Dogger-Maim et des formations aux facies pélagiques au crétacé inférieur.

Depuis le début du dépôt des formations secondaires du littoral oranais, il semble qu'on peut distinguer sept grandes périodes d'histoire tectonique.

2.1. La tectogenèse infracrétacée :

Cette compression est connue dans tout le domaine tellien, les plis sont orienté (NE-SO).
Une emersion paléogéographique accompagne ce mouvement tectonique allant d'Est en Ouest (d'Arzew jusqu'à Beni-Saf). Ce régime provoque des encrassements ferrugineux épais.

C'est le résultat du premier affrontement entre les marges de "la plaque d'Alboran" et "la plaque africaine". Elle est d'âge lutétien. Cette phase est responsable de certains phénomènes attribués à la tectonique miocène, en particulier épimétamorphisme des massifs littoraux à schistosité.

2.3. La deuxième phase alpine :

Cette phase est responsable d'un nouveau épimétamorphisme. La compression engendre la schistosité des massifs littoraux. Elle est d'âge aquitano-burdigalien selon Fenet (1975). Elle est subdivisée en deux phases (S1 et S2).

2.3.1. La première phase (Si) :

Elle n'intéresse que faiblement la zone interne déjà tectonisée et indurée pendant la phase lutétienne. Elle entraine une schistosité de flux à style isoclinal en plis couches dans les zones profondes. Cette phase est accompagnée de failles inverses provoquant l'écaillage et le chevauchement vers le Sud de l'allochtone. Une érosion a la fin de cette première phase fait disparaitre la partie la plus haute de l'édifice structural.

2.3.2. Deuxieme phase (S2):

Elle est caractérisée par une schistosité de fracture, de plan axial subvertical due à la première phase (S₁). Dans le même temps, des déformations a grands rayons de courbure et des dépôts 'un Miocene post-nappes viennent combler le bassin sud tellien aux Tessala.

Dans les massifs littoraux a schistosite, les formations allochtones chevauchent par glissement des parties externes, le matériel albo-cenomanien &place vers le sud et &horde les massifs a schistosite. La clôture de la mise en place des ensembles alpins dans l'Oranais est marquée par un volcanisme acide.

Apres la compression alpine et pendant le Néogène, intervient la transgression post-nappes, caractérisée par une grande épaisseur des dépôts. Pendant cette période une importante tectonique dans le bassin de Chelif provoque la mise en place des nappes. Cette tectonique dessine les traits essentiels de la structure actuelle.

2.3.2.1. N10 -- 30E :

Son jeu a été mis en évidence dans le massif littoral oranais au tour du Miocène (B. Fenet, 1975). Elle correspond a deux grands décrochements transverses a jeu senestre (L. Glangeaud. 1951: G. Thomas, 1981). Le bassin de la sebkha est encadre a l'Ouest et a l'Est par le linéament de Djebel Lindlès -- Djebel Ramayla, qui correspond a la limite occidentale des bassins synchro-nappes et au Sud par le linéament Ain-Franin -- Arbal -- Tamzourah qui provoque une forte inflexion des structures sur le versant nord des Tessala. Les massifs d'El-Malah restent émerges durant le Miocène moyen et supérieur (R. Guardia, 1975).

2.3.2.2. N50 -- N70 E :

C'est la plus remarquable, car elle détermine l'allongement des bassins et leurs obliquités par rapport à l'édifice tellien, cette direction est celle de la sebkha. Elle se matérialise par des plis et des failles inverses associés.

2.3.2.3. N90 ET N140 E :

Elle correspond à des failles a décrochements dextres associées a des structures plissées tel que l'accident de Boutlelis.

2.4. La distension du premier cycle post-nappes : (Serravalien-Tortonien).

Elle correspond aux déformations en horsts et en grabens décrit par Y. Gourinard (1952), elle est bien exprimée dans les massifs littoraux. Des failles normales senestres orientées N20° E - N60° et N80° E sont bien exprimées (B. Fenet, 1975).

Le bassin occidental du Bas Chelif correspond a une zone de cisaillement senestre sous l'effet d'une contrainte maximale horizontale de direction SO-NE (G. Thomas, 1985).

Ces déformations sont clairement rapportées a l'activité tectonique contemporaine du premier cycle post-nappes selon Fenet (1975) qui a distingue trois directions d'accidents su verticaux.

2.4.1. N20° E:

2.4.2. N60° E:

2.4.3. N80° E :

Les directions N60°, N80° possèdent un jeu décrochant senestre (G. Thomas, 1985).

Généralement, la sédimentation du premier cycle post-nappes est control& par une tectonique en distension.

2.5. La compression du deuxième cycle post-nappes : (Tortonien-Messinien).

Elle correspond a l'épirogenèse messénienne décrite par B. Fenet (1975). Le bassin subit une tectonique syn-sédimentaire compressive (G. Thomas, 1985).

Les plis orientes NE-SO sont associes a des failles inverses orientées N50° E et des failles est-ouest a jeu dextre.

Les dépôts messéniens sont plus importants dans la partie est qu'a l'ouest. La direction du raccourcissement serait voisine de N150° E (G.Thomas, 1985).

2.6. La compression du Pliocène et Plio-pléistocène inferieur :

Elle résulte des plis recoupant les fosses mio-pliocène et faisant rejouer les flexures et les failles plus ou moins complexes de direction N50° E. Elle donne une structure en faisceaux des massifs littoraux et des Tessala, une rigoureuse déformation de la Mekerra (G. Thomas, 1985).

Les plis sont associes a des failles inverses orientées N50° E, le tout est affecte de décrochements N120° E a N140° E. Cette phase est responsable des reliefs actuels. Le volcanisme basaltique alcalin d'Ain Temouchent est lie a cette phase compressive (G.Thomas, 1985).

Les mouvements littoraux ne subissent pas de déformations de plissement mais sont soumis a un soulèvement, c'est ce mouvement vertical qui provoque le retrait de la mer et le changement paléogéographique faisant succéder la cuvette endoréique de Tlélat au Golf d'Arzew.

2.7. La compression du Pléistocène moyen A l'actuel :

L'intensité des compressions diminue, la direction des contraintes se stabilise.

Les mouvements syn sédimentaires qui se manifestent, provoquent le jeu de décrochement

La tectonique actuelle est caractérisée par tine activité séismique importante qui est lié au mouvement des massifs littoraux. On peut citer par exemple :

- Le panneau bascule dans le Murdjadjo à la suite d'un tremblement de terre, mouvement qui a eu pour conséquence d'arrêter l'écoulement de certaines (p. ex. source de Noiseaux) et réduire celle de Ras El Ain (Hammadi, 1989).

- Le séisme de Chlef a montré une direction de compression NNO-SSE (G. Thomas. 1985)

En résume, la tectonique est contrôlée par les phénomènes de cisaillement et de collision qui engendrent une tectonique polyphasée. Depuis le dépôt des formations ante-nappes, la compression est prédominante, cette tectonique dessine les traits essentiels de la structure actuelle, elle s'exprime scion les directions principales

1, Zones subsidentes (d'après A. Perrodon, 1957) au cours de la phase de distension. Faisceaux de plis quaternaires. 2, Ancienne faille normale rejouant en décrochement.

1, Quaternaire récent et moyen, 2, Miocène supérieur, Pliocène et Quaternaire ancien,3, Substratum ante-néogène et Miocène ante ou synchro-nappes, 4, Beralles plio-quaternaires. 5, Axe anticlinal, 6, Axe synclinal, 7, Faille inverse, 8, Accident observât, 9, Prolongement déduit des données structurales, 10, Mouvement déduit de l'observation des grandes structures.

Figure 47: Néotectonique. Mise en évidence des décrochements dextres Est-Ouest d'âge quartenaire en Algérie occidentale (M. Gerard. Thomas, 1985).

3. DESCRIPTION ET CORRELATION DES FORAGES DE LA SEBKHA D'ORAN :

3.1. Le substratum:

Ces formations ante-néogènes ont été peu recoupées, seul la partie sommitale du Crétacé a été rencontrée par deux forages situes au Nord de la sebkha (Misserghin).

Figure 48: Corrélation des forages du flanc sud du Murdjadjo (O-E) (F. Sclad, 1999).

Figure 49: Corrélation des forages de la plaine de la M'léta (N-SE) (d'après F. Scrad, 1999)

Le forage (F17) a traverse cette formation sur 3,3 m. il s'agit de schistes gris fonce à filonnets de calcaire blanc a passées gréseuses, un autre forage (F19) a traverse la même formation sur 18 m.

3.2. 1er cycle post-nappes :

Au centre du bassin, au-dessous de la sebkha, on n'a aucune id& sur la présence ou non-présence des formations de ce cycle.

Deux sondages effectues par la S. N. Repal (Db 1) situes a une douzaine de kilomètres à

l'extrémité orientale de la sebkha et un autre forage de Djebel Djira (Dal) situe a une dizaine de kilomètres a 1'Est du premier, ils ont donne une forte sédimentation des deux cycles post-nappes qui sont bien distingues (Perrodon, 1957).

C'est à l'aide de ces deux forages que Hassani (1987) a réalise un schéma interprétatif du bassin de la sebkha où il montre que les formations du Miocène inferieur et supérieur des deux forages passent latéralement sous la sebkha d' Oran.

3.2. 2ème cycle post-nappes :

Il est constitue par deux formations isopaques médianes du Miocène supérieur (équidistance de 250 m) ; l'une passe au centre de la sebkha et l'autre vers sa bordure nord, elles montrent l'existence des marnes bleues tortoniennes au centre.

3.2.1. Formation des marnes bleues :

C'est une formation assez homogène de marries bleues et d'argiles grises plastiques.

Figure 50: Schéma stratigraphique du miocène du plateau de Boufatis (A. Perrodon, 1957)

Aux forages (F17, F19), ces marnes sont très réduites et tres détritiques, elles ont été précédées par des grés calcaires représentant les grés de base de la transgression. Cette formation est datée du Messénien par la présence de Globorotalia mdditerrannea.

3.2.2. Les tripolis et les gypses :

Une grande partie des forages ont recoupe cette formation, par contre la répartition et la profondeur des forages ne permettent pas de suivre la variation d'épaisseur des tripolis, mais on remarque que cette formation gagne de l'épaisseur vers le fond du bassin en déterminant les calcaires récifaux.

Au point de vue lithologique, la série des tripolis est représenté par des laminites marnodiatomitiques en facies silicifie.

A l'affleurement, on observe des alternances diatomitiques de couleur blanche a grise qui passe nettement a des marnes jaunes a grises.

Parfois ces tripolis sont entrecoupes par des silex blanchâtres et quelques niveaux ci néritiques.

En général, ce sont des marnes et des marnocalcaires blanches a gris verdâtre, finement lites et peu compactes.

Les intercalations de lentilles gypseuses sont moins fréquentes dans certains forages, cette rareté peut être due a la dilution des gypses par les boues de forages, mais l'affleurement, ils sont bien visibles.

3.2.3. Les calcaires récifaux :

Les calcaires sont souvent cristallins, diaclases et altères, parfois vacuolaires, parfois alternent avec des bancs marneux ou crayeux plus tendres.

En profondeur, ces calcaires sont gris claires massifs, bioclastiques oolithiques, souvent micritiques, gréseux et cimentes par de la calcite cristalline.

Ces calcaires s'étalent en profondeur entre Boutlelis à l'Ouest et Ain Beida à l'Est.L'ennoyage et le biseautage des calcaires sous les alluvions plio-quaternaires s'accompagnent également d'une notable diminution d'épaisseur d'amont en aval, parallèlement a la variation nord-sud, on remarque une autre direction est-ouest liée la zone haute de Misserghin. Dans la région de Bredeah (F5, F12), les calcaires récifaux dépassent une centaine de mètres d'épaisseur, alors qu'a l'Ouest dans la zone de Misserghin (F17, F19), ils ne dépassent pas 50 m.

Du Sud vers le Nord, une réduction de l'épaisseur a été remarquée a la bordure du bassin.

Au forage (F37), l'épaisseur des calcaires récifaux atteint 134 m, alors que vers le centre du bassin, l'épaisseur diminue jusqu'a 69 m au forage (F31).

Les isopaques du mur du Miocène supérieur rapportés au niveau de la mer (équidistance des courbes 500 m) montre l'existence des formations de la partie supérieure du Miocène.

Figure 52: Carte de localisation géologique des réseaux hydrographiques et emplacement des forages F. Saad. 1991)

Chapitre 8 Synthèse bibliographique des études chimiques

1. Introduction :

Les recherches écologiques sur la faune aquatique souterraine et plus particulièrement sur celle des nappes phréatiques accessibles au niveau des puits, représentent un des aspect de la phréatobiologie appliquée qui a connu depuis quelques dizaines d'années un développement important, et ce dans le monde entier. En fait, on s'est intéressé de plus en plus aux milieux aquatiques souterrains, notamment aux nappes phréatiques et aux sous écoulements des cours d'eau avec la mise au point des méthodes appropriées, qui ont été développées par Cvetkov (1968), Boutin et Boulanouar (1983).

Pour la zone d'étude, on dispose à ce jour de très peu de données. Les investigations ponctuelles et déjà anciennes ont été réalisées par divers chercheurs (Ville, 1848; rapport des services des mines, 1878 et 1879 ; Tardy, 1911 ; Soletanche, 1952 ; Sourisseau, 1976 ; analyse chimique effectuée au laboratoire Es Sénia, 1987 et Hassani, 1987), font monté que la salinité des eaux souterraines dans le milieu détériore la qualité des eaux dont le système aquifère mio-plio-quaternaire du bassin est logé dans des formations des calcaires à algues et les formations alluvionnaires. Il est essentiellement alimenté par les précipitations et par des failles conditionnant et favorisant l'écoulement des eaux souterraines. Par ailleurs, dans les pays à climat tempéré, aride ou subdésertique, les sources d'eau constituent une part importante du patrimoine hydraulique du pays (Anonyme1, 2001). Elles jouent comme élément de base du développement de l'agriculture. En effet, ces sources, ayant naturellement des eaux de bonne qualité, sont très vulnérables à tout type de pollution en raison de l'action anthropique et de l'influence de la variabilité climatique sur la quantité et la qualité des écoulements superficielles alimentant les zones de réserves d'eau de ces sources.

Afin de contribuer à la connaissance des eaux souterraines de la région, encore inexplorée à ce jour, ces études sont évoqués les problèmes de qualité physico-chimique. Le bilan dégagé à l'issue de ces études répond aux questions posées par tous ceux qui s'intéressent au problème de la qualité de l'eau du bassin de la sebkha d'Oran et permettra de dégager les grands axes de réhabilitation de la qualité des eaux destinées à la consommation humaine. Les eaux de l'aquifère de la zone d'étude présentent une salinité moyennement à assez élevée. Cette dernière a même révélé une mauvaise potabilité. Nous avons vu qu'il est nécessaire de réaliser ce type d'évaluation en supposant que la diminution du débit de ces sources, notée durant cette dernière décennie, pourrait être une des causes principales du changement de leurs qualités physico-chimiques. Les résultats de ce travail peuvent être exploités en tant que référence pour des travaux ultérieurs. Les résultats préliminaires seront présentés dans ce qui suit.

2. Analyse des eaux et du sel du lac

2.1. Analyse effectuées par Ville (1848)

Teneur des éléments chimiques (g/1)	Dosage (30-12-1848)^1(*)	Dosage (14-07-1848)^2(*)
Chlorure de sodium	98,18	53,16
Chlorure de magnésium	5,30	171,57
Chlorure de potassium	/	3,97
Sulfate de magnésium	5,20	57,16
Sulfate de chaux	5,05	traces
Carbonate de magnésium	/	11
Calcium	néant	/
Carbonate	néant	/

2.2. Analyses effectuées le 18 février 1869

Ces analyses ont été faites sur 9 échantillons de terre extraite de Brédeah (à la surface et à 0,5 m de profondeur). La prise des échantillons a été faite en juillet, vers le milieu de la saison sèche. Le lac comportait le maximum de son sel.

Profondeur

Élém chimique

(g)

NaCl

2.180

10,150

35,400

5,910

5,810

5,180

8,470

3,09

Sulfate de chaux

1,35

11,432

12,189

16,322

13,889

12,206

13,889

3,249

2,227

Tableau. 19 : Dosage des éléments chimiques (Pour 1 kg de terre) dans les échantillons prélevés

2.3. Rapport des services des mines (7/7/1878 et 7/1/1879)

Dans le courant de 1878, 14 sondages et 6 puits ont été effectués dans divers endroits :

-les échantillons de terre recueillis à la surface du lac et à la profondeur de 0,50 m.

-des échantillons de terre ont été aussi prélevés des 14 sondages à la surface et à 1 m, 2 m, 3 m, 4,50m, et à 5 m.

2.3.1. Terre

Une analyse de tous ces échantillons a exigé plus d'une année. cette analyse a été effectuée de la façon suivante :

L'examen des analyses montre de grandes divergences entre la composition des échantillons. Ces divergences semblent être très fortes. Deux causes d'erreurs sont possibles dans ces analyses :

-La première est que les échantillons gardés pendant un certain temps dans les boîtes, ont été soumis aux variations de l'humidité atmosphérique ambiante, et donc le NaCl est monté en haut et le sulfate de chaux est descendu en bas; ce qui a créé une sorte d'alternance des couches de sel et d'argiles.

-La deuxième est que, le lavage à l'eau pure provoquait la suspension des particules d'argile assez fines qui passaient a travers les filtres et se sont introduites dans les eaux de lavage.

D'après cela, il y a lieu de contrôler certains résultats obtenus. Pour le vérifier, il y a eu un prélèvement de 50g sur chaque échantillon. Les analyses comme sont interprétées par le tab1eau suivant :

Profondeur Teneur en sel (g)	surface	0.60m	2 m	3m
NaCl	0,203	0,195	0,224	0,205
Sulfate de chaux	0,054	0, 039	0,124	0,123
Sulfate de magnésie	traces	traces	0,019	traces
nitrate	traces	traces	traces	traces
silice	0 ,503	0,512	6,404	0,558
Alumine de fer	0,187	0,666	0,197	0,194
CaCO₃ et CaMn	0,032	0,003	0,012	0,013
Perte	0,015	0,023	0,020	0,0066

On a constaté l'absence de l'iode, du brome et du phosphore. Ces résultats sont un peu plus élevés en chlorure de sodium que la moyenne des tableaux est moindre en sulfates.

La terre de la Sebkha est représentée par un dépôt d'alluvion récente dont la composition est :

Chlorure de sodium : 20%, Sulfate de calcium : 5%, Silice (SiO₂) : 50%, Alumine et fer : 20%, Carbonate de chaux et de magnésie : 5%, Chlorure de sodium : 1/5 du sel de la Sebkha%

Le bassin du lac est alimenté en chlorures de sodium par les eaux salées descendant des ravins du Tessala et surtout par une nappe triassique qui renfermerait par litre :Chlorure de sodium :1.78 g, Chlorure de calcium :11 g, Chlorure de potassium :4 g, soit un taux de sel de :193 g/1.

La rive septentrionale du bassin reçoit les eaux douces, située à la profondeur moyenne de 4 m, la nappe triassique renferme une eau six fois plus salée que celle de la méditerranée. Celle-ci en effet, ne donne, que 30 g de sel par litre, alors que celle de la grande Sebkha referme 180 g/1 de chlorures, c'est donc une véritable mine de sel, cette nappe triassique, remonte en surface par capillarité et répartit ses sels dans toute l'épaisseur des alluvions qu'elle traverse.

La situation à l'égard de la végétation est extrêmement grave.il faudrait pour fournir des conditions favorables à la culture, envisager les proportions de sel 100 fois plus faibles : 0,20 au lieu de 20%. Le cotonnier, la luzerne, la betterave, l'artichaut, l'avoine etc.... pourraient alors se développer, mais la vigne succomberait, ne pouvant supporter plus de 0,15% de chlorures. Devant une telle situation, un drainage rationnel devient pratiquement nécessaire pour empêcher le dépôt des sels. De cela, on peut conclure que :

-La composition du sol du lac présente des variations notables tant dans la quantité des sels solubles contenus que dans la proportion des NaCl et des sulfates de chaux.

-La composition très analogue se continue en profondeur aussi loin qu'on est descendu.

2.3.2. Eaux

L'analyse des échantillons d'eau recueillis dans les six puits a permis de conclure que : Le NaCl s'y trouve en excès, formant plus du 1/5 du poids total de l'eau. Il y a en outre des quantités notables de chlorure de potassium, de calcium et de sulfates de magnésie. Ces eaux paraissent aussi avoir absorbé toute la potasse et presque toute la magnésie du terrain.

Si ces eaux sont abondantes, leur exploitation industrielle pour le NaCl et sulfate de soude fournirait sans doute, la meilleure utilisation du lac. Malheureusement, elles ne sont pas abondantes puisque ces puits ont mis beaucoup de temps à se remplir.

2.4. Analyses effectuées par Tardy (1911)

Le sel de surface se dépose en grande quantité dans la nappe d'eau qui persiste dans le milieu et à l'est du lac, malgré les fortes chaleurs de l'été. Le poids spécifique de ce sel dépend surtout de l'épaisseur de la couche d'eau sous laquelle il se dépose.

En effet, pour une couche de quelques centimètres de 1 à 3mm d'épaisseur, le sel cristallise en petits cristaux cubiques de sel accolés les uns aux autres, de couleur grise.

Par contre, pour une couche d'eau assez épaisse, le sel cristallisant est plus compacte que le précédent. Il est très blanc.

En été, la Sebkha est complètement à sec, et ne possède aucune source. En hiver, les parties qui sont couvertes d'eau, sont tapissées d'une couche continue de sel. Or, s'il y avait des sources jaillissantes d'eau, il n'y aurait pas de cristallisation de sel.

Le lac de la Sebkha, est alimenté tout au long de ses bords par les infiltrations salines provenant du pied des plaines qui 1'entourent. Ces infiltrations sont abondantes en hiver, et diminuent progressivement en été. Ce sont elles qui apportent le sel au lac. Le sel cristallise sur le lac. Les pluies d'hiver dissolvent et entraînent ce sel.

Les infiltrations salines dont la température est presque la même que celle de l'air ambiant, proviennent des eaux pluviales qui tombent dans le bassin hydrographique du lac, pénètrent dans les couches superficielles du terrain, dissolvent les sels contenus dans ces couches et réapparaissent au pied des plaines sur lesquelles étaient tombées, d'où l'existence d'une couche de sel dans ces plaines.

Pour calculer la quantité du sel apportée annuellement par les eaux d'infiltration, il faudrait connaître, leur composition moyenne et leur volume total. La composition moyenne, sera indiquée par les analyses suivantes de plusieurs eaux d'infiltration recueillies en différents points du périmètre du lac.

Tableau. 21 : Comparaison entre la qualité de l'eau d'infiltration et de l'eau du lac

Cette grande différence dans la composition de ces deux espèces d'eau fait conc1ure que :

-Si tout le sel accumulé dans le lac, a été apporté par les eaux d'infiltration celles-ci n'avaient pas dans les temps anciens, la même composition qu'aujourd'hui, et qu'e11es étaient a1ors riche en sel marin.

-Si la composition moyenne des infiltrations a été constante, alors le sel du lac doit provenir de trois sources différentes :

En 1878, le service des mines, a supposé que le lac est alimenté en sel par remontée capillaire des eaux d'une nappe salée, située à 4 m de profondeur. Tardy, élimina complément cette hypothèse. Pour lui, le sel contenu dans les eaux du lac, provient de sa dissolution au lavage des roches, tertiaires salées, quartzites ou calcaires qu'e11es ont traversé.

Ce caractère salé de ces terrains et de ces roches pouvait résulter de leurs dépôts antérieurs lorsqu'ils étaient au fond des mers, et des dépôts apportés par les brouillards qui proviennent de la mer et du lac même, et même l'eau de pluie peut amener 35cen -millième de chlorure de sodium.

Pour compléter cette étude chimique, Tardy a procédé à 1'analyse des eaux de plusieurs puits artésiens creusés en différents points de la région du bassin versant du lac dont voici quelques uns :

-Commune d'Es Sénia : analyse des eaux de puits, dont 7 renfermaient des eaux salées et 2 de 1'eau buvable.

-commune de Tlélat : analyse des eaux de 3 puits, un renfermait de 1'eau douce et 1es deux autres 1égérement sa1ées.

- Commune de St Maur : analyse des eaux de quatre puits, trois renfermaient de l'eau douce et le quatrième légèrement salée, aussi les considérations à retenir de ces puits sont les suivantes :

· L'analyse des eaux saumâtres des divers puits des plaines a permis de conc1ure que toutes ces eaux renferment des ch1orures, des sulfates et des carbonates. La quantité des sels varie 1,14g à 8,91g par kg d'eau.

Les eaux de ces puits ont été recueillies en été, c'est-à-dire vers le milieu de la saison sèche et par conséquent presque à leur bas étiage et alors qu'elles déposaient le plus de sel.

Enfin, Tardy conclut donc que ces eaux sont très chargées en substances salines et sont peu utilisables dans l'économie domestique. De l'eau douce par contre, existe dans de nombreux puits, situés dans les monts de Tessala et plus précisément sur la pente de ces derniers.

2.5. Analyse effectuées par Soletanche (1952)

Le sel de la Sebkha, correspond à des marnes parfois argileuses parfois ca1caires, contient en poids : 20% d'eau, 3 à 10% de gypse, 12 à 15%de NaCl. Le pourcentage de sable est négligeable, sauf au débouche de quelques Oueds.

2.6. Analyse effectuées par Sourisseau (1976)

D'après les résultats, on remarque que le NaCl, est le sel qui domine le plus dans ces analyses.

L'étude effectuée par B. Sourisseau, partant d'un avis contraire à celui de ses prédécesseurs il s'efforce de démontrer que la salinité des eaux ne provient pas de la Sebkha; mais de la mise en solution par les eaux d'exhaure, de lentilles de gypse de sels interstratifiés dans les formations quaternaires. Il en donne comme preuve l'analyse d'un échantillon de 10 g de sel, pris du centre de la Sebkha au mois d'août 1975 concernant la nature des efflorescences évaporitique qui précipitent à la surface. L'analysé a été réalisé au laboratoire ANRH d'Oran. Dans cet échantillon la concentration des sulfates était plus faible que celle des eaux de la nappe des alluvions. Il conclut que la salinité des eaux de la nappe des alluvions qui s'accompagne toujours d'un enrichissement en sulfates, ne provient pas d'apport par la grande Sebkha. Les ana1yses ont révélé les résu1tats suivants :

2.7. Analyse chimique du sol du lac effectuée au laboratoire Es Sénia en 1987

Pour le prélèvement : La première zone d'échantillonnage correspond à la partite amont de la pente constituée par des lunettes basses séparées par des zone de dépression.

2.7.1. Nord-Est de la Sebkha

Deux profils ont été relevés. Le profil A correspond au sommet de la butte avec trois échantillons : Al : 20cm de profondeur, A2 :60cm de profondeur et A3 :1,50m de profondeur. Le profil B correspond au bas de la butte avec deux échantillons : Bl : 20 cm de profondeur et B2 :60 cm de profondeur.

2.7.2. Nord de la Sebkha

Un profil a été relevé. Le profil C correspond au sommet d'une butte sèche située aux environs de la route nationale n°4, reliant Es Sénia- Missergin. Un seul échantillon fut prélevé : C : 20 cm de profondeur.

Référence relevée	A1	A2	A3	B1	B2	C
Profondeur (cm)	20	60	150	20	60	20
Humidité (%)	16.8	28.5	51	42	44	12.2
Salinité	10.5	32.5	45	42	45	8.5
Caractéristique	Très salé	ext salé	ext salé	ext salé	ext salé	très salé
pH	8.4	8	8.2	8.3	8.3	8
Calcaire total	16	15	15	12	14	23
Sable (%)	42	33	31	50	37	51.5
Limon	19	40	51	21	32	20.5
Argile	39	27	18	29	31	28

Tableau. 24 : Résultats des analyses physico-chimiques des échantillons de sol (Gaubert, 1970. Laboratoire Es-Sénia)

2.7.2.1. pH des échantillonnent

Est remarquablement basique variant de 7,9 à 8,4, il résulte surtout d'une masse importante du calcaire. Pas de variations caractéristiques d'un sel à l'autre.

2.7.2.2. Texture du sol

Le pourcentage du sable domine largement (45 à 68%). En fonction de la profondeur_,on remarque que le profil A correspond au sommet d'une lunette située au Nord-Est de la Sebkha présente une augmentation des pourcentages des limons et une diminution de ceux du sable et des argiles. Ce profil présente donc une texture re1ativement fine.

2.7.2.3. Calcaire total

Ces sels ont un taux de calcaire élevé. Concernant le profil A, on a une augmentation parallèle du calcaire et de l'humidité en fonction de la profondeur, ce qui révèle un lessivage des carbonates en profondeur.

Pour le profil B, on a une augmentation de l'humidité et une diminution du calcaire ce qui laisse supposer que 1'accumulation des carbonates a lieu en surface (accumulation éolienne).

2.7.2.4. Salinité (mélli équivalent de sel pour l00g de terre)

-Les couches sous jacentes présentent une salinité bien supérieure. On a donc une augmentation parallèle de la salinité et de l'humidité.

2.7.2.5. Humidité

La teneur en eau au moment du prélèvement croit d'une manière générale régulièrement depuis la surface jusqu'au fond. L'humidité enregistrée au Nord-Est de la Sebkha traduit bien cette conséquence : le sommet de la butte est plus sec et plus drainé, et le bas de la butte est humide mais drainé. Ceci s'explique du fait que :

- Les différences de granulométrie entre les couches influent sur la capacité de rétention

- 1'évapotranspiration y qui assèche rapidement les surfaces supérieures co1onisées par 1es racines.

Pour conclure, La texture superficielle pour tous nos milieux présente un pourcentage é1evè de sab1e. Mais en fonction de 1a profondeur, 1a texture est variable; donc elle agit indirectement sur le végétal en ce sens qu'elle modifie les constantes hydriques et thermiques.

EX : un sol argileux donc à texture fine, est frais et mal aéré est donc favorable aux remontées capillaires. La texture permet ainsi de faire la différence entre les milieux les plus secs (lunette et butte), des milieux humides (bas des buttes et milieux inondés).

3. Étude hydro-chimique des affluents et de la sebkha d'Oran (Hassani, 1987)

Le transfert de la salinité d'amont en aval du bassin de la Sebkha est très complexe, et dépend de plusieurs facteurs (géologie, hydrologie, pédologie....).Parmi ces facteurs nous citerons :

3.1. Les facteurs climatologiques

En effet, la région connaît un climat semi-aride qui se caractérise par un régime irrégu1ier des précipitations, avec dominance des averses brutales et une saison sèche prolongée pendant laquelle, la chaleur provoque une évaporation intense. En hiver, les averses dissolvent les gisements des évaporâtes en détachant des matériaux solides salés. En été, 1 'évaporation et la remontée capillaire provoquent une ascension du sel qui aboutit généralement à la formation d'efflorescences en surface. (figure 15)

3.2. Les facteurs hydrologiques et morphologiques

Aucun oued principal ne débouche des monts de Tessala. Du fait de leur jeune âge, les oueds qui y débouchent sont secondaires et moins importants, donc plus salés car leur bassin versant est parfois constitué des affleurements salifères. En période de crue, plus ces oueds cheminent en plaines, plus leur sa1ure augmente. De plus, l'inexistence des thalwegs dans les oueds secondaires favorise aussi, le transfert de la salinité de l'amont vers l'aval.

3.3. Etude hydro-chimique

La Sebkha, si elle concentre la salinité par son rôle de machine évaporatoire, n'est donc pas à l'origine de la salinité du bassin. De ce fait, Hassani, en dehors des eaux de précipitations qui tombent sur le lac, voit que la majeur partie des ions des eaux de la Sebkha proviennent des oueds secondaires qui débouchent des Tessa1a, et du Murdjadjo ainsi que du drainage des nappes phréatiques avoisinantes.

Figure 56 : facteurs intervenants dans la salinisation du bassin versant de la grande sebkha (Hassani, 1987)

3.3.1. Hydrochimie des oueds de Tessa1a

L'étude détaillée de ces oueds, montre que leur composition dépend de deux facteurs :

3.3.1.1. Variation de leur régime hydraulique

La minéralisation des eaux dépend beaucoup des débits. Les eaux de crue sont plus diluées, les analyses faites sur les prélèvements d'eau de l'oued Tametraia, en période de crue et de non crue, le montrent.

La diminution du résidu sec des eaux de crue, entrainent 1'augmentation des teneurs en Ca⁺⁺, HCO₃^- et par la suite une diminution des teneurs en Na⁺ et Cl^-.

3.3.1.2. La nature des matériaux drainés

Les eaux des oueds des Tessala, sont chlorurées sodiques et sulfatées. Par contre les eaux des oueds de Tamzourah, Rassoul et Haïmeur sont des eaux sulfatées sodiques et chlorurées.

Les teneurs en NaCl et SO₄^-2 constituent 90% des eaux minéralisée. On remarque aussi, que l'augmentation du résidu sec est liée à la présence des affleurements évaporitiques dans le bassin versant d'un oued. Le chlore provient du NaCl absorbé dans les argiles. En cheminant dans la plaine, tous les oueds se chargent en sel. L'augmentation de la minéralisation totale entraine une diminution des teneurs en Ca⁺⁺et HCO₃^-.

La teneur en ions Ca diminue par précipitation de la calcite dans les lits des oueds. La calcite étant le premier sel à précipiter.

Tableau. 26 : Comparaison entre la qualité des eaux de Tessala et Murdjadjo

3.3.2. Hydrochimie des eaux de la sebkha

- Le chlorure de sodium (NaCl) est le sel qui domine le plus dans les eaux et le sol de la Sebkha. Les eaux de la Sebkha, sont chlorurées sodiques et sulfatées. Mais une extraction du sel à partir de ses terres, ne peuvent être réalisé que partiellement car le NaCl qui s'y trouve n'est pas pur et est mélangé à d'autres impuretés, à d'autres sels qui ne peuvent être sépares de celui-ci que par différentes méthodes et analyses chimiques qui demanderont de grands investissements, contrairement au chlorure de sodium qui existent dans les terres de la sebkha d'Arzew. Il est en outre, exploité et utilisé industriellement du fait qu'i1 s'y trouve pur.

Devant les fortes valeurs du résidu sec de la Sebkha et des lagunes, Doumergue, supposait que la salinisation des eaux provenait des contacts de ces dernières avec un trias proche de la surface. Pour Hassani, du fait de la présence des argiles dans le fond de la Sebkha, l'importante salinité des eaux peut s'expliquer par le phénomène de membrane.

En effet, selon Baskw et Hanshawb.B, (1965), les argiles compactées peuvent fonctionner comme des membranes semi -perméables qui empêchent le passage des éléments chargés tandis qu'elle permet le passage éléments neutres. Ces membranes constituent donc un fi1tre. Pour ce qui est de la variation de la salinité, on remarque qu'en hiver et au printemps, la Sebkha est remplie de sel dont la concentration varie de 6° A 9°.

En été, par contre, les sels augmentent à 21°-23° (E.R.E.M, 1984). Cette même entreprise, a estimé en 1978, les réserves en sel de la Sebkha à prés de 2 millions de terre en phase liquide.

La zone centrale de la grande Sebkha, correspondant à la partie la plus basse du bassin versant, connaît une forte concentration des eaux des précipitations, qui sont plus importantes dans cette partie. C'est la partie qui se dessèche en dernier en été. La partie occidentale, est plus ou moins haute et marginale, qui s'assèche plus rapidement. Les sels précipités, sont rapidement lessivés par les premières pluies, et s'écoulent par la suite vers le centre de 1a Sebkha.

Ces sels sont aussi emportés par les vents Ouest ou Nord-ouest vers la partie centrale où ils se précipitent, ou bien vers les bordures d'El Hamoul. Les teneurs en chlore sont plus élevées en surface qu'en profondeur ceci s'explique par deux raisons :

- La diminution relative des teneurs en sulfates est due à leur précipitation par évaporation sous forme de gypse.

- Les eaux du lac sont riches en Mg⁺, Na⁺ et Cl^-. La précipitation du NaC1 intervient u1terieurement.

- Le NaCl donc, sel commun, se figurant dans toutes les études élaborées auparavant, s'y trouve en quantité presque identique.

Les autres sels, par contre, sont en quantité différente. Cela peut être expliqué par le fait que :

* les relevés des mesures ont été effectués d'une part à des périodes très variées (certains au cours de la période de longue sécheresse, par exemple (1945-1948), et d'autres ont travaillé à des périodes relativement humides).

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* ² Échantillons des eaux d'un petit lac en bordure de la grande Sebkha, à la hauteur de Messerghin. Cette eau renfermait aussi, une quantité appréciable de brome.