La structure synclinale du Bas Sahara

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Géologie régionale

La région du Bas Sahara se présente comme une vaste cuvette limitée à l’Ouest par la dorsale du M’Zab, au Sud par les Hamadas du Tademaït et de Tinghert, à l’Est par les plateaux du Dahar Tunisien et au Nord par les monts des Aurès et des Nememchas (fig. 8). Ses bordures, de hauteur modeste, s’inclinent en pente douce vers la partie déprimée matérialisée par l’axe SSW-NNE des oueds Mya et Righ. Vers le Nord au contraire, dressée au-dessus d’une dépression longitudinale occupée par des Chotts et dont le fond est inférieur au niveau de la mer. La région d’étude fait partie du bassin du Sahara Septentrional de l’Algérie ou plus précisément du bassin oriental.

La structure synclinale du Bas Sahara

Grâce aux travaux de certains auteurs : Cornet (1961), Bel et Demargne (1966) cités par Nesson (1975). La région a connu, en effet, au cours de son histoire géologique de longues phases de sédimentation alternative entre marines et continentales. Les dépôts qui se sont constitués, ont été importants et ont permis l’apparition d’un immense bassin très tôt en cette partie du Sahara et qu’il a été presque constamment affecté par des mouvements de subsidence (fig. 9).

La sédimentation continentale

Après le dépôt des formations marines du Primaire, le Sahara subit des mouvements tectoniques hercyniens verticaux et horizontaux, puis des mouvements post-hercyniens. Ils ont soulevé des massifs (Hoggar), ondulé la couverture sédimentaire primaire et affaissé le Sahara Nord Oriental. L’érosion éolienne, alors très vive, a arraché du Hoggar et des Tassilis, des matériaux qui ont été, par la suite transportés par les eaux vers la cuvette au Nord. Avec l’abaissement des reliefs, l’érosion devenant moins vive et les écoulements moins puissants ; des masses considérables de sables et d’argiles sont alors abandonnées sur la cuvette, recouvrant cette dernière d’un matériau uniforme.
Peu épais au Sud, ces dépôts deviennent de plus en plus puissants vers le Nord pour atteindre environ 2000 m. Un tel entassement de sédiments traduit l’existence d’une zone de subsidence, située sur la bordure septentrionale du socle africain. Depuis, cette région, se produisent, à plusieurs reprises, des transgressions marines, au Jurassique et au Crétacé inférieur par exemple. Ces dernières sont de courte durée et l’essentiel des sédiments accumulés à cette époque sont des sables éoliens et fluviatiles et des argiles continentales. L’ensemble de ces dépôts, dont les sables ont été transformés en grès poreux est appelé : Continentale Intercalaire, car il apparaît dans l’échelle stratigraphique après les formations, résultant d’une transgression marine d’époque Cénomanienne.

La sédimentation laguno-marine

Sur les alluvions, uniformément épandues du Continental Intercalaire, apparaît au Vraconien un régime de lacs et de lagunes, plus au moins douces ou salés, résultant du retrait de la mer. Ce régime a engendré des dépôts alternés d’argiles, de dolomies, d’argiles sableuses, de grès à ciment calcaire. Avec le Cénomanien inférieur, une mer peu profonde s’avance vers le Sud jusqu’aux Tassilis. Cependant, elle connaît plusieurs phases de régression. Ses dépôts se composent d’une alternance d’argile et d’anhydrite. Le Cénomanien supérieur est plus franchement marin avec des dépôts de dolomie et de calcaire dolomitique, disposés en bancs de quelques mètres d’épaisseur, entre lesquels apparaissent encore de l’anhydrite et de l’argile. Faciès et épaisseur des dépôts varient vers le Nord-Est : les carbonates deviennent plus importants et la puissance des bancs s’accroît. Ils indiquent l’origine vraisemblable de la transgression Cénomanienne.
Au Turonien, un régime marin franc responsable du dépôt des calcaires et des dolomies s’établit sur l’ensemble du Sahara algérien. Le banc carbonaté est homogène sur toute son étendue, par endroits, leur épaisseur peut dépasser les 100 m. Des variations de faciès peuvent être observées, légèrement lagunaire au Sud, il devient plus franchement marin au centre et au Nord. Ce changement de faciès s’accompagne d’un épaississement des sédiments qui montre que le rebord de la plate forme est toujours affecté par des mouvements de subsidence.
Dès la fin du Turonien, la mer est remplacée par des lagunes dont les eaux sont moins profondes et parfois disparaissent entièrement, provoquant des émersions momentanées. Les dépôts se présentent alors par une alternance irrégulière de bancs d’une puissance de quelques mètres seulement, constituent d’anhydrite, de dolomie, d’argile et de sel. L’anhydrite et le sel peuvent constituer des couches de dix mètres et plus. L’ensemble de ces dépôts, dont l’épaisseur varie de 0 à 600 m, appartient au Sénonien inférieur lagunaire. Comme les dépôts précédents, celui-ci voit sa puissance s’accroître rapidement vers le Nord.
Une nouvelle transgression marine se manifeste au Sénonien supérieur. Elle est responsable du dépôt de dolomies, de calcaires dolomitiques et d’intercalations de marnes, d’argiles et quelques fois d’anhydrite. Leur faciès un peu varié, mais leur épaisseur augmente régulièrement vers le Nord. Tandis que, se produit la subsidence Nord-Orientale, révélée par un accroissement des épaisseurs des dépôts carbonatés du Sénonien et de l’Eocène, un mouvement d’exhaussement se manifeste au Nord-Ouest. Mais la sédimentation dans le Sahara Nord Oriental est peu affectée par ces mouvements. Les calcaires à silex, que l’on rencontre au sommet du Sénonien, se retrouvent dans l’Eocène ; seule la présence de nummulites les distingue. Pourtant les calcaires prédominent les dolomies et les évaporites qui deviennent rares.
Après l’Eocène inférieur, la mer n’occupe plus qu’un golfe très réduit dans la partie septentrionale de la cuvette. Sa faible profondeur et son extension limitée, au Sud à l’embouchure de l’Oued M’Zab, en font une mer résiduelle où se déposent alternativement des calcaires, des argiles, des marnes et de l’anhydrite. Cet Eocène évaporitique achève d’ailleurs sa formation à l’Eocène moyen quand la mer se retire définitivement de la plateforme saharienne. Désormais, le modelé du Sahara sera, alors, le fait des agents atmosphériques, de l’eau et du vent qui enlèvent les sédiments d’ici pour les accumuler ailleurs.

L’orogenèse atlasique et ses conséquences

Nous avons noté précédemment que la mer se retire définitivement pendant le début du Tertiaire. Le contrecoup de l’orogenèse atlasique sur le socle saharien est à l’origine de l’apparition de déformations à grand rayon de courbure. Les calcaires Crétacés du M’Zab sont transformés en dorsale, ceux de Tadmait en cuvette. Au Sud, l’axe Amguid-El Biod s’effondre pour faire place à un axe synclinal méridien qui se prolonge jusqu’aux Aurès.
Des axes secondaires apparaissent aussi ça et là : citons la ride anticlinale NW-SE, la ride de Sidi-Rached et celle de Sidi-Khelil dans l’Oued Righ.
La tectonique atlasique à également d’autres conséquences : les bancs rigides de la couverture sédimentaire saharienne, celui du Turonien et celui du Sénonien et de l’Eocène, sont affectés par de nombreuses diaclases, fractures et même de failles.

La mise en place du Tertiaire continental

Les hautes montagnes de l’Atlas subissent surtout à partir du Miocène, une érosion intense qui permet la construction d’un vaste glacis de piémont composé de sables et d’argiles rouges reposant, en discordance, sur des terrains variés du Primaire à l’Ouest et de l’Eocène à l’Est. Ces terrains fluvio-lacustres recouvrent d’immenses étendues de part et d’autres de la dorsale M’Zab émergés et s’étalent très loin vers le Sud où ils forment aujourd’hui le substratum des grands ergs. Leur épaisseur varie de quelques mètres à plus de 2000 m dans la fosse Sud aurasienne, toujours affectés par la subsidence. Grâce à la présence dans l’Aurès de Miocène inférieur marin daté par des fossiles, nous pouvons attribuer aux formations continentales supérieures un âge Pontien. Par analogie de faciès nous pouvons, vers le Sud, reconnaître le Pontien, lorsque le Miocène marin est absent.
Le reste des dépôts peut appartenir au Miocène inférieur et même peut être localement à l’Oligocène. Le Sahara, alors entièrement émergé, ne pouvait fournir de sédiments continentaux bien différents de ceux étalés plus tard, d’où une grande difficulté à les distinguer. Quelque soit l’âge exact de ces formations du Tertiaire continental, il importe de savoir quelle est leur nature car leurs possibilités aquifères en dépendent essentiellement.

Géologie locale

Les formations des dunes éoliennes, atteignant des dizaines de mètres de hauteur, couvrent la zone d’étude. Au dessous se trouve des formations continentales du Quaternaire représentées par une croûte constituée d’un mélange d’évaporites, de sables et d’argiles, formant une couche plus au moins tendre, et qui est utilisée par les habitants dans la construction des maisons et l’aménagement de pistes (fig. 10).

Stratigraphie

Grace aux travaux de nombreux auteurs qui ont travaillé et publié des articles et des ouvrages sur la géologie du bassin sédimentaire du Sahara Septentrional, aussi bien dans le cadre de la géologie pétrolière, que par des chercheurs universitaires ; Savornin, 1931 ; Karpoff, 1952 ; Cornet, 1964 ; Furon, 1964 ; Busson, 1967-1971 et Conrad, 1969 , et sur la base d’un log litho-stratigraphique de forage de l’Albien, réalisé par l’ANRH (1993), dans la région de l’Oued Souf, nous citons les principales strates répétées dans cette région, en allant de la plus ancienne vers le plus récente (fig. 11) :

Formation de l’ère Secondaire

Le Crétacé :

Nous abordons ici une époque géologique intéressante pour deux raisons, d’une part, le Crétacé affleure sur les bords du Bas Sahara et en constitue le substratum sus-jacente au Paléozoïque (Karpoff, 1952) ; d’autre part, l’étendue des affleurements crétacés est très importante en Algérie Orientale.
 Crétacé inférieur :
Le Barrémien : capté à partir de 1619 m (coupe de sondage F1), présente une alternance de grès et d’argiles avec des intercalations de calcaires dolomitiques et de sables avec du silex. L’épaisseur moyenne de cet étage est de l’ordre de 231 m.
L’Aptien : constitué des formations dolomitiques marneuses et marnocalcaires, d’après le log de forage F1 (fig.11), nous remarquons que l’Aptien est le seul étage dont l’épaisseur ne dépasse pas les 30 m.
L’Albien : Cet étage est constitué par une alternance de marnes, de grès, de sables et par des calcaires avec passages de silex et d’argile.
La limite inférieure est constituée par le toit de la barre aptienne, alors que sa limite supérieure se caractérise par l’apparition des faciès argilo carbonatés. D’après les coupes de sondages des forages Albien, l’épaisseur de cet étage varie de 100 à 150 m, alors que dans d’autres endroits elle peut atteindre 200 m.
Le Vraconien : c’est en fait un étage de transition entre l’Albien et le Cénomanien argilo-carbonaté. Cet étage est constitué principalement d’une alternance de calcaires et de calcaires argileux. Nous rencontrons aussi quelques passages de dolomies compactes microcristallines avec des intercalations d’argiles.
Dans la zone d’étude, l’épaisseur de cet étage varie entre 250 et 300 m. En raison de l’importance de ses niveaux argileux, il constitue une importante couverture de l’Albien.
 Crétacé moyen :
Le Cénomanien : Cet étage marque, pour la première fois, depuis le Paléozoïque le retour de la mer au Sahara jusqu’aux régions les plus lointaines. Selon Karpoff (1952), son faciès est partout lagunaire ou détritique, nous pouvons alors en déduire que le Bas Sahara, au moment de cette transgression était partout ramené à une pénéplaine extrêmement plate. D’après le log des forages (fig. 11), il est constitué d’anhydrites à passage de calcaires et marnes, d’intercalation d’argiles qui constitue la limite inférieure des calcaires, des marnes, des dolomies et d’argiles. Le Cénomanien joue le rôle d’un écran imperméable car il sépare le CT du CI. La limite supérieure est caractérisée par l’apparition d’évaporites et de calcaire correspondant à la limite inférieure du Turonien.
Le Turonien : Au Turonien, le régime marin persiste dans le Bas Sahara et la mer présente le maximum d’extension. Nous trouvons des dolomies, moins de marnes et de gypse Turonien. Dans l’ensemble, il est calcaire, dolomitique et marneux à la base et dolomitique ou calcaire au sommet. Son épaisseur varie d’un endroit à l’autre et dépasse parfois les 650 m.
 Crétacé supérieur
Le Sénonien : la plupart des études géologiques effectuées à travers le Sahara Algérien montrent que le Sénonien est formé de deux ensembles très différents du point de vue facies, l’un correspond au Sénonien lagunaire situé à la base et l’autre au Sénonien carbonaté qui représente la partie supérieure.
– Sénonien lagunaire : La limite inférieure du sénonien lagunaire est généralement nette. En effet, les évaporites et argiles sénoniennes sont aisément différenciables des calcaires et dolomies du Turonien. Le passage est beaucoup moins net entre Sénonien lagunaire et Sénonien carbonaté. Bel et Demargne (1966), ont pris comme limite supérieure du Sénonien lagunaire, soit le dernier banc lorsque le passage est franc, soit le point où le pourcentage des carbonates dépasse celui des évaporites lorsque le passage se fait de façon progressive.
Du point de vue lithologique, le Sénonien lagunaire est constitué par une alternance irrégulière de bancs d’anhydrite, de dolomie, d’argile et de sel. Les bancs ont une puissance de quelques mètres seulement. Cependant l’anhydrite et le sel peuvent constituer des couches de dix mètres. L’ensemble de ces dépôts ont une épaisseur varie de 0 à 600 m et joue le rôle d’une barrière imperméable.
– Sénonien carbonaté : La limite entre les Sénoniens lagunaire et carbonaté n’est pas toujours bien nette. La limite supérieure du Sénonien carbonaté est encore plus indéfinie, en effet, il y a pratiquement continuité du point de vue lithologique entre le Sénonien et l’Eocène carbonaté, les deux niveaux étant formés de calcaires de même nature, seule la présence de nummulites permet d’identifier l’Eocène.
Le Sénonien carbonaté est essentiellement formé de dolomies et de calcaires dolomitiques, avec des intercalations de marnes et d’argiles, plus rarement d’anhydrite. Son épaisseur dépasse parfois 200 m.

Le Tertiaire

Les forages captent la quasi-totalité des séries tertiaires.
L’Eocène inferieur carbonaté: Après l’Eocène carbonaté, la mer n’occupe qu’un golfe très réduit dans la partie septentrionale de la cuvette avec une mer résiduelle, où se déposent alternativement des calcaires, des argiles, des marnes et de l’anhydrite. L’Eocène évaporitique achève d’ailleurs sa formation à l’Eocène moyen quand la mer se retire définitivement de la plate forme Saharienne. Donc nous distinguons dans l’Eocène deux ensembles du point de vue lithologique : l’Eocène carbonaté à la base et l’Eocène évaporitique au-dessus.
La présence de nummulites a été observée dans la plupart des forages du Bas Sahara qui ont atteint cet horizon. Le Sénonien et l’Eocène carbonaté réunis, forment un puissant ensemble calcaire. Sa puissance peut atteindre 600 m dans la région des Chotts (Nesson, 1975).
L’Eocène moyen évaporitique : Au-dessus de l’Eocène carbonaté, on rencontre une formation constituée par une alternance de calcaires, d’argiles, de marnes et d’anhydrite. Elle renferme une faune d’âge Eocène : nummulites et globigérines. C’est la formation que l’on désigne dans le Bas Sahara sous le nom d’Eocène évaporitique.
Les bancs carbonatés sont suffisamment importants pour constituer des niveaux aquifères. L’épaisseur de cet horizon varie entre 150 et 200 m.
Le Mio-pliocène : Il repose en discordance indifféremment sur le Primaire, le Crétacé inférieur, le Turonien, le Cénomanien ou l’Eocène, il appartient à l’ensemble appelé communément Continental Terminal. La plupart des coupes de sondages captant cet horizon, montrent que le Mio-pliocène est constitué par un empilement de niveaux alternativement sableux, sablo-argileux avec des intercalations gypseuses et des passées de grès.
Bel et Demargne (1966) distinguent, de bas en haut, quatre niveaux :
 Niveaux argileux : Il est peu épais et existe uniquement dans la zone centrale du Sahara Oriental. Avec l’Eocène lagunaire, les argiles de la base du Mio-pliocène constituent une barrière peu perméable entre les nappes du Sénon-Eocène carbonatées et celles du Pontien sableux.
 Niveaux grèso-sableux : C’est le plus intéressant sur le plan hydrogéologique, son épaisseur reste presque régulière sur toute l’étendue du Sahara Oriental. A sa base, nous trouvons parfois des graviers, alors que le sommet se charge progressivement d’argiles. L’épaisseur de ce niveau peut atteindre 400 m, c’est le principal horizon aquifère du Mio-pliocène.
 Niveaux argileux : Ce niveau est formé d’argiles et de sables dont les contours sont mal définis et n’est pas présent partout.
 Niveau sableux : du point de vue hydrogéologique, ce niveau constitue le deuxième horizon aquifère du Complexe Terminal. Ces niveaux sableux présentent un grand intérêt car ils correspondent pour ainsi dire à la nappe des sables du Complexe Terminal.
C’est le deuxième niveau sableux du Mio-pliocène, parfois il repose sur le niveau grèso-sableux lorsque le niveau argileux est absent et se distingue très mal. Son extension est limitée à quelques régions du Bas Sahara. Dans la partie Nord son épaisseur s’accroit jusqu’à 400 m au pied de l’Aurès.

Quaternaire

Il est représenté sous forme de dunes récentes et mélange de grès beiges ou blanchâtres, de sable fins à moyens de couleur beige et de paillettes de gypse. Son épaisseur varie de 39 à 67 m. C’est à ce niveau que l’on rencontre la nappe superficielle de l’Oued Souf.

Evolution tectonique

L’architecture actuelle de la plate forme saharienne est le résultat de plusieurs phases tectoniques intenses affectant la région au cours des temps géologiques. Dans le Sahara Occidental, les mouvements de l’orogenèse hercynienne sont les principaux responsables de la déformation et de la structuration. Dans le Sahara central et Nord Oriental les mouvements hercyniens et les mouvements de l’époque mésozoïque sont tous les deux responsables de la structuration. Les principales phases tectoniques qui ont modelé la plate forme saharienne sont :

La phase panafricaine

Au cours de cette période des accidents profonds subméridiens sont provoqués par une collision continentale entre le craton Ouest africain et le bloc Est africain. Les grandes failles subméridiennes ont joué un rôle important dans la structuration et la sédimentation de la plate forme saharienne. Cette phase prend fin au cours du Cambrien et elle sera suivie d’une érosion intense.

La phase calédonienne

La phase distensive du Cambro-Ordovicien

Cette phase est matérialisée par une variation d’épaisseur et de faciès des séries Cambro-Ordoviciennes et la venue importante de roches volcaniques à la faveur d’une distension importante. Celle-ci est à l’origine de l’étirement de la croûte continentale, elle est accompagnée d’une subsidence tectonique et thermique.
A la fin de cette phase et après avoir hérité des phases précédentes, les grandes lignes des futurs bassins de la plate forme saharienne sont bien mises en évidence.

Phase de compression taconique (Caradoc)

Nous assistons dans cette phase à un changement de contraintes qui sont à l’origine de nouveaux mouvements compressifs. Cette situation se matérialise par la formation de plis à axes Nord-Sud le long des accidents majeurs qui sont accompagnés par des soulèvements régionaux.

Phase calédonienne tardive

Vers la fin du Silurien et le début du Dévonien, l’équilibre est à nouveau rompu par un important apport de matériel détritique provenant du Sud-Est, cette phase est caractérisée par des variations d’épaisseurs et de faciès le long des axes structuraux majeurs.

La phase hercynienne

La phase hercynienne semble avoir engendré les plus importants mouvements qu’a connu la plate forme saharienne. Elle est à l’origine des principales déformations (failles, flexures, grabens et horsts). Le cycle orogénique hercynien est caractérisé par deux principales phases ;

La phase précoce

Les mouvements précoces d’âge Viséen semblent être responsables des bombements de type compressifs de l’Ougarta. Ils se sont manifestés par les plis allongés de direction (NW-SE) accompagnés par des failles inverses de même direction.

La phase tardive

Les mouvements sont survenus à la fin du Carbonifère, ils ont provoqué l’arrêt de la sédimentation. Après des déformations intenses, une importante érosion des séries paléozoïques, qui se trouvaient dans les zones hautes, a eu lieu à la fin de la phase hercynienne.
La discordance hercynienne est matérialisée par une surface d’érosion qui sépare les séries paléozoïques des séries mésozoïques.

La phase post-hercynienne

A la fin du Trias et vers le début du Jurassique d’autres phases de plissement, plus limitées, sont marquées par une tectonique distensive, matérialisée par une variation d’épaisseur et de faciès de part et d’autre des accidents NW-SE, NE-SW et des manifestations volcaniques le long de ces failles.

La phase Autrichienne

Au Crétacé inférieur, la phase Autrichienne est caractérisée par une tectonique compressive qui est à l’origine d’une reprise des failles inverses préexistantes et la création d’autres failles inverses de direction Nord-Sud.
Au Tertiaire, durant le Sénonien et l’Eocène, les failles de direction NE-SW se sont réactivées durant la phase de compression Pyrénéenne.

Interprétation des coupes géologiques

Les coupes géologiques orientées Nord – Sud (fig. 12), Nord Est – Sud Ouest (fig. 13) et Nord Ouest – Sud Est (fig. 14) ont pour objectif, d’une part d’établir une corrélation lithologique du sous sol et d’autre part d’identifier l’extension géographique ainsi que l’épaisseur utile de la nappe phréatique de la région.
Coupe 1 (fig.12) : D’après cette coupe orientée Nord-Sud, faite sur la base des coupes des forages, nous remarquons que l’épaisseur des formations Mio-pliocènes constituées par des argiles sableuses, de sable et de calcaire, diminue du Nord vers le Sud. Quant au Quaternaire, il correspond à des formations sableuses qui sont parfaitement absentes au Nord, mais s’épaississent vers le Sud. Ce manque ne peut être expliqué que par l’effet d’une érosion éolienne, (Forages H12.32 et H12.23). L’Eocène inférieur n’apparaît qu’au Nord vu sa grande profondeur. Coupe 2 (fig.13) : En allant de la région dite Merzaka vers Ourmes, nous remarquons au niveau du forage (H12.52) l’absence du Quaternaire, ceci ne peut être expliqué que par l’effet d’une érosion éolienne, de plus, son épaisseur change d’une région à l’autre, par exemple, au niveau du forage H12.540 l’épaisseur présente presque la moitié de celle de H12.84. Tandis que les formations Mio-pliocènes sont caractérisées par une épaisseur considérable, plus de 200 m. Cette dernière devient régulière sur tout le reste de la région.
Coupe 3 (fig.14) : Cette coupe est différente des autres, surtout du point de vue « biseautage », qui résulte d’un évènement paléogéographique. Cette situation est bien visible dans les quatre premiers forages. Quant aux formations quaternaires, nous constatons que leur épaisseur est plus importante au Nord –Ouest qu’au Sud –Est.

Table des matières

Introduction générale
Chapitre I : Situation géographique
1. Situation géographique
2. Evolution de la population
3. Le cadre socioéconomique
4. Aperçu pédologique
5. Développement agricole
2. Le relief de la région
7. La topographie de la région d’étude
8. Conclusion
Chapitre II : Etude géologique
1. Introduction
2. Géologie régionale
2.1. La structure synclinale du Bas Sahara
2.1.1. La sédimentation continentale
2.1.2. La sédimentation laguno-marine
2.1.3. L’orogenèse atlasique et ses conséquences
2.1.4. La mise en place du tertiaire continentale
3. Géologie locale
4. Stratigraphie
4.1. Formation de l’ère Secondaire
4.1.1. Le Crétacé
4.2. Le Tertiaire
4.3. Quaternaire
5. Evolution tectonique
5.1. La phase panafricaine
5.2. La phase calédonienne
5.2.1. La phase distensive du Cambro-Ordovicien
5.2.2. Phase de compression taconique (Caradoc)
5.2.3. Phase calédonienne tardive
5.3. La phase hercynienne
5.3. 1. La phase précoce
5.3. 2. La phase tardive
5.4. La phase post-hercynienne
5.5. La phase Autrichienne
6. Interprétation des coupes géologiques
7. Conclusion
Chapitre III : Etude Géophysique
1. Introduction
2. Mesure de la résistivité du sous-sol
3. Sondage électrique
4. Exécutions des mesures
5. Théorie d’interprétation des sondages électriques
5.1. La méthode de superposition à l’aide des abaques
5.2. La méthode de HUMMEL dite aussi de réduction (Partial Curve Matching)
5.3. La méthode comparative à l’ordinateur
6. Représentation des résultats
6.1. Carte de résistivité apparente pour différents AB
6.2. Carte du toit du substratum
6.3. Coupes géoéléctriques
7. L’objectif de l’étude
8. L’exécution des mesures
9. Présentation et analyse des résultats
9.1. Echelle des résistivités
9.1.1. Le sondage électrique vertical 15 et le forage P56
9.1.2. Le sondage électrique vertical 131 et le forage P51
9.1.3. Le sondage électrique vertical 76 et le forage P43
9.1.4. Le sondage électrique vertical 104 et le forage P44
9.1.5. Le forage P46 et le sondage électrique 30
9.2. Les coupes géoélectriques
9.2.1. Coupe géoélectrique à travers le profil A
9.2.2. Coupe géoélectrique à travers le profil B
9.2.3. Coupe géoélectrique à travers le profil C
9.2.4. Coupe géoélectrique à travers le profil D
9.2.5. Coupe géoélectrique à travers le profil E
9.2.6. Coupe géoélectrique à travers le profil F
9.2.7. Coupe géoélectrique à travers le profil G
9.2.8. Coupe géoélectrique à travers le profil H
9.2.9. Coupe géoélectrique à travers le profil I
9.3. Commentaire de la carte du substratum argileux
10. Conclusion
Chapitre IV : Etude climatique
1. Introduction
2. Les précipitations
2.1. Répartition interannuelle des précipitations
2.2. Répartition moyenne mensuelle
2.2.1. Période 1913-1953
2.2.2. Période 1976-2008
2.3. Répartitions saisonnières des précipitations
3. La température
3.1. Période 1913-1938 d’après Seltzer, 1946
3.2. Période 1976-2008
4. Le climat de la région
4.1. Indice de De. Martonne
4.2. Le climat – gramme de L. Emberger
4.3. Méthode de H. Gaussen et F. Bagnouls
4.4. Méthode d’Euverte
5. Bilan hydrique
5.1. Calcul de l’évapotranspiration potentielle (ETP)
5.2. Evapotranspiration réelle (ETR) ou déficit d’écoulement (De)
5.2.1. Formule de TURC
5.2.2. Méthode de WUNDT
5.2.3. Formule de COUTAGNE
6. L’humidité relative de l’air
7. La durée d’insolation
8. Le vent
9. Conclusion
Chapitre V : Etude hydrogéologique
1. Introduction
2. Cadre hydrogéologique
2.1. Le Continental Intercalaire (BARREMO-ALBIEN)
2.2. Complexe Terminal (PONTIEN)
2.3. Nappe Phréatique
3. Aperçu historique
4. Etablissement et interprétation des cartes piézométriques
4.1. Interprétation des cartes piézométriques
4.2. Variation du niveau piézométrique entre Février 1993 et Avril 2002
4.3. Variation du niveau piézométrique entre Avril 2001 et Avril 2002
5. Interprétation de la carte de perméabilité
6. Profils de variation de la surface piézométtrique
7. Essais de pompage
7.1. Débits Spécifiques
7.2. Transmissivité et perméabilité
7.3. Porosité efficace ne
8. Conclusion
Chapitre VI : Détermination des paramètres hydrodispersifs
1. Introduction
2. Analyse théorique
2.1. Notion concernant le milieu poreux
2.2. Physique des transferts
2.2.1. La convection
2.2.2. La loi de Darcy
2.2.3. Porosité cinématique
2.2.4. Vitesse effective
2.2.5. Dispersion
2.2.6. Dispersion longitudinale
2.2.7. Dispersion transversale
2.3. Echanges
2.3.1. Adsorption Désorption
2.3.2. Echanges eau libre-eau liée
3. Manipulation
4. Détermination graphique des paramètres hydrodispersifs
5. Conclusion
Chapitre VII : Etude hydrochimique de la vallée du Souf
1. Introduction
2. Les faciès chimiques
2.1. Formule caractéristique de STABLER
2.2. Diagramme de Piper
3. Paramètres physiques
3.1. La température
3.2. Le pH..
3.3. Cartes de conductivité
4. Cartographie hydrochimique
4.1. Cartes d’inventaire
4.2. Cartes de calcium
4.3. Carte du magnésium
4.4. Carte de sodium
4.5. Carte du chlorure
4.6. Carte du sulfate
4.7. Cartes des concentrations des Nitrates (mars 1993, mars 1998, mars 2000 et avril 2002)
4.8. Carte de résidu sec
5. Variation des concentrations des nitrates entre mars 1993 et mvril 2002
6. Relation entre la conductivité et le résidu sec
7. Variation de la conductivité entre Mars 1993 et Avril 2002
8. Etude des rapports caractéristiques et origine des éléments dominants
8.1. Origine des éléments Na+ et Cl-
8.2. Origine du calcium
8.3. Le rapport r Ca++ / r Mg++
9. Indice d’échange de base (ieb)
10. Qualité chimique des eaux
10.1. Potabilité des eaux
10.1.1. Selon l’OMS
10.1.2. Normes selon le degré hydrométrique total (DHT)
11. Aptitudes des eaux à l’irrigation
11.1. La salinité
11.2. Eaux peu salées
11.3. Eaux à forte teneur en sodium
12. Conclusion
Chapitre VIII : Etude de la pollution dans la zone du rejet
1. Introduction
2. Matériels et Méthodes
2.1. Prélèvements
2.2. Paramètres mesurés in-situ
2.3. Analyse des éléments chimiques
3. Résultats et discussion
3.1. Les paramètres physico-chimiques (mesure in situ)
3.1.1. Le potentiel d’hydrogène (pH)
3.1.2. Conductivité électrique
3.2. Les éléments de la pollution
3.2.1. Les éléments majeurs
3.2.1.1. Calcium (Ca++)
3.2.1.2. Magnésium (Mg++)
3.2.1.3. Chlorure (Cl-) et Sodium (Na+)
3.2.1.4. Potassium (K+)
3.2.1.5. Sulfates (SO4 – -)
3.2.1.6. Bicarbonates (HCO3 -)
3.2.2. Cycle de l’azote
3.2.2.1. Ammonium NH4 +
3.2.2.2. Nitrites NO2 –
3.2.2.2. Nitrates NO3 –
3.2.3. Les éléments mineurs naturels
4.2.3.1. Phosphate PO43-
3.2.4. Les paramètres de pollution organique
3.2.4.1. Les matières en suspensions (MES)
3.3.4.2. La demande biochimique en oxygène (DBO5)
4. Faciès chimique des eaux
5. Origine des éléments chimiques
5.1. Les éléments Ca2+, HCO3 – et SO42-
5.2. Les éléments Na+ et Cl-
5.3. Les éléments HCO3 -, Cl- et SO42-
5.4. Les éléments Cl- et SO42-
6. Analyse en composantes principales (ACP)
6.1. Principe
6.2. Résultats et interprétations
7. Etablissement de la carte de l’indice de la pollution organique (IPO)
7.1. La composition chimique globale
7.2. Les indicateurs géologiques
7.3. Les indicateurs de pollution organique
8. Interprétation des cartes de l’indice de la pollution organique
9. Les indicateurs d’eutrophisation
10. Conclusion

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