2.1. Les formations anté-nappes :
- Le Trias :
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.
- Le Jurassique :
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 :
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 1er
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)
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