Géologie de l'Algérie et du Sud

<

Géologie de l'Algérie



Contribution de SONATRACH Division Exploration, Centre de Recherche et Développement et

Division Petroleum Engineering et Développement Geology of Algeria

Contribution from SONATRACH Exploration Division, Research and Development Centre and Petroleum Engineering and Development Division

H. Askri, A. Belmecheri, B. Benrabah, A. Boudjema, K. Boumendjel, M. Daoudi, M. Drid,
T. Ghalem, A. M. Docca, H. Ghandriche, A. Ghomari, N. Guellati, M. Khennous,
R. Lounici, H. Naili, D. Takherist, M. Terkmani.

INTRODUCTION

Les limites naturelles de l'Algérie sont la Mer Méditerranée au nord (1200 km de côte), le Maroc à l'ouest, la Tunisie et la Libye à l'est, la Mauritanie et le Sahara Occidental au sudouest et finalement le Mali et le Niger au sud (Fig. 1). Le méridien
d'origine (Greenwich) passe à proximité de Mostaganem.
Par sa superficie (2 381 741 km2), l'Algérie est après le Soudan, le deuxième plus grand pays d'Afrique et du monde arabe.
Les distances y sont très grandes, environ 2000 km de la côte méditerranéenne au massif du Hoggar et 1800 km d'In Amenas à l'est jusqu' à Tindouf à l'ouest .

MORPHOLOGIE

Le pays comprend quatre grands domaines du nord au sud:
• l'Atlas tellien (ou le Tell), constitué de reliefs escarpés et de plaines littorales dont les plus riches d'Algérie sont la Mitidja au centre, le Chelif à l'ouest et le Seybouse à l'est;
• les Hauts Plateaux;
• l'Atlas saharien forme une longue suite de reliefs orientés NE-SO s'étendant de la frontière marocaine à celle de la Tunisie;
• le Sahara, qui recèle l'essentiel des ressources en hydrocarbures, est un désert formé de grandes étendues de dunes (Erg Oriental et Erg Occidental), de plaines caillouteuses (regs) et parsemé d'oasis, qui sont autant de centres urbains comme El Oued, Ghardaïa et Djanet (Ph. 1). Le massif des Eglab à l'ouest et le massif du Hoggar à l'est forment, pratiquement, la limite méridionale du Sahara algérien.

ASPECTS STRUCTURAUX

L'Algérie est divisée en deux unités tectoniques majeures séparées par la faille sud-atlasique (Fig. 2):
• le Nord de l'Algérie portant l'empreinte de la tectonique alpine;
•la plate-forme saharienne, relativement stable, où la tectonique est moins prononcée

LE NORD DE L'ALGERIE

Le Nord de l'Algérie est délimité par les éléments suivants:
• au sud, l'Atlas saharien, une chaîne de montagnes d'origine alpine;
• au centre, des plate-formes comme la Méséta oranaise à l'ouest et le môle d'Ain Regada à l'est;
• dans la partie septentrionale, l'Atlas tellien est une zone complexe constituée de nappes mises en place au Miocène inférieur. Des bassins néogènes tardifs comme le Chélif et le Hodna se sont installés sur ces nappes

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Elle est constituée d'un socle précambrien recouvert de sédiments phanérozoïques transgressifs. Différents éléments tectoniques délimitent des bassins sédimentaires dans lesquels la lithostratigraphie est plus ou moins complète.

LES PROVINCES PETROLIERES

Du point de vue pétrolier, on distingue quatre provinces plus ou moins matures:
• le Sahara Est, à gisements connus d'huile et de gaz, recèle encore un bon potentiel de découvertes;
• le Sahara Central, considéré comme gazéifère (gisements d'importance variable) mais où de récentes découvertes d'huile permettent d'espérer d'autres développements;
• le Sahara Ouest est surtout considéré à gaz, mais ses ressources demeurent pratiquement inconnues;
• dans le Nord de l'Algérie, malgré des découvertes d'huile et de gaz de petite taille, le potentiel pétrolier n'a pas encore été révélé du fait d'une géologie complexe.

CADRE GEOLOGIQUE

L'histoire géologique des bassins sédimentaires algériens (Fig. 3) s'inscrit dans le processus de géodynamique globale de la tectonique des plaques qui a structuré l'Algérie en deux domaines:
• au nord, l'Algérie alpine;
• au sud, la Plate-forme saharienne.

ALGERIE ALPINE

Le domaine septentrional est constitué de reliefs jeunes, modelés au cours du Tertiaire par les mouvements alpins.
L'Algérie alpine est composée des ensembles structuro-sédimentaires suivants, du nord au sud:
• le plateau continental algérien réduit, à dépôts tertiaires et quaternaires (1000 à 3500 m), repose sur un socle étamorphique.
L'objectif pétrolier principal est le Mio-Pliocène;
• l'Atlas tellien est le domaine des nappes, avec des bassins de type intramontagneux (ex. bassin du Chélif), dont la série sédimentaire s'étend du Jurassique au Miocène. Plusieurs gisements d'intérêt variable y sont connus: Ain Zeft, Tliouanet, Oued Guettirini. Les objectifs pétroliers principaux sont le Crétacé moyen, le Miocène et l'Eocène allochtone;
• le Hodna est un bassin d'avant-fosse dont la séquence de remplissage débute par des dépôts continentaux d'âge Eocène et Oligocène et se poursuit par un Miocène marin.

L'objectif pétrolier principal est l'Eocène;
• les hauts plateaux, avant-pays alpin, à couverture sédimentaire réduite, où les processus locaux de distension ont permis la formation de bassins intramontagneux comme ceux de Telagh et de Tiaret. L'objectif pétrolier principal est le Lias;
• l'Atlas saharien est né d'un long sillon subsident pincé entre les hauts plateaux et la Plate-forme Saharienne. Au Mésozoïque, ce sillon fut comblé par une puissante série sédimentaire (7000 à 9000 m). Durant le Tertiaire, une tectonique compressive réactive les structures extensives antérieures en failles et structures inverses aboutissant à la formation de cette chaîne montagneuse. L'objectif pétrolier principal est le Jurassique.
• les bassins du Chott Melrhir dans le SE constantinois, structurés au Tertiaire, à remplissage crétacé (5000 m), ont engendré et accumulé des hydrocarbures principalement dans le Crétacé (Djebel Onk, Rass Toumb, Guerguet El Kihal Nord).

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Elle est située au sud de l'Algérie alpine et appartient au Craton Nord Africain. Elle comprend un socle précambrien sur lequel repose en discordance une puissante couverture sédimentaire, structurée au Paléozoïque en plusieurs bassins séparés par des zones hautes. On distingue d'ouest en est:
• les bassins de Tindouf et de Reggane situés sur les bordures nord et nord-est du bouclier Reguibat. La couverture sédimentaire
atteindrait 8000m dans le bassin de Tindouf et 6500 m dans celui de Reggane. Dans cette zone peu explorée, les formations paléozoïques pourraient se révéler à hydrocarbures liquides et gazeux;
• le bassin de Béchar limité au nord par le Haut Atlas, au sud et à l'ouest par la chaîne d'Ougarta. Sa couverture sédimentaire atteindrait 8000 m. Les réservoirs se trouvent dans le détritique paléozoïque inférieur et les récifs carbonifères;
• le bassin d'Ahnet-Timimoun limité au nord par le haut fond d'Oued Namous, à l'ouest par la chaîne d'Ougarta, au sud par le bouclier Touareg et à l'est par la dorsale d'Idjerane-Mzab. La couverture serait en moyenne de 4000 m. Dans le Sud, les réservoirs ordoviciens et dévoniens inférieurs sont gazéifères. Au nord, dans la cuvette de Sbaa, de l'huile a été découverte dans la totalité du Paléozoïque;
• les bassins du Mouydir et de l'Aguemour-Oued Mya sont limités à l'ouest par la dorsale d'Idjerane-Mzab et à l'est par la dorsale Amguid-El Biod. Au sud, les sédiments paléozoïques affleurent dans le Mouydir. Au nord, dans la dépression
d'Aguemour-Oued Mya, comblée par une puissante série paléozoïque et méso-cénozoique (5000m à Oued Mya), d'importants gisements ont été mis en évidence dans le Cambrien (Hassi Messaoud) et le Trias (Hassi Rmel);
• la synéclise d'Illizi-Ghadamès est limitée à l'ouest par la dorsale d'Amguid-El Biod et à l'est par le môle de Tihemboka et les confins tuniso-libyens. Dans le bassin de Ghadamès, la couverture sédimentaire (supérieure à 6000 m), renferme des gisements d'hydrocarbures dans le Paléozoïque et le Trias.

EVOLUTION GEODYNAMIQUE

La formation des chaînes alpines méditerranéennes y compris le tronçon algérien de cette chaîne est liée à la rotation de l'Afrique par rapport à l'Eurasie.
Cette rotation est une lente dérive des deux continents l'un vers l'autre (Fig. 4). Les stades initiaux de cette convergence, décelés dès le Jurassique inférieur, ne se sont clairement manifestés qu'à partir du Jurassique supérieur (150 Ma.).
La tectonique est celle de la collision Afrique-Europe. La chaîne alpine algérienne, qui demeure adossée à la frange nord du bloc méridional, est née de cette collision.
Bien que le début des mouvements de dérive de l'Afrique par rapport à l'Europe ne soit considéré comme net qu'à partir du Malm, l'initialisation des phénomènes date du Lias (180 Ma). Ils sont associés à l'ouverture de l'Atlantique Nord.
Schématiquement, cette ouverture s'opère du sud vers le nord et engendre un certain nombre de phénomènes dont les effets sur l'Algérie peuvent se résumer comme suit:

JURASSIQUE
Pendant le Jurassique (180 à 140 Ma), au sud de l'actuelle zone de fractures Açores-Gibraltar, l'Afrique et les blocs continentaux
qui lui sont rattachés se séparent du bloc Amérique du Nord-Europe (Fig. 5a).

L'orientation générale de l'Atlantique est N-S tandis que la future zone alpine méditerranéenne prend une direction E-O. Cette direction est déterminée par le mouvement relatif de l'Afrique par rapport
à l'Europe. Ce mouvement, de composante coulissante sénestre, persiste jusqu'au Crétacé supérieur.
CRETACE
Au Crétacé inférieur, l'Espagne, agissant comme un coin opposé au coulissage, se sépare du bloc Amérique-Europe. La dérive de l'Espagne est responsable de la phase de compression fini jurassique-éocrétacée dont témoignent les plissements rencontrés dans le Moyen Atlas. Au cours du Crétacé, on assiste, par suite de l'ouverture du bassin de l'Atlantique Nord (Fig. 5b), à la diminution du coulissage sénestre.
L'ouverture aurait provoqué l'annulation de la composante sénestre du mouvement et même son "inversion". La composante de convergence des deux continents, demeurée au second plan au Crétacé, devient prépondérante lors de l'annulation des coulissages au Crétacé terminal.

TERTIAIRE

Au cours du Tertiaire, on enregistre un certain nombre de rémissions et reprises de convergence, alternées de phases plus ou moins distensives.
A partir de l'Eocène, l'essentiel de l'Europe de l'Ouest est stabilisé dans une forme proche de l'actuel. Il ne subsisterait, en Méditerranée occidentale, aucune zone de subduction active et le front de collision s'étend de l'ouest, depuis les Pyrénées sur toute sa longueur vers l'est. Ce sont les zones de faiblesse lithosphèrique, principalement les zones des déformations crétacées, qui absorbent les effets de la collision. Cette compression généralisée provoque des déformations sur le bloc européen et sur l'Afrique nord-continentale.
A l'Oligocène (Fig. 6a), comme conséquence de la conjugaison de l'ouverture nord atlantique, à l'ouest, et de la collision Afrique-Europe orientale, à l'est, les régions ouest méditerranéennes sont soumises à un régime tectonique général de distension. Celui-ci est responsable des grands systèmes de grabens intracontinentaux affectant toute l'Europe de l'Espagne à la Mer du Nord.
Le Mio-Pliocène voit la reprise de la convergence Afrique- Europe, impliquant la reprise des déformations tectoniques en Méditerranée occidentale.
Au niveau de la ligne Açores-Gibraltar, la convergence a une composante sénestre qui se manifeste d'une part en activant des points locaux de subduction et d'autre part, en générant une tectonique intracontinentale au niveau des Pyrénées, de la Chaîne Ibérique et du Haut Atlas. En fin de cycle, les contraintes d'écrasement engendrent les grandes nappes comme celles à vergence sud de l'Atlas Tellien surtout développées entre El Asnam et Annaba.

PLIOCENE ET QUATERNAIRE

La fin Pliocène et le Quaternaire (Fig. 6b) sont des époques de stabilité relative.

LE SUBSTRATUM

L'âge, la nature et l'architecture du substratum des bassins algériens sont en général peu connus. Leur étude est faite à partir du forage, de la géophysique et de la géologie de surface du Hoggar.

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Dans les bassins sahariens, à couverture sédimentaire d'âge paléozoïque ou plus récent, le substratum n'a été reconnu que par de rares sondages, notamment dans les régions d'Illizi et de l'Ahnet. Il semble être de même nature et de même âge que celui affleurant au Hoggar.
Au Hoggar, le socle est d'âge panafricain (600 Ma) et associé à la chaîne Panafricaine. Celle-ci est interprétée comme une chaîne de collision entre un craton stable et rigide à l'ouest, le Craton Ouest Africain, et une zone mobile, véritable marge active à l'est. La suture entre ces deux blocs est représentée par un contact net entre les métasédiments du Craton Ouest Africain, d'âge Protérozoïque supérieur et les gneiss panafricains. Ceux-ci se sont formés à partir de roches plutovolcaniques et de socle remanié. Ces métasédiments reposent sur un socle éburnéen plus ancien (2 Ga). Cette suture, définie par gravimétrie, passerait sous l'axe du bassin de Reggane et à la limite NO du bassin de Tindouf. Plus au sud, la présence de matériel profond tel des basaltes, des gabbros, des harzburgites, etc., témoignerait de l'existence d'un domaine océanique anté-collision. Au Hoggar, la chaîne Panafricaine est affectée par d'importants accidents subméridiens, délimitant les domaines structuraux suivants (Fig. 7):
• à l'ouest la Chaîne Pharusienne est divisée en deux branches.
La branche occidentale, socle éburnéen, est formée de divers granites injectant une série plus ancienne. Ce socle est surmonté de deux séries volcano-détritiques, la série verte et la série pourprée. Elles représentent la molasse de la chaîne.
La branche orientale est un vaste fossé de grauwackes et de pélites, injecté d'andésites, où l'on observe un important développement de granites;
• le Hoggar Central Polycyclique, est essentiellement composé de granulites et de gneiss, provenant d'un socle prépanafricain réactivé et injecté par d'importants volumes de granites syn-orogéniques;
• le Hoggar Oriental-Ténéré, stabilisé vers 725 Ma, développe sur sa marge occidentale une chaîne linéaire intracontinentale (chaîne de Tiririne).

D'après la gravimétrie, la sismique et le forage, cette organisation subméridienne, notamment les accidents majeurs délimitant les blocs crustaux de nature distincte, se prolongerait au nord sous les bassins sahariens. Ainsi, sous la couverture paléozoïque, le substratum serait des types suivants:
• pharusien occidental, sous les bassins de l'Ahnet-Timimoun;
• pharusien oriental, sous Mouydir-Oued Mya;
• Hoggar Central, sous Amguid-El Biod;
• Hoggar Oriental, sous Illizi-Ghadamès.
Il est difficile de prévoir l'extension au nord de ces éléments.
Vers la zone des voûtes Allal-Tilrhemt, un socle de nature rhyolitique a été rencontré par forage en quelques points.
Sous le bassin de Tindouf et de Reggane, situés sur le Craton Ouest Africain, on note l'existence d'épaisses séries volcano-détritiques (6000 à 10 000 m), comblant des fossés précambriens.

Le substratum pourrait être de même âge et nature que celui des Eglab. La morphologie de ce socle, illustrée par la carte en isobathes proche du mur du Paléozoïque (Fig. 8), est connue grâce à la sismique et aux forages.

LE NORD DE L'ALGERIE

C'est un tronçon de la chaîne alpine des Maghrébides, dont la nature et la structure du substratum sont peu connues par suite de la complexité de sa géologie.
Le substratum n'a été reconnu nulle part dans l'Atlas Saharien.
La chaîne atlasique est le produit d'une inversion tectonique d'âge fini-éocène. Elle s'est édifiée sur un bassin mésozoïque très subsident (5000 à 10 000 m), structuré en blocs basculés.
D'après l'aéromagnétisme et la gravimétrie, il s'agirait d'un substratum situé sous le Mésozoïque, structuré en lanières longitudinales ENE-OSO et découpé par des accidents transverses.
Ceci implique soit l'absence de Paléozoïque, soit une nature métamorphique de celui-ci. Dans ce dernier cas, il serait semblable au socle hercynien européen.
Tout au nord, dans le domaine tellien, notamment dans les zones les plus internes de la dorsale kabyle et le massif de Jijel-Skikda, un socle indifférencié, comportant du Paléozoïque très peu métamorphique à métamorphique, schistosé et injecté de granites sécants, a été reconnu. Sa relation structurale avec le reste de la série est mal définie.
D'une manière générale, le substratum des bassins sédimentaires d'Algérie serait de nature éburnéenne au SO (Tindouf-Reggane), panafricaine sur la majorité de la Plate-forme Saharienne et probablement hercynienne au nord.

STRATIGRAPHIE

Elle s'organise en deux domaines comme ceux déjà mentionnés.
D'une part, la Plate-forme Saharienne est une région très vaste et stable qui a été modelée dès le Paléozoïque et subdivisée en trois provinces pétrolières. D'autre part, le Nord de l'Algérie, modelé au cours du Tertiaire par les mouvements alpins, compte plusieurs ensembles différents de par leurs caractères stratigraphiques.

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Les épaisseurs des séries (1000 à 8000 m), leur nature, les déformations tectoniques et la subsidence, ont modelé la Plate-forme Saharienne en un certain nombre de bassins répartis dans la province occidentale, la province orientale et la province triasique.

LA PROVINCE OCCIDENTALE

La province occidentale comprend les bassins de Béchar, Tindouf, Reggane, Ahnet, Mouydir, Timimoun et Sbaa. Ces dépressions sont à remplissage paléozoïque, Cambrien à Namurien. Le Méso-énozoïque y est peu développé (Fig. 9a). La puissance des séries varie de 3500 à 8000 m. Les bassins de Tindouf et de Reggane sont des dépressions dissymétriques situées sur les bordures N et NE du massif des Eglab. Les sédiments paléozoïques atteindraient 8000m dans le bassin de Tindouf et 6000m dans celui de Reggane.

Le bassin de Béchar est limité au nord par le Haut Atlas, au sud et à l'ouest par la chaîne de l'Ougarta et à l'est par le haut fond de Meharez. La puissance des séries est de l'ordre de 8000 m.
Le bassin de l'Ahnet-Timimoun est limité au nord par le haut fond d'Oued Namous, à l'ouest par la chaîne d'Ougarta, au sud par le bouclier Touareg et à l'est par les dorsales de Foum Belrem et du Mzab. Le bassin du Mouydir est limité à l'ouest par la dorsale de Foum Belrem et à l'est par celle d'Amguid-El Biod. La série sédimentaire peut atteindre plus de 3000 m.
LA PROVINCE TRIASIQUE
Située dans la partie septentrionale de la Plate-forme Saharienne, la province triasique est un anticlinorium de direction
E-O où les éléments majeurs suivants ont été individualisés:
• la voûte de Tilrhemt et le haut fond de Talemzane;
• le système structural de Djemâa-Touggourt;
• le système de dislocation d'El Agreb-Messaoud;
• le môle de Dahar.
Ces éléments sont séparés par des dépressions (Oued Mya) où l'on rencontre les séries types de la province triasique.
(Fig. 9b) Les dépôts paléozoïques sont souvent très érodés, aussi profondément que l'Ordovicien ou le Cambrien.
Le Mésozoïque, discordant sur le paléozoïque, est présent du Trias au Crétacé. Le Cénozoïque est représenté par une série détritique du Mio-Pliocène.

LA PROVINCE ORIENTALE

Cette province, appelée synéclise Est Algérie, se compose des bassins d'Illizi et de Ghadamès séparés par le môle d'Ahara.
La série sédimentaire type (Fig. 9c) discordante sur le Précambrien, présente tous les termes, du Cambrien à l'Actuel. Une série sableuse d'âge Mio-pliocène recouvre localement les formations terminales du Mésozoïque.
Enfin le Quaternaire discontinu, de faible épaisseur, constitue le dernier élément de la série stratigraphique.

Bassin d'Illizi

Les sédiments paléozoïques (3000m environ) remontent à l'affleurement au sud où ils forment les Tassilis. Quant aux formations mésozoïques, elles n'affleurent qu'au centre du bassin.
Les dépôts tertiaires sont bien représentés dans le nord-ouest.

Bassin de Ghadamès

Cette dépression est un bassin intracratonique qui a conservé un remplissage sédimentaire de plus de 6000m allant du Paléozoïque à l'Actuel. Les dépôts mésozoïques se caractérisent par une série salifère localisée dans le nord et nord-est du bassin.

LITHOSTRATIGRAPHIE DE LA PLATE-FORME SAHARIENNE

La stratigraphie type de chaque province, les corrélations des séries paléozoïques mettent en évidence des variations latérales de faciès et d'importantes discontinuités (Figs. 10 et 11).

LE PALEOZOIQUE

Cambrien

Les dépôts cambriens reposent sur le socle cristallin et sont représentés par des grès et des quartzites à passées conglomératiques.
Dans la province triasique, où ils sont le mieux connus, ces dépôts constituent d'importants réservoirs, divisés en unités R3, R2, Ra et Ri. Dans les autres régions, ces dépôts sont subdivisés en unités ou formations (Fig. 10) d'épaisseur moyenne de 300 m (Hassi Messaoud).

Ordovicien

Il constitue un ensemble (500 m), allant du Trémadoc à l'Ashgill. Les coupes les plus complètes se situent dans les dépressions de l'Oued Mya et de Timimoun. Les dépôts proximaux (fluviatiles) s'agencent autour des régions émergées et forment les falaises du Tassili interne. Les dépôts marins se rencontrent au nord en subsurface et dans ce qui est devenu les Chaînes de l'Ougarta. Des traces de glaciation ont été décelées dans l'Ordovicien terminal (Fig. 10).

Silurien

Cette période est caractérisée par une sédimentation terrigène fine, argileuse en milieu marin. Cette série d'apparence homogène (environ 600 m) est représentée par des argiles noires à Graptolites et des argiles à passées gréseuses et rares bancs carbonatés. Les argiles noires sont un repère stratigraphique connu sur l'ensemble de la Plate-forme Saharienne.

Dévonien

Dévonien inférieur

Ces dépôts, essentiellement argilo-gréseux, présentent des faciès très variés:
• le Lochkovien est représenté par des sédiments argilogréseux d'une puissance maximum de 850m dans le sud ouest de la dépression de l'Oued Mya. Ils se réduisent en direction du nord-est et peuvent être absents dans le bassin d'Illizi.
• le Praguien, plus développé que le Lochkovien, est surtout gréseux à variations de faciès tant latérales que verticales.
Dans le bassin d'Illizi, il peut être discordant sur différents niveaux siluriens. Les plus fortes épaisseurs ont été enregistrées dans les régions nord de la dépression de Tindouf (340 m à 400 m) et dans la coupe type de l'Ougarta (350m à 400 m).
• l'Emsien, argilo-calcaire à gréseux, termine le Dévonien inférieur.
Dans les régions occidentales, sa limite inférieure est à la base d'un banc calcaire appelé "Muraille de Chine". Dans les régions orientales où sont définis les réservoirs gréseux F4 et F5, la limite est caractérisée palynologiquement.

Dévonien moyen et supérieur

La coupe stratigraphique du Dévonien moyen et supérieur est caractérisée par des lacunes de sédimentation. Les dépôts ont été les plus touchés par l'érosion frasnienne ou famennienne et pré-mésozoïque (Fig. 11).
Le Dévonien moyen, dont l'épaisseur varie de 100m à 250 m, est moins développé que la série précédente. Dans les régions ouest, il est à faciès argilo-carbonaté et évolue, vers l'est, à des argiles à passées marneuses et calcaires avec des bancs de grès (réservoir F3).

La coupe type du Dévonien moyen a été relevée dans les affleurements de l'Ougarta.
Le Dévonien supérieur est d'extension identique au Dévonien moyen. Dans les régions occidentales, il atteint 1700m sous un faciès argilo-carbonaté tandis que, dans les régions orientales, ses dépôts argilo-silteux n'atteignent que 900m environ. La paléontologie distingue le Frasnien, le Famennien et le Strunien. Cet étage constitue le réservoir F2.
Dans les zones hautes, il peut être érodé.

Carbonifère

Le Carbonifère correspond au cycle sédimentaire paléozoïque final. On peut l'observer dans les domaines occidentaux et orientaux, séparés par le môle d'Amguid-El Biod-Messaoud d'où les dépôts sont absents. Les faciès varient, de marin profond jusqu'à continental. De même, les épaisseurs varient de 900m à l'est pour atteindre 2800m à l'ouest. Le maximum de dépôt, 5000 m environ, se situe dans le sillon de Béchar où se trouve la coupe la plus représentative du Carbonifère. Dans les autres régions, les dépôts dépendent de l'importance de la lacune pré-mésozoïque.

LE MESOZOIQUE

Trias

Le Trias transgressif, discordant sur les formations paléozoïques, est représenté par des dépôts argilo-gréseux et lagunaires (sel et anhydrite). La série gréseuse constitue de bons réservoirs notamment dans le champ de Hassi Rmel.

Jurassique
Le Jurassique, largement développé dans la province triasique, est composé de sédiments marins et lagunaires. Il débute par un niveau dolomitique caractéristique et omniprésent, appelé horizon B.

Crétacé

Le Crétacé est présent partout sur la Plate-forme Saharienne.
Il comporte des faciès gréso-argileux à la base évoluant vers un pôle essentiellement carbonaté au sommet.

LE CENOZOIQUE

Le Cénozoïque est représenté par une série de dépôts détritiques d'environnements très différenciés et d'âge Mio-Pliocène.

LE NORD DE L'ALGERIE

Le Nord de l'Algérie s'insère dans l'évolution géologique du bassin mésogéen. L'avant pays comporte quatre ensembles paléogéographiques ou structuraux, (Figs. 12 à 15) soit:
• la Méséta oranaise;
• l'Atlas Saharien au sens large;
• le sud-est constantinois;
• le domaine tellien.
La stratigraphie du Nord de l'Algérie a été définie dans ces domaines à partir des données de terrain et de sondage.

LE PALEOZOIQUE

Il n'affleure essentiellement que dans la partie septentrionale (Monts de Ghar-Rouban, Tiffrit, Traras, Chenoua et Kabylie).
Il est constitué de gneiss, de micaschistes, de grès et de quartzites, datés par endroits (Ordovicien, Dévonien, Carbonifère, Permien).

Paléozoïque inférieur

Il existe peu de données sur le Paléozoïque inférieur. Un certain nombre d'affleurements, en petite Kabylie par exemple, montre un cristallophyllien visible sur 4000 à 5000 m. Ce socle est recouvert d'un conglomérat de base suivi de schistes à Graptolites et de calcaires à Tentaculites et Orthocères permettant d'attribuer un âge anté-silurien à ce métamorphisme.

Dévonien

Il débute par des éléments bréchiques et se poursuit par un ensemble schisto-gréseux dans lequel apparaissent des calcaires récifaux (Ghar-Rouban). Des flyschs se déposent dans les sillons.

Carbonifère
Il n'est pas présent partout. Dans le Djurdjura, il n'est connu que sous des faciès essentiellement continentaux. Dans les régions de Ghar-Rouban, de Tlemcen, etc., le Viséen est représenté par des schistes, localement des conglomérats ainsi que des séquences éruptives interstratifiées.
Les autres séries du Carbonifère semblent aussi être présentes dans le Chenoua.
LE MESOZOIQUE

Trias

Il n'est connu in situ que dans quelques forages où il consiste en une série gréseuse à la base suivie d'une puissante série évaporitique comprenant des passées calcaréo-dolomitiques et des intercalations volcaniques basiques au sommet.
En grande Kabylie, le Trias inférieur, probablement en partie Permien, est représenté par des grès rouges auxquels succèdent les calcaires du Muschelkalk, en bancs épais ou en plaquettes, eux-mêmes suivis de grès rouges parfois intercalés
de roches doléritiques.
Plus au sud, dans la région des Babors, le Muschelkalk est surmonté par les formations salifères et gypsifères du Keuper. Le régime lagunaire des Babors s'étend dans toute la zone tellienne.
A l'est, le Trias lagunaire essentiellement argilo-détritique, comprend cependant des séquences sommitales carbonatées attribuées au Muschelkak. Dans le Hodna et le Constantinois, des argiles bariolées s'intercalent dans ces mêmes séquences.
A la fin du Trias, à l'exception de quelques zones stables (Doui Zaccar, Beni Snassene, etc.), les faciès évaporitiques se généralisent.

Jurassique

Dans la majeure partie du Nord de l'Algérie, il débute par un Lias transgressif.
Lias: après l'épisode évaporitique du Trias supérieur, le caractère marin s'accentue durant le Lias. Le faciès alcaréodolomitique évolue progressivement vers les marnes du Lias supérieur. Le caractère marin du Lias s'affirme par l'apparition de calcaires dolomitiques et oolithiques indiquant un milieu ouvert aux influences pélagiques sans pour autant être très profond.
Le Lias débute par un niveau carbonaté qui coiffe les séquences évaporitiques du Keuper. En divers points de l'Atlas saharien, ce niveau est d'âge Rhétien. Dans les zones méridionales de la chaîne, Hodna et Bousaada, les dépôts essentiellement carbonatés comblent la fosse atlasique. La zone tellienne occidentale et la Plate-forme Saharienne voient la sédimentation carbonatée se poursuivre avec un
Hettangien-Sinémurien calcaire qui atteint, par endroits, 200 m. A l'Hettangien-Pliensbachien, la transgression atteint son maximum avec des calcaires à silex, des calcaires rouges à Ammonites, des calcaires à polypiers, des algues et enfin des dolomies calcaires (200 m). Au Domérien, l'Algérie est entièrement sous environnement marin. Les faciès ammonitico-rosso apparaissent dans le Djurdjura.
Dogger: il est réparti, du nord au sud, en différents domaines paléogéographiques. Le domaine kabyle à dépôts carbonatés réduits, suivi par la zone tellienne à sédimentation argilo-carbonatée relativement épaisse, par les hauts plateaux et le môle constantinois à dépôts surtout carbonatés et enfin par la fosse atlasique, à faciès argilo-gréseux dépassant souvent 2000 m d'épaisseur. Dans la partie sud des hauts plateaux oranais et de l'Atlas saharien occidental, on relève au Bajocien supérieur les traces d'une sédimentation détritique qui traduit la proximité d'une activité fluvio-deltaïque.
Malm: l'extension des faciès gréseux vers le nord montre que la régression, amorcée dans la fosse atlasique à la fin du Dogger, s'accentue. Durant cette période, s'opposent les domaines marins au nord et les domaines continentaux ou deltaïques au sud. Dans ces derniers, on relève cependant dans les hauts plateaux et la fosse atlasique, des faciès d'influence marine sous forme de sables et grès, d'argiles et de calcaires. A l'est du méridien passant par Sedrata-Laghouat, un milieu marin franc sans apport détritique persiste durant tout le Jurassique supérieur.

Crétacé

Il affleure dans l'Atlas saharien. Ses sédiments détritiques et siliceux connaîssent leur plus grand développement dans l'Atlas saharien occidental avec des épaisseurs de 1200 m.
Néocomien-Barrémien: cette période est caractérisée par une régression maximum au Barrémien avec un retrait de la mer de l'Atlas tellien, du môle constantinois et du NE de la fosse atlasique.

Les faciès présentent le plus souvent des alternances d'épisodes argilo-gréseux et de niveaux carbonatés.
Aptien: dans le Hodna et les Aurès, c'est un bref épisode marin transgressif à carbonates et récifs. Vers le sud et l'ouest, les faciès gréseux dominent et traduisent un régime fluviodeltaïque.
Cependant, dans la fosse atlasique, rien ne permet de distinguer l'Aptien de l'Albien, sauf dans la région de Laghouat où des dépôts calcaires ont été retrouvés.
Albien: deux ensembles lithologiques se distinguent. Dans l'Atlas Saharien, l'Albien gréseux à la base, évolue vers des faciès flysch vers le sud. Dans le Tell, il est représenté par un faciès argilo-gréseux et enfin dans le sud-est Constantinois, là où la transgression est déjà amorcée, l'Albien est carbonaté.
Dans l'Albien supérieur, des dépôts de marnes et de calcaires succédant aux faciès gréseux du Tell et de l'Hodna, annoncent la transgression majeure du Crétacé supérieur.
Cénomanien: après la transgression albienne, la mer se stabilise.
Dans le sud, une diminution de la tranche d'eau entraîne une sédimentation évaporitique. Ailleurs, la tendance est nettement marine. Dans l'Atlas tellien, les dépôts sont des marnes (1000m) à faune pélagique. Le Cénomanien est néritique dans les régions du Telagh et de Tiaret et carbonaté (300 à 400 m) dans les Monts du Hodna.
Turonien: à l'exception de certaines zones des hauts plateaux et du Constantinois, la mer recouvre tout le Nord de l'Algérie et le Sahara. Les faciès cénomaniens sont remplacés par des marnes à lamellibranches et échinodermes.
Sénonien: il s'agit d'une sédimentation marno-calcaire à lumachelles.
La paléogéographie précédente persiste jusqu'au Sénonien supérieur, avec un léger approfondissement marin et, à nouveau, une microfaune pélagique abondante.

LE CENOZOIQUE

Eocène

En Algérie, les formations éocènes sont très importantes tant par leurs surfaces que par leurs épaisseurs. Dans le Tell, l'Eocène comprend des marnes riches en microfaune, des calcaires et des argiles. Le Lutétien et le Thanétien sont représentés par les niveaux à nummulites classiques dans ces régions. Au sud du Hodna, l'Eocène inférieur est composé de marnes à gypse, de calcaires phosphatés et de calcaires à silex. Le Lutétien se présente sous un faciès de marnes à huîtres.

Oligocène-Miocène

Oligocène: il est caractérisé par des apports importants de matériel essentiellement gréseux.
Miocène inférieur: il est le siège d'une vaste transgression prenant en écharpe, suivant une ligne sensiblement EO, tout le domaine algérien de la région de Tlemcen à la dépression saharienne de Biskra. Il est constitué d'une épaisse série de marnes bleues (plus de 1000m) passant latéralement à des grès argileux marins. Au sein de cette immense zone immergée, s'individualisent des bassins, la Tafna, le bas et le moyen Chelif, le Hodna, les Sébaou, etc.
Miocène supérieur: la régression du Burdigalien est suivie d'une transgression progressive à l'échelle du Chelif. Le Miocène supérieur comprend des faciès divers (marnes noires ou bleues, sables, grès, calcaires, diatomites et gypse).

LE PLIOCENE ET LE QUATERNAIRE

Au Pliocène, dans le Chelif et la Mitidja la mer dépose des marnes bleues à intercalations gréseuses (1000m). Dans le reste de l'Algérie, le Pliocène est lagunaire et passe vers le haut aux formations quaternaires continentales.

EVOLUTION STRUCTURALE

L'Afrique du Nord s'est constituée par l'accrétion et la consolidation de terrains néocratonisés et anciens, repris dans de nouvelles orogenèses autour du noyau archéen de la dorsale reguibate (Figs. 16 à 18).

LA DORSALE REGUIBATE

La dorsale réguibate fait partie d'un ensemble précambrien occupant tout l'ouest africain, désigné Craton Ouest Africain.
Elle est séparée de la dorsale de Guinée par la synéclise de Taoudeni. L'ensemble est frangé à l'ouest par la chaîne varisque des Mauritanides, puis à l'est et au nord par la zone de suture panafricaine.
L'histoire de ce socle comporte plusieurs phases. Un premier épisode de métamorphisme a affecté le socle archéen vers 3 Ga. Cette phase est suivie d'une seconde vers 2,7 Ga. Au cours de l'orogenèse éburnéenne, vers 2 Ga, le socle est repris et additionné de nouveaux terrains. Enfin, ces socles, archéen et éburnéen, sont recouverts en discordance par des séries sédimentaires subtabulaires du Précambrien moyen et supérieur.

LE HOGGAR

Le Hoggar est divisé en deux grands ensembles stratigraphiques.
Le Suggarien dont le métamorphisme et l'architecture sont dûs à la phase éburnéenne (2Ga) et le Pharusien né des événements panafricains majeurs il y a 600 Ma.
La structure générale du Hoggar, grossièrement interprétée, serait une alternance de horsts et grabens délimités par des fractures subméridiennes, avec éjection latérale de blocs suivant un schéma himalayen. Ces grandes fractures joueront un rôle important au cours de la sédimentation et de la structuration paléozoïque et mésozoïque. Les principaux événements tectoniques, éburnéen (2 Ga), kibarien (1 Ga), panafricain précoce (650 Ma) et panafricain tardif (550 Ma) ont affecté à divers degrés le Hoggar. On distingue plusieurs domaines: la chaîne pharusienne occidentale divisée en deux rameaux, l'Ouest Hoggar et le Pharusien Central séparés par le môle d'In Ouazzal demeuré inerte depuis 2 Ga; le Hoggar central dont la complexité est dûe à la surimposition des événements éburnéens, kibariens et panafricains et l'est du Hoggar, domaine de la chaîne de Tiririne d'âge Panafricain tardif. Le cycle Panafricain est clos par la formation de grabens molassiques entre les grands cisaillements N-S.

HISTOIRE STRUCTURALE PALEOZOIQUE DE LA PLATE-FORME SAHARIENNE

La tectonique précambrienne et particulièrement la phase panafricaine sont à l'origine d'un grand réseau de fracturation caractérisé par des accidents sub-méridiens verticaux, soulignés par des mylonites.

Ces accidents sont interprétés comme des décrochements à rejet horizontal pouvant atteindre 100 km. Les accidents dextres sont décalés par un réseau de failles conjuguées NE-SO tandis que les sénestres sont affectés de failles NO-SE. Ce système est interprété comme résultant d'une contrainte compressive maximale horizontale orientée EO. Il s'étend du Hoggar au Nigéria et s'explique par le poinçonnement d'un bouclier est africain plastique par le Craton Ouest Africain plus rigide. Ces accidents sont au moins d'âge panafricain tardif et peut-être plus anciens.

LA DISTENSION CAMBRO-ORDOVICIENNE

La phase orogénique panafricaine, prenant fin au cours du Cambrien, est suivie d'une période d'érosion importante qui nivelle les structures et les reliefs. Il se forme une vaste pédiplaine caractérisée par un léger plongement vers le nord comme en témoigne l'homogénéité parfaite des directions de transport observées dans les dépôts sus-jacents.
Les séries cambro-ordoviciennes montrent, localement, qu'une instabilité tectonique a accompagné leur dépôt. Des variations d'épaisseur et de faciès de part et d'autre d'accidents N-S sont visibles tant en surface à Foum Belrem qu'en subsurface dans la zone orientale du môle d'El Biod. Des roches volcaniques, intercalées dans les grès du Cambrien ou les argiles trémadociennes d'El Gassi, ont été forées dans la région d'Hassi Messaoud. Des épisodes volcaniques équivalents sont signalés dans le sud-tunisien où deux niveaux de basaltes sont intercalés dans la formation argilo-gréseuse trémadocienne de Sanhar.

Ces phénomènes et, tout particulièrement l'importance des roches volcaniques, sont en faveur d'une distension non négligeable.
La subsidence initiale a créé une architecture de bassins en blocs basculés dont les apex, diversement décapés, vont être scellés par les formations marines post-rift. Ces formations, d'âge variant de l'Arenig supérieur au Llanvirnien, reposent
en discordance sur les séries antérieures et même parfois sur le socle.

LA COMPRESSION TACONIQUE (CARADOC)

La distension cambro-ordovicienne, où l'on décèle déjà les grandes lignes des futurs bassins de la Plate-forme Saharienne, est suivie d'une transgression généralisée d'âge Arénigien-Llanvirnien.
Au Caradoc, un changement de contraintes avec des mouvements compressifs le long des accidents sub-méridiens entraîne des bombements régionaux, en particulier sur les boucliers Réguibate (Eglab) et Touareg (Hoggar). Ces soulèvements entraînent une érosion atteignant le socle. On leur attribue un âge allant du Caradoc à l'Ashgill, pouvant donc correspondre à la phase de compression taconique.
A la même période, un changement climatique provoque l'installation d'une calotte glaciaire centrée sur le Sahara central.
Les dépôts sont, en effet, à caractère glaciaire et périglaciaire avec de nombreuses discordances de ravinement atteignant parfois le socle.

LA DISTENSION SILURIENNE

A la phase glaciaire succède la fonte de la calotte, et l'eustatisme engendre une transgression généralisée. Celle-ci atteint le Sahara méridional où se déposent les argiles noires à Graptolites, riches en matière organique. Des sondages ont traversé des séries volcaniques indiquant un régime distensif.

LA COMPRESSION CALEDONIENNE

Le Silurien est caractérisé par des argiles noires se chargeant progressivement de matériel détritique provenant du SE. Un certain nombre de discordances locales sont le signe avantcoureur de la phase tectonique fin Silurien et Dévonien précoce.
Le soulèvement général qu'entraîne cette phase est suivie d'une période d'érosion et de nivellement des structures.

LA DISTENSION DU DEVONIEN INFERIEUR

Le Dévonien inférieur est le siège de différents phénomènes tectono-sédimentaires.
D'une part, on observe des variations d'épaisseur et de faciès le long des axes structuraux subméridiens. D'autre part, dans les parties méridionales et orientales du Hoggar, du volcanisme est connu sous forme de coulées basiques intercalées et parfois remaniées dans la formation d'Efeimazerta.
Ces phénomènes sédimentaires et volcaniques indiquent une phase distensive d'âge Lochkovien-Praguien qui a provoqué le rejeu synsédimentaire de failles et de structures pré-existantes.

Mouvements du Dévonien moyen et supérieur

La discordance frasnienne est en fait la superposition de deux discordances. La première d'entre elles est située juste au dessus de l'Emsien, et en érode parfois la partie supérieure.
La seconde, située au mur du pic radioactif intra-Dévonien supérieur, érode les formations antérieures pour se superposer à la discordance précédente. Cette discordance est suivie d'une sédimentation transgressive marine.
Au stade actuel, il est difficile de dire si ces discordances résultent de mouvements compressifs, distensifs ou de variations eustatiques entraînant de légères érosions locales.

Mouvements post-Famenniens

La micropaléontologie met en évidence une lacune du Famennien. En effet, les bassins ouest et nord sahariens montrent, dans un dispositif en arête de poisson, un onlap général du Carbonifère sur différents termes dévoniens. Les diagraphies ont confirmé le même phénomène de discordance à la base du Carbonifère qui amène le Tournaisien supérieur en discordance sur le Dévonien anté-Famennien.

LES MOUVEMENTS HERCYNIENS

Ils sont divisés en mouvements précoces (Viséen) et majeurs (Paléozoïque terminal). Les cartes isopaques de l'ensemble
Tournaisien-Viséen inférieur du bassin d'Illizi montrent l'influence des mouvements tectoniques sur la sédimentation.
L'analyse microstructurale indique une direction de serrage N40°, compatible avec les structures NO-SE.

Mouvements hercyniens majeurs

Dans la structure d'Edjeleh et la région de Bordj Nili, l'arrêt de la sédimentation carbonifère, provoqué par la phase hercynienne majeure, est annoncé par une discordance à la base des calcaires westphaliens. La série de Tiguentourine, déposée postérieurement à cet arrêt et d'âge supposé Stéphanien, est caractérisée par des dépôts lagunaires (argiles rouges et gypses) surmontés en discordance par la série de Zarzaïtine dont la base est attribuée au Trias supérieur.
Les mouvements de cette phase ont joué un rôle majeur dans la structuration des différents bassins de la Plateforme Saharienne et dans la distribution des roches réservoirs et des roches mères. Le résultat est bien visible sur l'écorché prémésozoïque
(Fig. 3).

EVENEMENTS MESO-CENOZOIQUES SUR LA PLATE-FORME SAHARIENNE

On ne retrace ici que les grandes étapes tectoniques influençant la sédimentation et la structuration, en particulier celle du Bassin Triasique.
Avant la mise en place des premiers dépôts mésozoïques, la Plate-forme Saharienne a subi les mouvements hercyniens dont la phase majeure (post-stéphanien) correspond à une compression de direction N120°. Les effets les plus importants se situent le long des accidents NE-SO. Les grès du Cambrien de l'axe NE-SO d'El Gassi-Messaoud, actuellement situés sous la discordance hercynienne, étaient alors à l'affleurement et érodés sur environ 3000m.

Un des faits les plus marquants de ces déformations est la préservation des principales roches mères siluriennes dans les dépressions de Ghadamès et de l'Oued Mya.

LE TRIAS

Au Trias, il existe deux phénomènes. D'une part, un épaississement et des variations de faciès sont observables du SO vers le NE. Les faciès, argilo-gréseux d'origine fluviatile à réseau en tresse sur les bordures SO du bassin, passent en direction du NE à un réseau méandriforme. Plus vers le NE, dans la région d'El Borma, seule la partie basale demeure argilo-détritique, tandis qu'elle devient argilo-carbonatée en partie médiane et argilo-salifère au sommet. Ces épaississements et variations de faciès traduisent un enfoncement du bassin vers le NE. D'autre part, des variations d'épaisseur le long des failles NE-SO et, à un degré moindre, le long des failles N-S, individualisent des dépocentres orientés NE-SO. Dans la dépression de l'Oued Mya et sur l'axe Nezla-Rhourde-El Baguel, les jeux des failles NE-SO s'accompagnent de volcanisme.
Ces mouvements sont rattachés à la distension NO-SE dont le stade paroxysmal se situe à l'Hettangien. La puissance actuelle des sédiments varie de 0 à 500 m.

LE JURASSIQUE

Hettangien

A l'Hettangien, le centre du bassin s'effondre créant ainsi le sillon salifère de Dorbane rattaché à l'évolution distensive ONO-ESE mise en évidence au Trias.

Les séries, variant de 100 à 1400 m d'épaisseur, sont représentées par des évaporites où le sel est prépondérant.

Sinémurien à Malm

A quelques exceptions près, les variations d'épaisseur sur l'ensemble du bassin sont peu importantes. A la limite Lias- Dogger, un effondrement de la bordure NO du bassin se traduit par des variations de 700 à 1400 m d'épaisseur sur une distance d'environ 150 km. Les séries les plus épaisses se situent alors dans l'axe du sillon atlasique situé au NO du bassin triasique dans lequel la puissance des dépôts du Sinémurien au Malm inclus varie de 400 à 1000m.
Hormis ces restrictions, les séries sont généralement sous faciès de plate-forme épicontinentale peu profonde à sédimentation carbonatée avec localement des faciès oolithiques correspondant à des environnements de haute énergie. Les influences continentales ne se font sentir qu'au sud. Cette période a été favorable au dépôt et à la conservation des matières organiques en zones à faible énergie et au dépôt des roches réservoirs dans les zones les plus agitées. Ces deux éléments offriront la possibilité de maturation des hydrocarbures et de leur piégeage ultérieur.

LE CRETACE

Néocomien-Barrémien

Au Crétacé inférieur (Néocomien et Barrémien), les isopaques subissent un changement important. Les plus grandes variations d'épaisseur se situent dans le sud du bassin et aux flancs des failles N-S. Le long de ces failles, le Crétacé inférieur peut être totalement érodé, parfois jusqu'au Trias, comme c'est le cas sur les voûtes anticlinales. Ce type de structure résulte du jeu inverse des failles N-S par compression E-O au cours de la phase de compression autrichienne. La partie septentrionale du bassin pend vers le nord, préfigurant ainsi la dépression des Chotts qui se développera ensuite entre le bassin triasique et la partie orientale de la chaîne atlasique. Les épaisseurs résiduelles (après érosion) varient de 0 à 1100m.

Aptien

Après le nivellement généralisé suivant la compression autrichienne, une grande étendue de carbonates d'épaisseur de 0 à 40 m se dépose à l'Aptien supérieur. Cet envahissement rapide du bassin est, semble-t-il, dû à une remontée eustatique. Elle n'a cependant pas pu recouvrir l'ensemble des reliefs structuraux N-S dans le Bassin Triasique.

Albien

A l'Albien, la sédimentation est fluviatile ou deltaïque au sud avec des influences marines au nord. Du point de vue tectonique, cette période est calme avec, cependant, quelques indices de distension se traduisant localement par des jeux en faille normale.

Cénomanien

Au Cénomanien, l'influence marine devient plus importante et atteint les zones méridionales. Les dépôts des carbonates pélagiques admettent des faciès lagunaires de bordure.

Turonien

Comme en témoigne l'installation d'une vaste plate-forme carbonatée sur la majeure partie du Sahara, l'environnement devient franchement marin. Le dépôt de ces carbonates est contrôlé par les mouvements eustatiques ayant déjà débuté à l'Albien supérieur. Des indices de distension se retrouvent le long des failles ENE-OSO.

FIN CRETACE A TERTIAIRE

Durant le Sénonien et l'Eocène, les failles de direction NE-SO sont réactivées par la phase de compression pyrénéenne et jouent un rôle important. A partir du Miocène basal à nos jours, la sédimentation redevient continentale. La tectonique n'a plus qu'une influence faible sur la structuration de la Plateforme Saharienne.

LE NORD DE L'ALGERIE

La structure du Nord de l'Algérie, plus complexe que celle du Sahara, est caractérisée par des reliefs jeunes et une séismicité active. On voit, en plusieurs endroits du Tell à la lisière du Sahara, des terrains pliocènes et quaternaires redressés à la verticale. Le système orographique est guidé par deux longues chaînes situées au sud et au nord du 35ème parallèle et culminant vers 2000m. L'une, correspondant à l'Atlas Saharien, allongée NE-SO, l'autre, au Tell, de direction E-O.
Le Nord de l'Algérie fait partie de l'orogène alpin d'Afrique du Nord. Elle est comprise entre le bassin océanique de la Méditerranée occidentale, créé à l'Oligocène, et la flexure sud-atlasique qui la sépare de la Plate-forme Saharienne.

LES ACCIDENTS FONDAMENTAUX

Outre les frontières structurales que l'on vient de définir, l'édifice orogénique est marqué par l'existence de plusieurs familles d'accidents d'importance régionale et de direction parallèle aux chaînes ou franchement transverse à celles-ci.
Accidents directionnels.
Outre l'accident sud-atlasique séparant le domaine alpin de la Plate-forme Saharienne, on en dénombre deux autres. D'une part l'accident sud-mésétien, véritable frontière entre le sillon subsident de l'Atlas Saharien et la Méséta Oranaise, formant une plate-forme rigide durant le Mésozoïque. D'autre part, l'accident nord-atlasique divise la Chaîne Atlasique en deux parties égales. La partie préatlasique au nord est moins subsidente et structurée que la partie sud. Elle constitue l'Atlas Saharien sensu stricto. L'accident nord atlasique est la limite où s'arrête la dalle carbonatée du Lias-Dogger des hauts plateaux. Celle-ci cède la place à la puissante série argilogréseuse qui se dépose dans le sillon méridional dès le Toarcien. Cet accident est considéré comme l'axe tectonique de la chaîne de part et d'autre duquel les structures sont à vergence opposée. Il a joué un rôle paléogéographique dès le Trias, séparant des zones différentes de par leur sédimentation et leur comportement géodynamique (subsidence).

L'Allochtone

L'allochtone du domaine tellien comprend un chapelet de massifs anciens bordé par une dorsale calcaire qui, par ses caractères originaux, garantit l'unité orogénique de ce domaine. Postérieurement à l'Aquitanien, ce domaine a été découpé en blocs plus mobiles. Il se compose d'un socle gneissique et d‘une couverture phylladique discordante. Ces éléments sont suivis en discordance par les termes sédimentaires d'un paléozoïque à peu près complet. Le Paléozoïque est surmonté en discordance par le Trias à faciès Verrucano, les carbonates liasiques et de minces témoins du Dogger- Malm, le Crétacé et le Paléogène que surmonte enfin la masse calcaire du Lutétien à Nummulites. Cette dernière passe au sud à des faciès plus profonds et plus marneux permettant ainsi de délimiter les zones paléogéographiques et structurales de cette dorsale.
Le calendrier tectonique se termine par une phase finieocène qui morcelle le domaine. Les structures acquises sont fossilisées sous une puissante série dite oligocène. A la suite de la formation de la Méditerranée, un affaissement entraîne une resédimentation en deux olistostromes successifs. L'un d'âge oligo-aquitanien à klippes de flyschs et d'ultratellien, l'autre d'âge burdigalien où flyschs ultratellien et numidien se mêlent. Enfin, une phase tardive du Miocène supérieur déforme l'ensemble du substratum et les dépôts post-nappes en plis d'orientation N 70°.

Domaine des flyschs

Il forme une bande presque continue située au sud des massifs anciens. Il est scindé en trois unités affleurant dans trois positions, soit en bandes coincées entre domaines kabyle et tellien, soit en superstructures tectoniques reposant sur l'allochtone tellien (flysch Numidien) et enfin en éléments
resédimentés dans les olistostromes nord-kabyles.

Nappes telliennes

La nomenclature adoptée ici tient compte de la position des éléments dans l'édifice structural, de leurs faciès et de leurs positions paléogéographiques d'origine.
Les nappes de flyschs (Numidien, Mauritanien, Massylien) sont nommées d'après leur faciès. Les nappes ultra telliennes sont constituées de formations claires et d'âge crétacé. Les nappes épitelliennes sont, pour leur part, faites des séries sombres d'âge crétacé et éocène. Enfin, les nappes mésotelliennes sont constituées des faciès néritiques éocènes proches de l'autochtone présaharien.
L'allochtone est mis en place au Burdigalien et au Langhien inférieur. La mise en place fut plus tardive au sud qu'au nord où les dépôts post-nappes indiquent un âge anté-burdigalien supérieur.
Une phase antérieure a été récemment reconnue dans la zone de Beni Chougrane dans des bassins syno-gériques priabono- oligocènes.

LES PHASES TECTONIQUES ALPINES

L'histoire alpine d'Afrique du Nord comprend les événements paroxysmaux Eocène supérieur-Miocène et les phases préliminaires et tardives qui les encadrent.
Phases préliminaires
Une première phase, définie dans les Babors à la limite Jurassique-Crétacé, est exprimée par des discordances. Elle est connue dans l'Atlas Saharien et au Sahara. La seconde phase, située à l'Albien moyen, est responsable de plis d'orientation NNO-SSE. Enfin, la troisième phase, dite Emsherienne, a été mise en évidence dans le Hodna.

Phases paroxysmales

A la fin de l'Eocène, l'affrontement Afrique-Europe produit une chaîne de collision.
La phase majeure, rapportée au Lutétien supérieur-Priabonien, est connue dans le Tell et dans le domaine atlasique. Dans les Aurès, elle ébauche des anticlinaux vite démantelés par l'érosion et des synclinaux où viennent s'accumuler les produits d'érosion. L'analyse des séries continentales locales montre que la déformation est progressive. Dans l'avant pays atlasique et aurésien, cette phase est responsable des grandes structures coffrées, orientées NE-SO. Elle est suivie par une distension anté-Miocène (Oligocène) qui est à l'origine des petits grabens transverses aux directions des structures atlasiques.
Une nouvelle phase, d'âge Miocène, s'exprime par la poursuite des flambages et par de grands décrochements entraînant des plis, ainsi que des torsions et des décalages des axes des structures.
La dernière phase, une compression N-S, affecte les séries post-villafranchiennes. Ses effets sont visibles sur toute l'Algérie, le long de la flexure saharienne entre Négrine et Biskra et dans l'Oranais (Tafraoui).

ROCHES MERES

La couverture sédimentaire de l'Algérie comprend un certain nombre de niveaux roches mères réparties du Paléozoïque au Cénozoïque, soit: l'Ordovicien, le Silurien, le Dévonien (Strunien, Famennien et surtout le Frasnien), le Carbonifère, le Jurassique (en particulier, le Kimméridgien), le Crétacé inférieur et supérieur (l'Albien et surtout le passage Cénomanien-Turonien), l'Eocène et le Miocène. Ils correspondent aux phases transgressives majeures.
Les principaux niveaux roches mères susceptibles d'être la source des hydrocarbures mis en évidence dans les différents réservoirs de la couverture sédimentaire sont:
• le Silurien inférieur;
• le Frasnien inférieur;
• le passage Cénomanien-Turonien.

Les deux premiers niveaux caractérisent la Plate-forme Saharienne tandis que le troisième horizon est lié au Nord de l'Algérie et, dans une moindre mesure, au sillon de Melrhir.

LE SILURIEN INFERIEUR

Le Silurien inférieur comprend les argiles radioactives constituées d'argiles gris-noir à noires, radioactives à la base. Il s'est déposé sur la totalité de la Plate-forme Saharienne. Quelques régions en sont dépourvues par suite de l'érosion hercynienne (Fig. 19). Le dépôt des "argiles radioactives" suit la glaciation fini-ordovicienne et correspond à la première transgression marine majeure du Paléozoïque. La radio-activité est surtout liée à la forte concentration en uranium. Les épaisseurs varient de 10 m à 100 m avec des maxima situés dans les bassins de l'Ahnet, de Ghadamès, d'Illizi, de l'Oued Mya, du Mouydir, au nord du bassin de Timimoun (Guern El Mor) et dans les sillons de Benoud et Sbaa. (Fig. 19).
La teneur en carbone organique total (COT) oscille entre 1% et plus de 11% et dépasse localement 20%. Les zones les plus riches se situent aux abords de Hassi Rmel, de Hassi Messaoud, dans le NE de la province triasique (El Borma et nord du bassin de Ghadamès), à l'ouest du bassin d'Illizi, dans le sillon de Sbaa, dans le nord-ouest du Grand Erg occidental.
La matière organique est d'origine marine (Algues, Chitinozoaires, Graptolites, matière organique amorphe sapropélique). La roche mère engendrée est d'excellente qualité et son potentiel pétrolier peut localement dépasser 60 Kg HC/t comme pour le Silurien inférieur de la Plate-forme Saharienne.
Cependant, du fait des évolutions propres à chaque bassin, le potentiel résiduel est variable. Il est conditionné par la maturation atteinte dans les argiles radioactives. L'état de cuisson du kérogène est à gaz sec et condensat dans les bassins de Timimoun, Ahnet, Béchar, Mouydir, dans le centre et le nord des bassins de Reggane et Tindouf, dans le centre du bassin de Ghadamès et de l'Oued Mya et enfin dans le centre et le NO du sillon de Sbaa. En revanche, ce même kérogène est en phase à huile dans le reste de la province triasique, dans le bassin d'Illizi, dans la partie sud des bassins de Reggane et Tindouf, dans la partie est du bassin de Reggane aux abords de l'Ougarta et enfin dans le SE du sillon de Sbaa. Le kérogène est souvent immature comme c'est le cas pour le SE du sillon de Sbaa, aux abords de la voûte d'Azzène.

LE FRASNIEN INFERIEUR

Après une période d'instabilité épirogénique du Lochkovien à l'Emsien, le Frasnien inférieur, phase de calme relatif, voit une transgression s'étendre sur la Plate-forme Saharienne. Par la suite, les différentes phases tectoniques, principalement les phases hercyniennes, vont affecter la plate-forme entraînant l'érosion des séries, en particulier du Frasnien inférieur. Sa répartition montre des variations de 10 à 240 mètres. Des épaisseurs supérieures à 100 mètres sont enregistrées dans les bassins de Ghadamès, du Mouydir, de Béchar et surtout sur la bordure méridionale du bassin de Timimoun et de l'Ahnet où le seuil de 250m est atteint (Fig. 20). Le Frasnien inférieur est constitué d'argiles organiques radioactives noires. La répartition des argiles montre que dans les bassins de Ghadamès, d'Illizi, du Mouydir, d'Ahnet, de Timimoun, du sillon de Benoud, ce niveau est riche en matière organique avec un COT atteignant souvent 10% avec un potentiel de 52 Kg HC/t. Le kérogène est immature au SE du sillon de Sbaa. Il est en phase à huile dans les bassins d'Illizi, de Ghadamès (excepté au centre), le sillon de Sbaa (sauf le SE) et la bordure sud des bassins de Tindouf et Reggane. En revanche, dans les bassins de Timimoun, de l'Ahnet, dans le centre des bassins de Tindouf, de Reggane et de Ghadamès, le kérogène est en phase à gaz (gaz sec à condensat).

LE CENOMANIEN-TURONIEN

La principale roche mère mésozoïque est située au passage Cénomanien-Turonien et semble surtout confinée à la partie NE de l'Algérie. Elle est limitée de la façon suivante:
• à l'est par la frontière tunisienne;
• au nord par le front des nappes telliennes;
• à l'ouest par le méridien d'Alger;
• au sud par le parallèle 32°50'.
Ce passage, qui montre la persistance de la transgression marine amorcée dès l'Albien, consiste en niveaux d'épaisseur variable à bonnes caractéristiques roche mère (Fig. 21). Il s'apparente au calcaire noir marneux en plaquette à structure laminée de la formation du Bahloul définie en Tunisie. Son microfaciès est une micrite à Globigérines et Pithonelles, riche en matière organique et pyrite. Les épaisseurs utiles atteignent 120m dans le sud-est constantinois, dans le sillon Aurès-Kef ainsi que dans la zone de la voûte de Talamzane sur la Plate-forme Saharienne. Cet ensemble existe également dans la région de Biskra (Djebel Bou Rhezal), de l'Oued Djelal et au sud de Négrine où il est cependant plus dolomitique et perd ainsi de ses qualités de roche mère.

Les COT (Fig. 22) les plus forts sont enregistrés dans le SE constantinois où la valeur moyenne atteint 4% avec des mesures de pic dépassant 13%. De bonnes valeurs ont également été enregistrées au nord de Batna et aux abords du Djebel Chelia (2,7%) ainsi que dans le Hodna (2%).

La matière organique est pour l'essentiel amorphe, probablement sapropélique, associée à des Dinoflagélés et plus rarement à des débris végétaux.
Le kérogène cénomano-turonien a parfois des potentiels pétroliers élevés, jusqu'à 90 Kg HC/t. Exception faite des régions de Djebel Bottena, du SE de la ville de Tébessa (frontière algéro-tunisienne) et le sud (Plate-forme Saharienne) où il est immature, il est essentiellement en phase à huile.

LES RESERVOIRS PETROLIERS

La première découverte d'huile en Algérie a eu lieu à la fin du siècle dernier dans le Bassin du Chélif (Aïn Zeft). La complexité géologique du nord de l'Algérie a cependant fait que cette région ait été peu explorée par rapport à celle de la Plate-forme Saharienne.
En règle générale, les réservoirs sont liés au Paléozoïque et au Mésozoïque sur la Plate-forme Saharienne et au Mésozoïque et Cénozoïque pour le Nord de l'Algérie.
Les données provenant de différents bassins permettent de classer les réservoirs par type de porosités (intergranulaires, fissurales, diagénétiques, etc.) ainsi que par des fourchettes de porosité effective, haute au dessus de 18%, moyenne entre 18% et 12%, faible de 12% à 6% et enfin très faible en dessous de 6%.

RESERVOIRS ET PLATE-FORME SAHARIENNE

LES RESERVOIRS PALEOZOIQUES

Le Paléozoïque comprend pour l'essentiel des réservoirs bien développés et régulièrement distribués dans tous les bassins de la Plate-forme Saharienne. Il constitue une partie importante des réserves du Sahara algérien. Même le Carbonifère, longtemps déconsidéré, est un prospect important à la lumière des résultats acquis dans les bassins de Ghadamès et de Timimoun.

Cambrien

Il est productif dans les champs de la province triasique et dans les bassins d'Illizi et de Timimoun. La production principale vient des lithozones Ra et R2 et dans une moindre mesure R3. Il s'agit de faciès continentaux à porosité intergranulaire et fissurale dont la distribution irrégulière (distribution des perméabilités également) est contrôlée par des facteurs sédimentologiques et diagénétiques. Les grès, en séquences grano-décroissantes à passées argileuses varient d'épaisseur selon leur position dans le bassin. Les zones favorables, à meilleures caractéristiques inter-matricielles, sont situées dans la partie orientale de la Plate-forme Saharienne (Fig. 23).

Le bassin de Timimoun, malgré des épaisseurs importantes (900 m), ne présente que des réservoirs détériorés par diagénèse et par l'abondance de faciès fins. Ainsi, les réservoirs productifs sont surtout liés à la fracturation.

Ordovicien

Les réservoirs ordoviciens, relativement nombreux, sont situés dans les formations suivantes:
• les grès argileux de l'Oued Mya et les grès d'El Atchane (Trémadoc);
• les quartzites de Hamra (Arenig);
• les grès de Ouargla (Llanvirn);
• les grès de l'Oued Saret (Caradoc inférieur);
• les grès de Ramade ou la dalle de Mkratta (Caradoc supérieur-Ashgill).
Les grès proviennent de milieux très variés, allant de marin à fluvio-glaciaire, d'où une très grande diversité de géométrie de réservoirs ainsi qu'une certaine disparité dans la distribution de la plupart des faciès. Par exemple, au nord-est de la Plate-forme Saharienne et autour des chaînes de l'Ougarta, l'Ordovicien est érodé. Comme pour le Cambrien, les corps épais se situent dans le "low stand system tract" (LST) (Fig. 24).
Contrairement au Cambrien, la distribution des porosités de l'Ordovicien supérieur (Fig. 25) montre une détérioration due au recul progressif des paléocôtes et donc à l'apparition de faciès de plus en plus profonds, dans un "transgressive system tract" (TST). D'autre part, comme pour le Cambrien et en dehors de la province triasique, l'Ordovicien produit à partir de zones où les propriétés pétrophysiques s'améliorent grâce à la fissuration. D'une façon générale, l'Ordovicien présente des porosités moyennes de 5 à 10%.

Silurien

Sur l'ensemble de la Plate-forme Saharienne, le Silurien est connu pour ses qualités de roche-mère. Dans le bassin d'Illizi et la province triasique, il présente dans sa partie supérieure des zones à potentiel réservoir où les épaisseurs souvent importantes (350 m) en font un bon objectif pétrolier. Il est généralement divisé en deux séquences.
La séquence inférieure, essentiellement argileuse, est connue sous le nom des "Argiles du Gothlandien". La porosité moyenne des réservoirs de la séquence supérieure varie de 5 à 10% avec, dans le bassin d'Illizi, des secteurs qui atteignent
10 à 15%. Les perméabilités suivent la même tendance avec des valeurs de 500 md à Tin Fouye, Bordj Nili et Tilrhemt.

Dévonien

Dans les bassins de Timimoun, d'Ahnet, de Reggane et de Ghadamès, le Dévonien est épais. En revanche, sur une grande partie de la province triasique et certaines structures, comme la dorsale Amguid-El Biod-Hassi Messaoud (Fig. 26, 27 et 28), il est totalement érodé. En général, le Dévonien est producteur partout où il existe. Les niveaux réservoirs sont présents dans trois ensembles stratigraphiques. Dans le bassin d'Illizi, un ensemble inférieur comprenant le Lochkovien et le Praguien représente la partie sommitale du F6. Cette séquence de base est constituée de dépôts régressifs marins à fluviatils.
Les niveaux réservoirs sont des grès moyens à grossiers avec de bonnes caractéristiques pétrophysiques.
Un ensemble moyen d'âge Emsien à tendance transgressive, marqué par la prédominance de faciès marins marginaux ou de shelf. La répartition des porosités et des épaisseurs montre de meilleurs réservoirs dans le F6 que dans les niveaux F5 et F4. En effet, le F6 est caractérisé par des porosités dépassant 20% alors que les réservoirs F5 et F4 présentent des valeurs moyennes comprises entre 6 et 12%. Par ailleurs, le F6 couvre l'essentiel de la Plate-forme Saharienne alors que le F5 et F4 sont limités à ses parties méridionales et septentrionales.
L'ensemble supérieur constitue le réservoir F2, d'âge Strunien, Famennien à la base et Tournaisien au sommet. Il s'agit d'un faciès régressif, argilo-gréseux, constitué d'alternances de grès fins, de siltstones, d'argiles et de bancs carbo-natés, parfois oolithiques. L'abondance des minéraux argileux et la diagénèse, relativement secondaire, réduisent son potentiel et en font un réservoir hétérogène. Seules les séquences struniennes basales et sommitales ont de bonnes caractéristiques pétrophysiques (porosité moyenne à faible) avec, dans la région d'Issaouane, des perméabilités maxima de l'ordre de 1000 md. Ce réservoir est producteur dans le bassin d'Illizi et la cuvette de Sbaa.

Carbonifère

Les réservoirs sont répartis en trois secteurs. A l'ouest de la plate-forme dans les bassins de Tindouf, de l'Ahnet et de Timimoun, les caractéristiques matricielles des grès peuvent constituer de bons réservoirs. On observe au NE et au SO du bassin de Timimoun des porosités de 15 à 20% et des perméabilités de 350 md. Au centre des bassins, ces valeurs chutent à 7-12% de porosité et 50 à 100 md de perméabilité.
Dans la province triasique, les bons réservoirs se situent au SO dans le Viséen et au NO dans le Moscovien.

La région de Bordj Nili, où le Carbonifère est le plus étudié, comprend des niveaux gréseux à 20% de porosité et des perméabilités de 1000 md. Des gisements sont connus dans le Viséen de Ghadamès et le Moscovien de Bordj Nili. Dans le bassin d'Illizi, des niveaux bien développés (D8 à D0 et B14 à B10)

produisent dans le Viséen à Zarzaïtine, Tiguentourine, Edjeleh et l'Adeb Larache. Des venues d'huile ont été rencontrées dans le Viséen de la région de Hassi Messaoud. Le Namurien (B8, B6, B4 et B0) a produit uniquement à Zarzaïtine.

LES RESERVOIRS MESOZOIQUES

Dans la partie NO de la Plate-forme Saharienne, le Mésozoïque en général et le Trias en particulier recèlent d'importantes ressources en huile et gaz. Les faciès réservoirs sont de type fluviatile à deltaïque à influences marines comme dans le NE du bassin de Ghadamès. Le Trias est divisé en une séquence de base argilo-gréseuse (TAGI), un Trias médian carbonaté et une séquence supérieure argilo-gréseuse (TAGS).

Trias argilo-gréseux inférieur (TAGI)

Les principales découvertes ont été faites dans les régions de Rhourde Nouss, Gassi Touil, Nezla, El Borma, Keskessa, Wad-Teh, Haoud Berkaoui et récemment Bir Rebaa-nord et Rhourde El Khrouf.
L'épaisseur des réservoirs varie de 15 à 75 m et peut atteindre 100m dans la région d'El Borma et 150m dans le bassin de Ghadamès (Fig. 29). Ces variations sont à l'image de la morphologie du soubassement du Trias inférieur qui s'appuie en onlap sur la discordance hercynienne et érode profondément la série paléozoïque.
L'environnement de dépôt du Trias implique des variations de faciès et l'extension limitée des réservoirs. Ceux-ci sont en général, multicouches, à niveaux producteurs isolés par des argiles de type plaine d'inondation. Les porosités varient de 6 à 22% et sont le plus souvent supérieures à 12% avec des perméabilités de 10 à 100 md. Les qualités de réservoir sont contrôlées par des facteurs diagénétiques, dissolutions, nourrissages des feldspaths et des carbonates, redistributions minéralogiques des argiles, cimentations variées. Les régions les plus propices sont les bassins d'Illizi et Ghadamès (Fig. 29) et une auréole située à l'est de la ligne de partage passant par Bou Sebaa-1 et Oued Seb Seb-1.

Trias carbonaté et ses équivalents

Il coiffe le sommet de la première séquence (TAGI) avec des séries argileuses et de la dolomie brun-rouge comprenant quelques niveaux calcaires. Ces derniers sont localement intercalés de niveaux d'argiles noires (région d'El Borma) indiquant des zones plus profondes, plus subsidentes (Fig. 30). Certaines zones comprennent des grès, d'extension limitée, correspondant à des chenaux fluviatiles anastomosés.
Ce mélange de faciès et de changement d'environnements expliquerait l'intérêt généralement limité porté aux réservoirs du Trias carbonaté. Il faut cependant noter que la partie SO de la Plate-forme Saharienne a donné de bons résultats dans les régions de Rhourde Nouss, Hassi Chergui et Sif Fatima.

De même, au nord-ouest de la province triasique, les grès fluviatiles présentent un bon potentiel là où les hauteurs utiles deviennent viables, comme au sud-est du bassin de Ghadamès (série de Zarzaïtine). Dans ces domaines, les porosités peuvent atteindre 20 à 25%.

Trias argilo-gréseux supérieur (TAGS)

Il constitue un des principaux réservoirs de la Plate-forme Saharienne et produit à Hassi Rmel, Rhourde Nouss, Hassi Chergui, Rhourde Adra, Hamra, Rhourde Chouf, Brides et récemment Rhourde Messaoud et Rhourde El Khrouf. Dans la province triasique, les réservoirs sont bien développés. La répartition des zones favorables est identique à celle du TAGI (Fig. 31). Dans le NW, on remarque l'existence d'une zone à haute porosité relativement étendue Dans les zones productrices, les hauteurs utiles atteignent 150 m. Les porosités sont comprises entre 15 et 20%. Les perméabilités atteignent 1 à 2 darcies dans la région de Gassi Touil. Les qualités réservoirs des grès du TAGS se détériorent vers le SO-NE parallèlement à l'épaississement des argiles. Les phénomènes diagénétiques plus tardifs que ceux du TAGI jouent un rôle important dans la distribution des porosités.

LES RESERVOIRS DU NORD DE L'ALGERIE

Bien que le Nord de l'Algérie ne soit que partiellement connu, son potentiel pétrolier peut être circonscrit aux réservoirs gréseux ou carbonatés d'âge Jurassique à Miocène (Fig. 32).

LE JURASSIQUE

Les réservoirs sont carbonatés avec des édifices bioclastiques et des dolomies. On les trouve surtout dans l'Atlas saharien où le Jurassique peut excéder 7000 m. Les porosités (15%) sont dues à la fracturation-dissolution. Malgré des indices, aucun gisement commercial n'a été découvert .

LE CRETACE

Les réservoirs les plus connus sont situés dans le Cénomano-Turonien à Rudistes (3500 m) ou ses équivalents latéraux oolithiques et dolomitiques. La porosité intergranulaire a été améliorée par dolomitisation et fracturation. A Rass Toumb, la dolomie atteint des porosités de 25%.

Certains réservoirs barrémiens ont des porosités de 30% et des perméabilités de 1 à 1300 md. Il en va de même des faciès deltaïques de l'Albien et des édifices à Rudistes de l'Aptien. Malgré des indices, ces niveaux n'ont pas livré de découvertes commerciales.

LE TERTIAIRE

La découverte historique de l'exploration pétrolière en Algérie revient aux grès miocènes de Ain Zeft dans le bassin du Chélif à la fin du siècle dernier. Des découvertes similaires ont eut lieu au début du siècle dans les grès du Tortonien post-nappe de Tliouanet (Fig. 32, AZ et TLN).
Les réservoirs sont l'Eocène à Nummulites du bassin du Hodna et les grès miocènes du bassin du Chélif. La porosité des calcaires varie de 6 à 15% et atteint 30%. La première découverte commerciale a lieu en 1949 dans les faciès de plate-forme à haute énergie de l'Oued Guétérini.

LES ROCHES COUVERTURES

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Les bassins de la Plate-forme Saharienne comprennent des niveaux de roches couvertures qui varient en âge et en faciès. Les plus anciens sont ordoviciens et les plus étanches sont les dépôts argilo-évaporitiques du Trias et du Lias.

LE PALEOZOIQUE

Ordovicien

Exception faite des zones qui subirent l'érosion hercynienne, les roches couvertures d'âge Ordovicien sont présentes sur la quasi totalité de la Plate-forme Saharienne (Fig. 33).

Ordovicien inférieur - argiles d'El Gassi

Il s'agit d'argiles gris-noir à noires, de 70 m d'épaisseur, à passées de siltstones. Elles assurent la couverture des réservoirs cambriens. Ce faciès est réparti sur tout le Sahara (Ain Romana dans le bassin de Ghadamès).

Ordovicien moyen - argiles d'Azzel et Tiferouine

Ce niveau de 100m d'argiles gris-noir silto-micacées, assure l'étanchéité des quartzites de Hamra et des grès de Ouargla.
Dans les bassins du SE Saharien, il se retrouve à Nezla, Gassi El Adem et Brides et dans le SO à Mekerrane.

Ordovicien sup. - argiles micro-conglomératiques

Il s'agit d'argiles noires et grises (50 à 150 m) à grains de quartz roulés d'origine périglaciaire. Ce niveau peut reposer en discordance sur plusieurs réservoirs cambriens et ordoviciens.

Silurien

Les formations siluriennes de la Plate-Forme Saharienne sont réputées à deux titres. D'une part, elles comprennent des horizons argileux constituant les principales roches mères. D'autre part, leurs faciès en font une excellente couverture pour les réservoirs de l'Ordovicien supérieur. Elles atteignent 500 à 600m dans les bassins du sud-est saharien et 900 à 1000m dans ceux du sud-ouest (Fig. 34). On les rencontre à Moukhag El Kebach ainsi que dans le bassin de l'Oued Mya ou bien à Guaret El Gueffoul et Hssi Msari dans le bassin de l'Ahnet.

Dévonien

Il s'agit surtout des argiles frasniennes et famenniennes, qui atteignent 2000 m d'épaisseur dans l'ouest saharien (bassin de Teguentour et bassin de In Salah) et uniquement 500 m dans les bassins du sud-est saharien (Fig. 35).
Pour sa part, le Praguien argileux constitue la couverture du Dévonien inférieur des bassins sud-est sahariens, comme à Bir Berkine et Bir Rebaa.

Carbonifère

La couverture des réservoirs tournaisiens, comme ceux des localités de Krechba et de Zarafa, est assurée par des argiles datées du Viséen et dont les épaisseurs atteignent 850 à 900m.

LE MESOZOIQUE

La couverture mésozoïque correspond aux argiles et évaporites du Trias et du Lias. Dans le bassin triasique, elles assurent la couverture des réservoirs gréseux du Trias et, parfois en discordance, celle des réservoirs paléozoïques. Leur épaisseur dépassant parfois 2000m et leur lithologie en font une excellente couverture. Cette couverture comporte différentes unités. Un "Trias argileux inférieur" composé d'argiles à intercalations de sel. Un Trias "S4" à dominance de sel. Un "Lias argileux", sous compacté intercalé de bancs de sels suivi des niveaux S1 et S2 composés de sel, d'anhydrite et de passées d'argiles, le tout étant recouvert par l'horizon dolomitique B du Lias et d'un Lias anhydritique à passées d'argiles (Fig. 36).
Par suite de biseautages, on ne retrouve à la périphérie du bassin triasique que les unités supérieures.

LE NORD DE L'ALGERIE

Dans le Nord de l'Algérie, peu exploré, par hypothèse, la distribution de la couverture correspond aux faciès réservoirs.

Jurassique

La couverture jurassique comprend les argiles et marnes du Lias supérieur (500 m) ou du Malm inférieur.

Crétacé

La couverture des réservoirs crétacés est assurée par les faciès argilo-marneux santoniens et campaniens (Rass Toumb, Guerguitt El Kihal et Djebel Foua).

Tertiaire

La couverture tertiaire est assurée par les argiles évaporitiques lutétiennes ou par les argiles et marnes de plateforme externe et de bassin du Mio-Pliocène.

HYDROGEOLOGIE

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

Elle comprend quatre complexes hydrogéologiques situés dans le Cambro-Ordovicien, le Silurien supérieur-Dévonien inférieur, le Dévonien supérieur-Carbonifère et le Trias.

LE COMPLEXE CAMBRO-ORDOVICIEN

Il est divisé en trois domaines hydrodynamiques. Une large partie du Sahara (hormis les synéclises de Tindouf-Reggane et la province triasique) est caractérisée par des pressions de couche proches des pressions hydrostatiques. Au sud, les courbes potentiométriques reprennent les contours des éléments structuraux majeurs. Les aires de charge et de décharge, matérialisées par les zones soulevées et les dépressions avoisinantes, indiquent un régime d'infiltration. Les dépressions (Reggane-Tindouf) sont en régime d'exfiltration avec des pressions anormalement élevées. Dans la province triasique, les hautes pressions de couche variant rapidement, montrent une absence de communication hydrodynamique.
Même si, dans certaines zones, les eaux sont douces en profondeur (Illizi sud, Amguid, Mouydir, etc.), en général, la minéralisation des eaux (chlorurées calciques) augmente avec l'enfouissement. Par endroits, dans le bassin de Reggane, des saumures existent à faible profondeur. Dans la province triasique, la salinité est accentuée par le Trias salifère (Fig. 37).

LE COMPLEXE DEVONIEN INFERIEUR

Les tendances sont identiques à celles du Cambro-Ordovicien et organisées en trois domaines. L'un au nord du Hoggar avec une succession d'anomalies hydrodynamiques positives et négatives correspond aux zones hautes et basses. L‘autre lié aux bordures sud de Tindouf et de Reggane où les pressions potentiométriques les plus élevées sont localisées au centre des bassins. Enfin, le domaine triasique où l'on assiste à de brusques variations de pressions potentiométriques, indices d'une discontinuité hydrodynamique (Fig. 38).
Partout où le Dévonien inférieur est enfoui, ses eaux (chlorurées-calciques) sont caractérisées par une forte minéralisation et un haut degré de métamorphisme (Ghadamès, centre des bassins d'Ahnet et Reggane). Ce n'est que dans les bassins d'Illizi et du Mouydir que l'on rencontre des eaux douces en provenance des affleurements situés plus au sud.

COMPLEXE DEVONIEN SUP. - CARBONIFERE

L'hydrodynamisme est analogue aux précédents. Dans le bassin de Reggane, les gradients de pression sont élevés (1,6 à Djebel Heirane). Dans la synéclise de l'Ahnet-Timimoun, la zonalité hydrodynamique dépend de l'altitude des aires d'alimentation.
Les eaux de ce complexe, (Fig. 39) saumures chlorurées-calciques, ont une plus forte minéralisation générale avec la profondeur que les complexes sous-jacents.

LE COMPLEXE TRIASIQUE

Il présente les caractères hydrodynamiques des complexes sous-jacents avec des eaux chlorurées-calciques (300 à 380 g/l).
Cette minéralisation est moins forte au sud (Fig. 40).

LE NORD DE L'ALGERIE

On identifie le complexe triasique (mal connu) et les complexes jurassique, crétacé et paléogène-néogène.

LE COMPLEXE JURASSIQUE

Dans les hauts plateaux, le système hydrodynamique de ce complexe est ouvert. Dans l'Atlas saharien et la zone tectonique d'Aurès-Zab, l'étanchéité des réservoirs est liée à la profondeur. A partir d'une ligne de partage des eaux située dans l'Atlas saharien plissé, les hauteurs potentiométriques baissent en direction des hauts plateaux et de la Plate-forme Saharienne où la fermeture des réservoirs témoigne du rôle d'écran joué par l'accident sud-atlasique (Fig. 41).

LE COMPLEXE CRETACE

Dans l'Atlas algéro-tunisien, le degré de fermeture des réservoirs est faible et les pressions de couche sont proches des pressions hydrostatiques. Les hauteurs potentiomètriques dépendent de l'altitude. Les eaux sont des saumures chlorurées-calciques sans relation apparente entre salinité et profondeur. Dans l'avant-fosse pré-tellienne et l'Atlas tellien, les hauteurs potentiométriques avoisinent celles du complexe tertiaire. Les plus élevées d'entre elles sont situées à l'est de la zone tectonique centrale de l'avant fosse indiquant une fermeture hydrogéologique dûe à la position des réservoirs crétacés sous les nappes sud-telliennes. Les eaux de formation les plus minéralisées, chlorurées-calciques, se trouvent sous les nappes. Ailleurs, elles sont douces (Fig. 41).

LE COMPLEXE PALEOGENE-NEOGENE

Ce complexe n'est connu que dans le bassin du Chelif et l'avant-fosse pré-tellienne. Dans le Chelif, les hauteurs potentiométriques sont les plus faibles du Nord de l'Algérie. La diminution de pression du centre du bassin vers la périphérie indique l'absence d'infiltrations et l'existence de réservoirs locaux. Les eaux de type chloruré-calcique (110 g/l) confirment cette tendance. Dans l'avant-fosse pré-tellienne, seule la partie est (sous les nappes) montre des hauteurs potentiométriques élevées et une bonne fermeture hydrogéologique.
Ailleurs, on rencontre des pressions inférieures aux pressions hydrostatiques, indiquant une ouverture aux infiltrations. Les eaux de formation, de différentes origines et minéralisations (de 1 à 125 g/l), ne dépendent pas de la profondeur.

LES PIEGES A HYDROCARBURES

Jusqu'à ces dernières années, l'exploration était surtout axée sur les pièges structuraux d'où vient l'essentiel de la production actuelle. De nouveaux outils et concepts permettent maintenant de mieux appréhender d'autres types de pièges, en tenant compte de leurs contextes géologiques respectifs.

LA PLATE-FORME SAHARIENNE

LES PIEGES STRUCTURAUX

Il s'agit de plis anticlinaux formés lors des différentes phases tectoniques. Ces structures sont présentes dans tous les bassins et se caractérisent par une géométrie particulière. En effet, dans le Bassin Triasique, il existe de nombreux anticlinaux créés par l'inversion tectonique (Fig. 42). Dans le bassin d'Illizi, ils sont associés à des failles inverses à fort pendage et à des décrochements. Les anticlinaux développés sur faille inverse à pendage faible sont connus dans certaines régions telle que la cuvette de Sbaa (Fig 43).

AUTRES PIEGES

A l'exception des diapirs, la Plate-forme Saharienne renferme l'ensemble des pièges connus. Cependant, aucune découverte majeure n'a été faite hors du domaine structural. Les priorités mises sur la recherche de nouveaux prospects permettent d'espérer des résultats. La réinterprétation des données et l'utilisation de nouvelles méthodes ont déjà permis de reconnaître des anomalies sismiques liées à la présence de pièges non exploités à ce jour.

Pièges stratigraphiques

Les réservoirs sont généralement des corps gréseux fermés par biseautage latéral. Parmi les bassins les mieux étudiés, on peut citer le Bassin d'Illizi avec les biseaux d'érosion du Dévonien (réservoirs F3, F4 et F6) autour du môle d'Ahara ou bien encore les unités gréseuses régressives du môle de Tihemboka (réservoir dévonien F6).
Il en va de même des biseaux d'érosion dévoniens de la Voûte d'Allal et de l'Oued Namous. Dans le sillon de Benoud, on remarque le même type de biseau en place à la fois dans le Dévonien et le Carbonifère. Enfin à l'Oued Mya, ce sont les lentilles gréseuses du Trias qui font office de réservoir.

Pièges récifaux

Ils sont essentiellement connus dans les calcaires carbonifères du bassin de Béchar et du sillon de Benoud (Fig. 44).

Pièges hydrodynamiques

Le réservoir F6 du gisement de Tin Fouyé dans le bassin d'Illizi en est un bon exemple.

Barrière de perméabilité

Ce type de pièges caractérise surtout les réservoirs gréseux de l'Ordovicien des bassins d'Illizi et de l'Ahnet.

LE NORD DE L'ALGERIE

LES PIEGES STRUCTURAUX

Ce sont des structures formées durant la phase atlasique. Les périodes fini-lutétienne et miocène ont été les plus actives.
Comme il apparait en cartographie ou en sismique, elles sont responsables de plis coffrés associés à des décrochements, à des failles inverses à fort pendage (Fig. 45) et parfois à des chevauchements. Ces phases sont aussi ressenties dans la zone des nappes où les séries viennent recouvrir des dépôts récents en formant des plis chevauchants de type déversé atteignant parfois le stade de l'écaillage.

AUTRES PIEGES

Bien que peu exploré, le domaine alpin comprend potentiellement la plupart des pièges connus.

Pièges stratigraphiques

Les exemples connus sont le biseau de l'Yprésien carbonaté ou encore le biseau d'érosion sous la discordance miocène (Barrémien-Sénonien) du bassin du Hodna. Ailleurs, comme sur le flanc sud du bassin des Chotts (Crétacé supérieur) et le flanc nord du sillon de l'Atlas Occidental (Jurassique), il existe de bons pièges dans des biseaux d'accrétion.

Pièges récifaux

Ils sont connus en un certain nombre de points comme dans le sud-est constantinois avec les récifs albo-aptiens. Dans le nord de ce bassin, ils sont souvent liés à du diapirisme.
On en retrouve dans le Cénomanien, le Turonien et le Coniacien au sud du bassin des Chotts. Enfin, les récifs du Portlandien et du Kimméridgien de l'Atlas central ou bien ceux du Lias de l'Atlas occidental sont aussi de bons objectifs potentiels.

Diapirisme

Hormis les récifs liés à du diapirisme que l'on vient de citer les pièges salifères ont de fortes probabilités d'exister à la fois dans les hauts plateaux, dans l'ouest du bassin du Hodna, dans le bassin du Chelif et enfin dans la région de Ain Beïda à l'est de Constantine.

Variations latérales de faciès

Ce type de piège est illustré par le passage carbonate-anhydrite des régions de Rass-Toumb et Hassi-Bouras (Crétacé) ou bien encore par la variation d'argile à grès dans les réservoirs miocènes du bassin du Chelif.

DESCRIPTION DE QUELQUES CHAMPS

Les gisements d'hydrocarbures du Sahara algérien sont répartis dans le bassin d'Illizi, le bassin de Ghadamès, le bassin Triasique et dans le bassin du Centre-Ouest qui regroupe six bassins différents.
Ces gisements ont comme caractéristique commune d'être tous situés dans des corps sédimentaires gréseux. Leurs structures résultent de différents modes de dépôts et d'environnements variés soit marins, deltaïques, fluviatils ou enfin continentaux.
De la même façon les dépôts sont datés du Cambrien au Trias. Tout types de pièges, structuraux, stratigraphiques, hydrodynamiques ou pièges mixtes, sont représentés.
La nature des fluides varie depuis des huiles sous-saturées, saturées jusqu'à des huiles volatiles ainsi que du gaz à condensat ou du gaz sec. Le drainage de ces hydrocarbures se fait par divers mécanismes naturels ou bien par des procédés artificiels.
Les descriptions de certains gisements illustreront les conditions de réservoir et les modes d'exploitation mis en oeuvre.

CHAMP D'ALRAR

Il est situé dans la partie septentrionale du bassin d'Illizi à environ 1000 km au sud-est de Hassi Messaoud et 60 km au nord de Zarzaïtine.

HISTORIQUE

Le gisement a été découvert en 1961 par le forage d'Alrar Est-1. Une importante accumulation de gaz à condensat a été mise en évidence dans des grès du Dévonien moyen (F3).
Un anneau d'huile d'une dizaine de mètres d'épaisseur a été rencontré trois ans plus tard sur les puits Nord Alrar 103 et Nord Alrar 106 qui ont respectivement traversé le contact gaz/huile et le plan huile/eau.
Initialement, un centre de dégazolinage traitait quotidiennement six millions de m3 pour les besoins de la production du champ de Zarzaïtine. Par la suite, afin d'améliorer la production et la récupération du condensat, le champ a subit en 1984 un développement global avec la mise en place d'un mode d'exploitation par cyclage de gaz.
Pour cela, 57 puits producteurs et injecteurs ont été forés, un centre de traitement (21 x 106 m3/j) et une station de compression (15 x 106 m3/j) ont été installés.

STRUCTURE

Alrar est un monoclinal allongé de direction E-O et à pendage de deux degrés vers le NNO.
La fermeture est assurée au SE et à l'ouest par un biseau stratigraphique du à la disparition des grès. En direction du NE le champ est limité par l'aquifère (Fig. 46 et 47).
Plusieurs failles N-S affectent le gisement. Celles-ci ne sont cependant pas étanches et permettent la circulation des fluides dans l'ensemble du réservoir.

RESERVOIR

Les grès dévoniens du F3 se subdivisent en quatre niveaux, avec de bas en haut (Fig. 48): des grès hétérométriques, à grains moyens à grossiers a un ciment argilo-si-liceux dont l'épaisseur moyenne est de 25 m; des grès fins à moyens, à ciment parfois carbonaté et épais d'environ 5m; des grès
quartzitiques de 1,5 m d'épaisseur et enfin, une succession de grès calcaires.

Les caractéristiques du réservoir sont généralement bonnes avec des valeurs moyennes de porosité de l'ordre de 15% et de perméabilité de l'ordre de 200 md. Son épaisseur est de 25 mètres. Les qualités de ce réservoir se détériorent vers la base.
Enfin, les caractéristiques du gisement sont légèrement meilleures à l'est qu'à l'ouest.

CHAMP DE ZARZAITINE

Il est situé à 1500 km au sud-est d'Alger à proximité de la frontière libyenne.

HISTORIQUE

Le champ de Zarzaïtine a été découvert en 1957 et fut mis en production en 1960. Il s'agit d'un gisement d'huile surmonté d'un gas-cap et soumis à un aquifère actif. Le gisement a été produit en déplétion naturelle jusqu'en décembre 1965.
L'analyse du réservoir et de son comportement ont montré que plusieurs mécanismes de drainage sont entrés en jeu et ont contribué à la production dans des proportions variables:
• drainage par extension de gaz dissous 50%
• drainage par expansion du gas-cap 30%
• déplacement par poussée d'eau 20%
Il resort de ces chiffres que la contribution de l'aquifère est modérée. Cette constatation conduisait à mettre en place dès 1966, une procédé de recupération secondaire par injection périphérique d'eau. La ligne de réinjection d'eau a été déplacée au fur et à mesure que le front huile/eau progressait.

STRUCTURE

La structure se présente comme un monoclinal assez régulier, à pendage modéré de 2 à 5 degrés au nord-ouest, s'étendant
sur 14 km de long et 7 km de large. Deux accidents majeurs la limitent au sud et à l'ouest. Un système de failles secondaires
la subdivise en plusieurs secteurs (Fig. 49).

RESERVOIR

Le réservoir principal F4 est d'âge Dévonien inférieur. On le rencontre à des profondeurs d'environ 1450m sur une épaisseur de l'ordre de 70 m. Le réservoir présente une hétérogénéité verticale qui a permis de le subdiviser en cinq unités distinctes (Fig. 50). Les unités I et II de qualités moyennes, surmontées par les unités III and IV de bonnes qualités, et l'unité V très médiocre.

Le champ produit également à partir de réservoirs moins importants, les uns d'âge Carbonifère (unités A, B2, B4, B6, B8 et D4) et les autres d'âge Dévonien supérieur (F2).

CHAMP DE TIN FOUYE TABANKORT

Le champ de Tin Fouyé Tabankort (TFT) est situé à environ 360 km au SSE de Hassi Messaoud et 200 km au nord de In Amenas. L'Ordovicien est imprégné d'huile sur une grande partie de la retombée nord de l'anticlinorium de Tin Fouye.
L'extension de l'accumulation est délimitée à l'est et à l'ouest par deux accidents majeurs, au nord par l'aquifère et au sud par un gas-cap.

HISTORIQUE

Le gas-cap de Tin Fouyé Tabankort a été découvert en 1961 par le sondage TFE-1. L'huile n'a été rencontrée qu'en 1965 dans le forage TFEZ. La production a débutée en mai 1967 avec un pic de 13 500m3/j atteint en 1976. Un maintien de pression par injection d'eau à la périphérie a été mis en œuvre en 1980. Il a permis de stabiliser la pression, de remonter la production au niveau de 11 000m3/j et de maintenir le GOR à des valeurs acceptables.

STRUCTURE

Le gisement de Tin Fouyé Tabankort fait partie d'un anticlinorium complexe d'extension régionale et comportant des structures alignées le long d'accidents majeurs. Le réservoir est recoupé par des failles d'orientation diverses qui délimitent des compartiments d'orientation sub-méridienne (Fig.
51). Les rejets sont très variables et peuvent dépasser cent mètres le long des accidents majeurs. Ces failles sont généralement sub-verticales, de type normal et parfois inverse. Les formations rencontrées vont du Précambrien au Crétacé incluant le réservoir Ordovicien. La couverture de ce dernier est assurée par 2000 m de dépôts sédimentaires souvent argileux.

RESERVOIR

Le réservoir Ordovicien

Il appartient à l'Ordovicien terminal et comprend les unités IV-3 et IV-2. Cette dernière, argilo-gréseuse, est surmontée par les argiles du Silurien. L'analyse géologique a permis de subdiviser le réservoir en deux ensembles superposés, communiquant verticalement (Fig. 52). Un ensemble supérieur montre une porosité de l'ordre de 9%, une perméabilité moyenne de 50 md et des épaisseurs variant de 10 à 20 m. Un ensemble inférieur variant en épaisseur de 0 à 60 m montre des changements très rapides tant en puissance qu'en faciès. Les qualités de réservoir sont moins bonnes que celles de l'ensemble supérieur avec un maximum de porosité de 8% et une perméabilité moyenne de 15md. .Les positions initiales des contacts de fluides montrent aussi des dispositions particulières tant pour le contact huile/eau que pour le contact gaz/huile.

Le contact huile/eau a été rencontré, dans la partie occidentale, à 1645 m dans les sondages TFT-104, TFT-507 et TFT-236. Dans la partie centrale, il a été mis en évidence à 1649 m au puits TFT 502. Dans la partie orientale, il est présent à deux profondeurs différentes, l'une à 1643 m au niveau de TFT-12 et l'autre, plus à l'est, à 1621 m au puits TFT-210. Enfin au sud-est ainsi que plus au sud, le plan d'eau se trouve à 1605 m à TFE-52 et 1568 m à TFT-3. Le contact gaz/huile se trouve, dans les parties centrales et orientales, respectivement à 1545m au puits TFT-235 et 1643 m au puits TFT-2. Dans les parties occidentales et septentrionales, il a été rencontré à 1549 m.

Piègeage par hydrodynamisme

La hauteur des hydrocarbures excède souvent la fermeture structurale quand elle existe. Les interfaces gaz/huile et gaz/eau correspondent à un plan commun dans la majorité des puits.
En revanche, l'interface huile/eau varie d'un sondage à l'autre.
La coupe géologique N-S (Fig. 53) de la partie orientale du champ représente le profil des différentes interfaces rencontrées.
Ceux-ci montrent bien que le contact huile/eau s'abaisse de 1549 m au puits TFT-305 à 1643 au puits TFT-12.
Le contact gaz/huile reste pratiquement inchangé.
L'accumulation d'huile se présente donc comme un biseau entre la surface inclinée du plan d'eau et le contact horizontal gaz/huile fixé à 1549 m.
Ainsi, la distribution des fluides dans l'Ordovicien de Tin Fouyé Tabankort est contrôlée par un courant hydrodynamique de l'aquifère.
Un gradient, dirigé du SE vers le NO, met le gas-cap en contact avec l'huile, dans la partie nord de l'anticlino-rium, et en contact direct avec l'aquifère sur ses flancs est et sud.

CHAMP DE RHOURDE EL BAGUEL

Le gisement de Rhourde El Baguel est situé à 80 km à l'est de Hassi Messaoud sur la bordure ouest du bassin de Ghadamès.

HISTORIQUE

Rhourde El Baguel a été découvert en 1961. Sa mise en production date d'août 1963 avec le sondage RB-1 qui produit, à partir d'une importante accumulation d'huile, dans les quartzites du Cambrien. Il s'agit d'un gisement d'huile initialement trés sous-saturée avec une pression statique d'origine de 403kg/cm2 et une pression de bulle de 166kg/cm2.
Une injection d'eau pilote a été installée en 1976 sur le flanc est du champ. L'extension de ce procédé n'a pas encore été retenu.

STRUCTURE

La structure du champ de Rhourde El Baguel est un brachyanticlinal d'environ 10 km sur 5 km dont l'axe est orienté NE-SO (Fig. 54) avec une fermeture structurale de l'ordre de 700m.
La structure est limitée sur ses flancs est et ouest par de grands accidents qui font partie du système régional de la dorsale complexe d'Amguid-El Biod-Hassi Messaoud.

Le gisement de Rhourde El Baguel est situé dans un piège structural faillé, en forme de horst-anticlinal. Il est bien défini par les données provenant de 36 puits. Deux grandes phases tectoniques ont affecté la région et ont modelé sa structure.
Dans une première phase d'âge Paléozoïque supérieur (fin Carbonifère), la région a subit une surrection importante et une érosion profonde. L'absence de sédiments d'âge Paléozoïque supérieur en témoigne. Le Paléozoïque est parfois érodé aussi profondément que le Cambrien (Hassi Messaoud, Baguel). Les sédiments mésocénozoïques reposent alors en discordance sur le Cambro-Ordovicien (discordance hercynienne).

Dans un deuxième temps, la phase alpine, dite autrichienne, continue de modeler les structures antérieures.

RESERVOIR

Cambrien

Il constitue le niveau productif de Rhourde El Baguel.
L'épaisseur variable est de l'ordre de 600 mètres. Cet horizon se divise en deux formations, à la base les grès de Hassi Messaoud et au sommet l'argilo-gréseux de l'Oued Mya. Les grès de Hassi Messaoud sont subdivisés en trois lithozones désignées de bas en haut par R3, R2 et Ra. Elles sont généralement constituées de grès, de quartzites et de grès quartzitiques fracturés. L'ensemble présente des structures à stratification entrecroisées avec de minces intercalations argileuses.
Ces niveaux sont parfois argileux et comportent des passées plus ou moins grossières ou conglomératiques . L'épaisseur de cet ensemble est de l'ordre de 500 mètres.
La série argilo-gréseuse de l'Oued Mya est constituée de deux ensembles: à la base, les grès d'El Gassi, d'environ 50 m d'épaisseur et d'âge incertain, comprenant le niveau Ri (R isométrique), formé de grès quartzitiques argileux, fins à moyens, à stratification horizontale, fracturés, avec des joints
stylolithiques; au dessus, une zone datées de l'Ordovicien dite zone des alternances dont l'épaisseur moyenne est de l'ordre de 50 m avec des alternances de niveaux argileux, silteux et gréseux à Tigillites. Le réservoir est en fait très laminé. Il peut être encore plus divisé soit, pour le niveau Ri en Ri et Ri-2, pour le Ra en Ra et Raa et enfin les niveaux R2 et R3.

Rhourde El Baguel - gisement fracturé

Le réservoir de Rhourde El Baguel constitue un exemple particulier de gisement fracturé. L'analyse d'environ 3000m de carottes provenant de nombreux puits a permis de tirer les conclusions suivantes:
• l'intensité de fracturation dépend de la compétence des roches, ainsi les quartzites Ri, Ra et Raa sont plus fracturées que les grès argileux de R2 et R3;
• la fracturation est localement plus intense au voisinage immédiat des failles.
Cette fracturation n'intéresse pas la totalité du gisement. En effet les analyses des remontées de pression des puits ne montrent pas toutes des comportements de double porosité.

CHAMP DE GASSI TOUIL

Gassi Touil est un anticlinal faillé situé dans le bassin triasique, à 150 km au sud de Hassi Messaoud.

HISTORIQUE

La structure de Gassi Touil a été reconnue par sismique et gravimétrie. GT-1, le premier puits implanté en juillet 1960 a prouvé la présence d'huile dans le Trias argilo-gréseux supérieur (TAGS), dans le Trias carbonaté (Trias intermédiaire) ainsi que dans le Trias argilo-gréseux inférieur (TAGI). La production d'huile du TAGI date de 1963 avec la complétion du puits GT-3. L'exploitation s'est poursuivie en déplétion naturelle jusqu'en 1974, date à laquelle l'injection de gaz dans le gas-cap assure un maintien partiel de pression.

Le TAGS est produit par dépletion naturelle, son gas-cap a été mis en production à partir de 1976 pour les besoins de la réinjection à Hassi Messaoud.

STRUCTURE

La structure de Gassi Touil est un anticlinal d'axe nord-sud d'une vingtaine de kilomètres de long sur environ quatre kilomètres de large. Le pendage maximum est de l'ordre de 25 degrés. La dénivelée structurale atteint 800m au top de la structure. En fait cet anticlinal comprend trois culminations avec chacune un gas-cap (Fig. 55).
La structure est limitée à l'ouest par une série de failles normales à rejet important excédant quelques centaines de mètres. Ces failles font partie du système régional de la dorsale Amguid-El Biod.
Le périclinal nord est recoupé par une faille est-ouest dont le rejet avoisine 200 mètres. Le flanc nord-est est affecté d'une faille rejoignant la précédante. Son rejet, variable, d'environ 200m au nord, diminue progressivement en direction du sud où elle s'estompe totalement.
Durant les phases hercyniennes et autrichiennes la région a été soumise à une activité tectonique importante. La structure de Gassi Touil a surtout été formée durant la phase autrichienne.
Cette phase est aussi responsable de l'intense érosion des séries mésozoïques et parfois même de leur absence.

RESERVOIR

Paléozoïque

Il comprend essentiellement un Cambro-Ordovicien complet et un Silurien dont il ne subsiste que la base argileuse. Il ne présente aucun intérêt pétrolier et par conséquence peu de puits l'ont traversé (Figs. 56 et 57).

Mésozoïque

A la fin de la phase hercynienne, on assiste aux dépôts transgressifs des premiers termes du Mésozoïque. Ces premières formations, datées du Trias, constituent les réservoirs de Gassi Touil. Elles sont suivies du Lias.
Le Trias argilo-gréseux inférieur (TAGI) (Fig. 58) est un ensemble continental de 100m d'épaisseur. Il s'est déposé transgressivement en épandage sur une pénéplaine héritée de la phase hercynienne.
Il est constitué d'intercalations argilo-gréseuses. Les grès du réservoir avoisinent 16% de porosité moyenne. La colonne d'huile dépassant les 300m de hauteur est surmontée par un important gas-cap.
Le Trias carbonaté est un ensemble argilo-dolomitique de 150 m. Vers la base une série d'une trentaine de mètres de grès argilo-silteux constitue souvent un bon réservoir. Son sommet fait de dolomie est un excellent repère sismique.
Le Trias argilo-gréseux supérieur (TAGS) est composé d'une succession d'argiles et de grès. Sa lithologie lui confère un caractère continental. Certains auteurs en font un dépôt deltaïque. Ses propriétés pétrophysiques sont généralement bonnes. A l'origine il s'agissait d'un réservoir à gas-cap doté d'une colonne d'huile voisine de 150 m. (Fig. 59)
La couverture est assurée par les épaisses séries argileuses du Lias et les dépôts salifères qui s'y développent.

BIBLIOGRAPHIE

ABED S. (1982) - Lithostratigraphie et sédimentologie du Jurassique moyen et supérieur du Djebel Amour (Atlas Saharien central, Algérie). Thèse 3e cycle, Université de Pau.
ABDESSELAM ROUIGHI F. (1989) - Spores acritarches et chitinozoaires du
Dévonien de la sinéclise Illizi-Rhadamès (Algérie) systématique et biostratigraphie
(Sahara algérien). Thèse 3e cycle,Université P. et M.Curie-Paris.
ACHAB A. (1970) - Le Permo-trias saharien : associations palynologiques et leurs applications en stratigraphie. Thèse 3e cycle, Université d'Alger.
AIT OUALI R. (1982) - Etudes des stades diagénétiques des séries carbonatées du
Jurassique terminal des Monts des Aurès et des Oulad Nail (Algérie). Thèse 3e cycle,Université de Pau.
AISSAOUI D. (1979) - Les séries carbonatées supérieures des Aurès-Hodna (Algérie): sédimentogenèse et diagenèse syn-sédimentaire. Thèse 3e cycle, Université P. et M. Curie-Paris.
AISSAOUI D. (1984) - Les structures liées à l'accident sud-atlasique entre Biskra et
le Djebel Manndra, Algérie :évolution géométrique et cinématique. Thèse 3e cycle,
Université L. Pasteur-Strasbourg.
ASSES A. (1987) - Analyse des diagraphies de forage, séquences sédimentaires et paléogéographie des séries argilo-gréseuses déposées au passage Silurien- Dévonien dans la synéclise est-saharienne : bassin d'Illizi et partie algérienne de Ghadamès. Thèse 3e cycle, Université de Pau.
BASSOULET J.P. (1973) - Contribution à l'étude stratigraphique du Mésozoïque de l'Atlas saharien occidental (Algérie). Thèse 3e cycle, Université P. et M. Curie-Paris.
BEGHOUL M.S. (1991) - Apport et contribution de l'analyse des diagraphies à la connaissance d'un bassin sédimentaire : application au bassin de Timimoun (Algérie). Thèse 3e cycle, Institut de Géologie de Strasbourg.
BEKKOUCHE D. (1992) - Le Silurien supérieur-Dévonien inférieur du bassin de
Ghadamès (Sahara oriental algérien) : lithostratigraphie, sédimentologie et diagénèse des réservoirs gréseux. Thèse 3e cycle, Université J. Fourier-Grenoble.
BELMECHERI A. (1985) - Contribution à l'étude géologique et structurale de la région de l'Ahnet-Timimoun par sismique réflexion et apport des pseudodiagraphies d'impédance acoustique à l'interprétation stratigraphique. Principe et application : Sahara occidental algérien. Thèse Université, Université de Bordeaux.
BENAMRANE O. (1987) - Diagraphie et sédimentologie : Une combinaison efficace pour l'étude des bassins et l'exploration des pièges stratigraphiques d'hydrocarbures (Trias du bassin de Oued Mya-Algérie). Thèse 3e cycle, Université P. et M. Curie-Paris.
BEN RABAH B. (1985) - Etude sédimentologique, pétrographique : pétrophysique et diagénétique des réservoirs cambro-ordoviciens du gisement d'El Gassi (Sahara septentrional Algérie). Thèse Doct. Ing., Université de Franche-Comté-Besançon.
GUARDIA P. (1975) - Géodynamique de la marge alpine du continent africain d'après l'étude de l'Oranie nord-occidentale : relations structurales et paléo-géographiques entre le Rif externe, le Tell et l'avant pays atlasique. Thèse 3e cycle, Institut Polytechnique Méditerranéen de Nice.
GUIRAUD R. (1973) - Evolution post-triasique de l'avant pays de la chaîne alpine en Algérie : d'après l'étude du bassin du Hodna et des régions voisines. Thèse 3e cycle, Université de Nice.
HAMEL A. (1988) - Etude géologique des grès triasiques du gisement pétrolier de Hassi R'Mel (Algérie) : caractérisation, extension et milieu de dépôt. Thèse 3e cycle,Université de Franche-Comté-Besançon.
KAZI TANI N. (1986) - Evolution géodynamique de la bordure nord-africaine : le domaine intraplaque nord-algérien : approche mégaséquentielle. Thèse 3e cycle, Université de Pau.
LAFFITE R. (1939) - Etude géologique de l'Aurès (Algérie). Propositions données par la Faculté. Thèse 3e cycle, Faculté des sciences d'Alger.
MEGARTSI M. (1972) - Etude des structures circulaires du nord-est d'Illizi (ex Fort Polignac) : Sahara nord-occidental. Thèse 3e cycle, Faculté des sciences d'Alger.
MESSAOUDENE N. (1990) - Etude de la formation et de l'inhibition des dépôts de sulfate de baryum dans le champ pétrolier : application au champ algérien de Tin Fouyé Tabankort. Thèse 3e cycle, Institut National Polytechnique de Toulouse.
MOHAMED ALI A. (1987) - Investigation of ground resources in the North Central Algerian Sahara. Thèse 3e cycle, Université de Bratislava.
OULEBSIR L. (1998) - Acritarches et chitinozoaires dans l'Ordovicien du bassin de
Oued Mya (Sahara, Algérie) : biostratigraphie et paléoenvironnement. DEA, Université P. et M. Curie-Paris.
SAADALLAH A. (1987) - Le massif cristallophyllien d'El-Djazair (Algérie) : évaluation d'un charriage à vergence nord dans les intermides des Maghrebides. Thèse 3e
cycle,Université d'Alger.
SEBBAR A. (1986) - Foraminifères et algues calcaires duCarbonifère inférieur (Viséen sup., Serpukhovien), Teniet en Nakla, Djebel Arlal et de l'Oued Saoura, du bassin de Bechar (Sahara sud oranais, Algérie) : utilisation paléobiogéographique. Thèse 3e cycle, Université P. et M. Curie-Paris.
TAKHERIST D. (1990) - Structure crustale, subsidence mésozoïque et flux de chaleur dans les bassins Nord Sahariens (Algérie) : apport de la gravimétrie et des donnée de puits. Thèse 3e cycle, Université de Montpellier.
VILLA J.M. (1980) - La chaîne alpine d'Algérie Orientale et desconfins algérotunisiens.
Thèse Université, Université P. et M. Curie-Paris.