Etude des dinoflagellés de la série mio-pliocène du Télégraphe de Sidi Brahim

Dès la fin du 18ème siècle, le Bassin du Bas de Chélif a fait l’objet de plusieurs travaux de synthèse (POMEL, 1892 ; ANDERSON, 1936 ; PERRODON, 1957) dans lesquels ont été exposés les résultats des premières reconnaissances géologiques et les grands traits de sa paléogéographie. Par la suite, d’autres recherches ont abordé son évolution géodynamique, sédimentologique et paléogéographique (DELTEIL 1974 ; FENET ; 1975 ; GUARDIA, 1975 ; THOMAS ,1985 ; NEURDIN-TRESCARTES, 1992) .

Plus récemment, d’autre travaux, plus spécialisés, ont été entrepris dans cette partie de l’Algérie pour affiner le cadre biostratigraphique et paléoécologique, à partir des foraminifères (BELKEBIR, 1986), des diatomées (MANSOUR, 1991, 2004), des pollens (CHIKHI, 1992a, 1992b) et des nannofossiles (MANSOURI, 2001).

Situation générale de la région étudiée
La région d’étude concerne la marge septentrionale du Bassin du Bas Chélif qui se présente comme une gouttière orientée ENE-WEW, longue de 300 km et 100 km de large (THOMAS, 1985). Il est limité, d’Ouest en Est, par deux grandes lignes de reliefs   :
– au Nord, les massifs du Murdjajo, d’Arzew et du Dahra ;
– au Sud, les Monts de Tessala, de Ouled Ali, des Beni Chougrane et de l’Ouarsenis.

Situation du secteur d’étude
Le secteur du Télégraphe de Sidi Brahim, objet de notre étude, se situe dans la partie sudoccidentale du massif du Dahra. Ce massif forme une chaîne de montagne d’orientation parallèle (NE-SW) à la côte  . Il est distant de 40 km à l’Est de la ville de Mostaganem et caractérisé à son sommet par la présence de vestiges d’un télégraphe turc.

Le Bassin du Bas Chélif correspond au sillon médian de DELFAUD et al. (1973) .

Il s’insère dans le vaste bassin synorogénique, intramontagneux du Chélif (THOMAS, 1985), partie intégrante des bassins néogènes sublittoraux de l’Algérie nord-occidentale. Il est occupé par une importante sédimentation néogène remarquable par sa diversité sédimentaire, ses passages latéraux de faciès et ses variations d’épaisseur (ANDERSON, 1933 ; SN Repal, 1952 ; GOURINARD, 1958 ; PERRODON, 1957 ; ROUCHY, 1982 ; THOMAS, 1985 ; NEURDINTRESCART, 1992 ; BELKEBIR et al., 1996 ; BESSEDIK et al., 2002 ; BELKEBIR et al., 2008).

Ce bassin est issu des dernières étapes de l’orogenèse alpine (PERRODON, 1957). Il est généralement subdivisé en deux cycles sédimentaires (PERRODON, 1957): un cycle miocène et un cycle pliocène. Le premier cycle est lui même subdivisé en deux étages :

– Un Miocène inférieur (Burdigalien) transgressif et discontinu sur le substratum crétacé, matérialisé par des conglomérats, des grès et des marnes bleues. Il correspond à la Mégaséquence I de DELFAUD et al. (1973).

– Un Miocène supérieur (Vindobonien) marqué par une nouvelle transgression, correspondant au deuxième cycle post nappes (DELTEIL ,1974; FENET ,1975; GUARDIA, 1975; BELKEBIR et BESSEDIK, 1991). Ce cycle est représenté par la Mégaséquence II de DELFAUD et al. (1973).

Le Miocène supérieur occupe presque tout le Bassin du Bas Chélif. Les dépôts y sont transgressifs et discordants sur les terrains antérieurs (BELKEBIR et al., 1996). Il est cadré par deux importantes discontinuités, bien observées sur les marges nord et sud du bassin. La première correspond à une transgression progressive d’âge tortonien, la seconde coïncide avec la base de la transgression du cycle pliocène (BELKEBIR et al., 2002).

Ce cycle débute par une sédimentation détritique (conglomérats et grès) qui passe vers le centre du bassin à des marnes bleues s.s. Ces dépôts constituent la première phase transgressive du cycle eustatique de BELKEBIR et al. (1996), achevé par la limite N16/N17 (Tortonien supérieur). La seconde phase est marquée par une nouvelle pulsation marine (BELKEBIR et al., 1996 ; BESSEDIK et al., 1997).

Au Messinien, se manifeste une sédimentation diatomitique prenant place au centre du bassin (milieu profond) ; sur les marges et hauts-fonds, s’installent des plates formes carbonatées à algues  et coraux (PERRODON, 1957 ; GOURINARD, 1958 ; ROUCHY, 1982 ; SAINT MARTIN, 1987, 1990 ; SAINT MARTIN et al., 1992 ; CORNEE et al., 1994). Les formations coralliennes connaissent leur maximum de développement et tendent à isoler le bassin de la mer ouverte en le conduisant à des conditions de plus en plus difficiles et l’installation d’une sédimentation évaporitique et gypsifère (ROUCHY, 1982 ; ROUCHY et al., 2007).

La formation gypseuse est constituée par des couches de gypses bien développés à la base et des marnes gypseuses au sommet. Son épaisseur peut atteindre 300 m au centre du bassin (PERRODON, 1957). En direction des marges, ces dépôts peuvent disparaître en biseau laissant la place à des calcaires récifaux, bien développés dans les Monts de Béni-Chougrane, des Tessala et du Murdjadjo (SAINT MARTIN, 1987, 1990 ; MOISSETTE, 1988).

Postérieurement à ces dépôts, se met en place une sédimentation dite « post-gypseuse » ou « post-évaporitique » (ROUCHY ,1982 ; ROUCHY et al., 2007) encore mal connue, Celle-ci est représentée dans la partie orientale du bassin par une épaisse formation marneuse (ROUCHY, 1982), qui semble correspondre à l’épisode Lago Mare de ROUCHY et al. (2007).