cartographie géologique et analyse linéamentaire de la ... · par :mme hammad nabila le...

UNIVERSITE KASDI MERBAH – OUARGLA

FACULTÉ DES HYDROCARBURES, DES ÉNERGIES RENOUVEALABLES ETDES SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’UNIVERS

Département des Sciences de la Terre et de l’Univers

Thèse

En vue de l’obtention du diplôme de Doctorat en sciences

Option : Géologie structurale

par :Mme HAMMAD Nabila

Le 10/11/2016

Devant le jury :

Président Mr Messaoud HACINI Pr Univ. Kasdi Merbah OuarglaDirecteur de thèse Mr Mohamed DJIDEL Pr Univ. Kasdi Merbah OuarglaExaminateurs :

Mr AbdElHak BOUTALEB Pr Univ. Houari Boumediene AlgerMr Moulay Charaf CHABOU MCA Univ.Ferhat Abbas SétifMr Smaine CHELLAT MCA Univ. Kasdi Merbah Ouargla

Cartographie géologique et analyselinéamentaire de la région d’El Kseïbat (Sahara

du sud-ouest) à partir des images spatiales.Incidence sur l’exploration minière

ملخص

i

ملخصتصنیف صور القمر الصناعي لرسم خرائط الوحدات الصخریة وكذا استخراج : ذه األطروحة إلى شقینینقسم عمل ھ

.خطوطھا التركیبیة انطالقا من صور القمر الصناعي والصور الجویة

یھدف المحور األول لتحدید طریقة تصنیف تأخذ بعین االعتبار السیاق المكاني للمعلومات المحتوات في صور القمر

الحد األقصى SVMتصنیف: فقد اعتمدنا على ثالثة طرق مختلفة الختیار التي تناسب ظروف المكاشف لدینا. يالصناع

ICMمن االحتمال

قمنا ھنا باقتراح تقریب نصف آلي . الشطر الثاني یھدف الستخراج الخطوط التركیبیة باستخدام صور القمر الصناعي

. ترشیح بنیوي ومكاني(وھي تعتمد على سلسلة معالجات رقمیة . ط التركیبیةمختلف عن الطرق األخرى الستخراج الخطو

ھذا التقریب النصف آلي سمح . +Landsat-7 ETMالمطبقة على مرئیة) إلخ....تثنیة بالعتبة و شكل البنیة الریاضیة

.تونیة في المنطقةوھذا باألخذ بعین االعتبار االتجاھات التك. بالحصول على خریطة مفصلة للخطوط التركیبیة

وقد . یتم التحقق من البنى الخطیة المالحظة في المیدان وفي الخرائط الجیولوجیة والمعطیات الجیوفیزیائیة الموجودة

.سمحت بتعریف أغلب الخطوط التركیبیة المحسوبة بنیویة أو على األقل جیولوجیة

.ئج التحالیل الزلزالیة والجاذبیةإیجابیة الطرق المستخدمة تراقب عبر المعطیات المیدانیة ونتا

مما سمح لنا بالتحسین المعتبر لمردود أو . تطلب إنجاز قاعدة بیاناتSIGإدراج النتائج في نظام المعلومات الجغرافیة

تحدیث معطیاتنا الجیولوجیة وكذلك التحلیل الموضوعي عن العالقات المكانیة بین التمعدنات . نتائج خرائطنا المنجزة

.ا اللیتولوجي البنیويونطاقھ

تصنیف،الترشیح،استخراج الخطوط التركیبیة،رسم الخرائط الصخریة والھیكلیة،اضطرابات :الكلمات المفتاحیة

نظم المعلومات الجغرافیة, الحقل الجاذبي

Résumé

ii

RésuméLes travaux de cette thèse s’articulent autour de deux axes : la classification pour unecartographie des unités lithologiques et l’extraction des linéaments à partir des imagessatellitaires et aériennes.Le premier axe a pour objectif de choisir une méthode de classification qui prend en comptele contexte spatial de l’information contenue dans l'image satellitaire. Ainsi, nous avonsadopté trois différentes méthodes, pour en choisir que celle qui répond le mieux à nosconditions d'affleurement: La classification SVM, le Maximum de vraisemblance et l'ICM(Iterated Conditional Mode).Le second axe concerne l’extraction des linéaments à partir des images satellitaires. Nousavons proposé une nouvelle approche semi-automatique différente des autres méthodesd’extraction des linéaments. Elle consiste en une succession de traitements numériques(filtrage textural et spatial, binarisation par seuillage et morphologie mathématique…etc.)appliqués sur une scène LANDSAT-7 ETM+. Cette approche semi-automatique a permisd’obtenir une carte détaillée des linéaments, tout en tenant compte des directions tectoniquesreconnues dans la région.La validation visuelle de ces structures linéaires, effectuée sur terrain et sur la base de la cartegéologique et des données géoscientifiques existantes, a permis l’identification de la majoritédes linéaments jugés structuraux ou du moins géologiques.Les performances des méthodologies proposées sont vérifiées à travers des données de terrainet des résultats d'analyse de données sismiques et gravimétriques.L’intégration des résultats dans un « SIG » a nécessité l'élaboration d'une base de données.Ceci nous a permis d'améliorer considérablement le rendu cartographique de notre travail, lamise à jour les données géologiques de notre région l'analyse thématique sur les relationsspatiales entre les minéralisations et leur contexte lithostructural.

Mots clés : Classification, filtrage, extraction des linéaments, Cartographie lithostructurale,Gavimétrie, SIG

Abstract

iii

AbstractThe work of this thesis is focuses on two axes: the classification for mapping of lithologicalunits and extraction of lineaments using satellite and aerial image.

The first axis aims to select a classification method that take into account the spatial contextof the information in a satellite image. Thus, we have adopted three different methods tochoose the one that best meets our outcropping conditions: The SVM classification, maximumlikelihood and ICM (Iterated Conditional Mode).The second line of this thesis is the extraction of lineaments using satellite images. Weproposed a new semi-automatic approach different from other methods of extraction oflineament. It consists of a series of digital processing (textural and spatial filtering,binarization by thresholding and mathematical morphology ... etc.) applied to a LANDSAT 7ETM + scene. This semi-automatic approach has produced a detailed map of lineaments,while taking account of tectonic directions recognized in the region.The visual validation of these linear structures carried out on land and on the basis of thegeological map and existing geosciences data, allowed the identification of the majority ofstructural lineaments or at least tried geological.The performance of the proposed methods is verified through field data and seismic dataanalysis and gravimetric results.The integration results in a "GIS" have required the development of a database. This allowedus to significantly improve cartographic rendering of our work, update the geological data ofour region thematic analysis on the spatial relationships between mineralization andlithostructural context.

Keywords: classification, filtering, extraction of lineaments, lithostructural Cartography,Gavimetry, GIS

Dédicace

iv

v

Avant propos

Au terme de ce travail, je remercie le tout puissant, le miséricordieux, qui par sa grâce m'adonné force et patience pour mener à bout cette longue aventure.Cette thèse concrétise un long travail de recherche, d’analyse et de rédaction qui n'auraitjamais pu se faire sans la collaboration de plusieurs; mes remerciements les plus chaleureuxvont à toutes les personnes et institutions qui ont contribué à sa réussite.Je remercie vivement mon directeur de thèse Pr Mohammed DJIDEL qui a accepté cetengagement et dont la direction a donné lieu à des échanges scientifiques riches, à desconfrontations de points de vue différents, et c'est réellement de la synthèse de ces points devue que sont nées les idées et les méthodes développées dans ce mémoire. Je lui suisprofondément reconnaissante de la confiance qu'il m'a accordée en autorisant mes recherchesà prendre cette orientation.Je tiens en particulier à exprimer ma plus sincère gratitude à Mme Danielle DUCROT,Professeur Habilité à l'université Paul Sabatier de Toulouse, pour son accueil chaleureux, sesses précieux conseils et sa disponibilité tout au long de mes stages au sein du centre derecherche CESBIO Toulouse, malgré son emploi du temps très chargé.Je tiens à remercier les Membres du Jury Monsieur Messaoud Hassini, Professeur à l'Université Kasdi Merbah Ouargla UKMO, qui

m’a fait l’honneur de présider ce jury. Monsieur Abd El Hak BOUTALEB, Professeur à l'Université des Sciences et de la

Technologie Houari Boumediene, d’avoir accepté de participer au jury de cette thèse et d'yapporter ses pertinentes observations.

Monsieur Moulaye Charaf CHABOU, Maître de Conférences Habilité à l'Université FerhatAbbas Sétif, pour m’avoir fait l’honneur d’être rapporteur de ma thèse et d’avoir fait ledéplacement malgré son temps chargé.

Monsieur Chellat Ismaïne, Maître de conférences habilité à l'Université Kasdi MerbahOuargla, d'avoir accepté le rôle d’examinateur.

Je remercie également Pr Yann Kerr, Directeur du CESBIO, ainsi que son adjoint Pr Jean-Philippe Gastellu-Etchegorry pour m’avoir accueilli au sien du CESBIO, ainsi que Mr JoséDarrozes du laboratoir GET pour ses conseils et orientations. Je remercie Mr Antoine Masse,stagiaire doctorant au CESBIO en 2012, pour son aide et contribution pour la réalisation desclassifications ICM.Une attention particulière est portée à Mme Fella Abdi dont la contribution m'a fortementaider à comprendre la géologie d'El Kseibat, Merci pour tout Fella.Un grand merci ensuite à mes confrères marocains Mr Omar EL KHARKI "Maître deconférence à l'Université d'Agadir, et son épouse Djamila Mechbouh pour leur soutien et toutela documentation en télédétection qu'ils m'ont fourni.Je remercie mon collègue Mr Slimane BOUREGAA, pour m'avoir accompagné durant monstage de terrain à El Kseibat et ses précieuses explication sur la paléogéographie régionale.Je voudrais enfin remercier tous ceux qui m'ont entourée durant ces années de thèse; mescollègues et amies (Nawel, lilia et Leila) à qui je souhaite beaucoup de bien spécialementceux avec qui j'ai eu l'occasion de travailler ou d'échanger des idées. A mes étudiants que j'aiencadrés, pour leur contribution, l’ambiance très chaleureuse qu’ils ont su créer.Enfin un Hommage particulier est dédié à notre défunte amie et collègue Lila Yahyaoui, qui ainitié la base de données SIG réalisée dans le cadre de ce travail. Que ton âme repose en paixLila.

vi

Table des matièresصخل م ............................................................................................... Erreur ! Signet non défini.

Résumé........................................................................................... iErreur ! Signet non défini.

Abstract .......................................................................................... iErreur ! Signet non défini.

Dédicace .......................................................................................... Erreur ! Signet non défini.

Avant propos ................................................................................... Erreur ! Signet non défini.

Table des matières..................................................................................................................... viListe des figures .............................................................................. Erreur ! Signet non défini.

Liste des tableaux ..................................................................................................................xviiiIntroduction générale.................................................................................................................. 1

Partie I. Context Géologique

Chapitre I. Contexte géologique régionalI.1 Cadre géologique régionale .................................................................................................. 6

I.1.1. Le massif des Eglab..................................................................................................... 6I.1.1.a. Le système de base Réguibat.......................................................................................... 8

I.1.1.b. Le système supérieur Réguibat....................................................................................... 8

I.1.1.c. La couverture infratillitique inférieure ........................................................................ 10

I.1.1.d. L’infratillitique supérieur ............................................................................................ 10

I.1.2. Le Bouclier Targui «Touareg ».................................................................................. 10I.1.3. La zone de suture........................................................................................................ 11I.1.4. Les monts de l’Ougarta: ............................................................................................. 13I.1.5. Zone de Jonction Hoggar - Ougarta ........................................................................... 16I.1.5 Les bassins sédimentaires............................................................................................ 17

I.1.5. a. La cuvette de Sbaa :..................................................................................................... 17

I.1.5. b. Le bassin de Reggane :................................................................................................ 18

I.2. Lithostratigraphie et paléogéographie régionale................................................................ 19I.2.1. Le Paléozoïque ........................................................................................................... 20

I.2.1.a. Le Cambrien ................................................................................................................. 20

I.2.1.b. L'Ordovicien................................................................................................................. 21

I.2.1.c. Le Silurien .................................................................................................................... 23

I.2.1.d. Le Dévonien ................................................................................................................. 24

I.2.1.e. Le Carbonifère.............................................................................................................. 26

I.2.1.f. Le Permien.................................................................................................................... 27

I.2.2. Le Méso-cénozoïque : ................................................................................................ 28

vii

Chapitre II. Contexte géologique localII.1. Contexte géologique et géomorphologique ...................................................................... 31II.2. Contexte structural............................................................................................................ 33

II.2.1. Le secteur Djebel Hèche: .......................................................................................... 34II.2 Le secteur Moulaye Mohamed...................................................................................... 38II.2.3. Le secteur d’El Kseibat ............................................................................................. 38

II.3. Stratigraphie : ................................................................................................................... 39II.3.1. Le Substratum ........................................................................................................... 41II.3.2. Paléozoïque ............................................................................................................... 43

II.3.1.a. Cambrien..................................................................................................................... 43

II.3.1.b. Ordovicien .................................................................................................................. 44

II.2.1.c. Silurien ........................................................................................................................ 46

II.2.1.d. Dévonien..................................................................................................................... 47

II.2.1.e. Zone de passage entre Dévonien-Carbonifère : .......................................................... 50

II.2.1.f. Carbonifère .................................................................................................................. 50

II.3.4. Méso-Cénozoïque ..................................................................................................... 50III.2.2.a. Le Crétacé inferieur ................................................................................................... 50

III.2.2.b. Le Cénozoïque........................................................................................................... 50

II.3.5. Quaternaire................................................................................................................ 51II.2.3.a. Villafranchien :............................................................................................................ 51

II.2.3.b. Pléistocène moyen : .................................................................................................... 51

II.2.3.c. Pléistocène supérieur :................................................................................................. 52

II.2.3. d. Holocène : .................................................................................................................. 52

II.4. Magmatisme : ................................................................................................................... 52II.5. Paléogéographie locale ..................................................................................................... 54

PARTIE II. Materiels et Méthodes

Chapitre III. Données et matériels utilisésIII.1. Données satellitaires........................................................................................................ 62III.2. Données géoscientifiques ................................................................................................ 63III.3. Données Géophysiques ................................................................................................... 63III.4. Logiciels utilisés.............................................................................................................. 63III.5. Méthodologie: ................................................................................................................. 64

viii

Chapitre IV. La Cartographie lithologiqueIV.1. Traitements des données ................................................................................................. 65

IV.1.1. Traitements d’amélioration ou de rehaussement..................................................... 65IV.1.2. Traitements thématiques.......................................................................................... 67

IV.1.2.a. L’analyse en Composantes Principales ..................................................................... 67

IV.1.2.b. Les ratios ................................................................................................................... 68

IV.2. Caractérisation des unités lithologiques.......................................................................... 69IV.2.1. Caractérisation visuelle: photo-interprétation géologique ...................................... 69IV.2.2. La Classification Isodata (Iterative Self-Organizing Data Analysis Technique). ... 71IV.2.3. Classification non supervisé ICM (IteratedConditional Modes)............................. 73

IV.3 Extraction automatique des unités lithologiques ............................................................ 74IV.3.1. La classification supervisée………………………………………………………..74

IV.2. Procédure de classification supervisée………………………………………………76

IV.2.1. Prise des échantillons………………………………………………………………..76IV.2.2. Analyse des échantillons………………………………………………………………78

IV.2.2.a. Statistiques des échantillons…………………………………………………….78IV.2.2.b. Calcul de Séparabilité ROI……………………………………………………..78

IV.2.3. Le processus d'apprentissage………………………………………………………...79IV.2.4. Validation de la méthode………………………………………………………………80

IV.2.4.a. La vérité terrain …………………………………………………………..81

IV.2.4.b. Matrice de confusion……………………………………………………….81

IV.2.5. Amélioration du rendu cartographique des classifications……………………….81

Chapitre V. Cartographie linéamentaireV.1. Définitions des linéaments ............................................................................................... 83V.2. Origine des éléments linéaires entre image et géologie : ................................................. 84V.3. Cartographie linéamentaire .............................................................................................. 85V.5. Intérêt de la cartographie linéamentaire ........................................................................... 87V.6. Méthodologie.................................................................................................................... 89

V.6.1. Filtrage et traitements de rehaussement:................................................................... 89V.6.1.a. Traitements de transformation : ................................................................................. 89

V.6.1.b. L’analyse texturale...................................................................................................... 91

V.6.1.c. Filtrage spatiale des images ........................................................................................ 93

V.6.2. Extraction des linéaments ......................................................................................... 98V.6.2.a. Extraction par photo-interprétation :........................................................................... 98

V.6.2.b. Extraction automatique des linéaments ...................................................................... 99

ix

V.6.2.c. Extraction semi-automatique : .................................................................................. 101

Chapitre VI. Validation et mise en forme cartographiqueVI.1. La validation par géophysique ...................................................................................... 105

VI.1.1. Analyse des données de sismique ......................................................................... 105VI.1.2. Analyse des données gravimétriques .................................................................... 105VI.1.2. ................................................................................................................................ 106

VI.1.2.a. Les cartes gravimétriques ........................................................................................ 106

VI.1.2.b. Déconvolution d’Euler : .......................................................................................... 108

VI.2. Intégration des données dans un S.I.G .......................................................................... 110VI.2.1. Méthodologie.............................................................................................................. 110

VI.2.1.a. Création de la base de données................................................................................ 110

VI.2.1.b. Intégration des cartes téléanalytiques : .................................................................... 114

Partie III. Résultats: Validation, Discussion et Synthèse.

Chapitre VII. Cartographie lithologiqueVII.1. Reconnaissances des unités lithologiques.................................................................... 115

VII.1.a. Résultats de l'analyse photo-interprétative........................................................... 115VII.1.2. Résultat de l'analyse radiométrique...................................................................... 118

VII.2. Extraction et cartographie des unités lithologiques ..................................................... 122

Chapitre VIII. Cartographie des linéamentsVIII.1. Extraction manuelle Vs automatique.......................................................................... 127VIII.2. Extraction semi-automatique :.................................................................................... 133

Chapitre IX. Validation et synthèse des résultatsIX.1. Interprétation qualitative des cartes gravimétriques ..................................................... 137

IX.1.1. Carte de l'anomalie de Bouguer ............................................................................ 137IX.1. 2. La carte de l'anomalie résiduelle .......................................................................... 138IX.1.3. Les Cartes des dérivées ........................................................................................ 138IX.1.4. Les cartes du gradient horizontal et de la déconvolution d'Euleur........................ 139

IX.2. Validation des linéaments et anomalies téléanalytiques ............................................... 140IX.3. Carte lithostructurale..................................................................................................... 142IX.4. Implications minière : L’analyse thématique................................................................ 144

IX.4.1. Structures tectoniques et indices de minéralisations: ............................................ 144IX.4.2. Lithologie et minéralisation.................................................................................. 145

IX.4.2.a. Carte thématique de (Zn) ......................................................................................... 145

IX.4.2.b. Carte thématique du (Cu) ....................................................................................... 146

IX.4.2.c. Carte thématique de l'Argent (AG).......................................................................... 146

IX.4.2.d. Carte thématique de Manganèse (Mn) .................................................................... 147

x

IX.4.2.e. Carte thématique de (Pb) ......................................................................................... 148

Chapitre X. Synthèse lithostructuraleX.1. Le socle........................................................................................................................... 151

X.1.1. Craton Ouest –Africaine: ........................................................................................ 151X.1.2. Zone mobile panafricaine ....................................................................................... 152

X.2. La couverture de la plateforme:..................................................................................... 153

Conclusion générale………………..……………….…………………………………………………………….161

Annexe 1. Les Fiches des classes lithologiques .................................................................... 166Annexe 2. Ananalyse des données sismiques. ....................................................................... 167

Bibliographie..................................................................................................................... 1

xi

Liste des figuresFigure 1.Carte de situation du massif des Eglab dans le cadre ouest-africain. 6

Figure 2.Schéma structural de l’axe cristallin Yetti –Eglab (EREM, 1983, Hammad, 2008). 7

Figure 3.Carte géologique du domaine Eglab Yetti (tirée de la carte géologique de l’Algérie,S. Gacem, 2004 in Chabou, 2010 modifiée). 9

Figure 4.Carte schématique de la chaîne transaharienne dans le bouclier Touareg et lesrégions voisines. Le magmatisme tertiaire n’est pas représenté (Caby 2003). 11

Figure 5.Positionnements de la ligne de suture d'après les différents auteurs : A) Ennih etLiégeois (2001), B) Dostal et al.( 2002), C) Caby et al., (2010). 13

Figure 6. La chaine de l’Ougarta 14

Figure 7. Colonne litho stratigraphique type du paléozoïque des monts de l’Ougarta(Hamdidouche, 2009). 15

Figure 8.La zone de jonction (raccordement) entre la région d’Ougarta et le domaine duHoggar. Les pointillés montrent les bassins mollassiques panafricains. (J. Fabre 2005). 17

Figure 9. Colonne lithostratigraphique du bassin de l’Ahnet 20

Figure 10.Carte des paléo-environnements du Cambrien. (Medaouri, 2004). 21

Figure 11.Cartes paléo-environnements du l’Ordovicien inférieur (Medaouri, 2004) 22

Figure 12. Carte des paléo-environnements du l’Ordovicien supérieur (Medaouri, 2004). 23

Figure 13. Carte du paléo-environnement du Silurien(Medaouri, 2004). 24

Figure 14. Carte du paléo-environnement du Dévonien inférieur (Medaouri, 2004). 25

Figure 15. Carte du paléo-environnement au Dévonien moyen et supérieur (Medaouri, 2004) 26

Figure 16.Carte des paléoenvironnements du Carbonifère inférieur (Medaouri, 2004) 27

Figure 17. Carte du paléo-environnement au Carbonifère moyen et supérieur (Medaouri, 2004)27

Figure 18. Contexte géologique régional 31

Figure 19. Carte géologique d'El Kseibat (Wilckzynski et al, 1986 modifiée) 32

Figure 20. Carte topographique de la région d’el Kseibat 33

Figure 21. Contexte géologique local 34

Liste des figures

xii

Figure 22. Schéma structural de la région El Kseibat (Wilckzinsky, et al., 1987 modifiée). 35

Figure 23.Coupe actuelle après érosion, modélisation informatique de la structure sebkha elMellah- Erg el Atchane (projection de djebel Hèche) (Hervouet & Duée, 1996). 36

Figure 24. Coupe géologique schématique (wilckzynski et al, 1987 modifiée). 37

Figure 25. a/Section sismique 89 GOU A 135 b/ coupe interprétative schématique (associéeaux données de terrain) (Ait Said et Chérif, 1995 modifiée). 38

Figure 26. La colonne stratigraphique de la région d'El Kseibat. 40

Figure 27. Cartes géologiques schématiques des boutonnières néoprotérozoïques des (a)Monts d’Ougarta et (b) la Sebkhat El Mellah(Caby et al., 2010) 42

Figure 28. Les grès du cambrien moyen (Djebel Hèche et Gara Rhoumbo) 43

Figure 29. Le grès quartziques du Cambrien supérieur. 44

Figure 30. Les argiles du Silurien inferieur (Sebkhat Fegaguira). 46

Figure 31.barre calcaire du silurien, abandance d'orthoceres 47

Figure 32. a/ Les argiles du Silurien supérieur Sabkhat Fegaguira,b/ intercalations de siltsdans les argiles du silurien superieur, c/Calcaire micritique à faune d'Orthoceras et Crinoïdes.

47

Figure 33. Barre du Dévonien inférieur 48

Figure 34.le passage dévonien inferieur Dévonien Moyen au niveau de sebkha Fegaguira. 48

Figure 35. Les grès du dévonien Moyen très fracturés. 49

Figure 36.Calcaire du Dévonien Moyen ( à goniatite). 49

Figure 37. Les formations du dévonien supérieur: a/ passage dévonien moyen à dévoniensupérieur, b/Intercalations de silts dans les formations argileuses du Dévonien supérieur, c/ lesformations argileuses supérieures 49

Figure 38.La barre carbonaté silicifiée de la hamada 51

Figure 39. Dalle alluvionnaire du moi-pliocène et reg (à droite détail de la photo). 51

Figure 40. Les dépôts évaporitiques au niveau de la sebkha Fegaguira. 52

Figure 41.Les formations dunaires de l'Holocène. 52

Figure 42. Localisation du magmatisme du secteur Foum El Kheneg sur Google earth et surterrain 53

Liste des figures

xiii

Figure 43.Echantillon de tuf prélevé à Foum El Kheneg 53

Figure 44.Projection de l’Echantillon I-28 sur les diagrammes de classification des rochesmagmatiques (Wilczinsky et al.,1987 modifié) 54

Figure 45. Carte des isopaques ante-ordovicien (Wilczynski, 1987 modifiée). 56

Figure 46. Cartes des isopaques l’Ordovicien inférieur (à gauche), et de l’Ordoviciensupérieur (à droite) (Wilczynski, 1987 modifiée) 57

Figure 47. Carte des isopaques du Silurien (Wilczinsky, et al., 1987 modifiée). 58

Figure 48.Carte isopaque du Dévonien inférieur (Wilczynski, 1987). 59

Figure 49. Carte des isopaques du Dévonien moyen (à gauche) et du Devonien supérieur (àdroite) (Wilczinsky et al.,1987 modifiées). 59

Figure 50. Catre isopaque du Strunien (Wilczynski, 1987, modifiée) 60

Figure 51. Carte isopaque du Tournaisien (à gauche), du Viséen ( à droite) (Wilczinsky etal.,1987, modifiées). 61

Figure 52. Scène p 197 r 040 de LANDSAT 7 ETM+ 62

Figure 53. Organigramme global des traitements 65

Figure 54. traitements de rehaussement des images (Extrait de la scène 197 r 40 bande ETM+1). 66

Figure 55. Compositions colorées des bandes ETM+ 321. 67

Figure 56. Anomalies radiométriques mises en évidence par les ACPs. 68

Figure 57. Les néocanaux Ratios ETM+3/ETM+4, ETM+4/ETM+5, ETM+4/ETM+6 etETM+4/ETM+7 69

Figure 58. a) Critère de ressemblance, b) Distance entre pixels et entre classes 71

Figure 59. Classification ISODATA (non interprétée). 73

Figure 60. Classification non supervisé ICM 74

Figure 61. Classifieurs de différentes classifications supervisées 75

Figure 62. Principe des SVM : (a) Recherche de l’hyperplan optimal ; (b) Hyperplan optimal,marge et vecteurs supports 76

Figure 63. Affichage des canaux et de l’overlay échantillon 77

Liste des figures

xiv

Figure 64. Procédure d'échantillonnage. 77

Figure 65. Les courbes de réflectance 78

Figure 66. Extrait des résultats de séparabilité 79

Figure 67. Processus de classification par apprentissage. 80

Figure 68. Les traitements post classification. 82

Figure 69. Les linéaments géologiques. 85

Figure 70. Organigramme des traitements de cartographie linéamentaire . 90

Figure 71. Les traitements de transformation 90

Figure 72. Les indices de cooccurrence 92

Figure 73.a) composition colorée des paramètres Moyenne, homogénéité et dissemblance enRVB respectivement, b et c) zoom sur quelques linéaments. 93

Figure 74. Extraits des filtres spatiaux 95

Figure 75. Filtre directionnel sur ETM + 5 à 45° (fenêtre3x3). 96

Figure 76. Filtre directionnel sur ETM+ 3 à 90° (fenêtre 5x5) 97

Figure 77. Filtre directinnel sur ETM + 5 à O° (fenêtre 5x5). 97

Figure 78.Filtre directionnel à 45° sur Acp1 (fenêtre3x3). 97

Figure 79. Filtre directionnel sur ratio 4/7 à 135° (Fenêtre 3x3). 98

Figure 80. Extraction des linéaments géologiques par photointerprétation 99

Figure 81. Extraction automatique des linéaments 100

Figure 82. Filtrage d’une image binaire bruitée par des opérateurs morphologiques dedilatation et d’érosion (fenêtre 3 ×3 avec voisinage étendu). a) Image bruitée b) Image sansbruit (référence)c) Dilatation 3 ×3 d)Différence avec référence e) Erosion 3 ×3 f) Différenceavec référence 102

Figure 83. Principe du filtrage morphologique : les opérateures élémentaires de dilatation etd"érosion (Caloz et Collet, 2001). 102

Figure 84. Procédure d’addition des images filtrées, seuillées et binarisées. 103

Figure 85. Masque de la classe dune 104

Liste des figures

xv

Figure 86. Cartes des anomalies gravimétriques : à gauche anomalie de bouguer globale ; àdroite) anomalie résiduelle. 107

Figure 87. Cartes des dérivées X (à gauche) et Y ((à droite) 108

Figure 88. Les cartes des solutions d'Euler 109

Figure 89.Passage du format raster (a) au format vecteur(b). 111

Figure 90. Structure de la table « Lithologie » 112

Figure 91.Structure de la table « Faille » 113

Figure 92. Extrait de la scène LANDSAT ETM + 197 r 40 en Composition colorée 432. 115

Figure 93. Composition Colorée (ETM+ 7 5 1 en RGB respectivement) 116

Figure 94. Composition Colorée (ETM+ 743 en RGB) 116

Figure 95. Composition Colorée (ETM5-4-1 en RGB). 117

Figure 96. Anomalies radiométriques relevées sur ACPs 567 1 et ACPs 567 2 118

Figure 97. Structure circulaire (radiométriques) du Djebel Hèche Est sur l’image du ratioETM5/ETM2 (en bleu), du djebel Hèche ouest sur l’image du ratio ETM7/ETM3 (en rouge).

118

Figure 98. Histogramme 2D mesuré au nord (au niveau du Djebel Hèche) 119

Figure 99. Classification isodata : a/ brutes b/classes combinées et interprétées 121

Figure 100. Classification ICM a/ brutes b/classes combinées et interprétées 121

Figure 101. Confusions entres classes (argilites siluriennes dans les grès cambriens) dans uneclassification SVM. 122

Figure 102. Classification supervisée maximum de vraisemblance 123

Figure 103.classification supervisée SVM 123

Figure 104. Confusion des grès cambriens avec les autres classes (Gara Rhoumbo). 124

Figure 105. Classification supervisée SVM à 14 classes. 124

Figure 106. Détail du secteur Moulay Mohammed 124

Figure 107. Carte de linéaments par photo-interprétation. 128

Liste des figures

xvi

Figure 108. Image des linéaments automatiques extraits de l'image du filtre directionnel à 0°de l'ACP1 129

Figure 109. Accidents non détectés par extraction automatique. 130

Figure 110. Rosaces directionnelle des cartes linéamentaires des cartes photointerprétation (àgauche) et automatique (à droite). 131

Figure 111. Extraction automatique et extraction manuelle 131

Figure 112. Carte des linéaments géologiques extraits automatiquement 132

Figure 113. Carte des densités de fracturation. 133

Figure 114. Carte des linéaments géologiques de la région d’El Kseibat (a, b, c, d, e voirfigure 115) 134

Figure 115. Photos des différents linéaments vérifiés sur terrain 136

Figure 116. Carte des anomalies de Bouguer interprétée 137

Figure 117. Carte des anomalies résiduelles. 138

Figure 118. Les Cartes des dérivées de l’anomalie Bouguer par rapport à X et Y. 139

Figure 119. (A) carte du gradient horizontal, (B) Caret de convolution de Euler(si=0.5,w=7x7,z=1) 140

Figure 120. Superposition des linéaments téléaanalytiques aux cartes d'anomaliesgravimétriques résiduelle, dérivé X et Y respectivement 141

Figure 121. Carte lithostructurale téléanalytique de la région d'El Kseibat 143

Figure 122. Structures tectoniques et indices de minéralisations de la région d’el Kseibat 145

Figure 123. Carte thématique représentant la distribution de Zn dans la région d’el Kseibat146

Figure 124. Carte thématique représentant la distribution de Cu dans la région d’el Kseibat146

Figure 125. Carte thématique représentant la distribution d’Ag dans la région d’el KseibatErreur ! Signet non défini.

Figure 126. Carte thématique représentant la distribution de Mn dans la région d’El Kseibat147

Figure 127. Carte thématique représentant la distribution de Pb dans la région d’el Kseibat148

Liste des figures

xvii

Figure 128. Contexte géologique régional 152

Figure 129. Localisation du schéma structural local sur la carte des linéaments (réalisée parHmadidouche, 2009 modifiée) 154

Figure 130. (a) Shéma structural local, b) détail du secteur Moulaye Mohamed. 154

Figure 131. Zones de béchification et mylonitisation dans les grès du cambrien 156

Figure 132. Faille inverse synsédimentaires dans les grès fins ordoviciens 156

Figure 133. Fractures et miroir de faille dans les formations dévoniennes. 157

Figure 134. Déformation intraplaque de la plateforme saharienne pendant les événementsvarisques, pour le Carbonifère, et le Permien. 158

Figure 135. Profondeur de la discordance hercynienne sur la plateforme saharienne (Craig etal., 2010, Leprêtre, 2015). La ligne rouge indique la limite des séries triasique et jurassique.Le COA est dénué de ces sédiments et ne préserve que les séries détritiques du Jurassiquesupérieur(?)/Crétacé inférieur, dans le bassin de Tindouf, le TLDB et le long de la suturpanafricaine. La position des coupes de la figure 135 est indiquée. 159

Figure 136. Coupes Nord-Sud dans la plateforme saharienne (localisées sur la fig. 134). Tousles traits de couleur indiquent le somment de la formation. HU : Discordance Hercynienne.Les cercles rouges soulignent les arches de socl (Leprêtre, 2015). 160

xviii

Liste des tableauxTableau1Le Paléozoïque du Sahara occidental. Correspondance entre les formations et attributionstratigraphiques (Attar, 1984 ; Fekirine et Abdallah, 1998 A, Akkouche, 2007). ................... 19

Tableau2Les nomenclatures et les relations stratigraphiques et lithologiques des terrains cambriens etordoviciens d’après les différents auteurs (Hamdidouche, 2009) ............................................ 45

Tableau3les caractères des bandes Landsat 7 ETM+............................................................................. 63

Tableau4.Comparaison des différentes méthodes de classification supervisée ...................................... 75

Tableau5.Les opérateurs de filtres spatiaux (Caloz& Collet, 2001). ..................................................... 93

Tableau6.La table « Lithologie » ........................................................................................................... 111

Tableau7.La table faille d'El-Kseibat .................................................................................................... 112

Tableau8.Table des données géophysiques d'El-Kseibat....................................................................... 113

Tableau9.Table des indices de minéralisation d'El-Kseibat................................................................... 114

Tableau10.Matrice de confusion de la classification SVM (en pixel et en %) ....................................... 126

Tableau11.Matrice de Confusion de la classification Maximum de vraissemblance (en pixel et en %) 127

Tableau12.Matrice de Confusion de la classification Maximum de vraissemblance (en pixel et en %)(Suite) ..................................................................................................................................... 128

Tableau13.Matrice de confusion de la classification SVM à 14 classes (en pixel et en %) ................... 125Tableau14.Précision producteur (Prod. Acc) et utilisateur (User. Acc ) de la classification SVM à 14classes (en pixel et en %) ...................................................................................................... 126

Introductiongénérale

Introduction générale

1

Introduction généraleContexte

Les cartes géologiques à petite échelle sont des documents indispensables à l'orientation de larecherche des ressources du sous-sol.Pour leur éléboration, la télédétection est devenue incontournable et complémentaire destravaux de terrain. L'utilisation de senseurs de plus en plus sophistiqués, a révolutionnél'application de cette technique, de par leurs résolutions spatiale et spectrale de plus en plusfines. Ce développement spectaculaire a largement contribué à l'évolution de la géologiestructurale et la cartographie lithologique.La télédétection offre, dans ce type d'application, différentes possibilités : discrimination,délimitation, reconnaissance de formes, classification et identification permettant ainsi laréalisation de maquettes cartographiques aux différentes échelles. Elle constitue pour lesphoto-interprètes un outil très important, et parfois indispensable, pour optimiser le tempspassé sur le terrain tout en améliorant la précision du document cartographique final.Cependant avec le flux croissant des images de télédétection, il devient nécessaire dedévelopper des méthodes automatiques d'analyse de toutes ces données, et particulièrementles images.Pour répondre à ce besoin urgent d’automatiser la photo-interprétation, de nombreusesméthodes ont été développées. Ces méthodes tentent de remédier aux différents problèmesd’interprétation et d'extraction de l’information à partir d'images satellitaires, notamment engéologie tel que l’occupation du sol, la détection et l’extraction d'objets surfaciques oulinéiques.

ObjectifsCette étude porte sur la cartographie les différentes formations de la région d'El Kseïbat(Sahara du sud-ouest) et de ressortir les grandes structures géologiques. C'est donc un travailà caractère essentiellement cartographique répondant à deux objectifs principaux :

- le choix d’une méthode robuste de classification d’images de télédétection, permettantd’effectuer une cartographie des unités lithologiques.

- la mise en œuvre d’une méthode permettant l’extraction des linéaments géologiques.Compte tenu de nos résultats cartographiques, nous tenterons de ressortir la logique derépartitions des nombreuses minéralisations décrites dans la région.L’imagerie spatiale, de par les propriétés des données qu'elle fournit, pourrait offrir une visionnouvelle de cette région. Dans de tels environnements semi-arides et arides les imagesoptiques, de plus en plus utilisées pour la cartographie géologique de surface, permettent demettre en évidence certaine anomalies, qui passent inaperçues sur terrain et qui ne sontdétectées que par des méthodes géophysiques.

Description du site d'étude

La région d'El Kseïbat connue sous le nom de Gourara se situe dans la partie nord-ouest duSahara algérien, sur le territoire de la wilaya d'Adrar. C'est un segment d'une vaste vallée del'oued Messaoud, limité à l'ouest par l'Erg Erraoui et l'erg Chech, au nord par le grand Ergoccidental et à l'est par le plateau de Tademaït, au sud par la région de Touat. Elle estdélimitée par les coordonnées 28°- 29° N et 0°' E- 1°O. Le climat régnant dans cette partie duSahara est de type désertique aride caractérisé par de très hautes températures estivales et desprécipitations peu fréquentes (Beucher, 1975). La région d’étude est dépourvue de tout


2

couvert végétal, hormis quelques palmerais dispersées autour des petits villages au sud-est dela région.Géologiquement, El Kseïbat occupe un contexte très complexe, sur la zone qui limite leCraton Ouest Africain et la Plateforme Saharienne et à la terminaison sud-est de la chaînehercynienne de l’Ougarta. Sa partie Sud appartient à la cuvette de Sbaa prolongement sud estde l'Erg Erraoui.Outre l'intérêt que suscité sa complexité structurale, cette région fut l'objet de nombreusescompagnes d'exploration minière suite à la découverte de nombreux grains de diamants et deminéraux satellites tel le pyrope.Les plus anciens travaux, effectués dans la région et que nous avons pu consulter datent de1952. Ils correspondent à une carte géologique de la région de Kerzaz au 1/500000, dresséepar A. Meyendorff et A. Pouvete et dont la partie sud est couvre la région d'el Kseïbat. Lastructure géologique présentée sur la carte est trop schématique et simplifiée.Pourtant, les monts de l'Ougarta se trouvant au nord –ouest de notre secteur d'étude furentl'objet de nombreux travaux qui remontent au début du siècle dernier et qui suscitent toujoursle même intérêt mais à vrai dire aucune de ces études n'a atteint la région d'El Kseïbat. Ilconvient de mentionner les pionniers de l'Ougarta F. Gautier (1906) et F. Rey (1912- 1914)(Ait Kaci, 1990).En 1961, A. Pachoud, trace une coupe assez détaillée des sédiments du cambrien et del'Ordovicien aux environs de Djebel Hêche. (Wilczynski et al., 1987)En 1987, Wilczynski avec un groupe de géologues y mènent des travaux de reconnaissance etétude systématique et y ont effectué la coupe de tout le paléozoïque ainsi que la cartegéologique schématique de la région.Organisation du manuscritCe document est divisé en trois parties:La première partie concerne le Contexte géologique de la zone d'étude. Elle est organiséecomme suit :Nous situons, au chapitre 1, la région d'el Kseibat dans son contexte géologique régional. Au

début nous présentons les grands éléménts géotectoniques qui forment le sud ouestalgérien puis nous tenterons à travers une synthèse bibliographique de reconstituer lecontexte paléogéographique régional.

- Dans le chapitre 2, nous décrivons le « contexte géologique local"de l'étude. Nousprésentons d'abord les aspects géomorphologique et climatique ensuite nous analysons lecontexte stuctural et stratigraphique. Nous terminons par une reconstitution depalégéographie locale.

La deuxième partie "Materiels et méthodes" est organisée comme suit:- Le chapitre "Données et matériels utilisés" décrit les différents moyens (materiels et

logistiques) mis en œuvre pour mener à bien cette étude ainsi que les techniques etméthodes de prise, d'analyse et de traitement des données

- Le chapitre 4 consacré à la "Cartographie lithologique" présente la méthodologie adoptéepour la discrimination, délimitation, reconnaissance et l'identification des unitéslithologiques. Une attension particulère est porté aux méthodes de classification testées.

- Dans le chapitre 5 "Cartographie des linéaments géologiques" nous passons en revue lesdifférentes méthodes utilisées pour l'extraction et la cartographie des discontinuitéslinéaires d'origine géologique.

- Le chapitre 6 est consacré à la "Validation et mise en forme cartographique". Nousprésentons en premier lieu les différentes méthodes utilisées pour valider nos résultatscartographiques (l'analyse des données sismique et gravimétriques) puis la méthodologie


3

adoptée pour créer une base de données cartographique et l'intégrer nos résultats dans unsystème d'information géographique.

La troisième partie est consacrée à la présentation des résultats, leur validation, discussionet synthèse. Cette partie est scindée en quatre chapitres suivants:- Le chapitre cartographie lithostructurale présente les résultats des méthodes énoncées

dans les chapitres 4 et 5.- Le chapitre "Synthèse lithostructurale" est un essai de reconstitution du contexte

paléogéographique et géodynamique de la région à la lumière des résultats obtenus- Dans le chapitre "Implication sur l'exploration minière" nous présentons une analyse

thématique de la répartition des quelques indices de minéralisationEn fin, en conclusion générale nous présentons un état des limites et des faiblesses de laprésente recherche et nous y suggérons d'autres avenue et des recommandations.

Partie I

Contextegéologique

Chapitre I

Contexte Géologique régional

Chapitre I


Chapitre I


1erChapitre Contexte géologique régional

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Contexte géologique régional

I.1 Cadre géologique régionale

La région d'El Kseibat est située dans un contexte régional très complexe au carrefourd'importants éléments géotectoniques :La chaîne de l'Ougarta au nord-ouest et son prolongement jusqu'au Hoggar (Adrar – Bled ElMass) au sud-est et le craton ouest Africain à l'ouestLes histoires géologiques de différents domaines sont certes différentes mais intimement liéesaprès la collision panafricaine (Hamdidouche, 2009). Dans ce qui suit nous présenteront lesgrands traits géologiques et géodynamiques des différents ensembles de cet immense puzzle.

I.1.1. Le massif des EglabLe bouclier Eglab (ou massif des Eglab, ou encore axe Yetti-Eglab) représente la partieorientale de la dorsale Réguibat, la partie nord du Craton Ouest Africain (COA), et affleureprincipalement en Algérie. Il est limité au nord par le bassin paléozoïque de Tindouf, au sudpar celui de Taoudéni, à l’est par l’erg Chech et à l’ouest par la frontière Algéro-mauritanienne.

Figure 1.Carte de situation du massif des Eglab dans le cadre ouest-africain (Peucat et al.,2005, modifiée).


6







6







7

Une méga-shear zone ou zone de jointure (Sabaté 1973) le subdivise en deux grandsensembles structuraux : le domaine Yetti à l’ouest et le domaine Eglab à l’est. Le domaineYetti est large de 150 Km et allongé sur 250 Km en travers de la dorsale dans le sens NNO-SSE. Il se caractérise par : d’une part de grands regs très plats (batholites de granites) etd’autre part des zones mamelonnées (Gevin, 1960) dont le relief est commandé par lalithologie et la disposition des séries métamorphiques. Il s’agit d’un bassin composéessentiellement de séries volcaniques du Yetti (rhyolite, rhyodacite), volcano-sédimentaires(tufs) et sédimentaires (quartzites, pélites, arkoses, conglomérats).

Le domaine paléoprotérozoïque ‘’Eglab’’ situé à l’Est comprend un domaine orogéniquestructuré pendant l’Eburnéen, depuis 2,2 Ga (Mahdjoub et al.,1994) jusque 2,07 Ga (Peucat etal., 2005). Des volumes importants de magmas orogéniques et post-orogéniques intrudèrentalors le socle (Gevin, 1960), et ce sont eux qui arment actuellement la majorité du socle decette partie du Bouclier Reguibat (Lepretre, 2015).Le massif des Eglab se situe dans un cadre régional très contrasté. Ses principaux traitsstructuraux ont été initialement définis par Buffière et al (1965) pour l’ensemble de l’axecristallin puis par Sabaté (1972, 1973) pour la zone de jointure entre les domaines Yetti etEglab. Le schéma structural établi a été légèrement modifié par les géologues de l’EREM(1983) ; ces derniers ont distingués (Figure 2): le bloc de Chegga, le bloc d’Aoinet Legraa, lazone faillée du Yetti, le domaine d’Akilet Laskar, le bassin El Djnoun Chindrar, le domaineAftout-Eglab, la zone plissée de Oued Souss, le bassin de Chegga, l’éperon de Mokrid, ledomaine de Teggeur, le bassin de Chenachane et l’éperon de Grizim.

Figure 2.Schéma structural de l’axe cristallin Yetti –Eglab (EREM, 1983, Hammad, 2008).

Quatre étapes majeures sont reconnues dans l’évolution du massif des Eglab (Peucat et al,2005) : Une première archéenne correspondant à la présence de reliques métamorphiquesdatées à 2.73Ga; une seconde correspondant à une période orogénique entre 2.21 et 2.18 Ga etcaractérisée par la mise en place d’un batholite interprété comme étant formé dans desconditions d’arc insulaire mature; une troisième plus jeune datée à 2.09 Ga correspondant à la


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mise en place de trondhjémites syntectoniques (TTG); et une dernière produisant une grandvolume de magmas post-orogéniques et datée à 2.07 Ga (magmatisme Aftout).

Les formations du socle sont recouvertes en discordance par des séries sédimentaires sub-tabulaires du précambrien moyen et supérieur. Une tectonique récente postérieure à ces dépôtsest responsable du plissement de la série du Hank à Chenachane.

Stratigraphiquement le domaine Eglab est partagé en quatre unités principales :

I.1.1.a. Le système de base RéguibatIl est formé à l’ouest par la série de Chegga (figure 3) et à l’est par ses équivalents, lesgroupes deChenachane-Erg Chech. Ces séries se composent de gneiss à biotite ou amphibole,d’amphibolites et de leptynites. Elles constituent le substratum des séries du Yetti et d’AkiletDeilel, ainsi que celle de Oued Souss. Ce système comporte de rares reliques de rochesarchéennes composées de plagiogranites (orthogneiss) et d’amphibolites datés à 2,7 Ga(Peucat et al., 2005). Les roches des séries de Chegga, Chenachene et Erg Chech ont été datésà 2,2 Ga et constituent le socle métamorphique des Eglab (Chabou, Cour en ligne)

La série de Chegga affleure dans un couloir de 25 à 30 Km de large et de plus de 100 Km delong. Elle est composée de leptynites (Buffière et al, 1965a, b), d’amphibolites, de schistes, degneiss à biotite et de rares quartzites en reliques dans les granites dits granites de Chegga. Ondistingue également dans cette série des mylonites, témoins de plissement intenses, ainsi quedes sills et filons lamprophyriques (Buffière et al., 1965, Hammad,2008).

Leurs équivalents, les groupes de Chanachane-Erg Chech, affleurant à l’est et au sud sousforme de lambeaux semblent représentés les termes les plus anciens de cette partie du vieuxsocle Reguibat (Bessoles, 1977). Ces groupes comprennent:

- le groupe de Teggeur composé de granites hétérogènes, gabbro-diorites, orthogneiss,avec la présence d’une brèche magmatique à galets mafiques monogéniques alternantavec des roches vertes à lamines claires (Guillot et al., 1996).

- le groupe de Tilemsi est formé de quartzites noirs, gneiss, gneiss amphiboliques,leptynites, migmatites. En termes d’affleurement, il représente le groupe le plusimportant du système de base des groupes de Chenachene – Erg Chech.

- le groupe volcano-sédimentaire plissé de Draa El Guerb constitué par des rochesvolcano-sédimentaires plissées, très peu métamorphiques et non granitisées,représentées par des tufs légèrement schisteux, rhyolites et dacites, quartzites etmicashistes. Au milieu de ces roches s’interstratifient des sills de matériel basique :dolérites ou microdiorites (Chabou et al., 2010).

I.1.1.b. Le système supérieur RéguibatIl est représenté par les séries d’Akilet Deleil et de l’Oued Souss (Sabaté et Lameyre, 1973).

- La série d’Akilet Deleil attribuée au Birrimien supérieur (BII), affleure à l’Ouest du massifEglab. Elle est constituée de roches volcano-sédimentaires et détritiques (grès quartziques,arkoses, conglomérats) et métamorphique (chlorite, actinote, préhnite, pumpeyllite). Elle estplissée et charriée vers l’ouest par une tectonique tangentielle. Cette série, qui correspond à lacouverture du domaine Eglab et qui fait partie de la zone de jointure Yetti-Eglab, chevaucheles formations du Yetti situées à l’Ouest (Sabaté, 1973). Cette série est affectée par unmétamorphisme régional dans le faciès schiste vert, masqué par le métamorphisme de contact,provoqué par des granites post tectoniques type Aftout, datés entre 2.1 et 2.3 Ga.


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- Série de Oued Sous : Cette série attribuée également au Birrimien supérieur(BII)affleure à l’Est du massif Eglab, dans la région de l’Oued Souss et à l’Ouest, dans l’axeAreigat Lemah entre Iguidi et le Yeti. Elle est non métamorphique, souplement plissée, àdominante volcanique et volcano-sédimentaire. Elle est composée de formations volcaniqueset hypovolcaniques (andésites, rhyolites, ignimbrites, tufs, brèches et cinérites) ; elle estcalco-alcaline (Sabaté, 1978). Cette série repose en discordance stratigraphique sur les sériesde Chegga et Yetti et recoupée par des granites de type Aftout.

La nature calco-alcaline des deux séries : Akilet Deilel et Oued Souss, indique un contexted’une marge active, formée sur un vieux socle réactivé (série de Chegga) et sur lequel seraitvenu se déposer la série de Yeti dans un contexte de collision intracontinentale (Sabaté,1982).

Figure 3.Carte géologique du domaine Eglab Yetti (tirée de la carte géologique del’Algérie, Benramdane, 2007 modifiée).Permo-Trias:dolérites ;2-Néoprotérozoique:série carbonato-détritique du Hank ;3-Mésoprotérozoique:série GuelbEl Haddid ; 4-Paléoprotérozoique: granite

alcalinanorogéniqueà biotite typeDrissa ; 5-Paléoprotérozoique: granite rouge des Eglab ; 6-Paléoprotérozoique: série volcano-sédimentaire Akilet Deilel ;7-

Paléoprotérozoique:Granites Aftout ;8-Archéen(?):sériedeChegga ;9-Archéen (?)à Mésoprotérozoique: amphibolites, gabbros, diorites ; 10-Paléoprotérozoique:quartzites,

schistes quartzeux,arkoses ; 11-Paléoprotérozoique: granites à biotite etamphibole ; 12-Paléoprotérozoique: granites à amphibole.

Les unités magmatiques Aftout et Eglab couvrent les 2/3 de la superficie du massif des Eglabformant de vastes regs très érodés et intrudent les trois premières séries (Gevin, 1960). Dupoint de vue chronologique, le magmatisme post-orogénique Aftout-Eglab comprend (1) desplutons basiques et intermédiaire »s précoces ; (2) des roches volcaniques felsiques Aftout quisont recoupées par (3) les granites Aftout et les gabbros associés ; (4) les roches volcaniquesfelsiques Eglab qui localement ont fait éruption au sommet des granites érodés Aftout. Ils’agit de roches ultra potassiques post-orogéniques datées à 2,07 Ga.


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I.1.1.c. La couverture infratillitique inférieureElle est représentée essentiellement par la série du Guelb El Hadid. Cette série décrite parGevin (1951) a été subdivisée par Buffière et al. (1965a) en :- Guelb El Haddid inférieur : cette série débute la couverture sédimentaire des Eglab, etrepose en discordance sur toutes les formations antérieures. Elle comprend deux faciès formésd’un conglomérat principal de roches volcaniques de l’Oued Souss et d’un deuxièmeconglomérat de l’Eglab Chindrar, gréseux et surmonté par un terme volcano-sédimentaire etconglomératique. Le volcanisme Eglab précède les dépôts de la série de Guelb El Haddid(Sabaté et al.,1975). Ce volcanisme d’extension considérable couvre directement le socleérodé et constitue les reliefs caractéristiques des Eglab (Eglab Salem, Eglab Chiah, Mcherrah,Eglab Dirsa, Kahal Morat, etc.). Ces formations sont généralement rhyolitiques etignimbritiques à caractère explosif et paraissent liées au plutonisme Aftout dont elles seraientl’ultime manifestation (Bessoles, 1977).- Guelb el Haddid supérieur : Il est discordant sur le précédent. Il est constitué de grèsgrossiers feldspathiques passant latéralement à des grès roses conglomératiques à la base etforme par endroits de petits bassins isolés. Cet ensemble est traversé par un système de dykesdoléritiques induisant une auréole de métamorphisme de contact (Chabou, 2010). Il estrecouvert en discordance par la série du Hank, datée à 1000 Ma et postérieure au volcanismeEglab (1800 Ma).

I.1.1.d. L’infratillitique supérieurLes séries marines du Hank sont attribuées au néo Protérozoïque (PRIII) (1000-640 Ma). Ilsont une physionomie très particulière, manifestée par la présence d’un groupe calcaréo-dolomitique à stromatolithes. Ce dernier presqu’entièrement carbonaté à l’ouest, admet desformations argileuses vers l’est tout en diminuant d’épaisseur. Les séries sont constituées deroches grèso-carbonatées composées de trois ensembles : (de bas en haut)

(1) le premier ensemble comprend le groupe de Douik, argilo-gréseux, et le groupe du Hankcarbonaté à stromatolites qui constitue avec son équivalent en Mauritanie (groupe d’Atar) lesplus belles formations à stromatolites du monde (Fabre, 2006 in Chabou 2008) ;(2) le deuxième ensemble est constitué par le groupe de Dar Cheïkh, carbonaté sansstromatolites à la base puis argilo-gréseux au sommet et comportant des niveaux de «séismites »;(3) le troisième ensemble est formé par le groupe de Cheikhia, argilo-gréseux et contenant unefaune de type Ediacara (Bertrand-Sarfati et al., 1994, 1995, 1996).

I.1.2. Le Bouclier Targui «Touareg »Le socle du domaine panafricain, qui affleure dans le bouclier Targui (Hoggar en Algérie,Adrar des Iforas au Mali et Aïr au Niger), s’est constitué durant l’orogenèse panafricaine(750-550 Ma) par la juxtaposition de « terranes » archéens/paléoprotérozoïques etnéoprotérozoïques, accolés les uns aux autres le long de grands accidents subméridiens (Blacket al., 1994). Ces auteurs ont montré que la structure des trois domaines du Hoggar étaitconstituée de 23 terranes (figure 4) déplacés ou charriés, pendant l’orogenèse panafricaine, lelong de grandes zones de cisaillement ou « mega shear zones ».En 2000, et suivant ce concept de terranes, Liègeois et al, introduisent la notion demicrocontinents pour quatre terranes du Hoggare central : Laouni, Azrou n Fad, Tefedest etEgéré-Aleksod.


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Figure 4.Carte schématique de la chaîne transaharienne dans le bouclier Touareg et lesrégions voisines. Le magmatisme tertiaire n’est pas représenté (Caby 2003).

Ah. Ahnet, Ao. Aouzegueur, Ass.IssAssodé-Issalane, Ba. Barghot, Ed. Edembo, Dj. Djanet, Oum: Gour Oumelalen, Tas.Tassendjanet, Taz. Tazat, Se. Serouenout, La. Laouni, Za. Tin-Zaoutine , AZ : Azrou n Fad, Ti. Tirek, Isk :Iskel, IT. InTedni, Tir. Tirek, Ou. In Ouzzal, Ugi Unité granulitique d’Iforas, Ki. Kidal, Til. Tilemsi, Tim. Timertine, Eg-Al. Egéré -Aleksod

I.1.3. La zone de sutureLe contact de la bordure occidentale de la plateforme Nord-africaine développée au cours del’orogenèse panafricaine, et la bordure orientale du craton ouest africain stable depuis2000Ma (Charlot, 1978) et appelée communément zone de suture. Interprétée par certainsauteurs comme le résultat d'une collision continentale oblique entre deux domaines, cette zonepourrait être une cicatrice correspondant à la fermeture d'un ancien océan, une zone desubduction pour d'autres (Fabre, 2005).

D'après T. Bouima (1986), sur la base des travaux des auteurs notamment ceux de Caby,Fabre et Black, la limite entre les deux cratons correspondrait à la zone de collision. Dans ledomaine de l’Adrar des Iforas, au Mali, la subduction est dirigée vers l’Est (Bouima, 1986;Hamdidouche, 2009).

Ainsi le craton ouest africain passerait sous la cordillère de la marge africaine à l’image de cequi se passe actuellement en Amérique du Sud au niveau de la cordillère des Andes. Cette


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idée est mise en évidence par Black (1972, 1985). La situation est similaire dans la chaînepharusienne (Hamdidouche, 2009).

Dans le Sud-ouest Algérien ainsi qu'au sud du Maroc, Cette zone de suture est souvent(enterrée) masquée par les sédiments phanérozoïques ou reprises par les évènementstectoniques du Paléozoïque entre autre le rifting Permien (Dostal et al; 2002). De ce fait, saposition suscite toujours le débat.

Dans l’Adrar des Iforas (Nord-Est du Mali), cette cicatrice est bien connue où elle s’exprimepar des affleurements de roches basiques et ultrabasiques incluant des ophiolites dans larégion des Iforas-Gourma et par une forte anomalie gravimétrique positive (qui atteintlocalement 80 mgal) (Black et al., 1978). De fortes anomalies gravimétriques se poursuiventau nord sous le Tanezrouft en Algérie, et sont supposées être liées à la présence de rochesbasiques et ultrabasiques, mises en place le long de la suture (Bayer et Lesquer, 1978).

Pour des raisons de continuité, le tracé de la suture a été raccordé au nord-ouest avecl’accident majeur de l’Anti-Atlas matérialisé par le complexe ophiolitique de Bou Azzer-ElGraara (Leblanc, 1976 ; Hefferan et al., 2000 ; Soulaimani et al., 2006 ; Chabou, 2008). Dansce cas, la suture est supposée passer à l’ouest de la couverture paléozoïque plissée des montsd’Ougarta en Algérie (Figure 5).

En 1990, et sur la base de la répartition des anomalies gravimétriques dans cette région duSahara algérien, Takherist propose une tracé qui prolongerait la suture au nord de Regganejusqu’à l’est de Béchar (Takherist, 1990).

Ennih et Liégeois (2001; 2008) ne prenant pas en considération les ophiolites de Bou Azzer(Bodinier et al., 1984 Caby et al., 2010) ni le mélange qui lui est associé (Bousquet et al.,2008; Caby et al., 2010) positionnent la zone de suture à l'est de l'anomalie gravimétrique dela Saoura au nord de l'Ougarta (Ennih et Liégeois, 2001; Fabre, 2005). Dans ce cas, la limitenord-est du craton passerait au nord et à l’est de l’Ougarta, jusqu’au sud-ouest de Béchar(Figure5). Selon cette hypothèse, la bordure septentrionale du craton ouest-africain seraitlimitée par la « faille sud-atlasique ».


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Figure 5.Positionnements de la ligne de suture d'après les différents auteurs : A) Ennih etLiégeois (2001), B) Dostal et al.( 2002), C) Caby et al., (2010).

Dans leurs travaux les plus récents, Caby, Moussine-Pouchkine et Aït Kaci (2010) proposentun tracé de la zone de suture pan-africaine entre Hoggar et Anti-Atlas (figure 5B) différantnotablement de celui proposée par Ennih et Liégeois (2001 ; 2008). Bien qu’encore imprécis,le tracé proposé correspond à la limite brutale vers le SW des formations volcano-sédimentaires orogéniques néoprotérozoïques, pour se greffer vers le NW sur l’Accident sud-Atlasique, comme classiquement admis depuis plusieurs décennies (Fabre, 2005, Caby etal.,2010).

I.1.4. Les monts de l’Ougarta:L’ougarta est un ensemble de reliefs s’étendant sur une longueur d’environ 450 km et 200 kmde largeur et couvrant une superficie d’environ 100.000 km2 (Hamdidouche,2009). Ladirection des structures est en générale Nord-Ouest, Sud-Est, parallèle à celle de la suturepanafricaine avec des variations mineures dans la direction Est Ouest par endroits.

Dans leur partie Nord occidental, ces monts se séparent en deux faisceaux plissés circonscritspar les formations plus récentes, le faisceau de la Saoura au Nord, et Daoura au Sud, ledomaine synclinal qui sépare ces deux faisceaux représente en fait le prolongementmorphologique Nord-Ouest de la cuvette de Sbaa vers le Sud Est (Figure 6).Ces monts


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disparaissent vers le Nord-Ouest de l’Anti-Atlas marocain (Donzeau 1981, Collomb etDonzeau 1974, Fabre 1976, Ait Kaci 1990 ; Hervouet et G. Duée., 1996).

Figure 6. La chaine de l’Ougarta

Plusieurs théories sont émises quant à l’origine de cette chaîne qui constitue une unitégéographique originale parmi les montagnes du Sahara algérien.

Certains auteurs la décrivent comme un bassin installé sur une ancienne suture de la zonemobile de l’Afrique centrale (Bessoles 1977) bordant à l’Est le craton Ouest-Africain, quisépare le socle du bouclier Réguibat à l’Ouest du domaine panafricain qui affleure dans leHoggar à l’Est.

Collomb et Donzeau (1974) ; Hervouet et G. Duée, (1996) voient qu’elle correspond à unaulacogène, fossé tectonique affectant le socle et dont l’effondrement progressif estcontemporain du remplissage sédimentaire (Bogdanoff et Schatsky, 1961), situé à la jointureentre deux cratons.

Ce remplissage a produit à cet endroit, un épaississement considérable de la couverturesédimentaire laquelle aujourd’hui nivelle la dépression. Ce qui est retenu actuellement estqu’elle correspond plus un rift dissymétrique car les éléments en présence dans la chained’Ougarta permettent d’exclure la dénomination d’aulacogène vue l’absence des éléments dedéfinition au sens de Wilson (Hamdidouche, 2009).

L’érosion post hercynienne, a créé un relief fait des crêtes étroites encadrant des couloirs etdes plaines faute d’altitude, on n’observe ni véritable étagement, ni particularité de lavégétation, et malgré une grande diversité de milieux la montagne est vide inhabités et peufréquentée mais provisoirement épargnée par la désertification anthropique (Fabre et al.1976).

L’Ougarta constitue l'une des rares régions d'Algérie où les différents terrains paléozoïquesaffleurent depuis le Cambrien jusqu'au Dévonien supérieur (Figure 7) sans lacunes majeures


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dans la sédimentation (Wilczynski et al, 1987). Ces terrains se composent d’un matériel degrés et de schistes, plissés et faillés en ceinture anticlinales escarpées en style Jurassien, avecsouvent des noyaux précambriens en affleurement et de larges bassins synclinaux.

Le socle est généralement formé de coulées andésitiques et rhyolitiques avec de grés entre leslits, des dolomites et des lits de schistes on s’y réfère comme au précambrien, le cambro-ordovicien est représenté par les grés de l’Ougarta.

Figure 7. Colonne litho stratigraphique type du paléozoïque des monts de l’Ougarta(Hamdidouche, 2009).


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Le Silurien faisant suite aux grés d’Ougarta est formé de trois membres qui se terminent pardes niveaux calcaires. Une barre calcaire riche en Orthocères, Trilobites, Lamellibranches, etdes débris de poissons cuirassés indique la base du Ludlow. La partie supérieure du Siluriens’enrichit de niveaux calcaires riches en Crinoïdes (Scyphocrinites). Au-dessus apparaissentles premiers niveaux argilo-gréseux avec des Monograptus uniformis caractéristique de labase du Dévonien (Hamdidouche, 2009).

Le Dévonien de l’Ougarta est entièrement marin et épais de 2500 m environ. Lasédimentation y est continue et sans lacunes importantes (Fabre 1976).

Le dévonien inférieur se compose d’une alternance de grés et de calcaires tandis que ledévonien moyen est représentés par une sédimentation argilo-carbonatée avec des récurrencesdétritiques. Le dévonien supérieur est formé d’épaisses couches de schistes avec des couchesoccasionnelles de grès et de calcaires en intercalation.

Structuralement, les monts de l’Ougarta ont hérité une structure tectonique générale orientéeSud est –nord-ouest (Ait Kaci, 1990). D’après les travaux de Donzeau (1971, 1974, 1983) leplissement hercynien de l’Ougarta (Donzeau, 1981, Ait Kaci, 1990) est caractérisé par desplis à larges sommets plats et à flans courts et raides. Dans le centre du faisceau de la Saourales plis ont une disposition en dômes et bassins. Dans la Daoura, le Djebel Ben Tadjine est unvaste synclinal complexe dont l’axe est d’abord est-ouest puis s’incurve vers le nord-ouest.

De grandes fractures précambriennes régissent la structure de l’Ougarta. Selon Collomb etDonzeau (1974) les nombreuses flexures de la couverture paléozoïque prouvent que cesfailles de socle, réactivées en jeu inverses, ont guidé les plissements survenus lors des phaseshercyniennes ou plus tardives(Ait Kaci, 1990).

En 1996, à la base de l’interprétation de 05 scènes Spot XS en visée oblique et une imageLandsat TM, Hervouet et Duée ont proposé une nouvelle description des structuresougartiennes et un autre modèle relatif à leur genèse.

L’analyse des éléments structuraux par imagerie leur a permis de distinguer des plis pluridécakilométriques à grand rayon de courbure orientés NO-SE ainsi que des synclinaux à fondplat (Dj. Rhnouma et l’Erg Erraoui).

Certaines structures sont bordées par des contacts anormaux assez redressés à jeu inverseaccompagnés de replis anticlinaux et synclinaux de même orientation que les accidents.D’autres sont déjetés à déversés, d’orientation N 90 à N 100.

Contrairement à l’avis de Donzeau, ces auteurs indiquent que des plis E-O et NO-SEcohabitent sans se déformer donc ils sont contemporains. Les plis E-O pourraient donc naîtred’une déviation de la contrainte maximale de raccourcissement (de NS-SO à N-S) sur desaccidents préexistants.

Ces auteurs ont définis cinq unités tectoniques séparées par des contacts relativementredressés évoluant latéralement en contacts anormaux parallèles à la stratification (de rampesaux paliers). Cette tectonique en duplex se déplace vers le Sud et le Sud-Ouest provoquantlanaissance de plis passifs de décollement de mode I parallèles à la direction des rampes(Hamdidouche, 2009).

I.1.5. Zone de Jonction Hoggar - Ougarta


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Vers le Sud, la chaîne d’Ougarta s’estompe dans le Touat. Cependant un ensemble de petitschaînons d’extension restreinte affleurent au Nord de l’Ahnet et constituent des traits d’unionavec le Hoggar occidental (Figure 8).Sur les sections sismiques traversant la cuvette de Sbaa ressortent nettement unamincissement des dépôts paléozoïques sur la bordure sud-ouest de la cuvette qui correspondau flanc nord de la structure du Touat. Les biseaux observés témoignent que le Touat étaitsoulevé au Paléozoïque. De ce fait cette partie qui englobait le Touat et Bled El Massreprésentait un axe structural positif.

Figure 8.La zone de jonction (raccordement) entre la région d’Ougarta et le domaine duHoggar. Les pointillés montrent les bassins mollassiques panafricains. (J. Fabre 2005).

I.1.5 Les bassins sédimentairesI.1.5. a. La cuvette de Sbaa :

La cuvette de Sbaa est représentée comme un sillon étroit orienté Nord-ouest Sud- est allongésur environ 60 km de longueur bordant la partie Sud-ouest du bassin Timimoune au Saharaoccidental. La région représente une dépression dans la quelle apparaissent plusieurs


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structures anticlinales associées à des failles le plus souvent inverses d’orientation Nord-Ouest/Sud-est à Est-Ouest.

Du point de vue structural, la cuvette de Sbaa est le résultat de la superposition de plusieursévènements tectonique hérités de la phase panafricaine qui a découpé le socle précambrien pardes accidents subméridiens.

Elle est remplie essentiellement de dépôts paléozoïques qui s’étalent du cambro-ordovicien auNamurien. Leurs épaisseurs, relativement peu importante par rapport au reste du bassinTimimoune, est de l’ordre de 3000m. Cette série est recouverte par des dépôts méso-cénozoïques dont l’épaisseur ne dépasse pas la centaine de mètres.

La phase hercynienne majeure reconnue à l’échelle de la plateforme, est marquée dans lacuvette de Sbaa par une érosion différentielle évidente au Nord-Ouest, où elle affecte lesubstratum et est moins accusée au centre, où elle atteint le carbonifère supérieur seulement(Akkouche M., 2007).

I.1.5. b. Le bassin de Reggane :Le bassin de Reggane est une vaste dépression allongée NO-SE, péricratonique (Sebar, 2000)située sur les bordures nord et nord-est du bouclier Reguibat. Elle représente la continuité dubassin de Tindouf dont elle est séparée par le seuil de Bou Bernous. Ce bassin se développeentre la bordure sud-ouest des monts d’Ougarta et le bouclier Réguibat. Il se prolonge vers leSud-Sud Est par le haut-fond du Bled El Mass – Azzel Matti. Sa couverture sédimentaire,essentiellement paléozoïque, atteint 6000 m d’épaisseur dans la partie la plus profonde dubassin. Ces terrains sont en majeure partie masqués par les formations du Crétacé inférieur"Continental Intercalaire" et par les recouvrements quaternaires du Tanezrouft et de l’ErgChech.

Individualisée à la fin du Paléozoïque (Donzeau et al. 1981), le bassin de Reggane estfortement dyssémétrique, son bord oriental est très étroit et fortement redressé contrel’extrémité méridionale de la chaîne d’Ougarta (ou de son prolongement vers le sud). Lessédiments paléozoïques y sont fortement plissés.

Son flanc sud-ouest forme par contre un monoclinal faiblement penté vers le nord-est,compliqué par des éléments structuraux non fermés et par des failles subméridiennes (Aliev etal. 1971 ; Chabou, 2008).

L’architecture actuelle du bassin résulte de deux évènements tectoniques majeurs (Sebar,2000) :

- Mouvements distensifs (Cambrien-Viséen), où les processus sédimentaires dominent avecla formation de sillons aboutissant au bassin paléozoïque de Reggane,

- Mouvements compressifs (carbonifère terminal, générateurs de plissements, liés au rejeuxdes accidents de socle.

En subsurface, tous les sondages effectués dans le bassin de Reggane ont traversé desdolérites gisant sous forme de dykes ou de sills. Les cartes sismiques ont montré que cesdolérites sont présentes en subsurface dans l’ensemble du bassin (Benseradj, 1996 ; Chabou,2008). La dimension des sills peut dépasser 100 m d’épaisseur et 200 kilomètres de longueur.Ces dolérites de subsurface sont surtout répandues dans le Famennien et à moindre degré dansle Tournaisien, le Viséen et le Namurien (Chabou, 2001 ; Chabou, 2008).


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I.2. Lithostratigraphie et paléogéographie régionale

À partir de la base du Paléozoïque, l’évolution géodynamique de la plate-forme Sahariennes’enregistre à travers les accumulations sédimentaires. Malgré les variations parfoisimportantes des faciès d’une zone à l’autre (Akkouche, 2007), les coupes litho-stratigraphiques des monts d’Ougarta, du bassin de l’Ahnet et de la cuvette de Sbaa ressortentde nombreuses conformités. Le tableau 1 et la figure 9 présentent les équivalences desformations litho-stratigraphiques entre ces éléments. Les formations sédimentaires sontdifficilement accessibles autrement que par forage. Elles ont pu être étudiées en détail auniveau des monts d’Ougarta et sur leur bordure septentrionale et au niveau du djebel Hèche.

Tableau 1:Le Paléozoïque du Sahara occidental. Correspondance entre les formations etattribution stratigraphiques (Attar, 1984 ; Fekirine et Abdallah, 1998 A, Akkouche, 2007).


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Figure 9. Colonne lithostratigraphique du bassin de l’Ahnet

L’ensemble des formations paléozoïques de la plate-forme saharienne est subdivisé, sur labase des coupures établies dans le bassin d’Illizi et les Tassili des Ajjers(périphérie dubouclierdu Hoggar), en unités dont le chiffre romain correspondant croît de la base au sommet (Attar,1984 ; Fekirine et Abdellah, 1998).

I.2.1. Le PaléozoïqueI.2.1.a. Le Cambrien

Le Cambrien est largement répandu dans le Sahara algérien. Son épaisseur varie d’une régionàl’autre, mais peut parfois dépasser 1200 m ; sa puissance avoisine les 900 m dans lesmontsd’Ougarta. Il repose en discordance sur le socle précambrien et est essentiellementgréseux. Les éléments sont grossiers, moyens à fins. La maturité du sédiment est faiblecomme en témoigne l’abondance des arkoses qui surmontent la série pourprée fini-précambrienne. Des niveaux quartzitiques bioturbés à Tigillites sont présents.

Les structures sédimentaires les plus courantes sont les stratifications obliques qui témoignentd’un dépôt en contexte fluviatile (Figure 10), alors que la présence des Tigillites, lorsqu’ellessont présentes, plaide pour un environnement marin littoral. Bien que les sources d’apport dessédiments ne soient pas bien contraintes, on peut supposer qu’elles se situent à l’emplacementactuel du Hoggar comme le suggèrent l’inclinaison générale des formations vers le Nord et lespaléocourants orientés vers le Nord et le Nord-ouest.


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Figure 10.Carte des paléo-environnements du Cambrien. (Medaouri, 2004).

Dans la cuvette de Sbaa, le Cambrien inférieur est marqué par la présence de grès beiges àgalets centimétriques de quartz. Ces dépôts sont surmontés par des grès moyens à glauconie etTigillites, et les dépôts cambriens s’achèvent vers le sommet, par des grès fins quartzitiquesparfois argileux, riche en glauconie. Dans l’Ahnet, le Cambrien est représenté de la base ausommet essentiellement par des alternances de grès fins à moyens parfois grossiers et siliceux,et de grès moyens à grossiers quartzitiques mal classés.

Dans la partie occidentale de la plate-forme saharienne, le sommet du Cambrien est marquépar la présence d’un niveau marin condensé, riche en lingules et en nodules phosphatés, ladalle à lingules, qui marque le maximum de la transgression marine.

Du point de vue paléogéographique, la sédimentation au Cambrien inférieur s’est effectuéesur la surface plane d’un plateau structuré en panneaux délimités par des faillesantécambriennes avec des apports en provenance du Sud – Sud-est (Beuf et al., 1971).L’influence marine commence à se manifester au Cambrien moyen par la présence desTigillites et de la glauconie qui est croissante d’Est en Ouest.

Vers la fin du Cambrien moyen, ce sont les mouvements épirogéniques, qui vont influencer lasédimentation sur toute la bordure ouest de la plateforme saharienne ; prémices d’unetransgression qui va se généraliser sur l’ensemble du Sahara au cours de l’Ordovicien(Legrand, 1985).

I.2.1.b. L'OrdovicienLes formations ordoviciennes constituent un objectif pétrolier de choix en raison del’importance du développement des réservoirs gréseux. C’est pour cette raison qu’elles ont ététraversées par de nombreux forages dans l’ensemble des bassins sédimentaires du Sud-ouestalgérien. Elles sont formées de grès gris blancs à et parfois gris clairs, fins à moyens, rarementgrossiers, friables à moyennement durs, compacts. Ils sont silico-argileux, parfoisquartzitiques sub-anguleux à sub-arrondis, micacés, glauconieux. Ces termes sont surmontéspar des argiles noires à passées de grès à pyrite et glauconie ; ce sont les argiles d’El Gassi.Au-dessus reposent des quartzites blancs à niveaux de grès très fins renfermant parfois desTigillites; c’est la formation dite quartzites de Hamra. Par la suite, les dépôts deviennentargileux, et vers le sommet, on observe les grès fins à moyens de la formation des grès d’ElGoléa. Séparée de la précédente par une surface de ravinement, correspond tout d’abord aux


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argiles micro-conglomératiques d’El Goléa et ensuite de grès à dragées de quartz. Leurépaisseur peut atteindre 1900 m.Du point de vue lithologique, et pratiquement partout dans le Sahara, la série ordoviciennedébute du Trémadocien au Caradocien. L’Ashgilien correspond aux grès de Ramade quiviennent couronner le sommet de l’ensemble ordovicien. Il s’agit de grès quartzitisés fins àtrès fins, à passées d’argiles.

Les dépôts ordoviciens sont donc constitués de deux ensembles sédimentaires superposés quitémoignent d’une histoire contrastée.

A l'instar du cambrien, l'ensemble de base de l'ordovicien, argileux parfois à grès finsquartzitiques, représente un faciès fluviatil (chenaux en tresse) continental à mixte au Sud etau Sud-Est (figure 11), évoluant en un facies marin vers le nord marquant le retour de la meravec la transgression du Trémadocien. Vers le nord Est l'environnement est plutôt fuviatilméandriforme à influence marine (nord de l'Ougarta).

Figure 11.Cartes paléo-environnements du l’Ordovicien inférieur (Medaouri, 2004)

L’Ordovicien terminal (Ashgill) ont assiste à un chamgement climatique radical marqué parune importante glaciation (Figure 12 ) qui a laissé de nombreux témoins en Afrique de l’Ouest(Beuf et al., 1971 ; Hambrey, 1985 ; Ghienne, 1998 ; Crowell,1999). Il s’agit de planchersglaciaires striés, de dépôts d’eskers, de formations fluvio-glaciaires et glacio-marines présentssur l’ensemble de la plate-forme saharienne, de la Mauritanie à la Libye (Beuf et al., 1971 ;Ghienne, 1998). Les témoins sont principalement liés aux effets érosifs induits par l’inlandsis.Il s’agit de surfaces d’érosion importantes et de paléo-vallées glaciaires (Dia et al., 1969 ;Beuf et al., 1971 ; Deynoux, 1980 ; Ghienne et Deynoux, 1998, Akkouche, 2007). L’inlandsisgondwanien qui occupait une position antarctique avait un développement comparable àl’inlandsis antarctique actuel.

L’Ordovicien terminal est ainsi séparé des formations plus anciennes par une discordanceangulaire de ravinement (Beuf et al., 1971), datée du Caradoc supérieur –Llandovery inférieurou moyen (Fabre, 1976). Les formations de cette période dans le Sahara sont connus sous lenom d’Unité IV (Debyser et al., 1965). Leur base est représentée par les argiles micro-conglomératiques à dragées de quartz qui témoignent d’un environnement marin périglaciaire.Ils sont présents dans l’ensemble du Sahara à la périphérie de l’inlandsis gondwanien mis enplace au cours de la grande glaciation ordovicienne alors que le Sahara se situait en positionantarctique (Fabre, 1976).


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Figure 12.Carte des paléo-environnements du l’Ordovicien supérieur (Medaouri, 2004).

Les argiles micro-conglomératiques sont les témoins de la période de déglaciation au cours delaquelle l’inlandsis disparaît. Les dragées de quartz et le matériel sableux présents dans ceniveau ont sédimenté en contexte marin lors des grandes débâcles glaciaires et au cours de lafusion des icebergs vêlés depuis les bordures de l’inlandsis (Beuf et al., 1971).

Vers le Nord, les sédiments issus de la zone périphérique de l’inlandsis, en cours dedéglaciation, transitent vers des domaines marins plus profonds par l’intermédiaired’écoulements gravitaires sous-marins.

Les grès de Ramade qui marquent le sommet de l’ensemble ordovicien se sont déposés encontexte continental ou sous une faible tranche d’eau. Ils témoignent d’une courte phased’émersion (Legrand, 1974 b ; Akkouche, 2007).

I.2.1.c. Le SilurienC’est une formation monotone d’argiles à Graptolites marquant une transgression, (suite à lafonte de la calotte glaciaire de l’Ordovicien). Elle débute par un niveau d’argiles radioactivessuivi d’argiles gris foncées à noires, indurées, silteuses et micacées avec des passées decalcaires. Toutefois, des faciès gréseux existent au sein de cette formation, comme c’est le casdans le bassin de Béchar où les premiers sédiments déposés à la base du Silurien peuvent êtredes grès grossiers surmontés par les argiles. Des faciès argilo-silteux à lentilles carbonatéesont également été reconnus (Fabre, 1988).

Dans l’Ougarta, les niveaux carbonatés à Siphocrinites de la formation des Argiles de l’OuedAli reposent sur les argiles à graptolites. Ils forment un ensemble pouvant atteindre500 md’épaisseur très fossilifère (orthocères, trilobites, brachiopodes et lamellibranches).

La série silurienne peut atteindre 700m d’épaisseur dans la partie nord-ouest de la Cuvette deSbaa alors que dans la Voûte d’Azzène elle n’est épaisse que de 466 m. Tandis que sonépaisseur dépasse les 800 m au centre du bassin de l’Ahnet. La limite entre le Silurien et leDévonien est placée au sommet d’une série calcaire riche en Orthocères d’extensionrégionale.

La base du Silurien caractérisée par des argiles noires à graptolithes, (Legrand, 1985),constitue un repère stratigraphique précieux, connu surl’ensemble de la plate-formesaharienne.


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La sédimentation terrigène fine du Silurien est caractéristique d’un milieu marin (Figure 13),comme le confirme d’ailleurs la présence des graptolites. Elle témoigne de l’importantetransgression qui affecte l’ensemble de la plate-forme saharienne et qui se traduit dans sondéveloppement maximal par les dépôts carbonatés de la formation des Argiles de l’Oued Ali.

Figure 13.Carte du paléo-environnement du Silurien(Medaouri, 2004).

Un approfondissement progressif de la plate-forme vers le Nord est noté suite basculementvers le Nord de la plate-forme saharienne au Wenlockien supérieur (Legrand, 1969) selon unaxe est-ouest (Fabre, 1988).

I.2.1.d. Le DévonienLe passage de la sédimentation du Silurien au Dévonien est marqué par le développementd’une sédimentation essentiellement argilo-gréseuse.

Le Dévonien inférieurAu Dévonien inférieur les dépôts qui s’accumulent dans la zone sud de la plate-forme sontargilo-gréseux, épais d’une centaine de mètres environ et il n’est représenté que par leGédinnien (sa partie basale), les deux autres étages Siéginien et Emsien sont érodés ou nondéposés.Il est composé d’une alternance d’argiles grises indurées, micacées, et de grès grisclairs très fins, argileux, consolidés à friables.

Ces termes présentent de nombreuses stratifications obliques qui témoignent d’unenvironnement fluviatile (Figure 14) (Bassin de Reggane, Cuvette de Sbaa, voûte d’Azzene).Sur cette figure on observe les paléocourants indiquant une direction des apports fluviatilesvers le Nord-Ouest (Boeuf et al., 1971). Cette sédimentation continentale passeprogressivement vers le Nord, et par l’intermédiaire d’un environnement de plaine côtière(Akkouche, 2007), à des dépôts marins (Figure 14). Ils se déposent au Nord de la Cuvette deSbaa et dans l’Anti-Atlas marocain (Piqué, 1994). Principalement carbonatés, ces dépôts ontpu être datés du Dévonien inférieur à l’aide des Chitinozoaïres (Boumendjel, 1987). Lescarbonates du sommet du Dévonien inférieur (Emsien) renferment d’abondantes faunesmarines, avec parfois de riches concentrations d’Orthocéras, de brachiopodes, de polypiers, deTentaculites, etc. (Akkouche, 2007).


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Figure 14.Carte du paléo-environnement du Dévonien inférieur (Medaouri, 2004).

Le Dévonien MoyenLe Dévonien moyen est représenté par le Givetien qui est très peu épais et formé d’unesédimentation essentiellement carbonatée. Ce sont des bancs de calcaires à Orthocères, parfoisgréseux intercalés d’argiles gris noire fossilifères.

Cette dominance argilo-carbonatée, indique des conditions marines franches. La transgressiond’origine eustatique de cette mer peu profonde se généralise à l’ensemble de la plate-forme auGivétien (Fabre, 1976). Autour de la dorsale Réguibat ainsi que dans l’Ahnet et l’AzzelMatti, des constructions récifales se développent (Figure 15). Certaines de ces constructions(Wendt, 1993 ; Wendt et al, 1993) semblent se développer à l’aplomb d’accidentsgénéralement subméridiens qui seraient les témoins des premiers plissements dans la chaînevarisque du Maroc (Piqué et al., 1991).

Le Dévonien supérieurLe Dévonien supérieur est bien développé, et peut atteindre 600m d’épaisseur, il englobe deuxprincipales formations :

-Le Frasnien constitué de fines passées de calcaires à la base puis d’argiles gris noires,indurées, feuilletées, silteuses, micacées. L’épaisseur de ce terme est d’environ 200m.

- Le Famennien-Strunien Plus développé que le Frasnien, il est composé par des argiles grisfoncées indurées, silteuses, micacées, avec des passées de grès fins siliceux à silico- argileuxvers le sommet.

Les sédiments s’accumulant sur une épaisseur importante durant cette période, supérieure à1000 mètres, témoignent d’une subsidence importante. Dans l’Ougarta, le Frasnien et leFamennien, riches en goniatites, présentent un faciès «griotte» particulièrement biendéveloppé le long de la coupe dite de la Marhouma (partie de la célèbre coupe du « Km 30 » ;Menchikoff et al. ,1952 ; Fabre, 1976).

Au Dévonien supérieur, le «sillon de la Saoura » qui se développe au Nord de l’Ougarta estfortement subsident (Fabre, 1976) chose qui pourrait marqué les prémices des déformationsvarisques dans cetterégion (Khennous, 1997). Cependant, la mer demeure peu profonde aucours du Dévonien supérieur à l’échelle de la plate-forme saharienne. La sédimentationdemeure semblable lors du passage au Carbonifère (Strunien).


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Figure 15.Carte du paléo-environnement au Dévonien moyen et supérieur(Medaouri, 2004)

I.2.1.e. Le CarbonifèreLe carbonifère est absent dans la Voûte d’Azzene car il est érodé par la discordancehercynienne. Par contre, dans la partie sud-ouest la Cuvette de Sbaa, cette formation affleurepartout et est représentée par :

Le Tournaisien qui débute par des grès gris clairs fins, friables à moyens, siliceux àsilico-carbonatés, micacés et pyriteux avec des passées d’argiles noires épaisses d’unedizaine de mètres. Ces grès de base appelés “Grès de Sbaa, sont surmontés par desargiles noires micacées, feuilletées avec de fines passées de grès gris clairs, finsconsolidés. Son épaisseur est estimée à 100m.

Le Viséen est épais de 300m et il est formé d’argiles gris foncées noires, pâteuses,micacées parfois fossilifères et pyriteuses avec passées de grès fins et calcaires gris.Les grès sont en général gris foncés fins à moyens avec intercalations d’argiles gris

foncées à noires.

Les dépôts Viséens sont absents en bordure sud de la Cuvette où le Namurien reposedirectement sur le Tournaisien. Ils sont largement tronqués par l’érosion hercynienne.

Les environnements de dépôt sont considérés marins (Figure 16) malgré la présencesporadique d’évaporites (anhydrite, témoin d’environnements supratidaux) dans les bassins deTindouf et de Reggane. Mais le caractère marin franc des dépôts est confirmé par Legrand &Blain (1983). Les apports sédimentaires se font depuis le Nord et le Nord-Ouest. Des mudmounds carbonatés récifaux se développent au Viséen dans le bassin de Bechar tout commedans l’Anti-Atlas. La paléo-ligne de rivage, marquée par une diminution importante del’épaisseur des formations carbonatées et par l’augmentation significative de la granularité desgrès (Fabre, 1988), passe au Sud de la dorsale Réguibat et devait épouser la bordureseptentrionale du Bouclier du Hoggar (Villemur, 1967). La mer quitte définitivement lamajeure partie de la plate-forme saharienne (à l’exception de la périphérie du Hoggar où ellepersiste au Carbonifère supérieur) pour n’y transgresser à nouveau qu’au Crétacé (Fabre,1976).


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foncées à noires.




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foncées à noires.




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Figure 16.Carte des paléoenvironnements du Carbonifère inférieur (Medaouri, 2004)

Le Carbonifère supérieur est représenté par le Namurien seulement, formé d’argiles brun-rouges à grossières, silteuses, micacées, pyriteuses, fossilifères et par des grès brun-rouges,moyens à grossiers mal classés à ciment argileux. Son épaisseur est de 90m seulement.Renfermant de nombreux débris végétaux, les sédiments se sont mis en place dans desenvironnements continentaux (Figure 17) (Meyendroff, 1938 ; Gevin, 1960 ; Conrad, 1984 ;Conrad et al., 1984). Tout comme au cours du Carbonifère inférieur, les sources dessédiments détritiques se situent au Nord et au Nord-Ouest alors que les reliefs de la chaînevarisque étaient en cours d’édification en Europe et au Maroc (Piqué et al., 1991).

Figure 17. Carte du paléo-environnement au Carbonifère moyen et supérieur(Medaouri, 2004)

I.2.1.f. Le PermienLe Permien est mal connu. Il est assez souvent regroupé avec le Carbonifère, et confonduavec le Stéphanien. Il n’est d’ailleurs pas certain que le Permien affleure dans le Sahara, saufdans le bassin de Bechar et dans le Sud tunisien (Fabre, 1976).


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I.2.2. Le Mésocénozoïque :A l’échelle du Sahara, une surface d’érosion est nettement marquée, séparant les rochespaléozoïques des roches plus jeunes, souvent tabulaires et mésozoïques (Frizon de Lamotte etal., 2013). Sur le craton ouest africain (COA), cette discordance majeure est caractérisée parle contact entre des roches dont les âges les plus jeunes sont Jurassique supérieur/Crétacéinférieur sur le Paléozoïque légèrement déformé (Dévonien ou Carbonifère en général)(Leprêtre, 2010). De façon générale, le Permien, le Trias et le Jurassique sont absents de lasurface du Sahara occidental, sauf le long des bordures Ouest du COA où les sédimentsprofonds du bassin de marge passive préservent des dépôts triasiques et jurassiques (Ranke etal., 1982 ; Davison, 2005) et au Nord-est et Est sur la plateforme saharienne, des sédimentstriasiques ou jurassiques sont conservés, discordants sur le socle paléozoïque.En conséquence, un hiatus temporel empêche toute conclusion hâtive en ce qui concernel’histoire de ce domaine depuis le Carbonifère jusqu’au Crétacé inférieur.Malgré l’absence de sédiments, le COA comprend un volume non négligeable de rochesmagmatiques, qui sont datées de la transition Trias-Jurassique (Bertrand, 1991 ; Marzoli et al.,1999 ; Verati et al., 2005 ; Charaf Chabou et al., 2010). Cette transition est soulignée par lamise en place de la province magmatique centrale atlantique (Central Atlantic MagmaticProvince : CAMP) sur le COA, l’Amérique du Nord et l’Est de l’Amérique du Sud.

Les formations crétacées (Fabre, 2005) sont discordantes sur toutes les formations antérieures.Le « Continental Intercalaire » (Kilian, 1931 ; Furon, 1965) est la dénomination caractérisantle Crétacé inférieur (Néocomien principalement), mais elle englobe parfois le Jurassiquesupérieur, eu égard aux incertitudes de la datation de ces formations continentales (Lepretre,2015). Ces formations sédimentaires caractérisent de larges étendues fluviatiles et deltaïques(Lefranc et Guiraud, 1990) à travers le Sahara, les deltas étant localisés au Nord algérienactuel (Ranke et al., 1982 ; Abou Ali et al., 2004 ).Les environnements de dépôts sont principalement continentaux jusqu’à l’Apto-Albien, oùl’augmentation du niveau marin favorise à nouveau la présence d’influences plus marines.

L’Apto-Albien correspond à un changement géodynamique important suite à l’ouverture de labranche sud de l’Océan Atlantique (Moulin et al., 2010). Cette ouverture eut d’ailleurs desrépercussions en termes de déformation dans le Nord-est du COA (Boudjema, 1987 ; Guiraudet Maurin, 1992 ; Smith et al., 2006). Cet épisode de déformation est connu sous le nom de«phase autrichienne », et est souligné par des structures tectoniques qui suivent des directionsNord/Sud le long de la suture panafricaine au Nord-ouest du Bouclier Touareg (Boudjema,1987).

Le Cénomano-Turonien témoigne de la transgression la plus importante du Phanérozoïque(Miller et al., 2005). L’Afrique de l’Ouest fut alors partiellement couverte par la mer quiprogressait vers le Sud (Philip, 2003 ; Fabre, 2005 ; Guiraud et al., 2005, Lepretre, 2015). Ense basant sur les corrélations faunistiques, la plupart des auteurs considèrent également qu’unemer « trans-saharienne » permettait alors une communication entre la Téthys et l’Atlantique,traversant le Sahara au niveau du Bouclier Touareg, ou autour (selon les différentesreconstitutions paléogéographiques de Courville et al., 1991 ; Courville et al., 1998 ; Luger,2003, Lepretre, 2015).

Chapitre II

Cadre géologique local

2èmeChapitre Cadre géologique local

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Cadre géologique local

II.1. Contexte géologique et géomorphologique

La région d’El kseïbat appartient à un domaine très particulier à l’intersection des principauxéléments structuraux du sud-ouest algérien. Elle constitue à la fois la partie centrale de la zonede jonction entre la chaîne de l’Ougarta et la région de bled El Mass (bordure occidentale dubassin de l’Ahnet) et la zone de suture de l’extrémité orientale du domaine éburnéen (COA) etla partie externe de la plateforme panafricaine. Géologiquement, la région est limitée au nord-est, par la voûte d’Azzène qui la sépare du bassin de Timimoun et au Sud-est, au sud-ouest,par les chaînes de l’Ougarta (la zone haute du Kahal Tabelbala) qui la séparent du bassin deReggane au niveau de la zone haute de Bled El Mass. Vers le Sud-est elle est séparée dubassin de l’Ahnet par l’ensellement de l’Azzel-Matti (Figure 18)

Figure 18.Contexte géologique régional

Les principales formations sédimentaires décrites dans cette région appartiennent aupaléozoïque, affleurant dans sa partie septentrionale (Figure 19), surmontées en discordancede séries méso-Cénozoïques qui recouvrent la partie méridionale. Cette discordance témoignedu plissement varisque de la région.

La région se caractérise par un grand développement de sédiments quaternaires et crétacés etpar la présence de nombreux paléochenaux.

Seuls quelques affleurements cambro-ordoviciens sont observés dans la partie nord nord-ouest de la région au niveau de Djebel Hèche et un synclinal dévonien dans la région deCharouine.


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Figure 19.Carte géologique d'El Kseibat (Wilckzynski et al, 1987 modifiée)

La carte topographique de la région d’El Kseibat (Figure 20) ressort que celle-ci corresponddans sa partie Sud et Est à un plateau gréseux (d’âge Crétacé inferieur, Tertiaire) à reliefmonotone exposé à l’érosion éolienne. L’importance des terrasses d’érosion constituéespendant le quaternaire, varie selon la nature des roches et des agents érosifs.

Le nord de la région est marqué par des crêtes et des collines avec des altitudes allant de170m à450m. Les sebkhas sont représentées par les zones basses d’anciens lits d’oueds duquaternaire, qui constituent l’émergence naturelle de la nappe du Continental Intercalaire. Al'ouest ce sont surtout des dunes de l’Erg Moulay Mohammed qui couvrent une grande partiedes terrains.


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Figure 20.Carte topographique de la région d’el Kseibat

II.2. Contexte structural

Le contexte structural de la région a été difficile à décrire car elle se situe structuralemententre la chaine de l’Ougarta, la cuvette de Sbaa et la voûte d’Azzene d’orientation nord-ouestSud-est (figure 21). Certains auteurs considèrent que cette dernière forme avec le sillon deSbaa proprement dit le bassin de Sbaa (Laggoune Defarge, 1987).

Les mouvements tectoniques verticaux et horizontaux manifestés durant les différentes étapesde l’histoire géologique essentiellement paléozoïques sont à l’origine des nombreusesstructures et failles décrites dans la région dont le rejet dépasse les 200m (rapport sismiqueSONATRACH, inédit).

Etant donné que la plus grande partie du terrain d’étude est recouverte par des dépôtsquaternaires, de crétacé (Figure 18), la description structurale se basera sur le schéma établislors des travaux de Wilczinsky et al.(1986) ainsi que ceux extraits des différentes sectionssismiques et cartes isochrones établies par la SONATRACH lors des compagnes sismiques).


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Figure 21.Contexte géologique local

Seulement, sur les quelques affleurements paléozoïques observés dans la partie nord de larégion, un axe synclinal à cœur cambro-ordovicien au niveau de Djebel Hèche et un synclinaldévonien dans la région de Charouine sont observés.

L’interaction des éléments structuraux décrits précédemment nous a amené à découper ledomaine d’étude en trois secteurs :

Le secteur Djebel Hèche : s’étend sur la partie nord occidentale qui englobe les structures deFoum El Kheneg, Djebel Hèche, Gara Rumbo et Mergueb Bouda, constituant la terminaisonde la chaîne de l’Ougarta ; directement limitée au nord-ouest par sebkhat El Melah.

Le secteur Belharzi : s’étend sur la partie nord orientale qui s’étend sur la terminaison nordde la voûte d’Azzène orientée NO-SE.

Le secteur el Kseibat (sens strict) couvrant la partie sud, où les terrains d’El Kseïbatprésentent nettement un caractère intermédiaire entre les monts de l’Ougarta et le Bled ElMass. La partie Est de ces terrains appartient à la cuvette de Sbâa.

II.2.1. Le secteur Djebel Hèche:Sur le schéma structural de la région (Figure 22) établi par Wilczinsky et al., (1987), cesecteur nord est marquée par le cœur anticlinal de Djebel Hèche, séparé de l’anticlinal de


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Sebkhat el Mellahpar le synclinal de Fguaguira. La partie axiale du synclinal est formée dedépôts du dévonien supérieur à carbonifère inferieur (zone de passage). Aux axes anticlinauxsont associés les dépôts cambriens voir probablement protérozoïque sous la couverturequaternaire.

Figure 22.schéma structural de la région El Kseibat (Wilckzinsky, et al., 1987 modifiée).

Ces mêmes auteurs décrivent cette partie comme un anticlinorium compris entre lessynclinaux majeurs de Timimoune et de Sbaa. Les structures cassantes décrites dans cedomaine forment un système de failles perpendiculaires NO-SE et NE-SO. Ces failles dont lerejet atteint les quelques centaines de mètres, sont probablement liées à la zone marginale ducraton Ouest africain et de la plateforme.

L’étude morphostructurale de la chaine de l’Ougarta par imagerie satellitaire, réalisée parHervouet et Duée (1996), a permis de montrer que celle-ci est formée par cinq unitéstectoniques principales, séparées par des contacts relativement redressés. La partie nord denotre zone d’étude rentre dans sa première unité septentrionale formant l’enveloppe extérieuredes anticlinaux de Sebkha El Melah, de Chgouiga et le synclinal du Djebel Ben Lechehab(Hervouet et Duée ., 1996). Ces auteurs considèrent la structure de Djebel Hèche, comportant


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un dôme anticlinal à cœur Cambro-ordovicien (Figure 23) suivi d’un petit synclinal siluro-dévonien (sebkha Fegaguira), comme un début de l’accident frontal limitant vers le sud et lesud-ouest de l’unité 1 de la chaine de l’Ougarta.

Figure 23.Coupe actuelle après érosion, modélisation informatique de la structure sebkhael Mellah- Erg el Atchane (projection de djebel Hèche) (Hervouet & Duée, 1996).

D’autres failles mineures orientées nord-sud ou est ouest sont décrites dans les zones decharnière des anticlinaux. La plus part d’entre elles ont été décelées à l’aide des données desismique car elles sont souvent couvertes par des sédiments plus récents. Au niveau de GaraRhoumbo, ces failles sont associées à un magmatisme et peuvent lui avoir servi de voie lorsde sa remontée (Figure 24).


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II.2 Le secteur Moulaye MohamedCe secteur est recouvert en majorité par les dunes de l’Erg Moulay Mohammed et les dépôtsdu miopliocène. Structuralement ce secteur appartient à la voute d'Azzene.

L'analyse des données sismiques (sections et carte des isochrones au toit de l’ordovicien)ressort que cette partie est occupée par des axes hauts étroits, orientés suivant une directionnord-ouest sud-est. Ces axes sont contrôlés par des failles de même direction (ougartienne) etessentiellement inverses.

Ces structures sont très accusées par l'érosion hercynienne atteignant par endroits le silurienvoir même le cambro-ordovicien (Figure 25).

Figure 25.a/Section sismique 89 GOU A 135 b/ coupe interprétative schématique (associéeaux données de terrain) (Ait Said et Chérif, 1995 modifiée).

D’après les sections sismiques qui traversent la région, ces failles s’amortissent au dévoniensupérieur et affectent parfois le continental intercalaire. Ceci indique que les anciennes faillespaléozoïques sont réactivées durant le mésozoïque. La complexité structurale de ce domaineest due aux mouvements tectoniques intenses essentiellement ceux rattachés à la phasetaconique.

L'amortissement de la plupart de ces failles s’effectue au niveau des grès de Sbaa(Tournaisien) et cela est justifié par soit un arrêt des mouvements tectoniques qui leur sontdonnés naissance soit par l'effet des grès qui jouent un rôle d'amortisseurs du mouvement.

II.2.3. Le secteur d’El KseibatLa partie sud de la région d’El Kseibat présente un caractère intermédiaire entre les monts del’Ougarta et le Bled El Mass. Les dépôts du Miopliocène et ceux du quaternaire masquent toutaffleurement structural dans ce secteur. Les données géophysiques (sections sismiques 2D)sont les seuls moyens qui permettent d’approcher cet aspect.

L'interprétation des profils sismiques (Ait Said & Cherif, 1995) a permis de mettre enévidence quecette partie est dominéée par des structures anticlinales étroites réparties suivantla direction dominante Nord-ouest Sud-est associées généralement à des failles inversestraduisant un régime essentiellement compressif .

Sur les nombreuses sections sismiques consultées, ce secteur apparait comme une grandchevauchement contre une grande faille inverse située au sud ouest.C’est une structure

Discordance Hercynienne

b


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résultant d’une forte tectonique compressive orientée Nord-ouest Sud est étroitement liée àl’histoire de la chaine de l’Ougarta située immédiatement au sud-ouest.

Cette importante faille dont le rejet atteint les 700m est associée à des petites failles inversessecondaires de même direction.

Ce chevauchement est confirmé également par des données du forage MSD-1 qui rencontredeux fois les termes de l'ordovicien.

Plus au sud plusieurs plusieurs petites structures anticlinales contre failles de moindre tailleinverses sont observéesallongées, d’orientation Nord Ouest Sud Est prenant naissance depuisla bordure Ouest de la zone et bifurquer vers le Sud pour changer de direction subméridienne.Cette dernière est traversée dans son périclinal nord par une faille normale de direction Est-ouest.

II.3. Stratigraphie :

Ce contexte a rendu la description lithostratigraphique et paléogéographique une étape assezdélicate et compliquée. Pour ce, nous nous sommes basés sur les résultats de nombreuxtravaux effectués soit directement sur notre région (Gourara) ou juste à proximité (Ougarta,Adrar, Sbâa, Timimoune, Bled El Mass). Elle constitue un essai synthèse des travaux de J.Fabre (1976), G. Conrad (1969), R. Caby (1983), D. Zaigouche (1985), G.Busson (1987), M.Wilczinsky et al (1986), M. Drid (1989), Ait Kassi (1990) et R. Caby et al. (2010).

La figure 26 représente la colonne stratigraphique type du secteur reprise depuis la cartegéologique réalisée par Wilczinsky et al (1986).

Deux principales parties sont distinguées dans la région : la partie septentrionale à dominanced'affleurements du paléozoïque qui forment une continuation naturelle ou, plutôt, uneterminaison des monts de l’Ougarta qui s'effacent dans la partie méridionale couverte deroches méso-cénozoïques et peu d’affleurements cambriens. Sur ces terrains les formationsles plus répandues sont celles éoliennes et alluvionnaires du quaternaire ainsi que cellesfluviatiles du continentale intercalaire.


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Figure 26.La colonne stratigraphique de la région d'El Kseibat.( Wilczinsky et al , 1986modifiée)


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II.3.1. Le SubstratumLe substratum sous les formations paléozoïque est peu ou pas connu sur l’ensemble de larégion d’El Kseibat. Sa caractérisation n’a pas été trop évidente du fait qu’aucun affleurementde socle n’a été décrit dans la région. Pour la partie septentrionale, les affleurements duprotérozoïques les plus proches se trouvent au cœur de l’anticlinal de Sebkhat El Mellah(Figure 26 b) à quelques kilomètres au nord.

La série protérozoïque visible à la Sebkha el Mellah a fait l’objet d’une étude détaillé réaliséepar Caby et al., (2010). Elle a pu être reconstituée en dépit d’une indétermination quant à sonépaisseur exacte. Ces auteurs affirment que la série protérozoïque de la Sebkha el Mellahsemble correspondre à l’accumulation dans un environnement aquatique peu profond maisfortement subsident, de matériaux fins en partie d’origine volcanique, transportés par un oupar des cours d’eau de faible énergie dans une aire sédimentaire très plate du type delta.

Á l’est, un puissant édifice volcanique aérien d’une épaisseur de l’ordre de 1000 m repose enapparente concordance au-dessus de la série détritique (Caby et al., 2010). De puissantescoulées andésitiques et basaltiques d’épaisseur hectométrique alternent avec des épiclastites etdes brèches monogéniques et polygéniques volcaniques, ainsi que des poudingues à élémentsvolcaniques bien roulés.

Le complexe ouest proche du Guelb el Mellah comprend des coulées très altérées et rubéfiéesqui s’interdigitent dans les greywackes. À sa base, des lentilles conglomératiques renfermentdes galets roulés, de nature exclusivement andésitique à basaltique et parfois très peu altérés.Les roches volcaniques intrusives sont représentées par des dykes de porphyre vert andésito-basaltique d’épaisseur métrique en moyenne, qui sont responsables de la recristallisation dessédiments adjacents en cornéennes épidotiques. La série est aussi recoupée par deux sills decomposition syénitique, avec à la base une différenciation gabbroïque.

À l’affleurement, les roches sont de couleur verte ou rougeâtre. Les changements de couleur,allant du vert au rouge tant dans les sédiments que dans les laves, sont manifestement liés àdes variations de degré d’oxydation du fer. Ce phénomène est probablement en relation avecdes circulations hydrothermales liées aux phénomènes volcaniques.


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Figure 27. Cartes géologiques schématiques des boutonnières néoprotérozoïques des (a)Monts d’Ougarta et (b) la Sebkhat El Mellah(Caby et al., 2010)

Plus au sud, dans la zone d’Adrar, les séries anté-cambriennes affleurent largement et sontreprésentées essentiellement par l’équivalent de la Série Verte (Caby, 1983) et, localement,par des grès arkosiques rouges de faciès molasse rattachables à la Série Pourprée. Cette zoned’affleurements se poursuit vers le sud par la large boutonnière du Bled el Mass, entourée parles formations gréseuses paléozoïques elles-mêmes plissées. A ces endroits, la Série Verte etla Série Pourprée sont toutes les deux bien représentées et sont séparées, aussi bien au Bled elMass qu’à Adrar, par une discordance angulaire.

Le matériel constituant la Série Verte d’Adrar et du Bled el Mass est entièrement détritique,avec une composante volcano-clastique variable. Les granulométries représentées vont despélites aux sables grossiers.

Pour le reste (partie méridional et orientale) la description du substratum s’est effectuéeessentiellement à la lumière des données de subsurface (forage, sismique, gravimétrie etaéromagnétisme) et des données des travaux antérieurs.

Le substratum est atteint uniquement dans deux sondages : LT-1 bis et ODTH-1( Drid, 1989).Dans le premier, situé sur au bord Sud-Ouest du sillon de Sbâa, il s'agit d'éléments détritiquescomposés essentiellement, d'arkoses de couleur brune (pourpre), plus rarement gris verdâtre,très indurées, compactes avec des fissures verticales à subverticales, remplies de quartz et decarbonate (M. Drid, 1989). Ce substratum rappelle la "série pourprée qui représente lamolasse (post-tectonique) de la chaine panafricaine (Moussine Pouchkine, Ait Kaci, …),déposée dans des sillons profonds. Ceci nous suggère, par conséquent, pour la région du sillonde Sbâa, une situation similaire ou comparable.Pour ce qui est de substratum, atteint par le forage ODTH-1, situé beaucoup plus à l’Est, dansla zone méridionale de la voûte d'Allal (au Nord-Est du bassin de Timimoun), il s’agit d'uneroche volcanique de couleur verte, à texture microlitique, porphyrique. Les analyseschimiques réalisées confirment qu’il s’agit d’une andésite (Drid,1989).


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Drid (1989) considère que l'andésite de couleur verte mise en évidence dans le bassin deTimimoun, semble rappeler les andésites de la série verte (série volcano-sédimentairesupérieure : laves andésitiques, turbidites, grauwackes et recoupées de batholites panafricains)de la série de Tassendjanet-Ougda (Hoggar occidental).

II.3.2. PaléozoïqueLa série du paléozoïque s’étage du cambrien moyen au carbonifère inferieur.

II.3.1.a. CambrienSur les terrains étudiés, les sédiments cambriens sont dépourvus de fossiles stratigraphiques,dans leur partie supérieure, seulement, Wilczynski et al. (1987) y décèlent de traces de vie detype scolithos (tigillites).Il résulte de la reconnaissance régionale des formations du Cambrien inférieur que sonépaisseur maximale se rapporte bien à la zone Ougarta – Bled-El-Mass. On y note des grésarkosiques, intercalés de conglomérats attribués à la formation de Sebkha El Mellah.Les termes de cette formation décrits à quelques kilomètres au nord-ouest du secteur d’étudene ressemblent à aucune des formations affleurant dans notre région. Les niveaux les plusanciens du cambrien semblent plutôt ressembler à la partie inférieure de la formation AînNechaa appartenant au cambrien moyen.Comme la plupart des formations paléozoïques de l’Ougarta, cette nomenclature provient dela Source de Ain Nechaa sur le flanc nord-est de la Sebkha el Mellah où elle a été définie pourla première fois. Elle est bien décrite par Ait Kaci (1990, Hamdidouche, 2009).

Cambrien moyenLes sédiments du cambrien moyen sont représentés essentiellement par des grés mal classésgrossiers à conglomératiques (figure 27) dont l’épaisseur croit du Sud-est (120-130m) auNord-Ouest (320-350m). Les structures sédimentaires les plus fréquemment rencontrées sontdes stratifications obliques formant des ensembles de 1 à 5 m, ainsi que des chenauxd’érosion.

Figure 28. Les grès du cambrien moyen (Djebel Hèche et Gara Rhoumbo)

Cambrien supérieurLa série cambrien supérieur est formée de grés quartzitique à grain fin et moyen (figure 28),intercalée de minces lits de microconglomérats d’épaisseur de l’ordre du centimètre.

L’épaisseur du Cambrien supérieur se réparti de façon intéressante qui permet de distinguer lazone du bassin à épaisseur importante s’étendant de l’Erg El Atchane vers l’Ougarta et la zonedu bloc transversale comprenant les terrains de Timimoune, Djebel Hèche et vers le Sud-Est(Adrar) où l’épaisseur du Cambrien supérieur décroit visiblement.


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Figure 29. Le grès quartziques du Cambrien supérieur.

a/ L’altération se manifestant sous forme de feuillets concentriques ou « pelures d’oignons"des grès quartzitique duCambrien supérieur

Le passage vers l’Ordovicien est marqué par un niveau à Lingules qui témoignerait d’uneinvasion marine franche (Hamadidouche, 2009). Sur le terrain en question, Wilczinsky et al.,(1987) mentionnent l’absence de cette formation représentant le niveau sommital duCambrien supérieur typique pour les terrains de l’Ougarta, d’Adrar et de Bled El Mass.

II.3.1.b. OrdovicienLes formations de l’ordovicien affleurent dans la partie nord de la région d’El Kseibat sur leflanc ouest du Djebel Hèche et sur le flanc Est de la structure de Gara Runmbo. Les sédimentsde l’Ordovicien reposent sur une lacune sédimentaire du Cambrien supérieur. Certains auteursdécrivent une surface de transgression et une discordance, de ces argiles sur les quartzitesd’Ain Nechea. Cette discordance est définie en d’autres endroits du Sahara algérien et lesrégions voisines (Dia et al 1969).

Les termes de l’ordovicien débutent par une couche de conglomérats monomictiquesd’environ 10cm d’épaisseur, surmontée par les sédiments argilo-silteux de la formation deFou Tineslem et par les grés de Kheneg- El-Aâtene.

En nous référant aux datations existantes, notamment celles de Gomez-Silva et al (1963) (

Tableau 2), d’âge Trémadocien et les travaux de Legrand, (1973) et Wilczynsky, (1987) lapremière formation est datée Trémadocien (trilobites, graptolites, brachiopodes et lingules).La présence de faune de trilobites du groupe des Mogalaspides dans la partie supérieure de laseconde formation gréseuse, permet de lui déterminer la position dans l’Arénigien inférieur.

Dans la partie Nord de l’anticlinal de Djebel Hèche, les grés arénigiens sont surmontés, avecune nette lacune stratigraphique, par des grés quartzitiques intercalés de conglomérats, àstratification oblique. Cette série de 20 à 50m d’épaisseur représente l’ordovicien le plussupérieur (Formation de Djebel Serraf).Dans la partie sud de l’anticlinal de Djebel Hèche, ce sont les argiles du Llandoverien(silurien inferieur) qui reposent sur les grès de la formation de Kheneg El Aâtene.


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Tableau 2: Les nomenclatures et les relations stratigraphiques et lithologiques des terrainscambriens et ordoviciens d’après les différents auteurs (Hamdidouche, 2009)

Ensemble Formation et Lithologie Faune âge

O

R

D

O

V

I

C

I

E

N

Complexe terminal Formation argilo-gréseuse deDj. Serraf -Brachio+Trilobites

Ashgillien (Legrand1999)

Caradocien sup ?

Arg

ilo-g

rése

ux su

périe

ur Bou M’Haoud Formation argilo-gréseuse deBou M’Haoud -Bryozoaires+Trilobites Llandilien ou

Caradocien

Foum Ezzaidia Formation argilo-gréseusesde Foum Ezzaidia

-Brachiopodes

-Trilobites

-Lameli+Brachio

+Trilob+Ostracodes

Graptolites

Llanvirn

Khneg el Aâten

(grès intermédiaires)Formation gréseuse de

Khneg el Aâten-Brachiopodes

inarticulés Arenig

Foum Tinslem (argilo-gréseux inf)

Frmation argileuse de FoumTineslem

-Trilobites et graptolites

-lingulesTrémadocien

La formation de Foum TineslemL’ordovicien inférieur débute par un banc conglomérat transgressif monomictique à texturenon orientée et par endroit granoclassé, épais de 10 à 20 cm. Ces conglomérats sont surmontéspar une série d’argilites bariolées, rouges par endroits blanc grisâtre intercalées de siltstonegris et gris violacé à lamination horizontale dense.

Dans la partie supérieure de cette formation se trouve un calcaire noduleux à lithoclastessilteux surmonté de schistes argileux à nombreuses intercalations de siltstones. Sur les terrainsd’El Kseibat, la puissance de cette formation ne dépasse guère les 150m et se biseauteprogressivement vers le sud Est.

La formation de kheneg El Aâtene :Constituée de grès fins gris, la formation de Kheneg El Aâtene est marquée par deux niveauxd’érosion avec des conglomérats interformationnels. Dans la partie inférieure de cetteformation apparaissent des intercalations d’argilites et de siltstones rouges. Les roches de laformation gréseuse présentent des structures sédimentaires assez variées : laminations etstratifications horizontales, stratification oblique. Peu de spécimens de faune benthique(Brachiopodes et trilobites) ont été observé dans cette formation.

La formation de Djebel SerrafDans la partie Nord de l’anticlinal de Djebel Hèche, ainsi que sur les terrains de Foum ElKheneg, les grès de l’Ordovicien inférieur sont surmontés par des conglomérats, des grés


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conglomératiques et des grés gris à stratification oblique à grande échelle, (ensembles allantjusqu’à 3.5m). Ces roches épaisses d’environ 50m elles sont attribuées à la formation deDjebel Serraf et sont définies comme dépôts fluvio-glaciaires d’après leurs traitslithologiques. Les sédiments de cette formation sont attribués au Caradocien superieur et àl’Ashgillien.

II.2.1.c. SilurienLes lithofaciès du silurien affleurent sur le flanc Ouest de l’anticlinal de Djebel Hècheainsiqu'au Sud-Est decette structure, entre l'Erg-El-Aatchane et l'Erg Moulay-Mohammed.On distingue trois formations lithologiques : inférieure argileuse, moyenne argilo-calcareuseet supérieure argile-silteuse (Wilczynski et al, 1987).

Silurien inferieurLa sédimentation silurienne débute par les roches de la formation argileuse, rouges etbariolées, horizontalement laminés, à divisibilité schisteuse (figure 29), de 400m d’épaisseur.Dans la partie inférieure de cette formation, de nombreux graptolites ont été décelé, entreautres spirograptus spiralis (Wilczynski et al., 1987). Au sommet de la formation argileuseapparaissent des intercalations de grés gris à bioturbations, et de siltstones noirs.

Figure 30. Les argiles du Silurien inferieur (Sebkhat Fegaguira).

Silurien moyen :La formation sus-jacente, argilo-calcaireuse, à une épaisseur d’environ 300m, sa partieinférieure est constituée d’argilites noires, légèrement gréseuses, de siltstones et de calcairesmicritiques gris à gris verdâtre.Ces roches sont horizontalement laminées ou parallèlement litées. Dans les calcaires, on noteune faune très abondante de céphalopodes, de grands spécimens d’orthocéres (Figure 31) ainsique de crinoïdes. Cette faune indique un milieu de sédimentation néritique. La formationargile-calcaireuse peut être rapportée au wenlockien et en partie au ludlewien.


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Figure 31.barre calcaire du silurien, abandance d'orthoceres

Silurien supérieur :Dans la partie supérieure au Silurien on distingue la formation argilo-silteuse d’environ 300mde puissance. La sédimentation de la formation la plus supérieur du silurien débute par ledépôt d'argiles intercalées de siltstones gréseuses et d’argilites (figure 32 b), avec unestratification oblique, tabulaire dans ces roches, une stratification lenticulaire et unelamination horizontale. Plus haut, un complexe de quelques centaines de mètres, on a desroches argilo-silteuses intercalées de calcaires micritiques à faune d’orthoceras et de crinoïdes(figure 32c).Sur le plan régional, les sédiments siluriens reconnus sur les terrains se sont formés dans lazone du talus continental d’un vaste bassin.

Figure 32. a/ des argiles du Silurien supérieur Sabkhat Fegaguira,b/ intercalations de siltsdans les argiles du silurien superieur, c/Calcaire micritique à faune d'Orthoceras et

Crinoïdes.

II.2.1.d. Dévonien

Dévonien inférieur :La puissance du Dévonien inférieur varie dans les limites de 400 à 550m (Wilckzynski et al,1986). On y distingue deux formations lithologiquement distinctes : inférieur siltstoneuse etsupérieure gréseuse (figures 33 et 34).

- La formation siltstoneuseDébute par la sédimentation de siltstones gréseux à muscovite et intercalations de calcaires,parfois gréseux et de grés avec prédominance d’une lamination horizontale et unestratification oblique (à petite échelle). On rencontre aussi de minces couches assezfréquentes de lumachelles-(calcaires) à faune essentiellement de Brachiopodes et également


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des spécimens isolés de Trilobites, des fossiles de poissons et des bioturbations, indiquant unmilieu de mer peu profonde, littoral et sublittoral. La formation atteint environ 300m.

Figure 33. Barre du Dévonien inférieur

- La formation gréseuseA la base des assises siltono-gréseuses du Dévonien inférieur, un peu au-dessus de la limitelitho faciale avec le silurien, Wilczynski et al. ont décelé un endroit à faune de Trilobites.

Figure 34.le passage dévonien inferieur Dévonien Moyen au niveau de sebkha Fegaguira.

Dévonien moyenLe Dévonien moyen se devise on deux formations :-formation gréseuse à la base, formationcarbonatée dans la partie supérieure. La formation gréseuse (figure 35): à une épaisseur de 250 à 350m. A la base, on note dessiltstones gris, intercalés de calcaire, de calcaire gréseux et de dolomies gréseuse.des niveauxde calcaire lumachelliques-(faune benthique en débris).


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Figure 35. Les grès du dévonien Moyen très fracturés.

La formation carbonatée : à une épaisseur qui varie de 150à220m. Elle est constituéede calcaires micritiques à faune abondante de Coraux, Brachiopodes, Nautiloides etGoniatites (figure 36). Ces roches présentent une lamination horizontale parallèle.

Figure 36.Calcaire du Dévonien Moyen ( à goniatite).

Dévonien supérieurDans le dévonien supérieur, on distingue trois formations :Une formation argileuse inférieure (360 m), une formation moyenne définie comme silto-gréseuse et une formation argileuse supérieure (260 m).La puissance globale du Dévonien supérieur varie dans les limites de 260 à1300m, avecprédominance de sédiments clastiques fins, argilites intercalées de siltstones (figure 37).

Figure 37. Les formations du dévonien supérieur: a/ passage dévonien moyen à dévoniensupérieur, b/Intercalations de silts dans les formations argileuses du Dévonien supérieur, c/

les formations argileuses supérieures

cba


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II.2.1.e. Zone de passage entre Dévonien-Carbonifère :Le Strunien est considèré comme une zone de passage. Sur le territoire d'étude nous n'avonsrencontré ces formations que dans sa limite nord orientale, sur la route qui mène versCharouine. Les formations montrent une grande ressemblance lithologique avec leCarbonifère. Ce sont surtout des siltstones, intercalés de grés horizontalement stratifiés dontl'épaisseur est d’environ 300m (Wilczynski et al, 1987).

II.2.1.f. CarbonifèreLa description des formations carbonifères est effectuée par Wilczynski et al, 1987, quimenionne qu'elles sont en continuité sédimentaire avec les sédiments du Strunien. Lecarbonifère est divisé en trois formation :-argile-silteuse du Tournaisien, silto-gréseuse etargileuse du viséen inferieur.

Tournaisien (argilo-silteux) :Le tournaisien débute par des siltstones et argilites (35m) surmontés de grés à lentilles et

intercalations de calcaire, ainsi qu’à fréquents bioclastes (80m).La Tournaisien représente une sédimentation marine, à abondante faune debenthos(Brachiopodes) et de coraux (Wilczynski et al 1987).

Viséen inférieur:La sédimentation début par des siltstones gréseux, des grés et des argilites noires. Cessédiments, de 180m d’épaisseur totale, la partie supérieur de la formation silto-gréseuse estformée par un complexe de 800m, une alternance de siltstones et de grés généralement fin, ànombreuses intercalations d’argilites (d’épaisseur éteignant 60m) et à intercalation et lentillesde calcaires et de calcaires gréseux, on y note une stratification horizontale, une laminationhorizontale, une stratification oblique. On rencontre aussi d’assez nombreux niveaux delumachelles, des faunes benthiques et de fossiles en traces.

La partie supérieure du Viséen inférieur est représentée par la formation argileuse : constituéed’argilites et d’argilites gréseuses d’environ 200 d’épaisseur.

II.3.4. Méso-CénozoïqueIII.2.2.a. Le Crétacé inferieur

Le Mésozoïque n’est représenté dans notre secteur d’étude que par les termes du crétacéinferieur. Des sédiments clastiques, en général gréso-conglomératiques de couleur rouge àbrun rouge, avec intercalation des argilites et des siltstones. Désignés sous le nom decontinental intercalaire, ces dépôts ont été intégralement attribués au Crétacé inférieur à lasuite de la détermination de leurs flores et faune-(J.Ph.Lefranc, 1975 ; Wilczynski et al, 1987).

III.2.2.b. Le CénozoïqueLa sédimentation du cénozoïque, est représentée par la formation de la Hamada à facièsessentiellement carbonaté associé à des grès et des argiles, formant souvent des barresmorphologiques (figure 38), peu élevées. Cette formation d’origine continentale lacustreaffleure dans presque tout le territoire sud-ouest de la plate-forme saharienne où elle recouvreles formations paléozoïques (Hammada du Draa). Ces dépôts sont attribués au Pliocène(Gevin, 1960). Sur le territoire d'étude cette formation est dite Hammada Chammar.

Ces dépôts sont parfois recouverts par des « lambeaux » peu étendus de dépôts mio-pliocènesau quaternaires.


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Figure 38.La barre carbonaté silicifiée de la hamada

II.3.5. QuaternairePour sa description, Wilczynski et al, (1987) ont adopté la division du Quaternaire selonConrad (1969,1971) qui y a distingué les termes stratigraphiques suivants :-Villafranchien(dont la partie inférieur englobe probablement aussi la partie sommitale du pliocène),pléistocène moyen, pléistocène supérieur et Holocène.

III.2.3.a. Villafranchien :Les sédiments du Villafranchien affleurent dans la partie Ouest et Sud-ouest d'El Kseibat, surla bordure occidentale de l'Oued El-Tseibat (à l'Ouest de l'Oued Messaoud).Ils représentent le faciès de bordure du bassin, ce sont des sédiments fluviatiles, des grés etdes conglomérats, de 2 à 5m d’épaisseur, intercalés de couches de calcaires gréseux dontl’épaisseur atteint 1m. On y rencontre des niveaux de sols fossiles à nombreux débrisvégétaux carbonisés.

III.2.3.b. Pléistocène moyen :Tout le pléistocène est marqué par une alternance de périodes sèches et humides. A la fin duVillafranchien et au début du pléistocène moyen, on avait un climat aride. Pendant cettepériode, à affleurement du continental intercalaire et du Mio-pliocène(Conrad, 1971),(figure39 ), avait lieu la formation d’un manteau de débris de roches altérées-type du reg. Alors quese forment les dépôts alluvionnaires conglomérats-gréseux, la partie supérieur pléistocènemoyen, c’est de nouveau une période sèche et très sèche. On y a alors la formation desédiments éoliens.

Figure 39. affleurement isolé du Crétacé inferieur 'continental intercalaire) et reg à débrisaltérés de conglomérats gréseux (à droite détail de la photo).


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III.2.3.c. Pléistocène supérieur :A la suite d’une nouvelle phase de climat humide, on a la formation d’une série de dépôtsalluviaux, sableux, en terrasses sur les bordures de l'Oued Messaoud ainsi que des dépôtsévaporitiques des sebkhas (figure 40).

Figure 40. Les dépôts évaporitiques au niveau de la sebkha Fegaguira.

III.2.3. d. Holocène :L’holocène est la dernière période sèche, qui dure jusqu'à présent et pendant laquelle à lieu laformation de dunes (figure 41). La formation des cordons dunaires, recouvrant les partiesOuest, Nord-est et centrale d'El-Kseibat, et leur mobilité ont conduit au comblementprogressif du relief formé antérieurement. Ce phénomène, plus au moins intense, dure jusqu’àprésent.

Figure 41.Les formations dunaires de l'Holocène.

II.4. Magmatisme :

A l’affleurement, les roches magmatiques sont peu répondues dans la région d’El Kseibat.Dans les études antérieures un seul l’affleurement dit de Foum El Kheneg est décrits(Wilckzynski et al.,1986) dans les sédiments cambrien. Ces mêmes auteurs supposent laprésence de nombreux corps magmatiques décelés lors des travaux magnétométriques à uneprofondeur n’excédant pas les 200 m. Ces corps sont décrits au niveau de Gara Rhumbo, àproximité de Djebel Hèche et à 5 Km au SE de Foum El Kheneg.

A niveau de Foum El Kheneg, une dépression érosive dans les sédiments du cambrienpartiellement remplie d’alluvions (figure 42) laisse apparaître des roches magmatiques.


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II.4. Magmatisme :




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II.4. Magmatisme :




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Figure 42.Localisation du magmatisme du secteur Foum El Kheneg sur Google earth etsur terrain

Les échantillons observés dans le centre de la zone magmatique diffèrent de ceux prélevésdans les bordures. Macroscopiquement certains ressembleraient à des tufs (Figure 43) etd’autres à des andésites. D’autres petits affleurements observés sur la bordure septentrionalede la cavité correspondent à une roche basique bourrée d’enclaves volcaniques etsédimentaire, très dense et très altérée.

Figure 43.Echantillon de tuf prélevé à Foum El Kheneg

A la lumière des données pétrographiques et minéralogiques, Wilckzynski et al., (1987)affirment que la roche magmatique se trouvant dans les formations cambriennes est liée à uneassociation de roches calco-alcalines édifiée à des profondeurs peu importantes. L’analysechimique de l’échantillon I-28 et sa projection sur les diagrammes QAP et TAS (Total Alkali-Silica) confirment, selon ces mêmes auteurs, que la roche correspond bien à unetrachyandésite (Figure 44).


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Figure 44.Projection de l’Echantillon I-28 sur les diagrammes de classification des rochesmagmatiques (Wilczinsky et al.,1987 modifié)

Les tufs rouges observé en bordure de l’intrusion présentent une structure hétérogranulaire,cristaloblastique, micobréchique et poreuse. Conformément aux résultats des lames minces,les résultats des analyses chimiques affirment que ces tufs sont acides et fortement altérés etcorrespondent à des tufs rhyolitiques (Wilczinsky et al., 1987).

Considérant leurs résultats des études pétrographiques sur les deux types de roches, cesauteurs supposent que les trachyandésites et les tufs rhyolitiques appartiennent à deux cyclesmagmatiques différents. Touahri et al. (1996) dans leurs travaux sur les diamants du Bled ElMass (Touat) indiquent que l’échantillon prélevé au Foum El kheneg montre une structureplus ou moins doléritiques avec une tendance à former des amas fibro-radiés. Ils supposentqu’ils s’agissent d’une roche du cortège doléritique mésozoïque et non à une lamproïte oukimberlite.

II.5. Paléogéographie locale

Pour la reconstitution de l’évolution paléogéographique du secteur d’étude, nous avonssurtout utilisé les données obtenues des rapports (inédit) des levés géologiques des feuilles deReggane, Adrar et El kseibat (Wilczynski et al, 1987), ainsi que la documentation des groupesqui, auparavant, ont travaillé sur ces terrains (A. Zdanowski, et Z. Bula, 1987, M. Preidl,S.Kurek, 1984) pour le compte de l'ORGM.. Nous avons également mis à profit les ouvragespubliés de J. Fabre (1976), G. Conrad (1969), G. Busson (1987). Nous les avons reconstituéssous l’aspect d’une analyse paléogéographique.

a/ Diagramme Streckeizen (QAPF) d’aprèsCIPW

b/ Diagramme de classification chimique des rochesvolcaniques (Le Bas et al, 1986)


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Il résulte de la reconnaissance régionale des formations du Cambrien inférieur que sonépaisseur maximale se rapporte à la zone Ougarta – Bled-El-Mass. Ce sous-système n’affleurepas sur la partie nord du terrain. On y note des grés arkosiques, intercalés de conglomératsattribués à la formation de Sebkha-El Mellah.

L’analyse sédimentologique permet de supposer que ce sont des dépôts fluviatiles.L’apparition de peu nombreux tigillites au sommet et à la base peut témoigner d’influencesmarines sporadiques. L’épaisseur du Cambrien moyen est également la plus importante dansla zone en question, elle varie de plus de 400 m dans la région de l’Ougarta à 100 m dans celled’Adrar. Un trait caractéristique de la zone Ougarta – Bled-El-Mess, c’est l’influence de lasédimentation marine, enregistrée dans le Cambrien moyen. Cette influence à son originedans l’élargissement progressif du bassin marin, remplacé sur le territoire actuel du Maroc. Apartir du Nord-Est de la zone considérée, la mer forme une avancée à l’intérieur des terres,donnant une influence marine jusqu’à Adrar.

Au cambrien supérieur on note toujours les même tendances observées aux époques plusprécoces du Cambrien supérieur se rapportent aux terrains de l’Ougarta (400 m). Vers le Sud-est (Adrar) l’épaisseur du Cambrien supérieur décroit visiblement. A cette époque, lesterrainsseptentrionaux sont relativement élevés, ensuite une érosion tardive provoquel’enlèvement d’une certaine partie des sédiments du Cambrien supérieur.

Ainsi donc, au Cambrien, la zone Ougarta – Bled-El-Mass représente un terrain à subsidencepas très forte, mais bien nette, compensée par la sédimentation de grès. Les terrains encadrantla zone Ougarta – Bled-El-Mass, remplacés aussi bien sur la vieille plate-forme (CratonOuest-Africain) que sur les terrains des plissements protérozoïques, sont relativement stables.Dans les bassins développés sur ces terrains, en observe une nette réduction de l’épaisseurainsi qu’une dominance des sédiments des litho-faciès de bordure.

Les tendances de l’évolution du bassin de la zone Ougarta-Bled-El-Mass observées auCambrien (figure 45) se poursuivent à l’ordovicien inférieur. L’épaisseur de la formationinférieure, argileuse, de Foum Tineslem est peu importante (figure 46), elle excède de peu 100m, mais présente d’assez grandes fluctuations régionale. La formation supérieure, gréseuse del’Ordovicien inférieur, celle de kheneg-El-Aàtène, atteint une épaisseur qui est la plusimportante dans la zone Ougarta – Bled-El-Mass. Elle excède de peu 100 m, mais présented’assez grandes fluctuations régionales.


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Figure 45. Carte des isopaques ante-ordovicien (Wilczynski, 1987 modifiée).

A la fin de l’Ordovicien inférieur (Arénigien, formation de Kheneg-El-Aatène), le rythme dela sédimentation ralenti très nettement sur les terrains d’étude. C’est alors que se forment desélévations locales, autour desquelles se déposent des sédiments gréseux à importantesconcentration de minéraux lourds (zircon, monazite) (zone des marées dans le supralittoralrépercussions à la phase orogénique cadomienne).

Ces conditions se maintiennent probablement aussi lors de la sédimentation de la partieinférieure de l’Ordovicien supérieur, du Llanvirnien au Caradocien. Ala suite de l’analysepaléo-faciale, en présume que, sur les terrains El Kseibat et d’Adrar, les sédiments duLlanvirnien, du Llandeilien et du Caradocien subissent une érosion lors de la glaciation del’Ordovicien supérieur (Ashgilienne). Ainsi, sur les grès arénigiens reposent, avec uneimportante lacune sédimentaire et stratigraphique, les grès et les conglomérats fluvioglaciairesde la formation de Djebel Serraf (figure 45). Dans la partie Nord-Ouest de la zone Ougarta-Bled-El-Mass, la sédimentation marine dure sans intermittence et l’érosion Ashgiliennen’affecte qu’une partie restreinte des terrains Caradociens (Wilckzynski et al.,1987).


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Figure 46. Cartes des isopaques l’Ordovicien inférieur (à gauche), et de l’Ordoviciensupérieur (à droite) (Wilczynski, 1987 modifiée)

A l’époque glaciaire (Ashgilien ?), la partie méridionale de la zone Ougarta -Bled-El-Mass estsurélevée (Adrar, Reggane Nord). Autour des massifs, des vallées étroites combléesdesédiments détritiques grossiers se forment.

Au silurien, les conditions faciales sont assez uniformes. Dans un bassin marin ouvert a lieu,alors, la sédimentation de dépôts argileux, affectés un sommet de peu nombreusesintercalations de calcaire à Orthocéras. Dans la zone Ougarta-Bled-El-Mass, située entre lesbassins de la vieille plate-forme (épaisseur moindre que 500 m, litho-faciès de bordure) et lebassin ouvert grande de subsidence partiellement compensée par sédimentation, l’épaisseur desilurien croit graduellement (figure 47).


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Figure 47. Carte des isopaques du Silurien (Wilczinsky, et al., 1987 modifiée).

Au Dévonien, on observe de nouveau d’importants changements d’épaisseurs et de litho-faciès. Au Dévonien inférieur, les conditions paléogéographiques sont semblables à cellesexistant à l’Ordovicien supérieur. La partie Sud-est de la zone Ougarta –Bled-El-Mass estalors surélevée. Certaines élévations donnent naissance à ces paléo-iles, auteur desquelles desgrés se déposent. Le bassin du Dévonien s’approfondit visiblement vers le Nord-Ouest(Ougarta) on le Nord (Timimoune) (figure 48).

Au Dévonien moyen et au Dévonien supérieur, les conditions paléo-tectoniques sontsemblables, la répartition dans le bassin des lithofaciès, presque identique. A cette époque, lazone Ougarta –Bled-El-Mess représente un terrain relativement surélevé, à subsidencenettement ralentie et à lithofaciès caractéristiques d’un milieu aqueux peu profond. Cettepaléo-élévation sépare le bassin septentrional (Timimoune), à grande subsidence etaccroissement général de l’épaisseur vers le Nord-Ouest, de celui au Sud-ouest (Reggane)placé sur la vieille plate-forme (figure 49).


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Figure 48.Carte isopaque du Dévonien inférieur (Wilczynski, 1987).

Figure 49. Carte des isopaques du Dévonien moyen (à gauche) et du Dévonien supérieur (àdroite) (Wilczinsky et al.,1987 modifiées).


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Au Strunien on note une régression marine générale. Dans la zone Ougarta –Bled-El-Mass,n’existent alors que les restes du bassin marin, on observe donc une nette inversion paléo-tectonique (Figure 50).

Au tournaisien, le bassin sédimentaire s’élargit progressivement. De vastes paléo-élévations,allongées suivant la direction NO-SE se forment, alors dans la partie méridionale de la zoneOugarta – Bled-El-Mass. Des grés, se rapportant surtout à la zone supra-littorale, se déposentauteur de ces paléo-élévations. A l’avant-pays Nord de la zone Ougarta – Bled-El-Mass, unbassin peu étendu, étroit se forme, dans lequel se déposent des sédiments silto-argileux.

Figure 50.Catre isopaque du Strunien (Wilczynski, 1987, modifiée)

Au Viséen inférieur, l’épaisseur des sédiments décroit jusqu'à moins de 100 m, dans la zoned’Ougarta –Bled-El-Mass et, comme au Tournaisien, des paléo-élévations – (paléo-iles) deforme allongée apparaissent. Dans les bassins encadrant la zone Ougarta –Bled-El-Mass,d’épais sédiments de litho-faciès argilo-silteux (Timimoune) ou silto-calcareux (Reggane) seforment dans des conditions d’intense subsidence (Figure 51a).

Au Viséen supérieur et au Namurien, les terrains d’Ougarta-Bled-El-Mass sont surélevés.Seule, leur extrémité Nord est sous l’action d’une sédimentation de calcaires (Viséen) et degrés (Namurien) (figure 51b).


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Figure 51.Carte isopaque du Tournaisien (à gauche), du Viséen ( à droite) (Wilczinsky etal.,1987, modifiées).

A la suite de l’érosion westphalienne, les sédiments d’une importante partie des terrains de lazone Ougarta –Bled-El-Mass disparaissent.

Au méso-cénozoïque, cette zone correspond à un terrain continental (mésozoïque inférieur)envahi partiellement par des sédiments fluviatiles du Crétacé inférieur (Continentalintercalaire) et ensuite par des sédiments marins du crétacé supérieur. Ces derniers sont par lasuite érodés au paléogène. Au néogène des sédiments lacustres et fluviatiles se développentsur de vastes terrains de la zone considérée.

Le Quaternaire, des dépôts lacustres, fluviatiles puis éoliens viennent terminer lasédimentation de cette partie du Sahara algérien


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Partie II

Matériels etMéthodes

Données et matériels utilisés Cartographie lithologique Cartographie des linéaments géologiques Validation et mise en forme Cartographique

Chapitre 3

Données et Matériels Utilisés

3èmeChapitre Données et matériels utilisés

62

Données et matériels utilisés

III.1. Données satellitaires

Notre étude s’appuie sur image extraite d’une scène LANDSAT 7 ETM+, p197r 40, acquisele 16/04/2000 (figure52). Ces images satellitaires ont été choisies du fait de leurcaractéristique spectrale et spatiale permettant une bonne cartographie structurale à petiteéchelle (scanvic, 1989 ; Jourda et al., 2006). L'image ETM+ utilisée apparait sans bruitradiométrique majeur et ne nécessite donc pas de traitement radiométrique. Par contre unecorrection géométrique de type "image à carte" a été effectué afin de les rendre parfaitementsuperposables aux cartes thématiques existantes (cartes topographiques, géologiques). A partirde douze couples de points d'amer, bien distribués, relevé sur l'image ETM+ et sur la cartegéologique au 1/200000ème, les coordonnées originales (ligne et colonne) sont traitées parordinateur pour obtenir les nouvelles coordonnées au sol.

Figure 52. Scène p 197 r 040 de LANDSAT 7 ETM+

La scène Landsat 7 ETM+ (l’Enhanced Thematic Mapper Plus) est multispectrale (6 bandesmultispectrales: ETM 1, 2, 3, 4, 5, 7, à 30 m), une bande panchromatique [la bande ETM 8 à15 m de résolution spatiale, et deux bande thermiques (ETM 6 à 120 m) couvrant la région(Hammad, 2008).

Le tableau ci-dessous résume les spécifications spectrales des bandes LANDSAT ETM+


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Tableau 3. les caractères des bandes Landsat 7 ETM+ (HAMMAD, 2008)

BandesETM+

Bandesspectrales

Résolutionspatiale

Longueurd’onde Spécificité et objectif

Bande 1Bleu

(visible)30m 0,45-0,5μm Pénétration dans l’eau, matériaux en suspension, différenciation sol

végétation ;

Bande 2 Vert (visible) 30m 0,52-0,6 μm Vigueur de la végétation, révélateur secondaire de forte teneur enmétal

Bande 3 Rouge(visible)

30m 0,63-0,69 μm Analyse structurale

Bande 4 IR proche 30m 0,75-0,9 μmStress de la végétation induit par des phénomènes géologiques,détection des oxydesde fer

Bande 5 IR moyen 30m 1,5-1,7 μm Indication de la teneur en eau des sols, cartographie des argiles,indicateur secondaire des altérations hydrothermales

Bande 6/1IRThermique/Lointain

60m 10,4-12,5 μm Discrimination de certaines roches silicatées et non silicatées, contenuen eau des sols, analysedes stress de la végétation

Bande 6/2 120m

Bande 7 IR Moyen 30m 2,08-2,35 μmDiscrimination de certains minéraux tels que les argiles et les micasdans des niveaux silicatés, la kaolinite et la montmorillonite dansles sols

III.2. Données géoscientifiques

Les données géoscientifiques utilisées comprennent les données géologiques (structurales,lithostratigraphiques). Ces données sont sous forme de cartes géologiques au 1/200.000 ème

(M .Wilczynski et al, 1987) et une autre carte géologique de la région au 1/500.000ème de larégion de Kerzaz. Ces cartes ont été analysées en vue de comprendre la lithostratigraphie, lastructuration et l’histoire géodynamique de la région et pour vérifier les résultats commevérité terrain.

III.3. Données Géophysiques

Pour valider et confirmer les résultats des linéaments de notre étude nous avons consulté desdonnées géophysiques de subsurface:- des données de sismiques réalisées par l’ENAGEO (sections sismiques et cartes isochrones)et leur interprétation consultée dans des mémoires d'ingéniorat en géophysique.- Données gravimétriques représenté par une carte des anomalies de bouguer avec un fichier.dat téléchargés depuis le site du BGI (Bureau Gravimétrique International).

III.4. Logiciels utilisés

- Les traitements des données satellitaires sont effectués sur le logiciel ENVI 4.5: "TheEnvironment For Visualizing Images", élaboré par la société "ITTVIS". C’est un logicielcommercial complet de visualisation et de traitements d’images issues de la télédétection. Ilprésente une interface logique et intuitive pour lire, visualiser et analyser différents formatsd'images. Toutes les méthodes de traitement d’images de corrections géométriques,radiométriques, de démixage radiométrique, de classification et de mise en pagecartographique sont présentes.


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- L’extraction automatique des discontinuités linéaires est effectuée sur GEOMATICA dePCI.

- La photo-interprétation et l'extraction manuelle des discontinuités image s'est effectuée par àl'aide des logiciels Adobe Illustrator et Surfer.

- Les données gravimétriques ont été analysées par le logiciel OASIS Montage.

- L'ensemble des résultats des différentes analyses sont groupés et intégrés dans un systèmed’information géographique (SIG) en utilisant le logiciel Arc GIS Desktop, une suited’applications intégrées : ArcMapp, Arc Catalogue et Arc Toolbox. A l’aide de ces troisapplications, Arc Gis peut effectuer toutes les tâches SIG, de la plus simple à la plus avancée,y compris la cartographie, la gestion, l’analyse géographique, la mise à jour et le géo-traitement des données. Ce logiciel permet donc une meilleure présentation et gestion desrésultats de notre étude.

III.5. Méthodologie:

Comme le montre la figure 53, notre étude s'articule autour de deux principales analyses : uneanalyses lithologique et une analyse linéamentaire qui seront détaillées aux chapitre IV et Vrespectivement. Les résultats sont validés par différentes méthodes puis intégrés avec d'autresdonnées dans un SIG.


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Figure 53. Organigramme global des traitements

b

Scène LANDSAT 7 ETM+197r40

Découpage et Prétraitement

Cartographie linéamentaire Cartographie lithologique

Validation

Carte lithostructuraletéléanalytique

Intégration dans un SIG

Données géoscientifiques

Données gravimétriques

Données sismiques

Données de terrain

Chapitre IV

Cartographie lithologique

4èmeChapitre Cartographie lithologique

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La Cartographie lithologique

Dans des contextes arides et désertiques, la cartographie géologique, est une tâche difficile etcompliquée souvent par l'inaccessibilité des terrains. La télédétection permet alors auxgéologues d’accéder à leurs terrains ; décrits généralement par leur âge, composition etépaisseur ; à travers leurs caractéristiques optiques.

Dans ce chapitre nous nous intéressons à l’utilisation des méthodes d'analyse des donnéessatellitaires pour l’extraction d’information pour la discrimination, reconnaissance,classification et l'identification des unités lithologiques.

La cartographie des unités lithologiques passe par deux étapes complémentaires :I. La première consiste à caractériser et à identifier les unités lithologiques et ce par

analyse visuelle des images (photo-interprétation). Cette étape permet le repéragevisuel des unités lithologiques, pouvant être reconnue sur les images, nécessaire pourleur échantillonnage ultérieurement. La caractérisation radiométrique des roches esteffectuée également de manière qualitative par classification non supervisée. Cettedernière est réalisée pour évaluer le degré discriminant des méthodes automatiquesainsi que celui des données multispectrales dont disposant à caractériser spectralemententre les différentes formations géologiques.

II. La seconde étape consiste en une délimitation et extraction des différentes formationspar classification supervisée. Cette étape constitue le meilleur moyen pour établir unplan de répartition des unités géologiques affleurantes.

Avant de procéder à la caractérisation lithologique, les données de télédétection doivent faireobjet de traitements en vue de leur amélioration et optimisation.

IV.1. Traitements des données

IV.1.1. Traitements d’amélioration ou de rehaussementCes traitements sont à la base des processus mis en œuvre pour utiliser les données detélédétection. Le stretching ou l’étalement interactif du contraste est la techniqued’amélioration la plus utilisée.

Cette opération permet d’augmenter le contraste des données afin d’obtenir une meilleurevisualisation de l’image. Il est possible d’étaler tout ou partie des valeurs de l’histogramme.Plusieurs types d’étalement sont proposés. ENVI propose de nombreux étalementsprédéfinis : des étalements linéaires, Gaussien, par équipopulation et racine carrée (figure 54).Par défaut, un étalement de dynamique linéaire de 2% est appliqué à tout canal.

Pour nous, nous avons préféré un étalement dynamique interactif de l’histogramme variableselon les formations (faciès) à faire ressortir. Nous sélectionnons une partie de l’histogrammed’origine dont les valeurs varient de 78 à 178 (pour la bande 1 ETM+) et nous leur effectuonsun étalement sur des valeurs allant de 0 à 255 pour faire ressortir le maximum de variationsdans les tons de gris. Les images des canaux ainsi rehaussés peuvent être combinées pourdonner une composition colorée de meilleure qualité visuelle.

La composition colorée des bandes rehaussées présentée sur la figure 55 permet de distinguercertains détails dans le cœur anticlinal du Djebel Hèche comparée à celle des bandes brutesqui permet comme même une meilleure caractérisation des formations dunaires etalluvionnaires.


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Figure 54. traitements de rehaussement des images (Extrait de la scène 197 r 40 bandeETM+ 1).

a/ Image brute ( bande 1 ETM+) b/Etalement linéaire

c/ Etalement linéaire 2% d/ Etalement gaussien

e/ Etalement équipopulation f/ Racine carrée

g/ Etalement dynamique manuel de l’histogramme

1/ Composition colorée ETM+321 (bandes brutes)

2/ Composition colorées ETM+321 (bandes rehaussées)


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Figure 55.Compositions colorées des bandes ETM+ 321.

IV.1.2. Traitements thématiquesLes plus couramment utilisés parmi les traitements de transformation d'image sont l'Analyseen composantes principales (ACP), les ratios, les IHS, les filtrages et le rééchantillonnage(Hammad, 2008).

Les trois premiers traitements ont été appliqués. Les ratios et les IHS (Hammad, 2008) sontparticulièrement intéressants car ils génèrent de nouvelles images en combinant les différentessources d’information de manière à rehausser certaines propriétés des données qui sont moinsévidentes dans l’image originale. Les néocanaux, de qualité souvent meilleure, constituant unexcellent produit d’interprétation visuelle.

Les filtrages permettent par contre la détection des limites texturales donc nous les réservonsà la cartographie linéamentaire.

IV.1.2.a. L’analyse en Composantes PrincipalesL’analyse en composante principale est une technique efficace pour accentuer une imagemultispectrale à des fins d’interprétation géologique. Elle permet de réduire l’informationcontenue dans plusieurs bandes, hautement corrélées en un nombre restreint de composantes(Coulibaly, 1996). Parfois l’information comprise dans 5 ou 6 bandes est réduite par cetteanalyse en seulement 3 composantes.

Le choix du nombre de composantes principales à conserver constitue l'étape la plusimportante de l'ACP. Aucune règle générale de décision n'étant définie, l'utilisateur est librede conserver les composantes souhaitées en fonction de critères propres à son étude (Gomez,2004).

L’analyse en composantes principales produit ainsi de nouveaux canaux. Ces dernierspermettent de créer des compositions colorées qui constituent un excellent produitd’interprétation visuelle, augmentant ainsi le contraste entre les divers objets au sol. Vu leurbonne qualité, nous avons décidé d’utiliser les trois premières Composantes (CP1, CP2, CP3)aussi bien dans la cartographie lithologique que structurale.

Ces néocanaux peuvent être également combinés en composition colorée avec les canauxbruts. Le résultat de ces combinaisons permettra de mieux mettre en valeur les principalesformations.

Dans le souci de discriminer le plus que possible des formations affleurant dans la régiond'El Kseibat , nous avons effectué une analyse en composantes principales sélectives (ACPS),consistant dans un premier temps à réaliser une première ACPS avec les bandes du visible 1,2 et 3 de ETM+. Ceci conduit à l’obtention des trois composantes ACP1 123, ACP2 123 etACP3123. Une deuxième ACPS est alors réalisée avec les bandes infrarouges 5, 6 et 7 deETM+. Le résultat conduit également à obtenir trois autres composantes ACP1567, ACP2567 etACP3 567 .

Nombreux détails jusque là invisibles sur les bandes initiales sont mise en évidence dans lesnéocanaux ACPS567 telle la localisation de certains paléochenaux ainsi que des anomaliesradiométriques, enfouies sous les dépôts Miopliocène et quaternaires et dont certains ont étédétectés par magnétisme lors des travaux antérieurs (Figure 56).


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Figure 56.Anomalies radiométriques mises en évidence par les ACPs.

IV.1.2.b. Les ratiosLe ratios ou calcul des rapports spectraux est une transformation d’image très commune. Ilpermet de renforces et rehausser des variations subtiles dans les réponses spectrales dedifférents objets. Ce traitement offre l’avantage de pallier certains problèmes liés à la non-homogénéisation de l’éclairement des surfaces (ombres topographiques). Le simple fait decalculer des rapports plutôt que des valeurs absolues d’intensité produit une réduction deseffets topographiques.

Les ratios ont été largement utilisés dans la cartographie géologique et de la végétation. Lechoix des ratios est fondé sur les caractéristiques spectrales des objets à différencier. A titred’exemple, le rapport rouge sur vert (TM3 / TM2 de TM de Landsat) a été utilisé avec succèspar Segal et Merin (1989) pour dresser une carte de l’altération des roches riches en oxydes defer dans la vallée de la Lisbon, en Utah (J. El Qayedy et al., 2006). Les sols ou les rochesriches en oxyde de fer ferrique (Fe3+) présentent une absorption proche de 0,55 µm pourl’hématite (rouge) et proche de 0,48 µm pour la goethite (jaune, brun) (Bonn et Escadafal,1996 ; Madeira et al., 1997). Le fer ferrique peut aussi avoir une absorption entre 0,70 µm et0,80 µm (Hunt et al., 1971). Par conséquent, les sols et les formations riches en fer ferriquemontrent un rapport rouge / vert élevé, alors que, pour le fer ferreux (Fe 2+), la banded’absorption se situe à 1 µm. D’autres bandes d’absorption peuvent également apparaîtreentre 0,40 µm et 0,55 µm, celles-ci étant liées à l’une ou l’autre forme des deux formes de fer(goethite ou hématite) et à leur proportion dans le sol (Madeira et al., 1997 in J. El Qayedy etal., 2006).

Pour notre application, seule l’atténuation des effets d’ombrage liés au relief a été réalisée,grâce aux rapports de bandes ETM+3/ETM+4, ETM+4/ETM+5, ETM+4/ETM+6 etETM+4/ETM+7(Figure 57). Le reéchantillonnage de la bande ETM+ 6 a donc été nécessairepour ramener les pixels de 60 m à 30 m d e côté.


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Figure 57. Les néocanaux Ratios ETM+3/ETM+4, ETM+4/ETM+5, ETM+4/ETM+6 etETM+4/ETM+7

En plus de l'atténuation du relief notamment sur le secteur Djebel Hèche, chacun de ces ratiosa permis d'accentuer un contraste lithologique particulier.

Un accent particulier sera porté ultérieurement sur le ratio ETM+4/ETM+6 qui ressortclairement la trace des corps magmatiques détéctés lors des levés géophysiques (Wilckzinskyet al.,1987).

IV.2. Caractérisation des unités lithologiques

IV.2.1. Caractérisation visuelle: photo-interprétation géologiqueLa base de la photo-interprétation thématique est la lecture des photographies aériennes. Cettelecture permet d’analyser les paysages, de limiter les morphologies et de les comparer à desstructures géologiques (Scanvic, 1983).

Ratio ETM+3/ ETM+4 Ratio ETM+4/ ETM+5

Ratio ETM+4/ETM+6 Ratio ETM+4/ETM+ 7


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L’analyse de l’image se base sur l’analyse des tonalités et des couleurs, des structures et destextures et enfin des formes. Elle aboutit à une esquisse photo-géologique, documentd’orientation essentiellement.

a. Analyse des tonalités et des couleurs :

La tonalité est fonction de la quantité de lumière réfléchie par l’objet. Elle constitue unélément fondamental de l’interprétation car l’œil humain peut différencier des changementstrès subtils dans la gamme du gris.

La couleur, plus que la gamme du grisé, est un élément très utile de reconnaissance car l’œilpeut théoriquement distinguer 1000 fois plus de nuances dans la gamme couleur que dans lagamme du gris. Il existe cependant des limitations naturelles ; à titre d’exemple dans les zonesà climat désertique, la patine ferrugineuse uniformise les teintes. L'analyse des multiplescompositions colorées a bien permis de distinguer de nombreuses formations comme lerésume le tableau ci-dessous:

Le tableau 3: Résultats des compositions colorées (en fausses couleurs) réalisées

Composition ColoréeLes caractéristiques de l’image

751 Le paléozoïque apparait en mélange de couleur marron et de vert, le continentaleintercalaire en blanc, le Mio-pliocène en en violet claire, sels en bleu

743 des différences dans les formations de dévonien Gédynien-Emsien en couleurrouge brique foncé, et Eifelien-Givetien en rouge brique claire.

741 et 731 Une bonne limitation du carbonifère en bleu violet, le dévonien en marron foncé,le quaternaire qD dune en jaune, le cambrien en couleur bleu foncé, continentaleintercalaire en blanc.

543 fait apparaitre le paléozoïque en couleur rouge brique.

541 et 531 bonne caractérisation des dunes quaternaires qD en couleur jaune ; q2 en jauneclaire ; q3 en bleu verdâtre ; q1 beige, les grès fins de l’ordovicien en bleu ; lesargilites d’âge silurien en violet claire ; le cambrien gréseux en bleu sombre.

431 mise en évidence des différences dans le couvert végétal à partir de degré decouleur rouge on peut différentier entre les cultures et les palmeraies ; lesformations dunaires ressortent en couleur jaune caractéristique.

b) Analyse des textures et des structures : Les textures et les structures sont produites parl’existence d’une certaine fréquence de changement de tonalité, de couleur, de forme, detaille, de type d’érosion, associés à des objets trop petits pur être individuellement observés.Elle dépend donc de l’échelle de la résolution, une texture définie pour une petite échelledevient une structure à plus grande échelle. Elle reflète le comportement intime de la roche etde son cortège pédo-végétal (Scanvic, 1996).c) Analyse des formes : Un certain nombre de formes du relief ou plutôt du paysage sontsuffisamment caractéristique pour être associés à des événements géologiques particuliers.Cette identification nécessite une connaissance préalable des phénomènes géologiques : lephoto-interprète doit être avant tout un géologue.

II. 2. Caractérisation radiométrique : classification non supervisée

Bien que certains auteurs comptent les classifications parmi les traitements thématiques(Scanvic, 1993), nous estimons que c’est plutôt des méthodes de caractérisation ou


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d'extraction des données de télédétection. Dans le sens où elles permettent de rechercher etclassifier des objets en zones à propriétés spectrales communes, la classification nonsupervisée basée sur la seule information spectrale, sont adoptée comme méthode decaractérisation spectrale de certaines formations.

Les classifications non supervisées sont des méthodes statistiques basées sur le regroupementde pixels issus d’un espace à N dimensions, en N classes spectrales «naturelles » (ouobjectives, c’est à dire générées mathématiquement).

Les critères de regroupement des pixels ne sont pas aussi évidents qu’ils ne le paraissent carils doivent se traduire en critère numériques stricts compatibles avec les procédures de calcul.

L’affectation d’un pixel à une classe recourt à deux critères : l’appartenance appeléeégalement critère de décision et la ressemblance (ou distance spectrale).

Sur la figure 58 a, en terme de distance linéaire, le pixel (a) est plus proche de l’agrégat C1.Cependant la forte densité de C1 et la forte dispersion de l’agrégat C2 nous obligent à direqu’il est probable que le pixel (a) appartienne à C2. Si c’est le cas, il devient nécessaire dedéfinir une métrique propre à chaque classe. D’où la solution consiste à donner un poidsdifférent à la distance selon la classe à laquelle on se réfère. Pour identifier la distancespectrale trois situations se présentent (fig. 58b) : La distance entre deux pixels (d1) ; Ladistance entre un pixel et un groupe de pixel : on calcul alors la distance du pixel au centre degravité ou moyenne de l’agrégat (d2) et la distance entre deux classes qui s’interprète commela distance entre les deux centres de gravité des classes (d3).

Figure 58. a) Critère de ressemblance, b) Distance entre pixels et entre classes

Ces classes spectrales ainsi formées, basées sur l'information numérique des donnéesseulement sont ensuite associées, par un analyste, à des classes d'information utile (sipossible).

La validation de la classification est faite a posteriori, ce qui conduit à une révision éventuelledes critères d'appartenance à une classe afin de modifier les regroupements effectués.

IV.2.2. La Classification Isodata (Iterative Self-Organizing Data AnalysisTechnique) (Tou and Gonzalez 1974).

Cette méthode Calcule les moyennes de N classes, régulièrement distribuées dans l’espace desdonnées par itérations successives, et va affecter les pixels restants aux centres de classes surla base de leur distance minimum. A chaque itération les moyennes sont donc recalculées, lespixels sont reclassés en fonction des nouvelles moyennes.


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Isodata donne généralement une bonne division statistique de l’espace spectral avec peu devariation à l’intérieur des classes et une grande variation entre les classes.

Sur Envi, tout d’abord, on spécifie les nombres minimal et maximal de classes désirées, et unvecteur moyen initial pour chaque classe. Ensuite, chaque pixel de l’image est assigné à laclasse dont le vecteur moyen est le plus proche du vecteur du pixel.- Pour notre étude les paramètres suivants sont fixés :

• Nombre de classesvariant généralement entre 10 à 30.• Seuil ou critère d’arrêt (de 5%) Plus ce seuil est petit plus la classification est précise.

Le seuil de 5% signifie que la classification par la méthode Isodata est terminéelorsqu’ un nombre de pixels ≤ 5% change de classe entre des itérations successives.Ceci signifie qu’un nombre d’itérations supérieur n’apporte qu’une légèreamélioration de la classification finale.

• Maximum d’itérations: Le nombre maximum de fois que l’algorithme Isodataclassifie les pixels et recalcule les vecteurs moyens des segments. L’algorithmeisodata se termine lorsque ce nombre est atteint.

• Nombre minimum de pixel dans une classe (fixé à 100 pixels). Si une classe contientmoins de membres que le minimum spécifié, elle est supprimée et ses pixels sontaffectés à une autre classe.

• L’écart type maximum : lorsque l’écart type d’une classe dépasse le maximumspécifié, et que le nombre de pixels dans la classe est deux fois supérieur au minimumde pixels spécifiés dans une classe ; la classe est éclatée en deux classes.

• Distance minimum entre les classes : des classes ayant une distance pondéréeinférieur à cette valeur sont fusionnées.

Une fois la segmentation effectuée (figure 59), alors seulement, nous avons cherché àinterpréter, si possible de façon utile, les vingt classes discriminées.

L’interprétation des classes obtenues est souvent difficile, mais les supports cartographiquesdisponibles et l’expérience que nous avons acquis nous ont permis comme même d’yprocéder.


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Figure 59.Classification ISODATA (non interprétée).

IV.2.3. Classification non supervisé ICM (IteratedConditional Modes)

La classification ICM est une méthode non dirigée de relaxation des classes. Elle utilise unalgorithme itératif qui converge rapidement vers un minimum local. Cet algorithme, en plusde traiter l'information spectrale, prend encompte la dimension spatiale qui suppose ladépendance locale d'un pixel par rapport à ses voisins (Coulombe-Simoneau, 1999)

La méthode de classification ICM est une méthode déterministe basée sur le principed’itérations qui vont au fur et à mesure augmenter l’influence de certains paramètres et enparticulier les paramètres de contexte, segmentation et transition.

Nous avons réalisé cette méthode au CESBIO Toulouse, en utilisant le programme TITE, unlogiciel de traitement d’image développé au laboratoire.

Nous y avons effectué deux classifications supervisées et non supervisée.

Pour la classification non supervisée a permis de ressortir 30 classes (figure 60). Ces classesont été par la suite combinées et identifiées par rapport à la carte géologique.


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Figure 60. Classification non supervisé ICM

IV.3. Extraction automatique des unités lithologiques :

IV.3.1. La classification supervisée

La classification supervisée constitue la meilleure méthode d'extraction automatique des étatsde surface (Ducrot, 2005) ce qui la rend un procédé de choix pour répondre au besoin decartographier automatiquement les unités lithologiques. C’est une méthode mathématiqued’analyse de données qui simplifie l’image brute et représente le paysage, par la formation declasse contenant le plus de pixels similaires possible et que les classes soient les plusdistinctes possibles. Elle consiste à déterminer les classes par un apprentissage effectué sur lascène traitée et vise à leur attribuer des labels dont l’origine est thématique.

En vue d’une exploitation optimale des images dont nous disposons, nous avons décidé defaire plusieurs classifications supervisées afin d’en évaluer le potentiel dans une telleapplication.

Plusieurs méthodes de classification (figure 61) ont été développées à savoir Mahalanobis,Maximum Likelihood, barycentique (Richards, 1999), Spectral Angle Mapper (Kruse et al,1993) et la classification par réseau neuronaux (Lippmann, 1987)


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Figure 61.Classifieurs de différentes classifications supervisées (IDBRAIM, 2009)

D'après le tableau ci-dessous, résumant une étude comparative des différentes méthodessupervisée (Ducrot, 2012), on observe clairement que la meilleure méthode au sens des PixelsBien Classés est le Maximum de vraisemblance, mais en termes de Kappa, elle est similaireaux Réseaux neuronaux. En temps de calcul et dans ce cadre d'étude, la méthode de maximumde vraisemblance a le meilleur rapport rapidité/efficacité.

Tableau 4 : Comparaison des différentes méthodes de classification supervisée

Méthodes Parallélépipède Minimumdistance Mahalanobis Neural Net Max de

VraisemblancePCC 24.23 40.54 56.27 77.22 84.03

Kappa 32.18 63.60 76.28 90.96 90.10Temps de calcul 0h40 0h35 0h55 25h 1h

La méthode du maximum de vraisemblance (Maximum Likelihood) minimise le risqued'erreur, elle se base sur des lois de probabilité qui calcule la probabilité de chaque pixel del'image d'appartenir à telle ou telle classe à partir des vérités trerrain. Le pixel est affecté à laclasse pour laquelle la probabilité est la plus élevée. La totalité de l'image est classée sur cettebase.

Une nouvelle technique d’apprentissage statistique dite SVM (Support Vector Machines) estinitiées par Vapnick en 1995. Le succès de cette méthode est justifié par les solides basesthéoriques qui la soutiennent. Elles permettent d’aborder des problèmes très divers dont laclassification. SVM est une méthode particulièrement bien adaptée pour traiter des données detrès haute dimension telles que les textes et les images. Depuis leur introduction dans ledomaine de la reconnaissance de formes, plusieurs travaux ont pu montrer l’efficacité de ces


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techniques principalement en traitement d’image (Hanifi, 2009). Un autre intérêt est lasélection de Vecteurs Supports qui représentent les vecteurs discriminant grâce auxquels estdéterminé l’hyperplan. Les exemples utilisés lors de la recherche de l’hyperplan ne sont alorsplus utiles et seuls ces vecteurs supports sont utilisés pour classer un nouveau cas. Cela en faitune méthode très rapide.

Les récentes recherches dont des études comparatives indiquent un fort potentiel de laclassification par Machines à Vecteurs de Support (ou Séparateurs à Vastes Marges) et ontmontré que cette méthode pouvait être plus probante que les techniques habituelles (comme laméthode des réseaux neuronaux ou les arbres de décision) et les classificateurs probabilistestraditionnels (tel que le maximum de vraisemblance).

SVM est une méthode de classification binaire (séparation de deux classes) par apprentissagesupervisé. Mais cet outil est également adapté à des problèmes multi-classes. Pour deuxclasses d’exemples donnés, le but de SVM est de trouver un classificateur qui va séparer lesdonnées et maximiser la distance entre ces deux classes. Avec SVM, ce classificateur est unclassificateur linéaire appelé hyperplan (figure 62).

Les points les plus proches, qui seuls sont utilisés pour la détermination de l’hyperplan, sontappelés vecteurs de support. Il est évident qu’il existe une multitude d’hyperplan valide maisla propriété remarquable des SVM est que cet hyperplan doit être optimal, c.à.d. celui quipasse « au milieu » des points des deux classes d’exemples. Intuitivement, cela revient àchercher l’hyperplan le « plus sûr ».

Figure 62.Principe des SVM : (a) Recherche de l’hyperplan optimal ; (b) Hyperplanoptimal, marge et vecteurs supports (Idbraim, 2009)

IV.2. Procédure de classification supervisée

IV.2.1. Prise des échantillons:La prise des échantillons (ROI) est une tâche très délicate, fastidieuse et contraignante ; decelle-ci dépend en grande partie les résultats de la classification supervisée. L’inconvénientmajeur de ces méthodes est que seul trois canaux sont utilisés pour la visualisation de lacomposition colorée indispensable pour le choix des échantillons (figure 63).


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Pour cela et avant de procéder à l’échantillonnage, on choisit les meilleurs canaux pour lavisualisation (voir matrice de corrélation). Il est préférable d'ouvrir une deuxième fenêtred'une autre composition colorée qui sera utile à la réalisation d'échantillons plus précis.

Idéalement, les échantillons sont sélectionnés sur la base d’observations faites sur le terrain(vérités terrain) à une date identique à celle des prises de vues, mais c’est rarement le cas.

Figure 63. Affichage des canaux et de l’overlay échantillon

Les échantillons doivent être représentatifs, il faut que des polygones soient sélectionnés danstoutes les parties de l’image ou la classe est présente (Figure 64).

Deux échantillonnages indépendants sont nécessaires : (1) pour les calculs statistiques de laméthode de classification, les échantillons sont pris alors avec précaution, au centre desclasses afin d’éviter les pixels mixtes, (2) pour la validation de la classification, leséchantillons ont une taille beaucoup plus large. Ces échantillons doivent être différents deceux qui servent à l’estimation des paramètres.

Pour notre part nous nous sommes basés sur la carte géologique au 1/20000 (Wilczynski et al.1987) pour l'échantillonnage de calcule statistique de classification associée à nosconnaissances thématiques. L'échantillonnage de validation est quant à lui effectué sur la basedes échantillons prélevés sur terrain lors de la mission effectuée en janvier 2014.

Figure 64. Procédure d'échantillonnage.


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Les échantillons sélectionnés sont représentatifs des classes (lithologies) discriminées surimages.

Lors du processus d'échantillonnage le nombre et la nature des classes retenues ont étémodifiés plusieurs fois et ce en raison des confusions entre classes rencontrés à chaqueanalyse des échantillons.

IV.2.2. Analyse des échantillonsIV.2.2.a. Statistiques des échantillons

L'aalyse statistique des échantillons permet d'obtenir des statistiques concernant les réponsesspectrales de nos échantillons. Pour une meilleure analyse des valeurs moyenne de réflectancedes échantillons pour chaque bande, nous avons réalisé des graphes sous Excel à partir de cesstatistiques. Le graphe résultant représente en fait la réponse spectrale des classes (Figure 65).

Figure 65. Les courbes de réflectance

IV.2.2.b. Calcul de Séparabilité ROILa mesure de séparabilité des ROI calcule la séparabilité spectrale entre paires sélectionnéesde ROI pour un fichier d'entrée donné. Deux mesures de séparabilité sont calculées celle de laDivergence transformée et la séparabilité de Jeffries-Matusita (Richards, 1999). La moyennedes deux valeurs sont calculés et vont de 0 à 2.0 et indiquent comment les paires de ROIsélectionnés sont statistiquement distincte. Les valeurs supérieures à 1,9 indiquent que lespaires de ROI ont une bonne séparabilité (figure 66). Pour les paires de ROI avec des valeursinférieures de séparabilité, nous avons essayé d'améliorer la séparabilité en éditant le ROI ouen sélectionnant de nouvelle ROI. Pour les paires de ROI avec des valeurs de séparabilité trèsfaibles (moins de 1), il est possible de les combiner en un seul ROI.


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Figure 66. Extrait des résultats de séparabilité

IV.2.3. Le processus d'apprentissage:Le processus d’apprentissage consiste en une répétition des opérations suivantes (figure 67) :

- prise ou modification d’échantillons dans chaque classe,- évaluation de l’apprentissage, c'est à dire de la séparabilité des classes sur chaque

canal à l’aide des outils statistiques- création, modification ou fusion de classes


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Figure 67. Processus de classification par apprentissage.

Les échantillons représentatif des classes sont modifiés une multitude de fois et ce à cause desnombreuses confusions entre classes relevés à chaque analyse statistique.

Le processus d'apprentissage se termine avec l'appropriation des meilleurs échantillonsreprésentatifs de classes discriminées et le lancement de la classification.

IV.2.4. Validation de la méthode

Un problème délicat est celui de l'évaluation des résultats d'une classification. Deux critèresd’évaluation sont retenus:

Image classifiée


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IV.2.4.a. La vérité terrain

Des vérités terrain ont été acquises à la fin dans l’étape de validation et afin d'évaluer mesurerla qualité des classifications supervisées. Ces vérités sont acquise à priori de la cartegéologique au 1/200.000 dont nous disposons et à posteriori de la mission de terrain effectuéeen janvier 2014. Les parties du terrain visitées sont celles traversées par les routes nationalesreliant Timimoune à béchar et Timimoun Adrar. Des échantillons des différentes lithologiesont été prélevés pour d'éventuelles analyses spectrométriques et minéralogiques ultérieures.

IV.2.4.b. Matrice de confusion:

La précision d’une classification est fournie par une matrice de confusion qui permet decomparer le résultat de la classification avec l’information de réalité de terrain. C’est unematrice carrée de taille égale au nombre de classes, et dont un élément est égal au pourcentagede pixels classés. Normalement, une matrice de confusion a des valeurs proches de 1 sur ladiagonale, et des valeurs proches de 0 qui auraient dû appartenir à la classe ailleurs.

A partir de cette matrice, différents indicateurs de précision (locaux et globaux) peuvent êtredéterminés, mais les plus importants sont : le taux moyen de pixels correctement classés et leparamètre Kappa. Le taux moyen de pixels correctement classés OA (Overall Accuracy)appelé aussi la précision globale, représente le rapport entre le nombre total des pixels bienclassés (positionnés sur la diagonale de la matrice de confusion) et le nombre total des pixelsde la matrice de confusion.

IV.2.5. Amélioration du rendu cartographique des classificationsLes images classées retenues présentent souvent un manque de cohérence spatiale (tâches outrous dans les zones classées). Pour améliorer le rendu de la classification, plusieurs analysespost-classification peuvent être effectuées (figure 68).

IV.2.5. a. Analyse majoritaire et minoritaireLe principe d’analyse majoritaire ou minoritaire est basé sur l’utilisation d’un filtre (ounoyau) de taille variable (par exemple : 3x3). Le filtre se déplace ligne par ligne, colonne parcolonne sur l’ensemble de l’image classée. Dans le cas d’une analyse majoritaire, le pixelcentral du filtre sera affecté à la classe la plus représentée (majoritaire) dans le filtre.Inversement, dans une analyse minoritaire, le pixel central sera affecté à la classe la moinsreprésentée dans le filtre.

IV.2.5.b. Homogénéisation des classes:Le contenu des classes est homogénéisé en appliquant des filtres morphologiques : uneopération de dilatation suivie d’une opération d’érosion avec un filtre de taille 3x3, 5x5.

IV.2.5. c. Elimination des pixels isolésL'application des filtres morphologiques peut engendrer l'apparition de pixels isolés d'uneclasse donnée à l'intérieur d'une autre classe. Ce traitement permet de supprimer ces pixelsisolés. Elle se base sur l’examen des pixels de voisinage. Le pixel éliminé devient noir(criblage de l’image). On peut utiliser alors la fonction précédente pour homogénéiser l’image(suppression des pixels noirs).

Après application de ces traitements post classification la qualité des classifications s'estnettement améliorée.


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Figure 68. Les traitements post classification.

ChapitreV

Cartographie des linéaments

Géologiques

ChapitreV


Géologiques

ChapitreV


Géologiques

5èmeChapitre Cartographie linéamentaire

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Cartographie linéamentaire

Les linéaments géologiques sont l’expression en surface de toutes les structures acquises parles roches suite à leur déformation. Cette déformation se manifeste sous des aspects trèsdifférents : elle peut être continue c’est le domaine de la déformation souple où domine laprésence de plis, ou discontinue comme le sont les failles et les fracture. Ces déformationsprennent des dimensions variables allant de l’échelle microscopique (invisible à l’œil nu) àl’échelle mégascopique où des déplacements de croutes impressionnants sont observés.

La cartographie linéamentaire est particulièrement très importante pour l’exploration minière,pétrolière, en hydrogéologie et en sismologie. Dans les recherches minières, l’analysestructurale permet de déterminer les recouvrements qui ont conduit à la formation et àla répartition des structures-pièges et à leur évolution. De ce fait, les concepts degéologie structurale doivent être confrontés en permanence aux découvertes de forme etde structure par télédétection (Fraipont et Hirsch, 1984). De leur part, les géologuespétroliers se sont vite rendu compte eux aussi de l’utilité de la cartographie linéamentaire enprospection, soit pour cerner au mieux de nouvelles zones à prospecter, soit pour étudier lacontinuation des structures géologiques propices à l’exploration pétrolière.

La carte linéamentaire et le schéma structural constituent donc des documents de base pour unstructuraliste lors de son travail d’analyse de la déformation et des supports indispensablespour d’éventuelles recherches et exploration minière et pétrolière.

Les terrains inaccessibles et dangereux (reliefs escarpé, désert dunaire, raisons de sécurité),les missions sur terrain plus longues, couteuses et fastidieuses et l’étendue des terrains sur degrandes superficies qui ne peut être couvert par une seule sortie sur terrain rendent lacartographie des linéaments sur terrain une tache qui est loin d’être facile. Pour pallier à tousces problèmes, les données de télédétection aérienne et spatiale peuvent constituer une sourced'information très appréciable.

L’image de télédétection tant aérienne que satellitale est sans doute le modèle visuel le plusfidèle, le plus riche de l’espace géographique. Elle est la source d’informations abondantes etprécises sur l’occupation du sol et sur les phénomènes qui se déroulent à la surface de laplanète (Caloz et Collet, 2001).

Cependant, l’image satellitaire contient un nombre important de données, et le problème estde parvenir à extraire des informations propres à notre discipline ou plus précisément à notrebesoin qui sont à ce niveau « les linéaments ». La question qui se pose est « par quelsparamètres se manifestent-ils ? » Pour formuler les premiers éléments de réponses à cettequestion, il est nécessaire de se pencher sur la définition de ces éléments et leurs origines.

V.1. Définitions des linéaments

Le terme linéament est issu du latin linea qui signifie ligne. Aussi simple qu’il ne parait, iln’est pas facile à définir. Nombreuses définitions lui ont été données (Sander, 2007) mais lameilleure d’entre elles, à notre avis, est celle donnée par Hobbs (1912, in O’Leary et al. 1976,Lachaine, 1999):« lignes significatives du paysage révélant l’architecture cachée du sous-solrocheux ».Cette définition attribue un sens particulier au mot linéament et l’associe à uncaractère géologique porteur d’information sur les structures.


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En 1958, Lattman (O'Leary et al., 1976), définit le terme comme suit: « a natural linear featureconsisting of topographic (including straight stream segments), vegetation, or soi1 tonalalignments, visible primarily on aerial photographs or mosaics, and expressed continuously ordiscontinuously for many miles». Cette seconde définition correspond plus aux discontinuitésimages car elle inclut même les lignes relatives à la végétation et ne mentionne pas cependant,comme le souligne Lachaine (1999), que les linéaments reflètent des phénomènes s'enfonçantplusieurs centaines et même plusieurs milliers de mètres sous la surface.

Pélissonnier (1974) définit un linéament comme « la limite entre deux unités ayant eu deshistoires géologiques très différentes ». En 1980, P. Nicolini sépare ce qu’il appellelinéaments géologiques des linéaments métallifères » : les linéaments géologiques rectiligneset parfois sinueux apparaissent à la faveur d’alignements soulignés par des limites d’érosion,des limites de talus continentaux, des intrusions. Les linéaments métalliques connus pourl’étain, le tungstène et l’or n’ont pas une relation évidente entre eux ni avec les linéamentsgéologiques (Scanvic, 1989).

Par linéament, Ozer (1989) décrit toute trace linéaire, topographique ou de tonalité,simple ou composite, et dont les différentes parties sont en relation rectilinéaire oulégèrement curvilinéaire. Ils sont généralement supposés refléter des directionsprivilégiées de l’écorce terrestre, surtout des directions structurales ou tectoniques (Ozer,1989).

V.2. Origine des éléments linéaires entre image et géologie :

Dans une image satellitaire, les linéaments sont représentés par tous les objets filiformespeuvant être le résultat de structures artificielles telles que les réseaux de transport (routes,canaux, etc.), ou des structures naturelles telles que les structures géologiques (failles /fractures, limites lithologiques, discordances) ou des réseaux de drainage (rivières). Ilsressortent le plus souvent comme des lignes ou des alignements de pixel plus claires ou plusfoncés que ceux qui les entourent (Vassilas et al., 2002; Kocal et al., 2004).

Les linéaments qui nous intéressent, nous géologues, sont ceux d’origine naturelle et quicorrespondent le plus souvent à des lignes de crêtes topographiques, des contacts entreformations de lithologies différentes, des ensembles de plis et des lignes de fractures ou defailles, etc (Figure 69). Ils peuvent être identifiés visuellement par leur effet sur le paysage(lachaine, 1999).

D’autres linéaments moins évidents, liés de manière indirecte à la géologie, peuvent êtrereconnus ; citons entre autres, la géométrie des rives d'un plan d'eau ou la forme très rectilignedu réseau de drainage qui peuvent constituer un tronçon de linéament, des anomalies devégétation qui pourraient correspondre à des anomalies géochimiques du sous-sol ( Lefevre,1979) ou bien correspondre à des structures profondes (Tonelli, 1975, Haeberlin et al., 2004 ,Gomez et Kavzoglu, 2005).Scanvic, (1987), constate que les structures géologiques contrôlent tellement la morphologiede la surface terrestre que, dans presque tous les cas, les linéaments extraits d'une imagesatellitaire caractérisent ces structures à un très fort degré.Fontanel (1975, in Fourcade, 1979) propose de classer les linéaments en plusieurs catégories :


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Figure 69. Les linéaments géologiques.

Linéaments dont la signification géologique est évidente : cas de rebroussement de couches,de discordances ou de contact anormaux observés le long de ces linéamentsLinéaments dont la signification géologique est probable : cas où les linéaments se manifestepar une association d’éléments de natures diverses : morphologie, végétation, réseauhydrographique.Linéaments dont la signification géologique est douteuse : cas où un linéament se manifestepar un seul des éléments de nature diverse cités ci-dessus ;Alignement à rejeter, routes, voies et chemins de fer, etc .

V.3. Cartographie linéamentaire

L’identification des linéaments sur les images satellitaire est tributaire de la résolutionspectral du capteur et sa capacité à détecter les légères variations de réflectance liées à cesphénomènes géologiques. Nombreux facteurs nuisent à cette identification (Dubois, 1999),citons entre autres la présence de végétation ou de dépôts quaternaires, l’occupation des sols,la résolution du capteur et l’orientation de la source d’éclairement (D. de Sève et al, 1994).

Deux approches d’extraction des éléments linéaires sont retenues : une approche photointerprétative faite par des spécialistes en la matière et une approche automatique.

La photo-interprétation est une partie intégrante de la télédétection, utilisée dans l’analyse etl’interprétation des données à référence spatiale. C’est une approche analogique qui ladistingue de la façon de faire qui est actuellement utilisée en télédétection (Provencher etDubois, 2007).

Au début des années quatre-vingts (1980) un certain désintéressement pour la photo-interprétation s’installe et se traduit par l’abandon des recherches dans ce domaine et par le


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remplacement graduel des cours de photo-interprétation par des cours de télédétectionsatellitaire dans les cursus universitaires (Dubois et Provencher, 2003a).

Ce désintéressement pour la photo-interprétation est la conséquence, en fait de l’engouementconnu, au début des années soixante-dix(1970), pour la télédétection numérique et l’analyseautomatisée des données satellitaires, combiné au constat de l’échec pour systématiserl’analyse des données analogiques.

La photointerprétation continue à être la démarche habituelle utilisée pour une cartographiedétaillée dans différents domaines telle la géologie, la géomorphologie, la pédologie et laforesterie (Lattman, 1958 ; Joshi 1989 ; Lillesand et Kiefer, 1994 ; Jourda et al.,2006 ;Provencher et Dubois, 2007 ; Kouamé et al, 2009).

Sur un terrain comme le notre, intensément déformé et trop couvert par des formationsquaternaires, l’analyse photointerprétative peut s’avérer lente et laborieuse en plus d’êtresubjective (Moore1986 ; Joshi 1989 ; Dubois, 1996).

La multiplication des travaux concernant les linéaments (entres autre Amato et al, 1973,Bijuduval, et al , 1976 ; Chorowicz, 1974, etc…) ou utilisant les linéaments a permisd’envisager l’utilité de leur cartographie automatique (Moore et Waltz, 1983 ; Canny, 1986 ;Burns, 1986 ; Toumazet, 1990 ; Masuda et al., 1991 ; De sève et al., 1994, ; Demeter et al.,2000 ; Caloz & Collet, 2001 ; Hunget al,2005; Hanifi, 2009 ; Abdullah et al., 2010 ; Mahdi &Jawad, 2015).

Dans les premières études proposées pour la cartographie automatique des éléments linéaires,Fourcade (1979) a testé une technique proposée par Tisdale (1976) développée pour lerepérage aisé des points d’appuis permettant des corrections géométriques. Il s’agit d’abord deprétraiter l’image pour obtenir une représentation des gradients de densité ensuite un seuilappliqué sur les directions et les intensités de ces gradients permet de séparer les élémentsintéressants du reste de l’image. Malheureusement, cette technique ne lui a pas donné entièresatisfaction car les éléments linéaires obtenus étaient très discontinus avec beaucoup de tracéparasites. Le choix du seuil était très délicat.

Depuis, différents algorithmes avancés (Moore et Waltz, 1983 ; Canny, 1986 ; Burns, 1986 ;Toumazet, 1990 ; Masuda et al., 1991 ; De sève et al., 1994; Dubois, 1999; Demeter et al.,2000 ; Caloz & Collet, 2001 ; Hunget al,2005; Hanifi, 2009 ; Abdullah et al., 2010 ; Ramli etal., 2010; Mahdi & Jawad, 2015) parviennent à détecter les linéaments et à les extraire maisils demeurent sensibles à l’existence de bruit.

Ces algorithmes de reconnaissance automatique de linéaments se basent sur des techniquesdes traitements d’image permettent la détection de limites (edge detection) (Cross 1988;Wang et Howarth 1990; Karnieli et al. 1996; Majumdar et Bhattacharya 1988; Vassilas et al.2002) et la connexion des limites (edge linking). La détection des limites consiste à dégagerles discontinuités présentes au sein des images. La connexion des limites consiste à connecterles pixels, détectés par l’étape précédente, constituant une limite (edge pixels) afin de définirun ensemble de limites aux formes particulières, le plus souvent des segments de droite.

La transformée Hough est un outil performant en détection de contour pour l'extraction deslinéaments. Ses principaux avantages étant son insensibilité au bruit et sa capacité d'extrairedes lignes même dans les zones à pixel absence ou avec des lacunes de pixels (Argiolas etMavrantza 2004). Elle a été décrite pour la première fois par Paul Hough en 1962 et estutilisée comme technique de reconnaissance de formes appliquée sur des images numériques.


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En plus du grand intérêt que cette technique présente dans les domaines de la géologie(Mather 2004) et de la géomorphologie , la transformée de Hough s'applique également dansla détection des traits du visage sur des images et la détection de routes dans des images detélédétection (Geman et Jedynak, 1996, (Karnieli et al., 1996, Muniz et al., 1999, Jain et al.,1999, Dobes et al., 2006, Couloigner et Zhang, 2007, Mejdani et al. 2008).

La Transformée de Hough a été utilisé avec succès dans la délimitation des traits dans denombreux zones, voir par exemple la Croix 1988; Wang et Howarth 1990; Karnieli et al.1996; Vassilas et al. 2002; Argialas et Mavrantza 2004. Dans leurs travaux sur la transforméede Hough, Poncelet et cornets(2010) apprécient moins cette technique. Ils concluent queparmi les directions détectées, un certain nombre ne sont pas en accord avec la fracturation dela roche ou les alignements morphostructuraux ou morpholithologiques connus. A l’opposé, ilexiste des éléments significatifs du point de vue géologique que la transformée de Hough nedétecte pas.

La transformée de Haar fournit un domaine de transformation dont l'énergie différentielle estconcentrée dans des régions localisée. Elle a des composants de basse et haute fréquence etpar conséquent, peuvent être utilisés pour l'amélioration de l'image (Majumdar etBhattacharya, 1988). Cette méthode a été utilisée avec succès pour délimiter les principauxréseaux de drainage et linéaments d'une partie du bassin de Cambay en Inde (Majumdar etBhattacharya 1988). Les principaux problèmes avec les procédures d'extraction automatiquede linéament est que dans certaines situations la technique de filtrage génère des imagessegmentées contenant de nombreux pixels de linéaments parasites qui doivent être éliminés àl'aide d'algorithmes de réticulation compliquées; et ces procédures d'extraction de linéamenteffectuent l'extraction aveugle des pixels de contour sans tenir compte de l'informationtopographique inhérente aux images de télédétection (Raghavan et al. 1995). En outre, cestechniques ne peuvent pas efficacement extraire les linéaments des zones à faible contraste etdans les ombres des montagne qui produisent des traits courts qui sont denses et difficiles àrapporter à des structures tectoniquement signifiants (Koike et al., 1995).

Afin de surmonter ces problèmes, la technique de filtrage de l'algorithme de traçage desegment (STA) peut être utilisé (Koike et al., 1995). Le principe de la STA est de détecter uneligne de pixels en tant qu'un élément vecteur en examinant la variance locale de niveau de grisdans l'image numérique et de relier des éléments de ligne retenus le long de leurs directionsattendues. Les valeurs de seuil pour l'extraction et l'assemblage d'éléments de ligne sontdépendantes de la direction

V.5. Intérêt de la cartographie linéamentaire

La cartographie des linéaments est particulièrement très importante pour l’explorationminière, pétrolière, en hydrogéologie et en sismologie. Dans les recherches minières,l’analyse structurale permet de déterminer les recouvrements qui ont conduit à laformation et à la répartition des structures-pièges et à leur évolution. De nombreuxauteurs (Fraipont et Hirsch, 1984) insistent sur l’importance confronter en permanence lesconcepts de géologie structurale aux découvertes de forme et de structure partélédétection.

Depuis les années 70, les chercheurs ont porté leur intérêt sur la mise en évidence destructures linéaires que beaucoup relevèrent d’abord sur photographies aériennes, ensuitesur des documents satellites.


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Entre 1970 et 1975, dans le cadre de recherches menées en Sardaigne septentrionale,Ozer a relevé sur une photographie prise du satellite Skylab (1973, Ozer,1989) unesérie de structures linéaires orientées S.O.-N.E., ce qui leur a permis de mieux comprendrele style tectonique de cette région à une époque où aucune carte géologique détailléen’était encore publiée.

A la même époque, de nombreuses recherches régionales sur les structures linéairesrepérées sur les premières images Landsat ont été réalisées. En 1975, Cazabat, fut lepremier à donner donné une idée générale des linéaments relevés sur l’ensemble de laFrance et des pays limitrophes par interprétation visuelle des images satellitairesLandsat.

Pour la prospection minière, l’étude des linéaments s’est révélée particulièrementintéressante car elle met en évidence des zones de fractures qui peuvent diriger etlocaliser des dykes ou qui peuvent fournir les voies idéales pour la circulation desolutions qui altèrent et minéralisent les roches encaissantes.

Sur l’un des linéaments reconnu sur l’imagerie Landsat et qui n’avaient aucunecorrespondance de connu sur la carte géologique en Belgique, Vandenven (1977) a localiséplusieurs gisements métallifères : cinq gisements de plomb et un d’antimoine. Ce mêmeauteur signale aussi que l’importance des gisements de fer est nettement accrue lorsque

les linéaments recoupent des roches calcaires et plus spécialement des calcaires duCarbonifère.

Scanvic (1983) affirme, par diverses statistiques, que dans le Massif Central, plus de70% des gîtes métallifères sont situés sur un linéament. En France, il a été démontréque la distribution du bismuth dans les gîtes minéraux se répartit suivant trois axesprincipaux qui se confondent avec des linéaments télédétectés.

La cartographie des linéaments constitue également une approche intéressante pour lesrecherches hydrogéologiques dans les régions homogènes où les zones fracturées jouentà la fois le rôle de drain et de réservoir. Les réseaux de fractures constituent lesprincipaux chemins des écoulements souterrains.

De nombreux travaux ont contribué à la reconnaissance de l’importance des linéaments pourl’hydrogéologie (Bérard, 1982; Kresic, 1994; Krishnamurthy et al., 1996 ; Lloyd, 1999 ;Jackson, 2002; Solomon, 2003; Youan Ta et al, 2008; Weerasekera et al., 2014). Laconnaissance et la quantification de la fissuration dans les roches est d’une importancecapitale pour la protection et la préservation des aquifères.

Bérard (1982) a pu choisir des sites d’implantation de forages d’eau grâce aux donnéesfournies par la télédétection : sur les 28 forages réalisés, 24 avaient un débit suffisant,dont 5 supérieurs à 11 m3/h.

En Côte d’Ivoire, les nombreuses études réalisées sur la cartographie des linéamentsgéologiques par des données de télédétection (Biémi, 1992 ; Savané et al. 1993; Savané,1997, Kouamé, 1999 ; Lasm, 2000, Jourda (2005) et Jourda et al. 2006 ; Youan Ta et al,2008) ont montrées que dans les régions où dominent les affleurements de socle, l’essentieldes ressources en eau se trouvent dans les aquifères fracturés.

Dans d'autres études, des cartes de densité de linéaments ont été établies pour mettre enévidence la relation entre la perméabilité du sous-sol et les fractures (Raju et Reddy 1998;


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Andreas et Allan 2007; Munch et Conrad 2007; Srivastava et Bhattacharya, 2006; Sander,2007); celles-ci ayant un effet positif sur la porosité secondaire associée à la densité desfractures (Raju et Reddy, 1998 ; Sree Devi et al., 2001).

V.6. Méthodologie

La méthodologie adoptée pour la cartographie des linéaments s’est effectuée en deux étapessuccessives:

- Une première étape d'amélioration et renforcement pour faciliter l’extraction del’information relative aux linéaments. Les traitements et les exploitations qui s’ouvrent pourl’image numérique sont plus divers, plus riches que ceux autorisés par la nature analogique(Caloz et Collet, 2001). Une succession de traitements sont appliqués et visent essentiellementà agir sur l’image et l’amener à un stade qui facilite l’extraction de l’information relative auxlinéaments. Les traitement les plus communément utilisés pour l'amélioration de l'image aussibien pour une interprétation visuelle que automatique sont les compositionscolorées(Venkataraman et al. 1997; Cortes et al. 2003; Akman et Tufekc¸i 2004; Ali etPirasteh 2004; Ricchetti et Palombella 2005; Sarup et al. 2006; Salomon et Ghebreab 2006),l'analyse en composantes principale en niveau de gris ou en RVB (Novak and Soulakellis2000, Salomon et Ghebreab 2006); les analyses an composante principale selectives (Youanet al, 2008) et les ratios. Les filtrages quant à eux couvre une large gamme d’opérateursadaptés à diverses finalités à savoir la détection et le renforcement des contours.- La deuxième étape est l'extraction des linéaments proprement dite. Cette étape a étéeffectuée selon trois approches différentes. La première par photointerprétation (visuelle), laseconde automatiquement par ordinateur. La troisième approche est semi automatique c'est-à-dire à travers une succession d'opérationsLe schéma ci-dessous (Figure 70) résume la méthodologie de travail réalisée. Les filtresappliqués et les différentes opérations effectuées sont donnés par ordre de réalisation.

V.6.1. Filtrage et traitements de rehaussement:V.6.1.a. Traitements de transformation :

Les plus couramment utilisés parmi les traitements de transformation (Scanvic,1989 ; Jourdaet al., 2006) d'image sont l'Analyse en Composantes Principales (ACP) et les ratios.

L’analyse en composante principale est une technique efficace pour accentuer une imagemultispectrale à des fins d’interprétation géologique. Elle consiste en une transformationmathématique (Bonn et Rochon, 1992 ; Jourda et al., 2006) qui génère des nouvelles images,composantes ou axes, qui sont en combinaison linéaire avec les images originales. Les troispremières composantes contiennent un grand pourcentage de la variance totale présente dansles six bandes originales des canaux ETM+.

Le ratios ou calcul des rapports spectraux est une transformation d’image très commune. Ilpermet de renforcer et rehausser des variations subtiles dans les réponses spectrales dedifférents objets et de rehausser certains détails contenus dans l’image (Youan et al., 2008).Pour notre étude, seule l’atténuation des effets d’ombrage liés au relief a été réalisée, grâceaux rapports de bandes ETM+3/ETM+4, ETM+4/ETM+5 et ETM+4/ETM+7.


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Figure 70. Organigramme des traitements de cartographie linéamentaire .

Figure 71.Les traitements de transformation

ACP1 ACP2 ACP3

ETM3/ETM4 ETM4/ETM7 ETM4/ETM5


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V.6.1.b. L’analyse texturaleContrairement à l’information spectrale qui est donnée par la classe de gris, la texture n’estpas liée au ton de gris lui-même mais aux relations spatiales qu’il a avec ses voisins.L’information texturale dans une image est doc donnée par la forme et la configuration d’ungroupe de pixel de niveau de gris différents (Lake, 1991).

La méthode développée par Haralick (1973, 1979) est une méthode statistique qui permet desélectionner les paramètres qui définissent le mieux les éléments structurants en mesurant ladistribution des tons de gris par des matrices de cooccurrence pour déterminer les relationsentre un pixel donné et son voisinage (Kouamé et al., 1999;Kouamé et al., 2009).

La cooccurrence est la probabilité conjointe d’un pixel de niveau de gris g1 et d’un pixel deniveau de gris g2, séparés par une translation t. Les mesures de cooccurrence utilisent unematrice de dépendance de tons de gris pour calculer les valeurs de texture. La matrice decooccurrence est une matrice de fréquences relatives construite à partir de deux fenêtres detraitement voisines séparées par une distance spécifiée dans une direction donnée.

Cette matrice de cooccurrence, appréciée dans une multitude de travaux visant lacaractérisation, classification et la modélisation des textures (Lohmann, 1995 ;Caloz et Colet,2001 ;Hanifi, 2009), est appliqué sur les bandes ETM3 et ETM7. Ces deux bandes sontsélectionnées pour leur fiabilité en analyse structurale et en discrimination lithologique(Scanvic, 1989) due à leur sensibilité aux moindres variations des tons de gris dans l'imageengendrée par des variations lithologiques.

De nombreux indices ont été créés à partir de l’ensemble de la matrice (Poudiougo, 1990,Caloz et Colet, 2001). Le logiciel ENVI calcul les indices de cooccurrence de variance, decorrélation, de contraste, d’homogénéité, de moyenne, de dissimiarité, du second moment etd’entropie (figure 72) :


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Figure 72. Les indices de cooccurrence

Des huit indices de cooccurrence normalisés calculés, seulement trois indices ont été retenuhomogénéité, dissemblance et moyenne qui accentuent les principaux éléments structuraux(Gotlieb & Kreyszig, 1990 ; Kouamé et al., 1999 ; Hanifi, 2009).

La composition colorée de ces trois paramètres texturaux (Figure 73) constitue un très bonsupport visuel pour l'extraction manuelle des linéaments.


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Figure 73.a) composition colorée des paramètres Moyenne, homogénéité et dissemblanceen RVB respectivement, b et c) zoom sur quelques linéaments.

V.6.1.c. Filtrage spatiale des imagesLes filtres spatiaux sont des opérateurs locaux qui selon Caloz et Collet (2001) prennent encompte le voisinage d’un élément du signal, du pixel en traitement d’images, pour accentuer,atténuer ou extraire une propriété locale telle que le gradient, la moyenne, ou d’autresparamètres statistiques. Leur application permet d'épurer l’image de manière que les lignesfrontières se présentent plus nettement sans toutefois réduire l’information àl’intérieur desunités spatiales en d’autres termes la détection et le renforcement des contours. Plusieursopérateurs de filtres spatiaux sont distingués selon la finalité de leur application. Le tableauci-dessous (tableau 5) résume les principaux types. Le logiciel avec lequel nous effectuonsnos traitements, ENVI 4.5, effectue plusieurs types d’opérations de filtrage : filtres deconvolution, filtres morphologiques, filtres adaptatifs et filtres par transformée de Fourrier(FFT).

Tableau 5. Les opérateurs de filtres spatiaux (Caloz& Collet, 2001).

Fonction Opérateur de convolution Opérateurstatistique

Opérateurmorphologique

Lissage(passe-bas)

Moyenne mobile simpleMoyenne mobile pondérée

MoyenneMédiane

Mode

ErosionDilatationOuvertureFermeture

Squeletisation

Rehausssementlocal

(passe-haut)

Gradient omnidirectionnel(lalpacien)

Gradient directionnel (Sobel,Prewit)

AmplitudeEcart typeQuantile

Gradientmorphologique

Chapeau haut-de-forme

Fond de valée


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Comme il est question d’accentuer et de dégager les linéaments correpondant à desdiscontinuités lithologiques ou structurales, nous avons opté au départ pour un filtrage linéairepar des opérateurs de convolution.

Ces filtres de type haute fréquence sont établi spécialement pour détecter et rehausser lescontours en soulignant les zones à variation brusque d’intensité (Kouamé, et al. 1999).

Les filtres de convolution standards d’ENVI incluent :

Filtre linéaire Pass –haut: Ce filtre supprime les composantes basse fréquence d'uneimage tout en conservant la haute fréquence (variations locales). L’effet sur l’image d’unfiltre passe-haut est de renforcer ou de détecter le contour.Ceci est accompli en utilisant unnoyau avec une valeur centrale élevée, typiquement entouré par des poids négatifs. Lefiltre passe-haut par défaut de «ENVI » utilise un noyau 3x3 avec une valeur de 8 pour lepixel central et des valeurs de -1 pour les pixels extérieurs. Les filtres passe-haut nepeuvent avoir des dimensions du noyau impair.

Filtre linéaire pass-bas: Sa fonction est de produire un lissage, de réduire les écartsobservés sur les variations du signal. Il préserve les composantes basse fréquence d'uneimage. Le filtre passe-bas de « ENVI » contient les mêmes poids de chaque élément denoyau, en remplaçant la valeur de pixel centrale avec une moyenne des valeurs voisines.La taille du noyau par défaut est 3x3.

Filtre Laplacien: ce filtre d'amélioration des contours est la dérivée seconde de l'imagequi fonctionne sans tenir compte de leurs directions. Le filtrage Laplacien met l'accent surles valeurs maximales dans l'image en utilisant un noyau avec une valeur centrale élevéegénéralement entourée par des poids négatifs dans les directions nord-sud et est-ouest etdes valeurs nulles dans les coins du noyau. Le filtre Laplacien par défaut ENVI utilise unnoyau 3x3 avec une valeur de 4 pour le pixel central et des valeurs de -1 pour les pixelsnord-sud et est-ouest. Tous les filtres Laplacien doivent avoir des tailles de noyau impair.

Sobel: C'est un filtre non-linéaire d'amélioration de contour. Sous ENVI ce filtre est uncas particulier qui utilise une approximation du vrai opérateur Sobel. La taille du filtre etle noyau ne peuvent être modifiés.

Roberts : Un autre filtre non linéaire détecteur de contour similaire à Sobel. C'est un filtreparticulier qui utilise une approximation 2x2 préétablie de la véritable fonction Roberts,une simple méthode 2D, de différenciation pour l'isolement. La taille du filtre ne peut êtremodifiée et aucune modification du noyau n'est possible.Selon Caloz & Collet, (2008) les filtres Roberts et Sobel présentent un effet directionnelsuivant la configuration des poids qui lui sont affectés. Pour un filtre 3 ×3, par exemple,quatre directions sont possibles : selon la ligne, la colonne et les diagonales. Sous ENVIces filtres sont omnidirectionnels et leur karnel n'est pas éditable.

Pour pouvoir juger de leur fiabilité pour notre étude, ces filtres ont été appliqués sur lesbandes brutes TM7 et TM3 ainsi que sur les néocanaux issus de l’analyse en composanteprincipale (CP1, CP2) et quelques ratios.

La figure ci-dessous (Figure 74 ) présente les images issus de l’application de certains filtresappliqués sur un extrait de la bande 3 ETM+


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Figure 74. Extraits des filtres spatiaux

Les images filtrés par ces opérateurs ont bien mis l'accent sur les structures linéaires présentesdans les images brutes mais présentent certains inconvénients (dédoubler les lignes decontours, favoriser les pixels isolés) qui les rendent peu fiables lors de l'extractionautomatique des linéaments. Toutefois ils ont servi à la confirmation de l'existence d'unediscontinuité

Le filtre DirectionnelLe filtre directionnel ou le dérivé premier d'une image est un filtre d'amélioration de contour

qui rehausse sélectivement les caractéristiques de l'image ayant des composantes de directionspécifique. La somme des éléments du noyau du filtre directionnel est nule. Il en résulte queles zones présentant des valeurs de pixel uniformes sont mises à zéro dans l'image de sortie,tandis que ceux qui sont variables sont présentés comme des arêtes vives. Ces filtresdirectionnels améliorant la perception des linéaments en provoquant un effet optique d’ombreporté sur l’image comme si elle était éclairée par une lumière rasante (Marion, 1987). De plus


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ce type de filtre permet de rehausser les linéaments qui ne sont pas favorisés par la sourced’éclairement (Drury, 1986).

Sous ENVI, le rehaussement des linéaments par filtrage directionnel peut s'effectuer danstoutes les directions. Avec un pat de 45° il est possible de détecter les linéaments dans toutesles directions possibles : EW, NS, NE-SO and NO–SE.

La dimension des filtres varie selon le besoin (Figures 75 et76). La taille de la fenêtre dufiltre utilisé a une incidence sur la longueur des linéaments rehaussés, c’est-à-dire que seulsles linéaments et les structures de taille supérieure ou égale à la moitié de la fenêtre deconvolution du filtre sont détectés alors que ceux de taille inférieure se confondent avec lebruit de l’image (Colwell, 1983 ; Kouamé et al, 1999). Plusieurs auteurs tels que Hornsby etBruce (1985) ont retenu des filtres de 5x5 sur les images dont la résolution au sol est de30x30 m pour des études structurales à l’échelle régionale. Dans le cadre de notre étude etcompte tenu des dimensions de la zone d’étude, nous avons retenu une fenêtre de 5x5 pour leslinéaments majeurs et 3x3 pour les structures plus fines. Ces filtres ont été appliqués sur desbandes brutes (ETM+3, ETM+5, ETM+7) (figure 77) et sur des néocannaux (ratios(ETM+3/ETM+4, ETM+4/ETM+7), ACP1, indice de moyenne) (figure 78 et 79).

Il faut préciser que la bande 5 LANDSAT ETM+ (proche infrarouge) utilisée pour lesfiltrages (Figure 75 et 77) a permis de voir des détails structuraux importants tel quementionné par certains auteurs (Shupe et Akha, 1989, Jourda et al, 2006)

Figure 75. Filtre directionnel sur ETM + 5 à 45° (fenêtre3x3).


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Figure 76. Filtre directionnel sur ETM+ 3 à 90° (fenêtre 5x5)

Figure 77. Filtre directinnel sur ETM + 5 à O° (fenêtre 5x5).

Figure 78.Filtre directionnel à 45° sur Acp1 (fenêtre3x3).


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Figure 79. Filtre directionnel sur ratio 4/7 à 135° (Fenêtre 3x3).

V.6.2. Extraction des linéamentsV.6.2.a. Extraction par photo-interprétation :

Dans cette approche photo-interprétative nous nous sommes basés sur nos connaissances poureffectuer une interprétation visuelle des images (Caloz et Collet, 2001 ; Jourda et al., 2006 ;Provencher et Dubois, 2007 ; Kouamé et al, 2009).

Sous Adobe Illustrator (Cs5), des calques sont superposés aux compositions colorées (Minoret al. 1994, Kane et al. 1996, Cortes et al., 1998, Cortes et al. 2003, Leech et al. 2003) desbandes brutes ainsi qu'aux images issues des différents traitements de rehaussement et detransformation notamment les filtres directionnels, les Acp et les ratios. Après les linéamentsgéologiques observés sont tracés et relevés manuellement. Les linéaments sont déduits suivantdes critères bien précis : il s’agit de discontinuités correspondant soit à des fractures montrantun décalage entre les formations géologiques (Figure 80 a,b) ou des prolongements des faillesreprésentées sur la carte existante, soit à un contact anormal entre deux formationsgéologiques différentes sans décalage (Figure 80.c, d). Certains linéaments qui n'engendrentpas de décalage de repères lithologiques ont fait l’objet d’une vérification sur le terrain.

Les discontinuités images observées sont identifiées et interprétées systémétiquement à lalumière des connaissances sur notre terrain et nos connaissances en qualité de géologuestructuraliste.


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Figure 80. Extraction des linéaments géologiques par photointerprétation

V.6.2.b. Extraction automatique des linéamentsLa reconnaissance automatique des linéaments a été développée pour répondre au besoin decartographier de failles dans des zones difficiles d’accès, dans l’investigation de ressources eneau ou encore l’étude de l’histoire tectonique et structurale d’une région (Karnieli et al., 1996)

Comparé à l’interprétation visuelle des linéaments, dont les résultats sont rarementreproductibles à l’identique, ce type de traitement permet de réduire la subjectivité et le tempsnécessaire à l’analyse des images. Il peut aussi fournir à l’interprète un complémentd’information car il constitue souvent une synthèse pertinente de l’information spatialesouvent surchargée des images satellitaires (Poncelet et Cornet, 2010). Le principe de cesméthodes consiste à détecter au voisinage les pixels qui changent brusquement au niveau degris à l'aide d'un algorithme.

Plusieurs techniques de traitement d’image ont ainsi été développées et utilisées pour détecterces structures, faisant appel à des images satellitaires ou à des modèles numériques de terrain(MNT).

Pour notre part nous avons utilisé le module LINE de GEOMATICA de PCI. Le moduleLINE extrait les caractéristiques linéaires d'une image et enregistre les polylines dans unecouche vectorielle. Bien que ce module soit conçu pour extraire des traits à partir des images


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radar, il peut également être utilisé sur des images optiques pour extraire des caractéristiquescurvilignes.

La plupart des algorithmes d'extraction de linéament tendent à partager en plusieurs segmentsun linéament qui varie en intensité le long de sa longueur et que l'œil humain considèrecomme un seul long linéament. L’algorithme de LINE prend ce problème en compte lors del'extraction des entités linéaires à partir d'une image.

Le module LINE prend en entrée un canal d'une seule image en 8bits. Si le canal d'entrée estde 16 bits ou 32 bits, l'image est d'abord mise à l'échelle de 8 bits. L'algorithme consiste entrois étapes. Tout d'abord, un opérateur de détection de bord est appliqué sur l'image pourproduire une image de gradient. En second lieu, l'image gradient est seuillée pour créer uneimage de contours binaire. Enfin, les caractéristiques linéaires sont extraites de l'image binairedes contours.

Pour avoir une idée sur l'importance traitements et filtrages que les images doivent subir avantl'extraction automatique, l’extraction s'est effectuée à partir de plusieurs images d'entrées àsavoir la bande ETM 3, la CP1, et les différents filtres directionnels.

Figure 81. Extraction automatique des linéaments


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Compte tenu des avantages et inconvénients de chacune des approches précédentes, jugéesinadéquates à nos conditions de terrain, nous proposons une nouvelle méthode d'extraction delinéaments que nous qualifions de semi-automatique.

V.6.2.c. Extraction semi-automatique :A travers une succession de traitements (Binarisation par seuillage et MorphologieMathématique et Bande math), cette méthode nous permet d'extraire les linéamentsgéologiques toute en tenons compte des spécifications du secteur d'étude (Hammad et al.,2016).

L’originalité de notre approche concerne non seulement la manière dont les filtragesdirectionnels sont exploités mais aussi la manière dont les segments linéaires indésirablessont retirés de l'image des linéaments.

Binarisation par seuillage des imagesLa phase qui permet réellement d'obtenir le contour est la binarisation. Elle est appliquée surles images issues du filtrage directionnel ainsi que celles des indices texturaux d’homogénéité,de dissemblance et de moyenne retenues. Après transformation et filtrage, les images sont enton de gris et les contours ne sont obtenus qu'après avoir binarisé les images transformées(Dubois,1999). Le choix du seuil de binarisation est très délicat et pose deux problèmes. Sil'on applique un seuil trop bas certains linéaments ne pourront plus être discernés dans lamasse de contours retenus (micro-contours, faux contours et zones hétérogènes). Si l'onretient un seuil trop élevé les linéaments deviennent discontinus et certains disparaissent oune sont plus que de rares points. Pour l’estimation du seuil approprié nous avons eu recours àl’histogramme des fréquences par un stretching interactif. Un seuil acceptable fut déterminémanipulant les extrémités de l'histogramme de fréquence.

Morphologie mathématiqueLes images issues de l'étape précédente ressortent bien les éléments structuraux contenus dansl’image mais restent toujours remplies de bruit et de pixels libres entre les linéaments. Pour yremédier un opérateur morphologique d'érosion ( Figure 82) qui vise à amincir ou squeletiserles contours (Bonn et Rochon, 1992, Kouamé et al.,, 1999 ; Caloz et Colet, 2001) a étéappliqué. Après il était nécessaire de reconnecter les parties où le contour se perd, en utilisantun autre opérateur morphologique, la dilatation. Nous avons été amenés à répéter lesopérations érosion/dilatation pour bien amincir les contours sans les rendre discontinus.


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Figure 82. Filtrage d’une image binaire bruitée par des opérateurs morphologiques dedilatation et d’érosion (fenêtre 3 ×3 avec voisinage étendu). a) Image bruitée b) Image sans bruit

(référence)c) Dilatation 3 ×3 d )Différence avec référence e) Erosion 3 ×3 f) Différence avec référence

Pour éliminer certaines tâches composées de pixels sans pour autant modifier la taille desautres objets nous avons appliqué une opération d'ouverture (Caloz et Colet, 2001) quiconsiste en une érosion suivie d'une dilatation (figure 83). Une opération de fermeture visantl'élimination des petits trous au milieu des contours sans modifier leur taille, termine cetteprocédure de filtrage morphologique.

Figure 83. Principe du filtrage morphologique : les opérateurs élémentaires de dilatationet d'érosion (Caloz et Collet, 2001).


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Les images résultantes sont de bonne qualité visuelle ressortent les éléments linéaires contenudans l’image. Ces images ressortaient également les contours des abondantes formationsdunaires couvrant la région.

Dans les étapes suivantes, il est question de rassembler l’information contenue dansl’ensemble des bandes et de diminuer l’effet du sable qui ressortait sur les images filtrées etseuillées.

Regroupement des linéamentsPour regrouper l’information contenue sur les différentes images et obtenir une imageomnidirectionnelle nous avons tout simplement additionné les images binarisées (filtrestexturaux retenus et filtres directionnels) par la fonction band math (Figure 84). La nouvelleimage ainsi obtenue de cette sommation aura des valeurs comprises entre (0) et (n) selon lavaleur du pixel et le nombre de bandes additionnées (n).

Figure 84. Procédure d’addition des images filtrées, seuillées et binarisées.

L’image obtenue est par la suite binarisée par l’application d’un masque qui réduit à 1 lesvaleurs supérieures à 1 et maintient les pixels à valeur 0 et 1.

Sur cette image seuls les contours des sables et des cordons dunaires, très abondants, posaientproblème en se confondent avec certains linéaments géologiques. Pour épurer l'image de cesfourmillants contours et petits segments sans avoir à les supprimer manuellement, nous avonsprocédé par la création d’un masque des dunes (Figure 85). Créée par une classificationsupervisée par la méthode support vector Machine (SVM) (Hanifi, 2009), la classe dune esttransformée en un vecteur qui a servi à la construction du masque. Cette étape a permis leseuillage des dunes qui seront codées sur 1 et le reste sera codé sur 0. Cette image est par lasuite soustraite par band Math de l’image binarisée des linéaments. Tout les pixels à valeur 1correspondant à des sables sont soustraits de l’image seuilée et leur valeur devient alors 0.


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Figure 85. Masque de la classe dune

Chapitre VI

Validation et mise en formeCartographique

6èmeChapitre Validation et mise en forme cartographique

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Validation et mise en forme cartographique

VI.1. La validation par géophysique

La corrélation télédétection –géophysique apparait nécessaire pour trouver une certaineinterprétation aux différentes structures et anomalies détectées par imagerie aérospatiale.Cette procédure s’effectue encore actuellement de façon classique, c'est-à-dire que suivant letype de données géophysique, on compare les linéaments télédétectés avec ceux tracés ouidentifiés par la sismiques ou avec des discontinuités gravimétriques ou magnétométriques.

VI.1.1. Analyse des données de sismiqueL'interprétation sismique permet d'approcher la géométrie des formations géologiques enprofondeur. Le secteur d’El Kseibat est peu reconnu par les méthodes sismiques. Les résultatsdes compagnes réalisées par la SONATRACH sont regroupés dans des rapports inédits etconfidentiels. Ceux dont nous disposons sont incomplets et ne couvre que les parties Nord estet sud est de la région appartenant à la cuvette de Sbaa.

Nous disposons sont des sections prétraitées où les horizons ont été choisis, calés et corréléeslors de travaux antérieurs effectués dans le cadre de mémoires d'ingénieurs soutenus àl'USTHB ainsi que cartes isochrones établies à différents niveaux.

Ces sections sismiques (Annaxe B) nous ont servi essentiellement à la validation de certainsrésultats de l'analyse linéamentaire mais également à la confirmation de la présence ou non decertains affleurements mis en évidence lors de la cartographie lithologique.

Nous avons choisis les sections sismiques les plus représentatives (Annexe sectionssismiques), orientée pour la plupart Nord-est Sud-ouest, et recoupent le secteur du Nord-ouest au Sud-est.

Notre travail consiste en faite en une analyse tectonique du schéma que ces documentssismiques nous offrent. Où nous devons d'abord repérer les failles ; connaitre leurs natures,indiquer leurs trajets, préciser leurs directions et leurs âges. Les schémas structuraux ainsiprélevés à différents niveaux ont été superposé aux résultats de cartographie linéamentaire etlithologique en vue de leur validation (Annexe B).

VI.1.2. Analyse des données gravimétriquesLes données gravimétriques sont généralement riches en renseignements sur les structuresgéologiques. Elles sont notamment très utiles pour l’identification des structures profondes, etla caractérisation de leur extension et de leurs ramifications.

L'analyse et l'interprétation des données gravimétriques permettent la détermination de lanature géologique du sol à l’aide de la variation du champ gravifique terrestre : Unedéformation géologique quelconque, tels qu’un anticlinal, synclinal, une faille ou unremplissage quaternaire mettant en jeu des roches de densités différentes peut être décelée parl’étude du champ gravifique terrestre (Vanié, 2005;Vanié, et al., 2006; Aouissi, 2008; Richer-LaFlèche, 2009; Guidara, et al., 2010; El Gout et al., 2010, El Goumi et al., 2010)

La mise en évidence des formations géologiques se fait par comparaison des valeurs de gmesurées sur le terrain avec celles du modèle théorique. L’anomalie de Bouguer se définitalors comme la différence entre les valeurs réelles de la pesanteur (g mes. Corrigée) et lesvaleurs théoriques déterminées par le modèle de Bouguer (g modèle).

AB = g mes. Corrigée – g modèle


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L'analyse des données de gravimétrie est en fait la recherche des perturbations du champ depesanteur. L’ensemble de courbes constitue la carte des anomalies de Bouguer à partir delaquelle nous allons déterminer la répartition dans l’espace des masses perturbantes.

Les causes des perturbations sont nombreuses et pour les trier diverses techniques de filtragesont utilisées (Bournas, 2001, Harrouchi, 2005), cependant cela relève des tâches desspécialistes en géophysique.

En l'absence de cartes d'anomalies gravimétriques de la région, nous nous sommes trouvéscontraint de les réaliser nous-mêmes et d'effectuer une analyse de données de gravimétrie.Cette partie du travail n'aurait pu être faite sans l’intervention de collègues géophysiciens.

Pour nous thématiciens, notre travail ne concerne qu’une interprétation qualitative des cartes.Nous n’utilisons que certains caractères propres aux linéaments et à la structure profonde pourconfirmer si nos linéaments téléanalytiques correspondent à des anomalies géologiques oupas.

Quel que soit l’interprétation intrinsèque des anomalies que représentent les axesgravimétriques, pour nous, ce sont des indicateurs de directions structurales du socleseulement.

VI.1.2. Méthodologie

Les données disponibles sont représentées par une carte des anomalies de Bouguer brute avecun fichier .dat téléchargés depuis le site du BGI (Bureau Gravimétrique International); lestraitements sont effectués sur le logiciel OASIS Montaj.

VI.1.2.a. Les cartes gravimétriquesLes cartes gravimétriques de Bouguer représentent les anomalies dues aux hétérogénéités dusous-sol. La forme et l'amplitude de l'anomalie seront différentes selon la profondeur, laforme et le contraste de densité des corps perturbateurs par rapport à l'encaissant.

La carte d'anomalies de Bouguer est le résultat de la superposition des effets de structuresgéologiques situées à des profondeurs grandes, moyennes et superficielles. Cette carterenferme également des informations sur les discontinuités présentes dans le sous-sol. Lors del'analyse, pour associer les anomalies observées à des structures particulières plusieursconsidérations seront prises en compte.

Ainsi, pour arriver à donner une signification géologique à l'anomalie de Bouguer, il est doncnécessaire de séparer ces deux composantes qui sont la régionale et la résiduelle.

Anomalie de Bouguer = Anomalie régionale + Anomalie résiduelle

L'anomalie régionale, d'origine profonde et étendue, est une anomalie où les isolignes ont degrands rayons de courbure. Au contraire, l'anomalie résiduelle est provoquée par desphénomènes plus superficiels et se marque par des isolignes à faibles rayons de courbure. Ellereprésente principalement les variations de densité au niveau de la croûte supérieurecomprenant la variation d'épaisseur et de densité des roches sédimentaires qui reposent sur lesroches du socle et aussi les contrastes de densités induits par les corps intrusifs. Ce sont cesanomalies résiduelles qui ont le plus d'intérêt lorsqu'on s'intéresse aux structures peuprofondes.

Les anomalies positives ou lourdes sont associées soit à des intrusions de roches lourdes dansla croûte, soit à un relèvement du socle, soit à des roches sédimentaires denses. Les anomalies


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négatives ou légères sont associées soit à des intrusions de roches légères dans la croûte, soit àun épaississement de la croûte, soit à un effondrement du socle. Les anomalies représentéespar des isolignes fermées, chaque courbe iso-valeur dessinant une figure proche de lacirconférence, sont caractéristiques des anomalies tridimensionnelles ; ce modèle convient àl'étude des dômes, cuvettes et amas. Les anomalies représentées par des isolignes dessinantgrossièrement des ellipses sont caractéristiques des structures cylindriques ; ce modèleconvient à l'étude des synformes, antiformes, filons et galeries. La carte renferme desinformations sur les discontinuités présentes dans le sous-sol, qui peuvent être extraites enanalysant les gradients entre les anomalies. Les gradients sont caractérisés par des iso-ligneslinéaires ou filiformes et traduisent une variation de densité des roches sous-jacentes ; ellesmatérialisent des structures allant de faibles aux grandes profondeurs.

L'anomalie régionale peut être calculée de diverses façons selon le sens donné au terme''grand rayon de courbure''. La méthode employée ici est l'ajustement par un polynôme dutroisième degré en x et y.

L'anomalie résiduelle est obtenue par la soustraction de la valeur de l'anomalie de Bouguer, lavaleur de la régionale.

Figure 86. Cartes des anomalies gravimétriques : à gauche anomalie de bouguer globale ;à droite) anomalie résiduelle.

Les cartes des dérivées :Les dérives selon X, Y permettent de déterminer les structure géologique orientées

respectivement selon(x, y).


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Figure 87. Cartes des dérivées X (à gauche) et Y ((à droite)

VI.1.2.b. Déconvolution d’Euler :La méthode de la Déconvolution d’Euler, appliquée aux données gravimétriques, permet lalocalisation et la détermination des paramètres des sources gravimétriques, elle est basée surun procédé mathématique représenté par l’équation d’homogénéité d’Euler (Thompson, 1982,Keating, 1998, Keating & Pilkington, 2000, Bournas, 2001, Harrouchi, 2005).

L'équation d'Euler est donnée par l'expression suivante (Reid et al., 1990):

−N (T − B)

Où, N est appelé indice structural caractérisant le type de source et B représente une constantelocale qui caractérise le champ régional (Thompson, 1982). Le principe de la déconvolutiond'Euler repose sur la résolution de cette équation.

Indice Structural :Thompson (1982) et Reid et al, (1990) ont proposé de choisir, au préalable, l’indice structuraloptimal correspondant à un regroupement des solutions en examinant les solutions obtenuespour différentes valeurs de l’indice structural. L’indice structural «N » dépend de la géométriede la source et caractérise le taux de variation de l’intensité de l’anomalie avec la distance.Dans le cas des données magnétiques, Thompson (1982) et Reid et al., (1990) ont montré queN prend des valeurs allant (de 0 à 3) suivant les structures considérées : (0) pour un contact,(1) pour un dyke, (2) pour un cylindre, (3) pour une sphère.

Reid et al, (1990) ont conclu que de faibles indices structuraux allant de (0 à 1) fournissent lesmeilleures estimations des profondeurs. Une manière plus simple d’estimer l’indice structuralconsiste à déterminer le nombre de dimensions infinies ou assez grandes pour être considéréescomme infinies de la source, l’indice structural est alors obtenu par soustraction de cenombre, l’indice structural correspondant au type des données du champ du potentiel qui est


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(A) SI=0 (B) SI=0.25

(C) SI= 0.5

égal à (3) pour le magnétisme (le champ magnétique décroît en fonction de 13/r pour un pointpôle).

Les dimensions de la fenêtre :Un autre paramètre rentre en jeu pour la détermination des solutions adéquates, c’est le choixde la dimension de la fenêtre. Marson et Klingele (1993) ont remarqué que le choix appropriéde la taille de la fenêtre dépend de la longueur d’onde de l’anomalie examinée et du pas de lagrille.

Détermination des paramètres d’Euler :Dans notre cas, on s’intéresse à la détection des sources, la détermination de leurs profondeurset la localisation des systèmes de failles et contacts dans la région d’étude, pour cela nousavons opté pour une tolérance « Z = 1 » puisque les valeurs entières (0,25 0,5 0,75 1)correspondent à des formes géométriques idéales qui, n’existent pas dans la nature.Concernant la taille de la fenêtre, et vu l’étendue de la région d’étude, nous avons opté pourune valeur de « W = 7 X7 ». Latolérance « Z » représente l’erreursur la profondeur, autrement ditle taux d’acceptation dessolutions. La figure 88 représentela solution d’Euler projetée sur lacarte des anomaliesgravimétriques avec différentesindices structuraux «SI ».

La Carte de la solution d’Euler «SI = 0, W = 7X7, Z = 1 »présente au-delà de 10% d’erreursur la profondeur et unesurcharge des solutions, ce quirend l’interprétation qualitative etquantitative inutile. Les testseffectués sur la tolérance,montrent qu’un niveau d’erreurd’estimation sur la profondeurcompris entre 5 et 10% « 0.5 < Z> 1 », donne les meilleursrésultats. Pour notre cas, et vu lesformations géologiquesdominantes dans El Kseibat nousavons opté pour une toléranced’estimation d’erreur de « Z = 1 ». Figure 88. Les cartes des solutions d'Euler

Tolérance Z=1 et Dimension de la fenêtre W=7x7avec différents indicesstructuraux


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VI.2. Intégration des données dans un S.I.G

Grace au développement de l'informatique entrainant celui de la cartographie, les SIGdeviennent parmi les outils les plus puissants de la manipulation de l'informationgéographique à des fins d’analyse spatiale. En plus de rendre plus rapide et plus souple lestravaux de dessins et de restitution cartographique, le SIG constitue un outil analytique quipermet d'établir des rapports entre les éléments d'une carte.

Le SIG est organisé en une série de plans géoréférencés appelés couches. Chaque couchecorrespond à un thème se rapportant à une même entité géographique.

L'intégration des données et des résultats de télédétection dans le contexte d'un SIG offre despossibilités intéressantes significatives pour diverses applications.

Elle permet d'une part d'améliorer la mise en forme cartographique finale des produitstéléanalytiques, et d'autre part associée à d'autres données elle permet d'actualiser les cartesexisstantes et servir de fond pour d'éventuelles analyses thématiques.

VI.2.1. MéthodologieLe premier objectif de cette étape est la mise en commun des données spatiales issues du

traitement des images d’une part et des données géoscientifiques auxiliaires d’autre part.

Pour ce faire, nous avons procédé d'abord par la création d'une une base de donnéesgéologique créée sous Arc GIS puis nous avons intégré les résultats des différentes analyseseffectuées à savoir l'analyse lithologique, linéamentaire et géophysique.

L'intégration des données dans un SIG exige certains préalables pour la compatibilité et lasuperposition exacte des différentes couches comme la cohérence au niveau de l'échelle, ledatum et la projection.

VI.2.1.a. Création de la base de données

L’étude de la région d'El-Kseibat est intimement liée à une connaissance approfondie desdonnées relatives à la zone d’étude concernée. Aussi l’établissement des cartes thématiques anécessité la récolte des données des différents paramètres. Il est préférable que ces donnéessoient sous forme numérique pour faciliter leur manipulation au sein d’un systèmed’informations géographiques. Pour créer cette base de données, nous avons fait appel auxlogiciels : Microsoft Excel et ARC GIS.Dans un SIG, les données sont organisées en données graphiques ou attributaires.

Les données graphiques :Le seul support cartographique disponible est la carte géologique de la région d'El-kseibat àl’échelle 1/200 000. Généralement, les logiciels de cartographie n’acceptent que les fondsvectoriels où une zone est reconnaissable par son contour. Les cartes ont été scannées en unformat (A0) et devient alors, une simples image en extension (.TIFF) sans attributgéographique qui doit faire l'objet d'un calage.

Le système de projection utilisé pour le calage des cartes et la projection des différents pointsest la longitude / latitude (projection v 6.0) (North Sahara 1959).

La carte géologique en mode Raster a nécessité une numérisation, c’est-à-dire le passage dumode Raster vers le mode vectoriel (Figure 89 ) pour la création des tables vectorielles. Lesdonnées issues des cartes sont introduites dans une base de données par le biais de procéduresde géoréférencement. La numérisation a concerné les contours lithologiques, les failles et lescontacts anormaux.


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Figure 89.Passage du format raster (a) au format vecteur(b).

Les données attributairesDites aussi données descriptives, décrivent les objets géographiques :

Les données géologiques et stratigraphiques qui comprennent la lithostratigraphie, ladélimitation de la région, les altitudes ainsi que les indices de minéralisation et leurs teneursen éléments chimiques.

Les données collectées sont introduites sous forme numérique et Hiérarchisées dans la basede données pour faciliter leur manipulation au sein d’un SIG.

Elles ont été structurées en 4 tables thématiques : la table : « Lithologie », la table : «Faille »,la table : « Donnés géophysiques » et la table : «Indices de minéralisations ».

- Table lithologie :La table « Lithologie » comprend les données surfaciques (en coordonnées XY) renfermant

les formations lithologiques (Tab. 1).

Tableau 6. La table « Lithologie »

DescriptionTypeChamp

Symbole des couches selon l’Age (ex : "ci" pourcrétacé inferieur)

CaractèreSymbole

Nature de formation lithologique (ex : alluvions,calcaire, marne...)

Caractèrelithologie

Epoque de formation lithologique (ex : Ordovicien)CaractèreAge

Cette table Lithologie est structurée de manière à faire apparaitre sous forme « tableau » et«carte » la lithologie ainsi que l’âge des formations et symboles de chaque formation (Figure90).


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Figure 90. Structure de la table « Lithologie »

- Table faille :La table « Faille » (Figure 91) comprend les données linéaires (en coordonnées XY)

correspondant aux différents types de failles (Tab 2)

Tableau 7. La table faille d'El-Kseibat

Champ Type Description

N° Entier Numéro de faille (Ex : 1.2.3……)

Type Caractère Type de faille (Ex : faille certaine )


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Figure 91.Structure de la table « Faille »

- Table de données géophysiques :La table « Données géophysiques » (Tabeau 8) comprend les formations géologiques

délimitées d'après les données géophysiques

Tableau 8. Table des données géophysiques d'El-Kseibat

Champs Type Description

Type CaractèreLe type de cette formations délimite par donnée géophysique (Ex :

accident cassants)

Travaux CaractèreLe cas des travaux

(Ex : travaux gravimétriques )

- Table de l'indice de Minéralisation:Les indices de minéralisation de la région d’el Kseibat, disponible sous format raster ont étésaisis rendu sous un format alphanumérique nécessaire pour la réalisation de la base dedonnées des indices de minéralisations d’el kseibat sous ArcGis.

Après nous avons procédé à la conversion des coordonnées géographiques Degré, Minute,Seconde (DMS) des différents indices en Degré Décimale (DD) avec un exécutable DécimalDégrées Convecteur. Et ce, en ajoutant deux colonnes dans le tableau Excel (Long. DD et Lat.DD).

La table «l'indice de Minéralisation » (Tableau 9) reprend les données ponctuelles (encoordonnées XY). Ces objets ponctuels sont caractérisés par des champs reprenant une séried’informations dont le nom des indices, les coordonnées, les teneurs en éléments chimiques.


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Tableau 9. Table des indices de minéralisation d'El-Kseibat

DescriptionTypeChamp

Numéro de l’indice (ex; 1,2,3….)EntierN0de l'indice

La situation exact de minéralisation (ex ; Djebel EL-HècheNord)

CaractèreL'indice deminéralisation

Les cordonnées(x) de cette région (ex x=0°38'W)FlottantLongitude (x)

Les cordonnées (y) de cette région (ex y =28°59'N)FlottantLatitude(y)

Les cordonnées (x) de cette région convertie (ex Djebel EL-Hèche Nord x=0°38'W x = 0.63)

FlottantLongitude (x) enD.D

Les cordonnées (y) de cette région convertie (ex Djebel EL-Hèche Nord y=28°59'N y = 28.98)

FlottantLatitude(y) enD.D

La teneur du zinc en ppmF FlottantZn (ppm)

La teneur du cuivre en ppmFlottantCu (ppm)

La teneur d’argent en ppmFlottantAg (ppm)

La teneur de manganèse en ppmFlottantMn ( ppm)

La teneur de plomb en ppmFlottantPb (ppm)

VI.2.1.b. Intégration des cartes téléanalytiques :

Cartes lithologiqueAprès vérification et évaluation des classifications supervisées, On procède à l'extraction desclasses de la carte de classification retenue.

Celles-ci sont stockées dauns un fichier sous forme de couches thématiques pouvant êtrereliées les unes aux autres par la géographie.

Les différentes couches extraites d’ENVI vers ArGis 10.1 des différentes classes, sontconverties en vecteur (shape file).

D'autres résultats de traitements tels que les compositions colorées, ACP sélectives et lesratios ; mettant en évidence des anomalies radiométriques ; peuvent être également intégrésdans un format (Géotiff).

Carte des linéamentsLa carte des linéaments téléanalytique retenue est exportée depuis l'ENVI vers ARCGIS auformat .shp (shapefile). Sous Arc Gis et par une sélection par attribut on peut supprimer lessegments trop courts ou même relier certains segments jugés d'un même linéament.

Partie III

Résultats et Discussion

Cartographie lithologique Cartographie linéamentaire Synthèse lithostructurale Implication sur l'exploration minière

Chapitre VII



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VII.1. Reconnaissances des unités lithologiques.

VII.1.a. Résultats de l'analyse photo-interprétativeL'analyse photo-interprétative des multiples compositions colorées des images brutes et

traitées a permis une bonne discrimination, reconnaissance des unités lithologiques. Cetteétape est primordiale pour la cartographie lithologique par classification supervisée

Les compositions colorées des bandes brutes sélectionnées après l'analyse statistique (matricede corrélation) ont bien mis en évidence les variations spectrales entre les différentes unitéslithologiques. Par analogie avec la carte géologique nous avons pu reconnaitre assezfacilement les grands ensembles lithologiques : les affleurements paléozoïque, les dépôts moi-pliocène, les alluvions et reg quaternaires et les dunes.Les figures ci-dessous illustrent les principales observations relevées sur les différentescompositions colorées retenues.

La composition colorée ETM 432 dans laquelle la bande 4 (PIR) dans le canal rouge, la bande3 (R) dans le canal vert et la bande 2 (bleu) dans le canal bleu (figure 92 ) permet d’identifierun certain nombre d’éléments sur cette image entre autres les affleurements paléozoïques, lesalluvions, les dépôts calcaires mio-pliocènes, les dunes, les palmerais et les végétations(pivots en rouge) et l’ombre.

Figure 92. Extrait de la scène LANDSAT ETM + 197 r 40 en Composition colorée 432.


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La composition colorée ETM 751 en RGB (Figure 93) retenue en raison de son excellentequalité et la distinction très apparente de différentes unités lithologiques décrites dans larégion. Les formations paléozoïques se distinguent particulièrement sur cette composition parleur teinte relativement foncée par rapport aux formations du méso-cénozoïque. Au niveau duDjebel Hèche on reconnaît les grèscambriens (camb) de ceux fins del'ordovicien (ordo) qui ressortent enviolet foncé. Les formations argilo-carbonatées du dévoniens moyenressortent par une teinte marronclaire qui la distingue desformations du Mio-pliocène (MP)en violet à rose claire et les dunesde l'Erg Moulay Mohammed. Lecontinentale intercalaire (crétacéinf) affleurant dans le coin inférieurdroit de l'image, apparait en en bleuclaire, les dépôts évaporitiques duquaternaire (Quat) au niveau desebkha Fegaguira apparaissent enblanc.

Figure 93. Composition Colorée (ETM+ 7 5 1 enRGB respectivement)

La copmposition colorée ETM 743en RGB (Figure 94) permet de faireressortir une alternance de tonsclaires et foncés en relations avecdes variations lithologiques commepar exemple le cas des formationsdévoniennes qui apparaîssent surl’étage de Gédynien-Emsien (lessillstones, les grès) en couleurrouge brique foncé, et Eifelien-Givetien (les calcaires et lescalcaires gréseux) en rouge briqueclaire.Sur cette composition ondistingue bien les paléochenaux quilardent la partie centrale de l'image.La végétation (palmerais etquelques cultures) ressortent d'une

Figure 94. Composition Colorée (ETM+ 743 en RGB)


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couleur vert émeraude.

Dans la trichromie présentée dans lafigure 95 la distinction entre lesprincipales formation décritesprécédemment est nette , les cordonsdunaires en couleur jaune vif; leQuaternaire alluvionnaire moyen q2enjaune claire; Alluvions du quaternairesupérieur q3 en bleu clair, les calcaireset les marnes du Quaternaire inferieurq1 apparaissent en couleur beige, lepaléozoïque ressort dans des tons trèsfoncés du violet à bleu avec les grèsfins de l'ordovicien en bleu; les grèsdu cambrien en bleu sombre. Lesformations du silurien (argilites,calcaires, sillstones) en marron foncé;.Les dépôts du crétacé inferieurcouvrant en discrordance les termesdu paléozoïque ressortent en roseviolet.

L’ACP produit de nouveaux canaux, qui constituent un excellent produit d’interprétationvisuelle, augmentant ainsi le contraste entre les divers objets au sol. Vu leur bonne qualité,nous avons retenu les deux premières composantes (ACP1 et ACP2) aussi bien dans lacartographie lithologique que structurale.

Les Acp séléctives permettent elles aussi une très bonne caractérisation des unitéslithologiques notemment celles qui impliquent la bande thermique ETM 6.L' ACPS 567 dont des extraits sont présentés en figure 96, ressort des anomaliesradiométriques de forme circulaire à subcirculaire et sans relief particulier. Ces structurescirculaires n'apparaissent que sur ce néocanal. Comparées à leur emplacement sur la cartegéologique de la région, ces trois anomalies correspondent à des anomalies gravimétriquesdues à corps magmatiques intrusifs peu profonds (wilckzynski et al, 1986).Les compositions colorées des néocanaux issus de l'ACP et des ratios n'ont pas données unemeilleure distinction que celle des bandes brutes.

Figure 95. Composition Colorée (ETM5-4-1 en RGB).


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Figure 96. Anomalies radiométriques relevées sur ACPs 567 1 et ACPs 567 2

Les ratios ETM 7/ETM3 et ETM5/ETM2 sont également des néocanaux qui présententl'avantage de ressortir un certains détails radiométriques qui n'apparaissent pas dans les autresimages, tel que les structures circulaires radiométriques citée ci-dessus dans le coté Est etOuest du Djebel Hèche (Figure …) due à la variance de band du spectre.

Figure 97.structure circulaire (radiométriques) du Djebel Hèche Est sur l’image du ratioETM5/ETM2 (en bleu), du djebel Hèche ouest sur l’image du ratio ETM7/ETM3 (enrouge).

VII.1.2. Résultat de l'analyse radiométrique.Une condition nécessaire au fonctionnement d’une classification est le pouvoir de différencierspectralement chacune des classes. Les signatures spectrales ont donc été analysées afind’identifier immédiatement les classes qui posaient problèmes lors des classifications.


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Sur un diagramme en 2 dimensions, il est possible d’obtenir la répartition des pixels pour 2bandes à la fois. En abscisse se trouvent les valeurs des pixels pour la première bande (valeurallant de 0 à 256) et en ordonnée se trouvent les valeurs des pixels pour la deuxième bande.

L’histogramme bidimensionnel (Figure 92) exprime la distribution de tous les pixels del’image dans le plan constitué par le rouge (bande TM3) en abscisse et le proche infrarouge(bande TM4) en ordonnée. Ces deux bandes sont celles où on observe un contraste importantentre les différentes unités du paysage essentiellement entre les roches et la végétation.

Sur la figure 98 l’histogramme 2D mesuré dans le plan constitué par la bande TM 5 enabscisse et la bande TM4 en ordonnée ressort quant à lui des différences entre les dunes, lesdépôts paléozoïques et les alluvions.

Figure 98. Histogramme 2D mesuré au nord (au niveau du Djebel Hèche)

Les histogrammes et l’examen des images en composition colorées nous ont permis d’opter àun nombre de 8 classes au minimum et 30 classes au maximum.

- Le résultat des classifications non supervisées (isodata et k-mean's) sont des images de typethématique dans lesquels un total de 20 classes sont retenues (figure 99). Aucune sémantiquen’est associée aux classes.Pour interpréter les résultats il a fallu afficher les trois documents : l’image d’origine(composition colorée), l’image classée et la carte géologique de la région qui représente enfait une vérité terrain.

Ensuite on procède à déterminer la correspondance entre les couleurs et les classes en utilisantl’outil Tools – Link Displays qui nous affiche par transparence les deux images (compositioncolorée et classification).

Pour certaines lithologies, l’identification des classes sur l’image d’origine a était facile(initialement trop distinctes) mais cela n’était pas trop évident pour les autres. Ceci est dû aupouvoir discriminant des classifications à assigner les pixels. Autrement dit la classification


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nous a ressorti un détail dont on ne connaît pas forcément la correspondance thématique(différence de ton, de texture, ombre…etc) sur les compositions colorées.

Bien qu'elles renferment des lithologies distinctes, les formations du paléozoïque sontindifférenciées sur ces classifications. Tandis que les formations dunaires et alluvionnaires duquaternaire ont été partagées en plusieurs classes dont la signification thématique n'est pastoujours évidente.

Il a fallut donc avoir recours à la carte géologique de la région, pour déterminer lacorrespondance des classes obtenues. Pour cela nous avons combiné certaines classes quenous jugions correspondre a une même unité lithologique.

Pour mettre le résultat en valeur nous avons attribué une légende à l’ensemble des classestrouvées (chaque thème aura une couleur particulière dans l’image), ce qui rend ensuite touteanalyse du contenu et de la structure de l’image plus aisée.

Pour obtenir une classification assez homogène et moins chargée en classes spectrales nousles avons groupées par rapport à nos connaissances sur la région en 6 classes d’informationqui correspondent aux principales unités lithologiques de la région.

Pour la méthode ICM non supervisée, la classification a permis de ressortir 30 classes (figure101 a). La répartition de ces classes était bien meilleure que celle de la méthode isodata. Lesclasses ont été par la suite combinées et identifiées par rapport à la carte géologique (Figure101b).

À première vue, nous constatons que nous avons une grande différence entre les deuxclassifications. La classification résultante de l'ICM est visuellement plus satisfaisante quecelles d’ISODATA et de Kmeans (qui se ressemblent), car l’ICM est moins bruitée, tandisque dans les deux autres, nous avons un effet de pointillisme (salt and pepper). Ainsi, il estnécessaire de compléter par un traitement de post classification, ce qui va produire unedégradation de l'information. Visuellement le résultat par l’ICM ressemble plus à la cartegéologique, les affleurements sont bien dessinés, avec peu de confusion avec d’autres classes.

A titre d'exemple, la classification de l'ICM non supervisée présentait l’avantage de bienressortir les formations sableuses et cordons dunaires et leur répartition était presqueconforme à celle de la carte géologique, contrairement à la classification isodata où cetteclasse présentait de nombreuses confusions.

Cette classification a également mis en évidence l'existence de différentes classes au sein desaffleurements paléozoïques chose qui n'a pas été obtenue avec les autres classifications.

Au terme de ces deux analyses (photo-interprétative et spectrale), nous avons retenu douzeclasses pour l'échantillonnage des ROI, représentatives des unités lithologiques affleurantdans la région.

Ces classes discriminées se distinguent les unes des autres par leur nature lithologique et parleur âge. Certaines formations lithologiquement semblables n'ont pas être distinguées les uneds autres. Les classes retenues (annexe 1) sont les suivantes :

Les grès du Cambrien (Camb.), les grès fins de Ordovicien, les argilites du Silurien, lessiltstones du dévonien inferieur (Dev. inf), les argilites calcaires du Dévonien moyen etsupérieur (Dev Moy-sup), les Conglomérat du Crétacé inférieur (CI) , les calcaires du Mio-pliocène , les calcaires marneux du Quaternaire inférieur (Q1), les alluvions du quaternairemoyen (Q2), les alluvions du quaternaire supérieur (Q3), les dunes et la classe végétation.


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Figure 99. Classification isodata : a/ brutesb/classes combinées et interprétées

Figure 100. Classification ICM a/ brutes b/classescombinées et interprétées


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Au terme de ces deux analyses (photo-interprétative et spectrale), nous avons retenu douzeclasses pour l'échantillonnage des ROI, représentatives des unités lithologiques affleurantdans la région.

Ces classes discriminées se distinguent les unes des autres par leur nature lithologique et parleur âge. Certaines formations lithologiquement semblables n'ont pas être distinguées les uneds autres. Les classes retenues (annexe 1) sont les suivantes :

Les grès du Cambrien (Grès Camb.), les grès fins de Ordovicien, les argilites du Silurien, lessiltstones du dévonien inferieur (Dev. inf), les argilites calcaires du Dévonien moyen etsupérieur (Dev Moy-sup), les Conglomérat du Crétacé inférieur (CI) , les calcaires du Mio-pliocène , les calcaires marneux du Quaternaire inférieur (Q1), les alluvions du quaternairemoyen (Q2), les alluvions du quaternaire supérieur (Q3), les dunes et la classe végétation.

VII.2. Extraction et cartographie des unités lithologiques

Afin de pouvoir comparer les résultats, une appréciation visuelle critique permet un premierjugement sur la qualité des diverses images classée obtenues. Toutefois une matrice deconfusion a permis d’évaluer, de façon rigoureuse, la qualité des classifications notamment làoù nous disposions de vérités terrain.

Pour évaluer le degré discriminant des unités lithologiques, les mêmes Roi sont utilisés pourtoutes les classifications testées : maximum de vraisemblance, SVM.

Pour la classification ICM effectuée sous un autre logiciel "TITE", opérant dans un autresystème d'exploitation "Linux", nous avons utilisé les mêmes ROI mais avec d'autres couleursà l'affichage. Le détail de cette classification ainsi que les résultats obtenus ne sont pasprésenté dans cette étude car ils sont toujour en cour de développement et modification(intégration de segmentation et de fusions avec la classification non supervisée), et ils ferontl'objet d'une publication ultérieurement.

Le processus d'échantillonnage et de classification a été refait de nombreuses fois en raisondes multiples confusions observées entre les différentes classes. Les confusions les plusfréquentes rencontrées durant ce processus itératif concernent certaines formations gréseusesdu cambrien qui se confondaient tantôt avec les grès fins ordoviciens et les argilites dusilurien (figure 101).

Figure 101. Confusions entres classes (argilites siluriennes dans les grès cambriens) dansune classification SVM.


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L'affinage progressif de l'échantillonnage a permis d'obtenir des classifications qui soient deplus en plus précises et conforme spatialement et statistiquement avec la réalité terrain.

L'analyse visuelle des classifications, SVM et maximum de vraisemblance (Figure 102 et103), permet de montrer le bon potentiel de ces deux méthodes pour cartographier des unitéslithologiques dont la nature lithologique est trop distincte. Les formations dunaires,caractérisées par leur couleur, texture et forme, sont bien classées et leur répartition spatialedans les deux classifications est conforme à celle de la carte géologique disponible. Lesmêmes observations sont notées pour les dalles calcaires du Mio-pliocènes.

Pour ce qui est des autres affleurements notamment ceux du Paléozoïque plusieursconfusions sont notées. La confrontation de ces deux classifications avec la carte géologiqueet les données de terrain permet de dire que sur plusieurs endroits la classification SVMsemble plus performante que la méthode maximum de vraisemblance qui a du mal à bienaffecter certaines parties de l'image aux classes appropriées. Au lieu dit Gara Rhoumbo larépartition spatiale des affleurements cambriens et ordoviciens est plus conforme sur laclassification SVM que sur le Maximum de vraisemblance (Figure 104).

Ceci est en relation avec les critères d'affectation des pixels à telle ou telle classe pour cetteméthode est probabiliste contrairement à la méthode SVM qui est déterministe.

Figure 103.classification supervisée SVMFigure 102. Classification supervisée maximumde vraisemblance


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Les statistiques obtenues à partir des matrices de confusion (Précision Globale et IndiceKappa) servent de base de mesures de la qualité des différentes données. Elles permettent defaire des comparaisons entre différentes classifications. La précision globale de laclassification est donnée par la moyenne des pourcentages des pixels correctement classés.La moyenne de pixels correctement classés. Le coefficient Kappa est un estimateur de la

précision d’une classification qui tient compte des erreurs en ligne et en colonne (Congalton,1991). Il permet une évaluation globale mais aussi au niveau de chaque classe, le Kappadonne une estimation plus précise de la qualité de la classification et a l'avantage deconsidérer tous les éléments de la matrice de confusion.L'analyse des paramètres des matrices de confusion de ces deux classifications (Tableaux10 et 11) confirment nettement que la classification SVM est bien meilleure que la méthodeMaximum de vraisemblance et présente moins de confusion avec une précision globale de 90% et 80% respectivement.Sur la matrice de confusion des deux classifications on note bien que la classe qui ne présenteaucune confusions avec les autres classes est bine la végétation (0%). Cela confirme le degrédiscriminant des méthodes de classifications à la distinction des surfaces minérales et cellesvégétales vue leurs caractéristiques spectrales nettement distinctes.

Classification SVM Cassification Maximum de vraisemblance

Figure 104. Confusion des grès cambriens avec les autres classes (Gara Rhoumbo).


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Les classes lithologiques qui sont les mieux classés sont les dunes avec 98% de pixel bienclassés, les grès fins ordoviciens et les dépôts quaternaires (alluvion Q3, calcaires marneuxQ1).

Les grès cambriens sont assez mal classés et présentent beaucoup de confusions dans les deuxclassifications mais leur précision de l'utilisateur (User accuracy) est nettement meilleure pourla classification SVM que dans la classification Maximum de vraisemblance.

Un taux élevé indique que la classe a été très peu affectée par les échantillons des autresclasses; à l'inverse un taux faible indique que cette classe a souvent été choisie à la placed'autres classes.

La méthode la plus satisfaisante sur le plan des résultats (visuellement et statistiquement) etsur le plan de la facilité d’utilisation, est la méthode SVM. Cependant cette classificationcontient comme même des confusions considérables qu'il faudrait revoir.

L'analyse minutieuse des données de terrain récoltés lors de la mission effectuée en janvier2014, nous a permis de constater que les grès cambriens qui étaient affectés à d'autres classescorrespondent soit à des grès mylonitisés situés au niveaux des zones de fracturation intense,soit à des éboulis de grands blocs de grés qui viennent recouvrir par endroit les formationsordovicienne et silurienne. Lors de l'échantillonnage des ROI de ces dernières, nous leursavons ajouté les signatures spectrales de ces éboulis de grès.

Pour remédier à ce problème nous avons créée deux nouvelles classes (sous classes des GrèsCambrien) que nous avons appelés grès Cambrien mylonitisés et grès cambriens d'altération.Puis nous avons effectué une nouvelle classification SVM avec ces nouvelles régionsd'intérêt.

La classification obtenue avec les 14 classes (Figure 105), est nettement meilleure que lesclassifications précédente aussi bien visuellement que statistiquement (matrice de confusionTableau 13). Elle présente très peu de confusions et les classes spectrales ont été pour laplupart bien affecté aux classes d'information qui leur correspondent.

Les nouvelles classes créées ont bien résolu le problème des confusions des grès cambriens etles quelques confusions qui persistent sont avec les grès mylonitisés.

Après analyse de ces nouveaux résultats nous avons décidé de combiner ces deux classes et negarder que la classe des Grès Cambrien.A partir des résultats de la matrice de confusion calculée avec l’échantillonnage devérification (PG et Kappa les plus élevés), nous avons retenu la classification SVM avec 14classes. Lors de la synthèse lithostructurale nous avons gardé seulement les douze classeslithologiques représentatives des affleurements de la région.Spatialement la nouvelle classification est très similaire à la carte géologique dont nousdisposons. Elles diffèrent seulement en quelques endroits (ex. secteur Moulay Mohammed)inaccessibles sur terrain (figure 75) et qui nécessitent une validation par des donnéesgéophysiques.


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Tableau 10. Matrice de confusion de la classification SVM (en pixel et en %)C

lass

ific

atio

n

Vérité terrain (Pixels)Classes Dune gres

cambrien

G. finsord

siltstonedev inf

agillitesnoir sil

Cal Moiplio

alluvionsQ3

Végétation

calcairesmar Q1

conglomérats CI

alluvionsQ2

argi-calc devMoy sup

Prod. Acc* User Acc.

Unclassified 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 (Pixels). (Pixels)

Dune 740 3 0 2 0 1 38 0 7 0 1 0 740/749 740/792grès cambrien 1 798 6 99 30 12 0 0 0 0 0 39 798/898 798/985grès fins ord 1 12 230 0 1 6 0 0 0 0 0 0 230/239 230/250siltstone dev Inf 3 38 0 2676 32 5 0 0 1 0 0 41 2676/3035 2676/2796agillites silu 0 39 0 81 1254 0 0 0 0 0 0 319 1254/1420 1254/1693calcaires Mioplio 2 3 3 41 0 751 40 0 57 0 10 0 751/838 751/907alluvions Q3 1 1 0 1 0 0 1542 0 0 2 0 35 1542/1667 1542/1582végétation 0 0 0 0 0 0 0 339 0 0 0 0 339/339 339/339calcaires mar Q1 1 4 0 14 0 41 9 0 979 1 0 0 979/1053 979/1049conglomérats CI 0 0 0 0 0 0 16 0 6 1560 0 0 1560/1563 1560/1582alluvions,reg 0 0 0 0 0 22 0 3 0 309 0 309/320 309/356argi-calc dev Moy sup 0 0 0 121 103 0 0 0 0 0 0 5288 5288/5722 5288/5512Total 749 898 239 3035 1420 838 1667 339 1053 1563 320 5722

Verité terrain (%)Classes

Dunegres

cambrien G. fins ordsiltstone dev

infagillitesnoir sil

Cal Moiplio

alluvionsQ3

Végétation

calcairesmar Q1

conglomérats CI

alluvionsQ2 argi-calc dev Moy sup Prod.

Acc. User Acc.Unclassified 0.00 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 (Percen) (Percent)

Dune 98.80 0,33 0 0,07 0 0,12 2,28 0 0,66 0 0,31 0 98.80 93.43grès cambrien 0.13 88,86 2,51 3,26 2,11 1,43 0 0 0 0 0 0,68 88.86 81.02grès fins ord 0.13 1,34 96,23 0 0,07 0,72 0 0 0 0 0 0 96.23 92.00siltstone dev Inf 0.40 4,23 0 88,17 2,25 0,6 0 0 0,09 0 0 0,72 88.17 95.71agillites silu 0.00 4,34 0 2,67 88,31 0 0 0 0 0 0 5,57 88.31 74.07calcaires Mioplio 0.27 0,33 1,26 1,35 0 89,62 2,4 0 5,41 0 3,13 0 89.62 82.80alluvions Q3 0.13 0,11 0 0,03 0 0 92,5 0 0 0,13 0 0,61 92.50 97.47végétation 0.00 0 0 0 0 0 0 100 0 0 0 0 100.00 100.00calcaires marQ1 0.13 0,45 0 0,45 0 4.89 0,54 0 92,97 0,06 0 0 92.97 93.33

P.G = (16466/17843) 92.2827%

IK = 0.9080


127

conglomérats CI 0.00 0 0 0 0 0 0,96 0 0,57 99,81 0 0 99.81 98.61alluvions,reg 0.00 0 0 0 0 2,63 1,32 0 0,28 0 96,56 0 96.56 86.80argi-calc dev Moysup 0.00 0 0 3,99 7,25 0.00 0 0 0 0 0.00 92,42 92.42 95.94

Total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100

Tableau 11. Matrice de Confusion de la classification Maximum de vraissemblance (en pixel et en %)

Cla

ssif

icat

ion

Vérité terrain (Pixels)Classes

Dunegres

cambrienG. fins

ordsiltstonedev inf

agillitesnoirsil

Cal Moiplio

alluvions Q3

Végétation

calcairesmar Q1

conglomérats CI

alluvionsQ2

Argi-calcdev Moy

sup

Total

Unclassified 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0Dune 734 0 0 3 0 1 27 0 1 0 1 0 767grès cambrien 1 474 13 5 27 5 0 3 0 0 0 78 606grès fins ord 1 17 213 0 0 2 0 0 0 0 0 0 233siltstone dev Inf 8 75 0 2542 104 29 0 0 1 0 0 173 2932agillites silu 0 15 0 17 506 0 0 0 0 0 0 155 693calcaires Mioplio 2 10 7 30 0 713 30 0 47 0 38 14 891alluvions Q3 0 0 0 0 0 3 1534 0 33 33 6 0 1609végétation 0 0 0 0 0 0 0 336 0 0 0 0 336calcaires mar 3 7 0 10 0 74 27 0 966 0 1 2 1090conglomérats CI 0 0 0 0 0 0 22 0 2 1526 8 0 1558alluvions,reg 0 0 0 0 0 10 27 0 3 4 266 0 310argi-calc dev Moy sup 0 300 6 428 783 1 0 0 0 0 0 5300 6818Total 749 898 239 3035 1420 838 1667 339 1053 1563 320 5722 7843

PG = (15110/1784) 84.6831%

IK = 0.81323


128

Tableau 12. Matrice de Confusion de la classification Maximum de vraissemblance (en pixel et en %) (Suite)

Verité terrain (%)Classes

Dunegres

cambrien G. fins ordsiltstone dev

infagillites noir

sil Cal Moi plio alluvions Q3Végétat

ioncalcairesmar Q1

conglomérats CI

alluvionsQ2 argi-calc dev Moy sup Prod.

Acc. User Acc.Unclassified 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 (Percen) (Percent)

Dune 98.00 0.00 0.00 0.10 0.00 0.12 1.62 0.00 0.09 0.00 0.31 0.00 98.00 95.70grès cambrien 0.13 52.78 5.44 0.16 1.90 0.60 0.00 0.88 0.00 0.00 0.00 1.36 52.78 78.22grès fins ord 0.13 1.89 89.12 0.00 0.00 0.24 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 89.12 91.42siltstone dev Inf 1.07 8.35 0.00 83.76 7.32 3.46 0.00 0.00 0.09 0.00 0.00 3.02 83.76 86.70agillites silu 0.00 1.67 0.00 0.56 35.63 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 2.71 35.63 73.02calcaires Mioplio 0.27 1.11 2.93 0.99 0.00 85.08 1.80 0.00 4.46 0.00 11.88 0.24 85.08 80.02alluvions Q3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.36 92.02 0.00 3.13 2.11 1.88 0.00 92.02 95.34végétation 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 100 0.00 0.00 0.00 0.00 99.12 100.00calcaires marQ1 0.40 0.78 0.00 0.33 0.00 8.83 1.62 0.00 91.74 0.00 0.31 0.03 91.74 88.62conglomérats CI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.32 0.00 0.19 97.63 2.50 0.00 97.63 97.95alluvions,reg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.19 1.62 0.00 0.28 0.26 83.13 0.00 83.13 85.81argi-calc dev Moysup 0.00 33.41 2.51 14.10 55.14 0.12 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 92.62 92.62 77.74Total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100


124

Figure 105. Classification supervisée SVM à 14 classes.

Figure 106. Détail du secteur Moulay Mohammed

(a: classification supervisée SVM, b: extrait de la carte géologique au 1/200.000ème)

Moulay

Mohammed

a

a b


125

Tableau 13. Matrice de confusion de la classification SVM à 14 classes (en pixel et en %)C

lass

ific

atio

n

Vérité terrain (Pixels)Classes Dune gres

cambrienG. fins ord siltstone dev

infagillitesnoir sil

Cal Moiplio

alluvionsQ3

Végétation

calcairesmar Q1

conglomératsCI

alluvionsQ2


Grès camb.alté

Grès camb.myl

Unclassified 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0Dune 749 0 0 0 0 0 14 0 0 0 0 0 0 0grès cambrien 0 798 8 0 0 0 0 2 0 0 0 0 4 116grès fins ord 0 0 192 0 0 0 0 67 0 0 0 0 0 0siltstone dev Inf 0 52 0 2871 51 0 0 0 0 0 0 0 0 0agillites silu 0 8 0 41 1006 0 0 0 0 0 0 0 0 0calcaires Mioplio 0 0 17 0 0 862 43 0 0 0 2 0 0 0alluvions Q3 0 0 0 0 0 58 1542 0 0 0 0 0 0 0végétation 0 0 0 0 0 0 0 405 0 0 0 0 0 0calcaires mar Q1 0 2 0 0 0 103 10 0 1058 0 0 0 0 0conglomérats CI 0 0 0 0 0 0 0 4 0 1704 0 0 0 0Alluvions Q1 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 304 0 0 0argi-calc dev Moy sup 0 0 0 128 122 0 0 0 0 0 0 3524 0 0

Grès camb. alté 0 32 22 0 0 0 0 10 0 0 0 0 355 0

Grès camb. myl 0 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 290

Total 749 898 239 3040 1179 1026 1609 488 1058 1704 306 3524 359 406

Verité terrain (%)Classes Dune gres

cambrien

G. fins ord siltstonedev inf

agillitesnoir sil

Cal Moiplio

alluvionsQ3

Végétation

calcairesmar Q1

conglomérats CI

alluvions Q2


Grèscamb. alté

Grès camb.myl

Unclassified 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

Dune 100.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.87 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00grès cambrien 0.00 88.86 3.35 0.00 0.00 0.00 0.00 0.41 0.00 0.00 0.00 0.00 1.11 28.57grès fins ord 0.00 0.00 80.33 0.00 0.00 0.00 0.00 13.73 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00siltstone dev Inf 0.00 5.79 0.00 94.44 4.33 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00agillites silu 0.00 0.89 0.00 1.35 85.33 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00calcaires Mioplio 0.00 0.00 7.11 0.00 0.00 84.02 2.67 0.00 0.00 0.00 0.65 0.00 0.00 0.00

Precision Globale = (15660/16585) 94.4227%Indice Kappa =0.9365


126

alluvions Q3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 5.65 95.84 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00végétation 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 82.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00calcaires mar Q1 0.00 0.22 0.00 0.00 0.00 10.04 0.62 0.00 100.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00conglomérats CI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.82 0.00 100.00 0.00 0.00 0.00 0.00Alluvions Q2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.29 0.00 0.00 0.00 0.00 99.35 0.00 0.00 0.00argi-calc dev Moysup

0.00 0.00 0.00 4.21 10.35 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 100.00 0.00 0.00

Grès camb. alté 0.00 3.56 9.21 0.00 0.00 0.00 0.00 2.05 0.00 0.00 0.00 0.00 98.89 0.00

Grès camb. myl 0.00 0.67 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 71.43

Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00

Tableau 14. Précision producteur (Prod. Acc) et utilisateur (User. Acc ) de la classification SVM à 14 classes (en pixel et en %)

Classes Prod. Acc(pixel)

User Acc.(pixel)

Prod. Acc(%)

User Acc.(%)

Dune 749/749 749/763 100.00 98.17grès cambrien 798/898 798/928 88.86 85.99

grès fins ord 192/239 192/259 80.33 74.13siltstone dev Inf 2871/3040 2871/2974 94.44 96.54agillites silu 1006/1179 1006/1055 85.33 95.36calcaires Mioplio 862/1026 862/924 84.02 93.29alluvions Q3 1542/1609 1542/1600 95.84 96.38végétation 405/488 405/405 82.99 100.00

calcaires mar Q1 1058/1058 1058/1173 100.00 90.20conglomérats CI 1704/1704 1704/1708 100.00 99.77

Alluvions Q2 304/306 304/307 99.35 99.02

argi-calc dev Moy sup 3524/3524 3524/3774 100.00 93.38

Grès camb. alté 355/359 355/419 98.89 84.73

Grès camb. myl 290/406 290/296 71.43 97.97

Total 100.00 100.00 100.00 100.00

Chapitre VIII


Cartographie des Linéaments

127


L’utilisation des images satellitaires pour la détection et l’analyse des linéaments présente lesavantages, de considérer simultanément une aire régionale avec les mêmes paramètres deprécision (Koike et al., 1998) et de fournir une information spectralement plus riche (Casas etal., 2000).

En appliquant des filtres de détection ou de reforcement des contours, nous obtenons unnombre considérable dimages filtrées qui constituent un excellent support pour l’extractionmanuelle ou automatique des discontinuités images, notemment ceux directionnels.

Certain de ces filtres (filtre lalpacien et gradient) présentent les inconvénients de dédoublerles lignes de contour (caloz et colet, 2001) et de favoriser les pixels isolés qui proviennentgénéralement du bruit, ainsi que les lignes fines et les extrémités (Coster and Chermant,1989).

Les filtres pass bas , laplacien, gradient 1, sobel se sont avérés moins fiables pour notretravail et n’ont été retenus que dans la validation de certains linéaments lors de l'extractionmanuelle et n'ont pas servi lors des extractions automatique et semi-automatique.

VIII.1. Extraction manuelle Vs automatique

L'extraction manuelle réalisée après une bonne connaissance du terrain, nous a permis deretenir que les tracés linéaires jugés structuraux (failles, plis, etc..) ainsi que ceux dont lanature géologique est évidente ou probable. Sur un terrain comme le notre, intensémentdéformé et trop couvert par des formations quaternaires, cette analyse s’est avérée lente etlaborieuse.

Lors du traçage manuel, le structuraliste photo-interprète trace les linéaments qu'il jugegéologiquement signifiant orienté par ses connaissances sur le terrain de sorte que sa cartelinéamentaire facilite son interprétation structurale (figure 107). L’extraction manuelle deslinéaments par photo-interprétation apparait plus efficace lors de l’analyse des structures et lacompréhension générale de l’image. Du fait de l’adaptation de l’œil humain à plusieurssituations et son association à un cerveau normal, les performances de la photo-interprétationsont supérieures à celles des extractions automatiques des structures ((Puech, 2000).

Toutefois, dès qu’il est question d’interprétation, il y a toujours une part de subjectivité quidépend des connaissances et de l’expérience de l’interprète. Cela signifie que les résultatspeuent être controversés (Mabee et al. 1994; Gomez and Kavzoglu, 2005). Alors que laplupart des chercheurs soient conscients de ce problème, rare sont les mesures visant à réduireau minimum la subjectivité (Mabee et al., 1994). Certains auteurs (Mabee et al. 1994; Sanderet al. 1997) suggèrent de la réduire par l'intégration des résultats de plusieurs photointerprètes(Ramli et al, 2010). Ces mêmes auteurs recommandent que plusieurs opérateurscartographient les mêmes endroits ou qu'un opérateur puisse également observer des imagessimilaires à deux reprises avec un minimum d'une semaine de pause entre les observations.Après, quand les résultats sont comparés, seuls les linéaments identifiés par plus d'unobservateur ou au moins deux fois par le même observateur seront retenu.

Ces tests de reproductibilité augmentent la crédibilité des résultats mais rendent cette méthoded'autant plus lente et elle risque de ne pas répondre au besoin pressant de cartographie face àla quantité croissante de données à traiter.


128

Figure 107. Carte de linéaments par photo-interprétation.

L’extraction automatique des discontinuités images est une approche qui présente l’avantage,à première vue, d’être pratique, rapide et objective. Elle permet également de produire unfichier vectoriel qui peut être superposé à d’autres images (classifications, compositionscolorées, etc…) ou intégrée par la suite dans un système d’information géographique (SIG).

Le plus utilisé des logiciels d'extraction automatique, dans les études géologiques, est lemodule LINE du logiciel Geomatica de PCI qui a une approche similaire à STA .Il a étéutilisée dans de nombreuses études d'exploration hydrogéologiques, environnementales,structurales et minérales (Hung et Batelaan 2003; Kocal et al 2004;. Hung et al., 2005;Mostafa et Bishta 2005; Sarp2005).

La qualité des résultats obtenus ne peut être évaluée que par comparaison avec uneinterprétation d’image réalisée précédemment (par structuraliste expérimenté) ou avec

a


129

l’appui d’un autre document géoscientifique. Notre analyse se limitera à une comparaisonavec les structures géologiques connues dans la région et la carte géologique d'El kseibat.

Le première remarque faite sur l’ensemble des images des discontinuités obtenues est ledédoublement de la majorité les traits extraits automatiquement, chose qui rend la carte trèschargée et risque de fausser toute analyse statistique.

L'extraction effectuée sur les images d’un même filtre directionnel appliqué sur les bandesETM 3 et ETM5 respectivement a donné des cartes linéamentaires différentes. Lamodification des paramètres de l'algorithme pour une même image modifie elle aussiconsidérablement les cartes obtenues tant sur le nombre des traits que sur leur longueur.

Dans les zones à faible contraste et en montagnes, cette méthode présente égalementl'inconvénient de soit ne rien relever ou de relever tout les segments correspondants à desombres qui produisent des traits courts et denses

Sur certaines de nos applications, le module a parmi d’identifier et de représenter des traitsassez droits et continu sur l’ensemble de l’image et non des segments. Or, les structuresnaturelles correspondant à des morphologies d’origines tectonique, lithologique et/oustructurale n’ont pas nécessairement la forme parfaitement régulière d’une droite sur unelongueur suffisante relativement à la longueur maximale possible. les linéaments géologiquespeuvent se dessiner sous la forme d’enchaînements de segments de directions assez proches,mais variant légèrement en fonction de l’interaction entre le relief, l’érosion, et la dispositiondes failles, des fractures, des couches de lithologies différentes. Ce sont donc les directionsdes alignements qui sont détectées et représentées mais aucune information n’apparaît sur leursegmentation spatiale.

Les directions présentées sur les cartes desdiscontinuités images mettent en évidencequelques grandes directions préférentielles. Ladirection NE-SO décrite dans les secteurs GaraRhoumbo et Moulaye Mohamed est égalementtrès marquée sur les images résultats estsemble dominer en nombre sur l’ensemble del’image. La direction NO-NE (ougartienne)reconnue des structures de premier ordre dansla région apparaît également mais moinsreprésentée tant sur les images des bandesbrutes (ETM +3 et ETM+ 5) que sur celles denéocanaux.

Un certain nombre des linéaments détectés nesont en accord avec aucun alignementmorphostructural ou morpholithologiqueconnus. A l’opposé, il existe des élémentssignificatifs du point de vue géologique que leModule ne détecte pas. C’est le cas desaccidents orientés NE-SO au niveau deMoulaye Mohamed ou de certaines faillesconjuguées affectant les formations duDévonien au niveau de Sebkha Fegaguira(Figure 109). Au niveau de Gara Rhoumbo, les alignements des fins de segments

Figure 108. Image des linéamentsautomatiques extraits de l'image du filtre

directionnel à 0° de l'ACP1


130

correspondant à de petites structures (NE-SO) transverses au linéament majeur NO-SE nepermettent pas de détecter ce dernier alors qu’il est évident à l’analyse visuelle des images(figure 109).

Figure 109. Accidents non détectés par extraction automatique.

L'analyse statistique des cartes linéamentaires (figures 110 et 111) obtenues révèle plusieursdifférences entre les résultats des deux méthodes. La rosace de directions issues de la carteextraite manuellement indique une nette dominance de la direction NO-SE en longueur desegments et une abondance en nombre des segments NE-SO. Tandis que celle extraiteautomatiquement indique une nette abondance en longueur et en nombre des segments NE-SO chose qui n’est pas conformes avec les directions structurales régionales.

GaraRhoumbo

Gara Rhoumbo

SebkhaFegaguira

Moulaye Mohamed


131

Figure 110. Rosaces directionnelle des cartes linéamentaires des cartes photointerprétation(à gauche) et automatique (à droite).

Figure 111. Extraction automatique et extraction manuelle

Conformément aux résultats de Sarp (2005) ayant comparé la précision obtenue par extractionmanuelle et automatique des linéaments, nous constatons que la fiabilité de l'extractionautomatique dans l'identification des failles est beaucoup plus faible que l'interprétationmanuelle. Les images des discontinuités image issues de l’extraction automatique contiennenttous les éléments nets ou à bord net sur l’image (Soille, 1997) sans en distinguer la nature nil’importance par rapport à la thématique (routes, pivots, etc...).

Ces constatations soulignent l’importance qu’il faut accorder aux données de base surlesquelles nous appliquons le module LINE associée à une bonne compréhension du réglagedes paramètres qui peuvent être décisifs (Mostafa et Bishta 2005; Sarp 2005).

Nous considérons que cette méthode n’est pas aussi performante que le système visuelhumain, qui est très efficace à l'extrapolation les caractéristiques linéaires. Ainsi, pour l'œilhumain, un linéament qui varie en intensité le long de sa longueur peut être considéréecomme un seul long linéament, alors que pour une méthode numérique, le même linéamentpeut apparaître comme plusieurs traits courts comme c’est le cas pour les contacts anormauxau niveau de Gara Rhoumbo. A l’inverse, elle peut grouper en un seul trait certains segments


132

de petite taille proches les uns des autres et sans relation directe entre eux d’un point de vuestructural.

Ainsi, nous estimons qu’une méthode numérique pour l'extraction des linéaments doit êtrerobuste et permettre de détecter des changements progressifs ou soudains dans un gradient lelong du linéament, et aussi pour des changements mineurs dans la direction.Toutefois, il faut préciser que pour certains contextes (dépourvus de couvert végétal, de routeset de structures anthropologiques) et en procédant à des traitements de rehaussementpermettant d’accentuer les directions tectoniques, certains résultats de l’extractionautomatique peuvent répondre à un besoin urgent d’une carte de linéaments géologiques.

La carte des linéaments présentée sur la figure 112 est obtenue par superposition des meilleursrésultats retenus des extractions automatiques de différentes images de filtres directionnels.

Figure 112. Carte des linéaments géologiques extraits automatiquement

L'extraction automatique nous a permis toutefois d’établir une carte de densité defracturation (figure 113). Cette dernière permet de remarquer clairement que les plus fortes dedensités des linéaments se concentrent au niveau des affleurements paléozoïques des secteursDjebel Hèche, Gara Rhoumbo et de Moulaye Mohamed.

b


133

Figure 113. Carte des densités de fracturation.

La prise en compte des avantages et surtout des inconvénients des deux méthodes précédentesà savoir la photointerprétation et l'extraction automatique nous a amené à proposer nenouvelle méthode que nous qualifions de semi-automatique.

VIII.2. Extraction semi-automatique :

La technique d'extraction semi-automatique proposée s'avère assez rapide et objective. Lechoix d’un enchainement cohérent et logique de traitements atténuant les différentescontraintes du terrain, constitue l’étape la plus délicate, par la détection des seuils les plusappropriés et l’application des masques adéquats (masque de la classe dune). La particularitéréside dans le faite d'avoir additionnées les images filtrées et seuillées pour obtenir leslinéaments existant dans l’ensemble des directions décrites. De plus, les fourmillantssegments correspondant aux crêtes et aux contours des dunes ont été éliminés par lasoustraction du masque de la formation dunaire.La validation du résultat final présenté sur la carte des linéaments (Figure 114) est effectuéevisuellement par confrontation aux différents documents géoscientifiques disponibles (cartegéologique et données géophysiques) et sur terrain. Le résultat est assez satisfaisant car lacarte obtenue ressort tous les accidents reconnus par les études antérieurs aussi bien desurface que de subsurface:

- Les linéaments orientés NO-SE (direction ougartienne) et NE-SO correspondent bien àdes directions tectoniques reconnues sur la région.


134

- Les deux grands linéaments observés sur la partie méridionale de l’image, également validéspar données géophysiques, correspondent aux accidents d’El Kseibat, et de Adrar décritsdans les travaux de Wilczynski et al. (1987).

- Les linéaments correspondant à des lits d’oueds ont bien été identifiés grâce à leurmorphologie typique.

Certains linéaments non mentionnés sur les travaux antérieurs ont été vérifié sur terrains(Figure10) :

Figure 114. Carte des linéaments géologiques de la région d’El Kseibat (a, b, c, d, e voirfigure 115)

- Les linéaments observés au Djebel Hèche correspondent à des zones de mylonitisationassociées à de nombreuses minéralisations (Figure 115 a et b), d’autres à un fauchage ou


135

redressement des couches plissées (c, d) ou à certains bancs compétents (calcaires àorthoceres du silurien).

- Les linéaments curvilignes observés dans la partie centrale de la région (Figure114)correspondent à des paléo-chenaux plio-quaternaires dont les talus sont jalonnés de grandsblocs de grès cambriens (Figure115 e).- Des linéaments géomorphologiques (Figure 115 f) ont également été retenus etcorrespondent à des buts témoins mio-pliocènes mais ne seront pas pris en compte pourl’interprétation structurale prévue ultérieurement.L’image des discontinuités-image ressort également de nombreuses structures circulaires etdemi circulaires dont certaines (à l’Est de Djebel Hèche et Gara Rhoumbo) ont étépréalablement identifiée par des données géophysiques (Wilczynski et al., 1987) comme étantdes corps magmatiques non affleurant (à environ 100m de profondeur). D'autres structurescirculaires, induites par la morphologie des sables, ressortant sur la partie occidentale del’image n’ont pas été identifiée en raison de l’inaccessibilité de cette partie du terrain.

Pour les linéaments de grande ampleur (à caractère régional) nous avons recours aux donnéesgéophysiques (gravimétriques) pour les valider.

De toute manière, les résultats sont satisfaisants comparés à d’autres auteurs qui considèrentque l’extraction semi-automatique ne leur a pas fourni les résultats prévus (Kouamé et al,1999) en raison de la difficulté à sélectionner les paramètres qui caractérisent lesdiscontinuités image.


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Figure 115. Photos des différents linéaments vérifiés sur terrain


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Chapitre IX

Validation et synthèse des résultats

9èmeChapitre Validation et synthèse des résultats

137

Validation et synthèse des résultats

IX.1. Interprétation qualitative des cartes gravimétriques

IX.1.1. Carte de l'anomalie de BouguerLa carte des anomalies de Bouguer (Figure 116) ressort la présence de grandes anomaliesgravimétriques. En s'appuyant sur les connaissances géologiques de la région, il est possiblede faire une interprétation qualitative des anomalies.

Une grande d’anomalie gravimétrique positive orienté Nord Est Sud ouest qui occupe lapartie centrale et occidentale de la région et qui tend à devenir subméridienne sur la bordureoccidentale du secteur. Cette anomalie en forme de dôme allongé serait associée à des rochesdenses en relation probablement avec un socle assez dense et peu profond.

Un ensemble d’anomalies positives situées dans la partie centrale de la région. Ces anomaliessont de orientées nord ouest sud est à nord sud sont observées sur les secteurs Gara Rhoumboet Djebel Hèche respectivement.

Un alignement en échelon d’anomalies négatives formant une grande anomalie allongée semanifeste dans la partie Est d’El Kseibat. De direction nord sud à nord uest sud Est ves le sud,ces anomalies correspondent aux probablement aux épaisses séries sédimentaires de la cuvettede Sba a dont le socle est très profond.

Une anomalie négative de moindre ampleure orientée Nord-Sud est situé au nord ouest de larégion (à Fom El kheneg). Cette anomalie relativement circulaire et circonscrite est liéeprobablement à une importante intrusion magmatique de roches acides. La formation desdunes et leur mobilité ont conduit au comblement progressif du relief formé antérieurement

Figure 116. Carte des anomalies de Bouguer interprétée


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IX.1. 2. La carte de l'anomalie résiduelleLa carte des anomalies résiduelles (Figure 116), obtenue par la soustraction d’une régionale(Fig.) assimilée à un plan, montre des valeurs comprises entre –19 et 13.40 m Gal. Une vued'ensemble de cette carte fait ressortir les principaux secteurs gravimétriques décritsprécédemment et qui reflètent la structure profonde de la zone d'étude. On distingue ainsi deszones à anomalies positives et des zones à anomalies négatives dont l’orientation permetd’identifier les directions structurales majeures de la région : la direction NE-SO,prédominante, est marquée par l’imposante anomalie positive, recoupée par la direction NO-SE et par endroit N-S. Les différentes anomalies gravimétriques mises en évidence sontséparées par des zones à forts gradients, ce qui indique la présence de discontinuités dedensité matérialisant généralement des accidents tectoniques. Un fois encore, il faut noter queles hauts gravimétriques sont associés aux soulèvements du socle ou à ses hétérogénéités,alors que les bas gravimétriques sont la signature des bassins sédimentaires, des granites dansle socle dans les formations sédimentaires. Tel est le cas de la petite anomalie négative àFoum El Kheneg qui correspondrait probablement à un corps magmatique identifié paranomalie radiométrique lors de l’analyse des images ratios et des ACPs.

Figure 117. Carte des anomalies résiduelles.

IX.1.3. Les Cartes des dérivéesSur la carte de la dérivée X (Figure 118) de nombreuses anomalies positives (P1 àP17) sontobservées. Sur la bordure sud ouest de la région d’importantes anomalies positives sontgroupées (P1, P2 et P3) et orientées Nord Est Sud ouest et recoupées par une anomalie nordouest sud Est limitée par de forts gradients. Correspondent aux failles de Adrar et El Kseibat.

A Gara Rhoumb, on observe deux grandes anomalies positives parallèles (P6 et P7) séparéespar un alignement de petites anomalies positives circonscrites de forme circulaire ; le toutorienté Nord ouest Sud Est.

Plus au nord, ces anomalies sont recoupées par d’autres anomalies positives (P8 ;P9 et P10)orientées NS à NNE-SSO. Au Nord Est de la région, au niveau de Moulaye Mohamed,


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Taourirt et Hassi e Nous, trois anomalies (P11, P12 et P13) de moindre dimension sontobservées.

Ces anomalies positives sont séparées par d’autre qui sont négatives (N1 à N5). Les plusremarquables sont de forme arrondie ou elliptique observées au niveau de Foum el Kheneg,Gara Rhoumbo, et les flancs Est et ouest du Djebel Hèche. Il faut rappeler que toutes cesanomalies ont été décelée et identifiées comme anomalies circulaires radiométriques.

La carte de la dérivée Y(Figure 118 ) a été réalisée pour mettre en évidence les directions E-Oet NE- SO . Elle ressort bien des anomalies orientées Est Ouest sur l’extrémité septentrionalede la région. Cette carte met en évidences de nombreux gradients de même direction à ceniveau là. Les mêmes anomalies décrite ci-dessus sont observées mais cette fois ci l’aspectlosangique issus de l’intersection d’anomalies nord ouest sud Est avec celles nord est Sudouest est bien mis en évidence.

(X) (Y)

Figure 118. Les Cartes des dérivées de l’anomalie Bouguer par rapport à X et Y.

IX.1.4. Les cartes du gradient horizontal et de la déconvolution d'EuleurLa carte du gradient horizontal a permis de mettre en relation l’ensemble des anomaliesdécrites dans la région. Les principales directions qui morcelle les régions sont orthogonalesl'une sur l'autre. La plus marquée est la NO-SE, direction ougartienne marquée par deuxanomalies positives étroites séparées par une anomalie négative qui tend à se verticaliser versle nord. La seconde direction NE-SO domine le coté Est.

La déconvolution d'Euler permet de tracer les linéaments tectoniques de manière plus précise.Toutes les directions décrites précédemment sont bien représentées avec une dominance cettefois de la direction Nord Est Sud ouest.


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Vers le sud les solutions marquent la présence d'une série de linéaments en échelonorientés NO-SE et semblent bien correspondre aux accidents de Adrar et d'El Kseibat.

(A) (B)

Figure 119. (A) carte du gradient horizontal, (B) Caret de convolution de Euler(si=0.5,w=7x7,z=1)

IX.2. Validation des linéaments et anomalies téléanalytiques

Au début de notre étude, les nombreux traitements et compositions colorées effectués surl’image dont nous disposons laissait remarquer, à chaque fois, que la région d’étude étaitpartagée diagonalement en deux parties. Biens qu’en surface les affleurements soient demême nature lithologiques, ils apparaissent avec des teintes et des couleurs différentes d’unepartie à l’autre.

Cette importante remarque a suscité notre curiosité et nous nous sommes posé la question surla cause de cette anomalie régionale, seraient elle une simple coïncidence ou défaut dansl’image ou aurait elle réellement une signification géologique et seraient en relation avec soncontexte géodynamique.

C’est l’analyse des données gravimétriques (carte des anomalies régionales et résiduelles) quia permi de confirmer que cette anomalie radiométrique correspond bien une zone de gradiententre une forte anomalie gravimétrique positive du coté ouest de la région et une autrenégative occupant le coté Est. Ceci confirme que la région se situe bien sur le contact de deuxentités structurales différentes : la bordure occidentale de la plate-forme épi-panafricaine àl’Est et un fragment peut étendu de la bordure orientale du craton Ouest-Africain au SudOuest de la feuille.

Cette observation nous permet de confirmer que, dans certains contextes (absence de toutcouvert végétal ou structure anthropologique) la télédétection permet de percevoir despropriétés du sous sol ; qui sont loin d’être aperçu sur terrain, grâce au recule pris poureffectuer l’imagerie satellitaire (Scanvic, 1989).


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L’analyse qualitative des différentes cartes gravimétriques nous a bien permis la validation derésultats de l’extraction semi-automatique obtenus par télédétection.

La carte linéament semi automatique superposée aux cartes gravimétriques (figure…D) meten évidence la correspondance des linéaments téléanalytiques avec les anomaliesgravimétriques.

Figure 120. Superposition des linéaments téléaanalytiques aux cartes d'anomaliesgravimétriques résiduelle, dérivé X et Y respectivement

Bien que la carte des discontinuités images ai fait l’objet d’une sélection rigoureuse et que leslinéaments soit réduit à de courts segments, par crainte qu elles ne soient la représentation dephénomènes aléatoires, l’examen de la carte permet de révéler de nombreuses coïncidencesavec des discontinuités géophysiques. De nombreuses discontinuités images présentent unremarquable parallélisme avec certains éléments géophysiques.


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IX.3. Cartographie lithostructurale

La réalisation du SIG nous a permis à partir d’une conception, structuration et intégration dedivers données (indices minéralisés, classification et failles et linéaments téléanalytiques)d’établir plusieurs cartes à savoir la carte lithostructurale et les cartes thématiques desminéralisations.La superposition des différentes couches a été utile également lors de la superposition desrésultats des différentes analyses en vue de leur validation et vérification avec les donnéesdont nous disposions.Après validation, les deux résultats retenus des analyses lithologique et structurale ont étéintégrées à la base de données créée sous ArcGis.La carte des linéaments réalisée par la méthode semi-automatique proposée à été superposée àcette carte lithologique, issue de la classification SVM à 14 classes, pour obtenir une cartelithostructurale de la région d'EL Kseibat.

Le traitement des couches vectorielles des classes lithologiques a permis une meilleure miseen forme cartographique. Les couleurs des classes ont été modifiées pour bien correspondre àcelle de la carte géologique établie par wilczynski (1987). On constate une netteressemblance dans la répartition de différentes lithologies et des linéaments entre les deuxcartes avec toutefois certaines différences locales qui concernent les affleurements cambro-ordoviciens. D’après les travaux de wilczynski ces formations ne sont présentes que dans lescœurs anticlinaux au niveau de Djebel Hèche et Gara Rhoumbo. Mais notre classification‘’géologique‘’ à partir des données de télédétection, fondée presque essentiellement surl’information spectrale, indique leur présence dans d’autres endroits (Moulaye Mohamed etau sud ouest d’El kseibat). Ceci dit que dans des conditions aussi favorables que les nôtres(climat aride et absence de couvert végétal), la réponse spectrale d’une formation donnéeconstitue bien sa signature spectrale. Et du moment qu’un groupe de pixel soit affecté à uneclasse donnée, il a forcément la même signature spectrale de la classe assignée. En se basantsur ce principe nous jugeons que sur les quelques endroits où ces formations apparait elle yexiste vraiment.

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Figure 121. Carte lithostructurale téléanalytique

de la région d'El Kseibat

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IX.4. Implications minière : L’analyse thématique

Le secteur d'El Kseibat bien que reconnu pour ses ressources minières, n'a fait l'objet que dequelques études datant de 1986.La présente étude s'inscrit dans le cadre de la création d'une base de données sur la région parl'intégration des résultats cartographiques téléanalytiques ainsi que les données recueillis surles indices et minéralisations disponibles (Wilczynski et al, 1986) dans un SIG. L’analysethématique est une fonctionnalité assez puissante de SIG, elle consiste à analyser des donnéesattributaires, associées à une couche, sur l’information géométrique et donner du sens à unereprésentation graphique. Le SIG nous permet ainsi de réaliser différentes cartes thématiquesexplicites qui nous renseignent et nous aident à prendre des décisions pour les recherchesfutures dans l’exploitation minière. Les informations apparaissant sur une carte thématique defaçon plus généralisée rendent les relations spatiales entre les couches d’informations plusaisément détectables.

Les minéralisations sont représentées essentiellement par plusieurs métaux dans lessédiments du Paléozoïque, Mésozoïque et du Cénozoïque à savoir le titane, le manganèse, levanadium, le molybdène, le zinc, l'etain, l'argent, le strontium..etc. On rencontre les indicessuivants: Djebel-Héch-Ouest, Djebel-Hèche, Djebel-Hèche Nord, Foum el Kheneg, GaraRhoumbo, Hassi-Fgaguira, Sebkha Fgagouira, Garra Bzizila, Taourirt, Moulay Mohamed,Hassi E Nous, Tsabit, Hassi-Decheira, Oued elT seibet et Draà el Harada.

Cette analyse est effectué à titre indicatif seulement, pour montrer l’apport de la synergie desdonnées multisources dans la prospection minière et ce malgré l'insuffisance de donnéesnumériques géoréférenciées.

IX.4.1. Structures tectoniques et indices de minéralisations:La superposition de la couche « indices de minéralisations » et la table « linéamentstéléanalytiques » a démontré que les la majorité des indices minéralisés de la région d’elKseibat sont situés dans ou à proximité des failles. Au niveau de Djebel Hèche au niveau duflanc sud ouest de l'anticlinal, nous avons noté des indices minéralisés sont polymétalliques(Zn, Mn, Cu, pb) situés sur une zone de mylonitisation parmi les grès du Cambrien.

La relation des minéralisations avec les zones tectoniques peut être utilisée comme principaleobjectif d’exploration dans la région.

145

Figure 122. Structures tectoniques et indices de minéralisations de la région d’el Kseibat

IX.4.2. Lithologie et minéralisationNous avons établi les cartes thématiques montrant la distribution des certains métaux (Zn,

Cu, Ag, Mn et Pb) par rapport aux différentes lithologies affleurant dans la région. Toutes les

concentrations de métaux utilisées sont reprises à partir des analyses géochimiques

(Wilzyneski et al,.1987).

IX.4.2.a. Carte thématique de (Zn) (Figure 123)Les teneurs moyennes en Zinc, sur les secteurs prospectés, sont de l'ordre du Clarke (1.16 +

1.66). Seuls les sédiments du Silurien démontrent des valeurs inferieures à On a noté une

valeur élevée (plus de 2000 ppm) dans la partie de Djebel Hèche Ouest. Les teneurs

moyennes dont les valeurs de l'ordre de 700 et 1500 ppm sont observées dans les régions de

Djebel-Hèche, Moulay Mohammed et Hassi Fegaguira. Quant aux teneurs les plus basses

(300 à 500 ppm) sont observées dans les régions de Gara-Rhoumbo et Djebel Hèche Nord.

146

IX.4.2.b. Carte thématique du (Cu) (Figure 124)Les teneurs en cuivre les plus élevées sont relevées dans les formations paléozoïquesnotamment dans les grèscambriens, sa concentrationest plus faible dans lessédiments du Silurien et duDévonien moyen.Les teneurs les plus faiblesde Cuivre sont localisées àMoulay Mohammed (200ppm) à et à Foum El Kheneg(200 à 600ppm). Deuxteneurs ponctuelles trèsélevées en (Cu) atteignantjusqu’à 700 ppm sontrelevées à Gara Rhoumbo etDjebel Hèche Ouest.

Figure 124. Carte thématique représentant ladistribution de Cu dans la région d’el Kseibat

Figure 123. Carte thématique représentant ladistribution de Zn dans la région d’el Kseibat

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IX.4.2.c. Carte thématique de l'Argent (AG) (Figure 125)Les teneurs en Argent,généralement faibles ( 1 et 8ppm), sont toutes concentréesdans la partie Nord de larégion d'El kseibat.Conformément aux résultatsdes analyses chimiques c'estdans les sédiments del'Ordovicien et Villafranchienque sont notées les faiblesteneurs où les coefficient deconcentration (cc) sont de 0.4et 0.5 respectivement. Lesteneurs les plus basses (1 - 3ppm) sont relevées à ErgMoulay Mohammed. Quantaux teneurs maximales d’Agqui atteignant 8ppm se trouvent àDjebel Hèche et Hassi Fegaguiraet sont concentrées dans lessédiments gréseux du Cambrien et des formations ordoviciennes.

IX.4.2.d. Carte thématique de Manganèse (Mn) (Figure 126)On note des teneurs très élevées en Manganèse (Mn) dans la région, elles varient entre 5000 et9000 ppm. Les teneurs maximales sont à Erg de Moulay Mohammed quant aux teneurs lesplus basses (5000 ppm) sontobservées au Djebel Hècheouest. Dans les formationssédimentaires que l'onrencontre sur le périmètre dela feuille d'El-Kseibat, lecoefficient de concentrationdu Mn est égal à 1 àl'exception des sédiments duDévonien moyen dont lecoefficient calculé est de1,75. Les teneurs maximalesen Mn ont été notées dansles dépôts du Cambrien et dudévonien et semblent êtreassociées aux systèmes defissures et fracturestectoniques.

Figure 125. Carte thématique représentant ladistribution d’Ag dans la région d’el Kseibat

Figure 126. Carte thématique représentant ladistribution de Mn dans la région d’El Kseibat

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IX.4.2.e. Carte thématique de (Pb) (Figure 127)

Les valeurs de Pb dans larégion d'El-Kseibat sont trèsvariables allant de 50 ppm à1000 ppm, toutes sontconcentrées dans la partieNord de notre région d'étude.On remarque que les teneursmaximales de 1000 ppm setrouvent à Sebkha-Fegaguiraet Hassi-Fegaguira au niveaudes affleurements du dévonieninferieur. Les teneurs les plusfaibles qui varient entre 47ppm et 400 ppm sont observésdans la région de Taourirt.

Au terme de cette étude nouspouvons dire que l’analyse del´imagerie satellitaire issue descapteurs optiques, par lafinesse de sa résolution spatialeet spectrale peu donner unnouvel essor au développementde la cartographielithostructurale et à la gestiondes ressources terrestres.

Figure 127. Carte thématique représentant ladistribution de Pb dans la région d’el Kseibat

Chapitre X

Synthèse lithostructurale

10èmeChapitre Synthèse lithostructural

151

Synthèse lithostructurale

L’analyse des données de télédétection a permis de mettre en évidence de nouveaux élémentsstructuraux de la région. Les résultats téléanalytiques peuvent contribuer considérablement àla reconstitution lithostructurale.

X.1. Le socle

L’anomalie radiométrique, validée par gravimétrie, qui partage en deux le secteur d’elKseibat nous permet de supposer qu‘il s’agit en fait de la zone de contact entre deux unitésdans le socle structuralement distinctes.

L’étude bibliographique sur la géologie régionale (Donzeau, 1972, Drid, 1990, Ait Kaci,1990, Chikhaoui, 1981 , Takhrist, 1990) ainsi qu’un rapport d’étude systématique (inédit)portant sur la feuille d'Adrar (immédiatement au sud de celle d'el Kseibat) distinguent bienentre deux unités structurales dans le socle : le craton Ouest –Africain au sud ouest et lazone mobile panafricaine à l’est.

X.1.1. Craton Ouest –Africaine:Les travaux géophysiques exécutés sur les feuilles d'Adrar et d’El Kseibat ont démontré quela faille d'Adrar et la faille d’el Kseibat (détectées par imagerie au sud de la région) prennentnaissance à une grande profondeur dans le socle cristallin qui, au Sud –Ouest de la faille deAdrar s'élevé vers le massif des Eglab, (s'élevant simultanément vers le Nord-Ouest). Lasusceptibilité magnétique du socle y est nettement moindre que sur les terrains du Nord-est.

Se basant sur les résultats de notre étude (analyse linéamentaire et gravimétrie), on présumeque, dans les limites ouest de la feuille d'El Kseibat, la formation protérozoïque reposerelativement prés de la surface du terrain, dans les régions des soulèvements structuraux(anticlinal de Gara Rhoumbo) et à l'ouest des failles Adrar et El Kseibat au sud ouest de lafeuille.

Ces derniers linéaments semblent correspondre aux zones tectoniques d'Adrar et du djebelHeirane (Figure 128). Le horst du Djebel Heirane représenterait un fragment de la bordure laplus orientale du craton ouest-africain, le long de laquelle sont juxtaposées les formationsorogéniques du Néoprotérozoïque terminal conservées à un niveau crustal très superficiel(Caby et al., 2010). Après le stade de subduction intra-océanique, c’est-à dire entre environ700 et 635 Ma, l’orogénèse panafricaine dans ces régions nord sahariennes consiste en unsimple accolement des deux lithosphères différentes, en l’absence d’épaississement crustalnotable. Ce contexte géodynamique est très probablement décrochant et analogue à celui del’Anti-Atlas (Pouclet et al., 2007), où le métamorphisme panafricain est aussi de très basdegré (Caby et al.,2010).


152

Figure 128. Contexte géologique régional

Dans cette partie l'épaisseur des sédiments cambriens est probablement peu importante; il estmême possible que les sédiments du protérozoïque reposent directement sous la couverturequaternaire. C'est à la limite de notre secteur d'étude que se constitue vraisemblablement lapartie marginale du craton ouest-Africain.

X.1.2. Zone mobile panafricaineVu le manque d'affleurements sur la plate-forme épipanafricaine, le substratum est atteintdans la cuvette de Sbaa, uniquement dans un sondage: LT-1 bis (Drid, 1989). Il s'agitd'éléments détritiques composés essentiellement, d'arkoses de couleur brune (pourpre), plusrarement gris verdâtre, très indurées, compactes avec des fissures verticales à subverticales,remplies de quartz et de carbonate. D’après Drid (1989), ce substratum rappelle la "sériepourprée qui représente la molasse (post-tectonique) de la chaine panafricaine (Caby et al.,2010), déposée dans des sillons profonds. Ceci nous suggère, par conséquent, pour la régiondu sillon de Sbâa, une situation similaire ou comparable.Pour ce qui est de substratum, atteint par le forage ODTH-1, situé beaucoup plus à l’Est, dansla zone méridionale de la voûte d'Allal (au Nord-Est du bassin de Timimoune), il s’agit d'uneroche volcanique de couleur verte, à texture microlitique, porphyrique dont les analyses

Djebel Heirane

Dj. Bentadjine

Sebkhat El Melah

Dj. Hèche

OUGARTA

3° 0°

30 Km

Couverture mésocénozoïque

sédiments Paléozoïques

Néoprotérozoïque

Socle paléoprotérozoïque


153

chimiques confirment qu’il s’agit d’une andésite de couleur verte qui rappelle les andésites dela série verte de la série de Tassendjanet-Ougda (Hoggar occidental) (Drid,1989).

X.2. La couverture de la plateforme:

La couverture est formée par des sédiments phanérozoïques. Dans la partie inférieure, ce sontsurtout des sédiments marins, du paléozoïque au Viséen ( ?), dans celle supérieure dessédiments continentaux du Mésozoïque et Cénozoïque.

La partie inférieure de la couverture de la plate-forme (paléozoïque) a subi un plissementaprès le Namurien inférieur, lors des mouvements orogéniques synvarisques. Les plis, engénéral à large courbure, se sont formés aussi bien sur les élévations que sur les dépressionsdu substratum (tectonique germanotypique). On distingue les unités principales suivantes:l'anticlinal de de Gara Rhoumbo (terminaison de Sebkha El Mellah), le synclinal de SebkhaFegaguira et l'anticlinal de Djebel Hèche (figure 130). Ces éléments orientés Nord ouest SudEst sont coincés entre les synclinaux de Sbaa (au Sud Est) et de voûte d’Azzene (Nord Est).La partie axiale des synclinaux est formée de sédiments paléozoïques, allant jusqu'auDévonien supérieur - Carbonifère inférieur (zone de passage) dans celui de Fegaguira etjusqu'au Viséen (peut-être même au Namurien dans le synclinal de Sbaa d’après les donnéesdes puits Sbaa-1, Sbaa-2). Aux cœurs des anticlinaux, on note des sédiments cambro-ordoviciens.

Le bassin de sbaà est un synclinal dont l'axe plongeant vers le Sud –Est et parallèle à lastructure du horst d'Adrar –djebel heirane qui le limite du Sud-Ouest. Au Nord Est cesynclinal est limité par l'anticlinal de sebkha El-Melah. Au coin Nord Est de la région, un petitfragment de la voûte d’Azzene, présente un axe plongeant vers le Sud Est. Entre cesdeuxsynclinaux de sbaà et de Timimoun, les anticlinaux de Sebkha-El-Mellahet de DjebelHèche, ainsi que du synclinal de Fegaguira qui les sépare semblent former un anticlinorium.L'axe de cet anticlinorium est parallèle au bord du COA .Sur les terrains considérés, cettedirection (NO-SE) est conservée par toutes les structures tectoniques de premier ordre.

Comme déjà mentionné, les plis de premier ordre sont des structures à large rayon decourbure (dont le rayon est de l'ordre de quelques dizaines de km), assez étroitement liées auxstructuraux du socle, rénovées lors des mouvements varisques.

Les plis de second ordre ne sont pas très nombreux, ils se concentrent sur le flanc Nord Est del'anticlinal de djebel Hèche et sont toutes associés ou déversés contre failles (décrochantes) dedirection NO-SE. Ces plis se caractérisent par des rayons de courbure peu importants (del'ordre de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres et des flancs assez raides .Ilssont souvent asymétriques et inclinés.

Les structures cassantes de premier ordre forment un système de failles orthogonales, NO-SEet SO-NE, liées à la zone marginale du Craton et de la plate-forme. Ces deux trends, reconnussur l’nsemble de la chaîne de l’Ougarta (Hamdidouche, 2009), structurent la région en blocslosangiques (Figure 129). Les rejets de ces failles atteignent quelques centaines de mètres (parsismique).

Les plus importantes sont les accidents Gara Rhoumbo, prolongement sud de la Sebkha ElMelah. Ces contacts, assimilés à des flexures (Donzeau, 1971) sont considérés par Hervouetet Duée (1996) comme des contacts anormaux à pendage relativement fort.


154

Les accidents orientés Nord Est-Sud Ouest sont plus nombreux et semblent avoir rejoué aucénozoïque car elles forment une sorte de barrière qui conditionne l'orientation des cordonsdunaires du Quaternaire.

Figure 129. Localisation du schéma structural local sur la carte des linéaments (réalisée parHmadidouche, 2009 modifiée)


154

b

Gara Rhoumbo

ab

Figure 130. (a) Shéma structural local, b) détail du secteur Moulaye Mohamed.


155

Les accidents de second ordre sont nombreux et se présentent dans de multiples directions

NNE-SSO, NNO-SSE, ENE-OEO à E-O.

Certaines sont associées aux zones de charnière des anticlinaux, une partie seulement estnettement visible sur le terrain (certaines repérées par imagerie bien qu'elles soientrecouvertes par des sédiments plus récents que paléozoïque). Des zones de bréchification, dequartzification et de minéralisation sont associées à ces failles (Djebel Hèche et GaraRhoumbo). Certaines de ces zones de cassures servent de voie pour les intrusionsmagmatiques, ou même sont provoquées par elles (Foum El Kheneg et Gara Rhoumbo). Ceszones ont bien été décelées à l'aide de la géophysique. D'autres de petite taille affectent lesformations siluro-dévoniennes.

Ces failles ont un caractère décrochant et sont associées aux plis orientés Nord Ouest Sud Est(Figure 130b).

-La couverture de la plate-forme d'âge mésozoïque-cénozoïque à notre niveau présentequelque de mouvements tectoniques. Les couches sont tabulaires et ne sont impliquées dansaucune phase de plissement.

X.3. Reconstitution géodynamique

A l’issue de cette analyse nous retiendrons, qu’au même titre que le territoire auquel elleappartient, l’évolution de la région d'El kseibat est polyphasée. L’image actuelle est unesuperposition de plusieurs phases de serrage essentiellement orientées NE-SO ; ceci est dumoins valable pour les phases de raccourcissement (serrage) de la fin de l’Ordovicien et de lafin du Dévonien.

Suite à la collision entre le craton ouest africain et le domaine panafricain situé au Nord, laplaque africaine a subi une compartimentation par des accidents qui vont guider l’évolutionde la plate forme saharienne en particulier durant les temps paléozoïques et mésozoïques(Fabre et Kazi Tani 1987).

Ces accidents présentent une géométrie qui est fonction de la position des plaques en présencepar rapport à la zone de collision. Ils sont subméridiens au Sahara central, et ouest et NE-SOdans l’Anti Atlas. Dans l’Ougarta ces accidents sont orientés NO-SE et recoupés par desconjugués NE-SO engendrant la compartimentation du domaine panafricain d’Ougarta enpanneaux losangiques (Figure 129) qui vont guider l’évolution tectonique de la région. Ceux-ci influencent moins la sédimentation au cours du Paléozoïque car aucune grande variationdes épaisseurs des séries paléozoïques n’a été enregistrée (Hamdidouche, 2009).

Durant la période cambrienne nous enregistrons quelques mouvements tectoniques locaux aumilieu du Cambrien supérieur. Ils se manifestent par des brèches intra-formationnelles et deszones de mylonitisation (cœur de Djebel Hèche) (figure 131)


156

.

Figure 131. Zones de bréchification et mylonitisation dans les grès du cambrien

La fin du Cambrien se caractérise par un léger basculement vers le Nord ou le Nord Ouest desparties méridionales du bassin dont les structures sont observées sur la route de qui relieKezaz à Adrar au lieu dit « la côte 15 » (Hamdidouche, 2009). Ceci se manifeste par desslumps et des glissements vers le Nord ou le Nord-Ouest.

Il est à noter également la réduction importante de l’épaisseur de la première formationordovicienne dans ces régions. Le sommet de cette dernière s’amenuise jusqu’à disparaître àla latitude de Sebkha el Mellah. Cela pourrait s’expliquer par des mouvements verticauxlocaux. Au niveau du flanc sud du djebel Hèche des petites failles synsédimentairess'observent localement dans les grès fins ordoviciens (Figure 132).

Figure 132. Faille inverse synsédimentaires dans les grès fins ordoviciens

O E


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La période siluro-dévonienne est relativement calme dans son ensemble. Il faut noter toutefoisqu’à son début, cette période est marquée dans le Sahara central par quelques indicesd’instabilité (le magmatisme) signalés à cette époque (Hamdidouche, 2009).

Les indices de mobilité sont recensés au début du Famennien avec l’installation des calcairesgriottes. Dans la partie supérieure du Famennien les indices deviennent fréquents etimportants. Des failles syn-sédimentaires, des cones in cones, des plissements…. témoignentd’une activité tectonique intense (Figure 133).. Ces déformations syn-sédimentaire qui affecteuniquement certains bancs et à des niveaux déterminés semblent être locales par oppositionaux mouvements tectoniques qui s'instalent dès la fin du dévonien.

Figure 133. Fractures, cone in cones et miroir de faille dans les formations dévoniennes.

Ces périodes d’instabilité ont caractérisé la plate-forme saharienne et ont atteint leurparoxysme à la fin du Paléozoïque, avec des déformations compressives ayant engendré laformation de plis dans la couverture sédimentaire qui se concentrent principalement sur lasuture panafricaine qui est réactivée (Boudjema, 1987 ; Boote et al., 1998 ; Guiraud etBosworth, 1999 ; Haddoum et al., 2001; Guiraud et al., 2005, Chabou, 2008; Lepretre, 2015),notamment dans l’Ougarta et dans les bassins de l’Ahnet et de Béchar (Donzeau, 1981 ;Haddoum et al., 2001; Chabou, 2008). Selon Hoepffner et al., (2006) les évènements sedéroulent dans un contexte géodynamique de type transtension-transpression.

Ces phases d’instabilité ont été attribuées à l’événement hercynien qui affecte à cette époquele nord de l’Afrique, l’Europe et la bordure occidentale du craton ouest-africain (la chaîne desMauritanides) (Michard et al., 2010). Sur la plate-forme saharienne (Figure 134), la phasehercynienne majeure est tardive, probablement permienne (Fabre, 1976 ; Donzeau et al., 1981; Haddoum et al., 2001) postérieure aux phases majeures de l’orogenèse hercynienne duMaghreb qui se sont déroulées entre le Carbonifère inférieur et le milieu du Carbonifèresupérieur (Donzeau et al., 1981, Chabou, 2008).

La plupart des auteurs considèrent qu'à la même époque le Bouclier Reguibat a acquis sastructure «anticlinale» bordée par les deux « synclinaux » que sont les bassins de Taoudeni etTindouf (Bertrand-Sarfati et al., 1991 ; Haddoum et al., 2001 ; Guiraud et al., 2005, Lepêrtre,2015). Cependant, l’important hiatus temporel qui existe entre le Carbonifère supérieur et lesformations mésozoïques sus-jacentes laisse la place à d’autres interprétations possibles.D'autres (Fabre, 1971 ; Fabre, 1976 ; Donzeau et al., 1981, Frizon de Lamotte et al., 2013)suggèrent que des mouvements verticaux de grande amplitude se sont produits et soient


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responsables de l’individualisation des bassins de Tindouf, de Reggane et de Taoudenni(Chabou, 2008).

Figure 134. Déformation intraplaque de la plateforme saharienne pendant les événementsvarisques, pour le Carbonifère, et le Permien.

1. Faille majeure ; 2. Faille décrochante majeure ; 3. Zone de rift ; 4. Zone de chevauchements majeure d’âge carbonifèresupérieur ; 5. Zone de chevauchements majeure d’âge permien inférieur ; 6. Chaînes plissées d’avant-pays Carbonifèresupérieur et Permien inférieur ; 7. Soulèvement d’« arches » ou bombements de socle ; 8. Direction de raccourcissementcarbonifère supérieur ; 9. Direction de raccourcissement permien inférieur ; AS :Adrar Soutouf ; G : Gaharian Arch ;HM : Hassi Messaoud ; IB : Illizi Basin ; MM : Moroccan Meseta (Haddoum et al. (2001).

Après l’orogénèse hercynienne, les formations paléozoïques sont soumises à l’érosion et larégion se retrouve pénéplanée jusqu’au dépôt des premières formations mésozoïques«Continental Intercalaire ».Sous les formations mésozoïques, cette surface d’érosion polygénique « discordancehercynienne» est reconnue à l’échelle du Sahara (Figure 135). Cette dénomination recouvreinitialement la pénéplénation postorogénèse varisque mais englobe également un événementtectonique du Dévonien supérieur (Frizon de Lamotte et al., 2013, Leprêtre, 2015).Pour imager cette discordance sous la plateforme saharienne et déterminer les géométries desformations sédimentaires mésozoïques à son contact, P. Galmiche a réalisé trois coupes Nord-Sud lors d’un stage de M2 réalisé en partenariat avec TOTAL au sein de l’équipe GEOPS del’Université Paris-Sud (Leprêtre, 2015).


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Figure 135. Profondeur de la discordance hercynienne sur la plateforme saharienne (Craiget al., 2010, Leprêtre, 2015). La ligne rouge indique la limite des séries triasique et jurassique. Le COAest dénué de ces sédiments et ne préserve que les séries détritiques du Jurassique supérieur(?)/Crétacéinférieur, dans le bassin de Tindouf, le TLDB et le long de la sutur panafricaine. La position des coupes de lafigure 135 est indiquée.

Ces coupes, présentées dans la figure 136, montrent que les formations sédimentairesmésozoïques se terminent par une géométrie pincée, en biseau avec le « ContinentalIntercalaire » et ne sont pas tronquées par l’érosion. Elles, sont elles-mêmes discordantes surles formations paléozoïques, sans se prolonger plus au Sud. Cette géométrie indique donc unephase de soulèvement d’au moins 1 km d’amplitude (en prenant comme exemple la coupe à1°O de longitude, limite occidentale de notre secteur d’étude) permettant d’obtenir cettestructure avec discordance angulaire.

Au sommet, le « Continental Intercalaire » remplit des dépressions et se trouve en situationdiscordante sur les dépôts triasico-jurassiques vers le Nord Est. Pendant le Trias et leJurassique, la sédimentation est considérée au Sahara comme étant majoritairement contrôléepar l’eustatisme sur une large plateforme aplanie (Fabre, 2005; Guiraud et al., 2005, Lepretre,2015). Ainsi, la géométrie en biseau du Trias et du Lias (qui est la portion du Jurassique bienmise en évidence) résulte probablement des seuls effets eustatiques sur la pénéplainehercynienne. Ces formations peuvent avoir été érodées en partie lors du dépôt du «Continental Intercalaire » mais la conservation en profondeur de ces géométries biseautéesn’atteste pas d’une extension beaucoup plus large qui aurait pu ennoyer le COA, dans sapartie Nord-est ni sur le reste du craton (Lepretre, 2015).


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Figure 136. Coupes Nord-Sud dans la plateforme saharienne (localisées sur la fig. 134).Tous les traits de couleur indiquent le somment de la formation. HU : Discordance

Hercynienne. Les cercles rouges soulignent les arches de socl (Leprêtre 2015).

Conclusion générale

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Conclusion généraleLa présente étude porte sur cartographie lithologique et structurale de la région d'El Kseibat(sud ouest algérien), en utilisant une méthode de cartographie qui devient actuellement lemoteur d’une action pluridisciplinaire et interdisciplinaire "la télédétection".

La contribution de l’analyse et l’exploitation de l’imagerie satellitaire dans la caractérisationdes principales unités lithologiques structurales a été prouvée et évaluée à travers de multiplestravaux. Cette approche apportant une contribution considérable est plus compétitive enmatière de qualité et de bénéficié de temps comparée aux anciennes méthodes de cartographiegéologique.

A travers cette étude il est question d'évaluer l'efficacité des nouvelles techniques et méthodesde traitement d'image à la caractérisation et l'extraction de l'information géologique.

En plus des données de télédétection qui constituent le principal support de cette étude, uneimportante recherche bibliographique a été effectuée pour à priori bien saisir le contextegéologique local et régional de la région et à posteriori la validation de certains résultatsl’identification des lithologies et l’analyse des éléments structuraux.

Multiples traitements ont été effectués pour l'optimisation de l’image Landsat7 ETM+ dontnous disposons.

Pour le travail de cartographie lithostructurale, la méthodologie adoptée s'effectue selondeux approches distinctes qui remette en question l'éternelle conflit entre l'extractionmanuelle et celle automatique.

L'extraction manuelle fondée sur l’interprétation visuelle d’images corrigéesgéométriquement, rehaussées (l’analyse en composante principale ACP, la compositioncolorée) à participé considérablement à la discrimination des entités lithologiques affleurantdans la région.

Pour la cartographie linéamentaire, les photo-interprétations des résultats des filtragesdirectionnels (0°, 45°, 90°, 135°) permet une assez bonne cartographie linéamentaires deslinéament structuraux. Le structuraliste en charge de l'extraction linéamentaire se retrouve enfaite en train d'effectuer une interprétation structurale des différentes structures qui moulent larégion. Sur un terrain vaste et compliqué structuralement comme le notre cette tache est trèslaborieuse et fastidieuse.

L'approche automatique quant à elle peut constituer une alternative qui minimise l'effort del'interprète et diminue d'une manière considérable le temps requis pour l'étude. Cependantc'est une approche à adopter avec beaucoup de précaution. Contrairement à ce que certainspensent, l'analyste en charge des traitements doit être spécialisé et muni d'une bonneconnaissance du terrain d'étude pour pouvoir gérer les différents paramètres requis lors desdifférentes phases de traitement.

Il est à rappeler que le tout automatique ne peut correctement fonctionner en cartographie‘’géologique ‘’ et que l’intervention d’un géologue structuraliste reste indispensable. Même sicette approche peut répondre au besoin urgent de cartographier des régions difficilementaccessible sur terrain mais elle ne peut avoir de sens sans une interprétation géologique d’unspécialiste à la lumière de ses connaissances et son expérience.

Pour la cartographie lithologique nous avons retenu la classification SVM qui à donnée lameilleure correspondance entre les classes spectrales et les classes informations qui leurs sontassignées.

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Pour ce qui est de la cartographie des linéaments géologique, nous avons retenu la carte deslinéaments téléanalytiques par extraction semi automatique. La confrontation de nos résultatsavec les données géoscientifiques nous ont permis la reconnaissance de l'ensemble desstructures décrites dans les travaux antérieurs et d’apporter d'autres nouvelles ne figurant passur la carte géologique antérieure. A titre d'exemple nous avons mis en évidence, parimagerie, tout les accidents cassants et les corps magmatiques signalés dans les travauxantérieur ainsi que les failles supposées masquées par les formations plus récentes. Denombreux linéaments tracés et quelques anomalies radiométriques circulaires, non identifiéslors des travaux antérieurs, nous ont contraints d'effectuer une analyse des données degravimétrie pour leur validation.

Conformément à nos espérances, les résultats gravimétriques se sont révélés conformes avecceux de la télédétection. L'emplacement des linéaments et des anomalies radiométriquessemblent biens correspondre à des anomalies gravimétriques. Ces dernières sontprobablement en relation avec une variation de la nature et des profondeurs du socle sous lacouverture sédimentaire (anomalies positives) ou à des intrusions magmatiques granitiques(anomalies négatives circulaires et circonscrites). Les cartes du gradient horizontal et de ladéconvolution d'Euler ont confirmées elles aussi la présence des linéaments relevés parimagerie même en profondeur chose qui leur acquiert un caractère structural.

En conclu pour cette partie que l'imagerie satellitaire permet non seulement de gain de tempsconsidérable pour la réalisation d'une cartographie lithostructurale, mais elle permetégalement d'effectuer de nouvelles découvertes (de subsurface) qui passent inaperçue sur lestravaux de terrain.

Les résultats de la cartographie lithostructurale par imagerie présentent aussi l'avantage d'êtreen format numérique donc convertissable en couches vectorielles. Ce format offrant plus desouplesse au traitement et au stockage de l'information géographique et permet leursintégration dans un SIG.

L’intégration des résultats des analyses lithologiques et structurales dans SIG nous a permisaussi la réalisation de nombreuses analyses thématiques relatives aux relationsspatiotemporelles des formations et structures de la région entre elles.

L'association des donnée d'imagerie avec les données géoscientifiques a permis l'élaborationd'un modèle géologique et minier, interactif qui pourra être constamment mise à jour et quipermettra différents niveaux de consultation et de la visualisation des données disponibles,jusqu’à l’élaboration des cartes à des buts spécifiques.

Cette base de données ainsi créée peut jouer un rôle primordial dans la gestion des données etpermet aux décideurs (exploration minière) d’y déduire les meilleures solutions possibles etde prendre les décisions adéquates.

L'analyse lithostucturale, mettant en action deux facteurs indissociables qui sont la lithologieet la structurale, a permis l'élaboration d'une synthèse sur l'évolution géodynamique de larégion.

La région d'étude située dans un contexte géodynamique régional très complexe sur la zone desuture entre le craton ouest africain et la plateforme saharienne, est marquée par unestructuration intense et polyphasée.

Sur cette région se rejoignent également la terminaison méridionale de la chaine de l’Ougartaavec la limite septentrionale du sillon de Sbaa.

Deux familles de plis sont observées:

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- Des plis, à large courbure, formés aussi bien sur les élévations que sur les dépressions dusubstratum. On distingue les unités principales suivantes: la terminaison de l'anticlinal deSebkha-El Mellah à Gara Rhoumbo et Hassi Bzizila, le synclinal de Fegaguira etl'anticlinal de Djebel-Hèche séparant les synclinaux de Sbaa au sud et de Timimoune auNord-est. Le synclinal de Sbaa dont l'axe plongeant vers le Sud-est est limité au Nord Estpar l'anticlinal de sebkha El Mellah. Un fragment du synclinal de la voûte d’Azzeneaffleurant dans les parties Nord-est de la feuille, présente un axe plongeant vers le NordEst. On suppose qu'entre les synclinaux de Sbaa et de’ Azzene, les anticlinaux de Sebkha-El Mellah et de djebel Hèche, ainsi que le synclinal de Fegaguira constituent unanticlinorium dont l'axe est parallèle au bord du craton Ouest –Africain. Cette direction,NO –SE est conservée par toutes les structures tectoniques de premier ordre

La partie axiale des synclinaux est formée des sédiments paléozoïques, allant jusqu'auDévonien supérieur dans le synclinal de Fegaguira. Aux cœurs des axes anticlinaux, onnote des sédiments cambriens.

- Les plis de second ordre ne sont pas très nombreux, ils se concentrent à MoulayeMohamed, sur le flanc Nord-est de l'anticlinal de djebel Hèche et ont un rapport évidentavec les accidents orientés NO-SE.

Les structures cassantes de premier ordre forment un système de failles orthogonales NO-SEet SO-NE liées à la zone marginale du Craton et de la plate-forme. La collision de ces deuxéléments géotectoniques présente en fait une géométrie qui est fonction de la position desplaques en présence par rapport à la zone de collision. Ils sont subméridiens au Sahara central,et occidental et NE-SW dans l’Anti Atlas. Dans l’Ougarta ils sont orientés NO-SE et recoupéspar des conjugués NE-SO. Cette tectonique a pour résultat une compartimentation du domainepanafricain en panneaux losangiques qui vont guider l’évolution tectonique et, à un degrémoindre, la sédimentation au cours du Paléozoïque. Les rejets de ces failles atteignentquelques centaines de mètres.

Les failles de deuxième ordre sont assez nombreuses dans les zones de charnière desanticlinaux, une partie seulement est nettement visible sur le terrain. Ces failles sont orientéesgénéralement de direction N-S et E-W. Des zones de bréchification, de quartzification et deminéralisation sont associées à ces failles.

Ces zones de concentration de cassures servent de voie pour les intrusions magmatiques, oumême elles les ont provoquées (ex ; Gara Rhumbo). Ces zones décelées sur certaines donnéesde télédétection associées à des anomalies radiométriques (Gara Rhoumbo, Foum El Khneg etFjebel Hèche) sont bien marquées et validées l'aide de la gavimétrie.

Apports

Les contributions de ce travail de thèse concernent les deux parties : la classification etl’extraction des linéaments.

Le premier apport concerne le choix de la classification supervisée SVM qui répond le mieuxà la répartition spatiale des lithologies. Grace à la seule information spectrales contenus dansl’image, il a été possible de distinguer une dizaine de classes spectrales et de les associer àleurs classes d’informaion " les lithologies". Pour ce qui est de la classification l'ICM qui feral'objet d'une publication ultérieurement, et grâce à l’introduction d’une segmentation dansl’algorithme itératif de (mentionné précédemment) et au fil des itérations, nous avons puaffiner la classification en accentuant les détails détectés par les contours de segmentation.

Le deuxième apport est lié à la cartographie des linéaments dans laquelle nous proposons unenouvelle approche d'extraction décrite comme semi-automatique.

181

La troisième contribution est liée à la création d'une base de données dans laquelle nous avonsintégré nos résultats de cartographie aux différentes données géoscientifiques fournissant ainsinouveau support à la gestion des ressources minières.

Les autres contributions sont des recommandations relatives à l’extraction automatique del’information géologique ; en relation avec le choix des images d'entrée et les prétraitementsrequis.

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ANNEXES

Annexes

166

Annexe A. Les Fiches des classes lithologiques

Classe N° 2 : alluvions Q3

Localisation : Ech : Gara Bzizila

Couleur de l’échantillon sur l’image classifiée :

Etat de surface : débris, alluvions, dépôts évaporitiques

Age : Pléistocène

Photo de terrain Composition colorée ETM +321

Classe N° 1 : dunesLocalisation : Erg Moulaye MohamedCouleur de l’échantillon sur l’image classifiée :

Etat de surface : erg à sable finAge : Quaternaire

Photo de terrain composition colorée ETM +321

Annexes

167

Classe N° 4 : alluvions Q1

Localisation : Gara Rhoumbo sud


Etat de surface : calcaires marneux

Age : Quaternaire


Classe N° 3: alluvions Q2

Localisation :


Age : Quaternaire


Annexes

168

Classe N° 5 : calcaire miopliocène

Localisation : Djebel Hèche Est


Etat de surface : calcaires silicifiés

Age : Cambrien moyen


Classe N° 6 : Conglomérat Ci

Localisation : Hassi En Nouss

Ech : N


Etat de surface : conglomérat, grès rouges

Age : Crétacé inferieur


Annexes

169

Classe N° 8 : dévonien inférieur

Localisation : Sebkha Fegaguira

Ech : Dev inf


Etat de surface : grès chenalisé, siltstones

Age : Gedynien-Emsien


Classe N° 7 : Argillite calcaire dévonien moy-sup

Localisation : Ech : Sebkha Fegaguira

Ech : Dev 5-6


Etat de surface : alternace d'argillite et de calcaire

Age : dévonien moyen à superieur (Eifelien à famnien)


Annexes

170

Classe N° 9: argillite et calcaires siluriens

Localisation : Sebkha Fgaguira, Moulaye mohammed


Etat de surface : calcaires massif à orthoceras

Age : Silurien


Classe N° 10 : grès fins ordoviciens

Localisation : Djebel Hèche Ouest


Etat de surface : grès très fins, argiles vertes

Age : trémadocien –arenigien-caradocien?


Annexes

171

Classe N° 11 : Grès Cambriens

Localisation : Djebel Hèche, Gara Rhoumbo


Etat de surface : grès mal classé

Age : trémadocien –arenigien-caradocien?


Classe N° 12 : Grès cambriens mylonitisés



Etat de surface : grès mylonitisé, zones de bréchification

Age : Cambrien


Annexes

172

Classe N° 13 : Grès Camb. altérés



Etat de surface : bloc erratiques de grès cambrien

Age : Cambrien


Classe N° 14 : Végétation

Localisation : Tsabit


Etat de surface : palmerais


Annexes

173

Annexe B. Ananalyse des données sismiques.

L'interprétation des sections sismiquesAvant de procéder à l'analyse, il est important de rappeler que les documents sismiques(sections et cartes des isochrones) dont nous disposons et ayant servi à cette analyse, sontrelevées de mémoires de fin d'études d'Ingéniorat de Ait Saïd et Cherif (1995) et deBellatreche et Smaili (1996).Cette analyse constitue rn faite une partie d'une étude réalisée dans le cadre d'un encadrementd'un mémoire d'ingéniorat d'état de Hammouda A., (2012). Le calage des horizons sismiquesa été maintenu mais les sections et les cartes des isochrones ont fait l'objet d'uneréinterprétation structurale. Les noms des sections ont été modifiés pour des raisons deconfidentialité.L’analyse des sections sismiques (S.2 à S.10) nous a permis de confirmer la complexitéstructurale de la région et de faire l’inventaire des principales structures existant le secteur deSbaa car enfoui sous les dépôts Miopliocène et Quaternaire.La première observation faite sur les sections (Figures 2 à 9) est l'existence d'une grandefaille majeure, inverse, orientée NO-SE, qui s'étend sur une grande distance. Elle présente unfort rejet qui partage la région en deux compartiments qu'on désigne par Nord-Ouest et Sud-est.Le bloc Nord-est, soulevé, se traduit par un pli dissymétrique déversé contre la failleprincipale et atteint par une érosion qui fait souvent disparaitre l'horizon caractéristique dutoit du dévonien.La structure observée sur l'ensemble de ces sections est une structure en fleur positive orientéeNO-SE limitée par des accidents conjugués, typiques des zones de décrochements. Ceciconfirme le caractère transpressif des accidents orienté NO-SE.Nous avons noté aussi la présence de failles inverses de second ordre orientées NE-SO. Cesfailles sont nettement observé sur le profile sismique S7 (Figure 6), sont à très faible rejet etconvergent vers la faille principale.Ces failles s’amortissent dans les niveaux siluriens et certaines traversent les sériessédimentaires d'âge paléozoïque jusqu'au dévonien supérieur.Le bloc Sud-ouest affaissé et représente nombreuses failles normales affectant le Cambro-ordovicien et sont orientées Sud-ouest Nord-est. Leurs rejets sont très faibles. Ces faillesapparaissent nettement sur les profiles S8 et S7 (Figures. 4). Ces accidents discontinusconstituent un dispositif en relais, dans l'ensemble.

Annexes

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L'esquisse structurale réalisée à partir de la carte des isochrones au toit de l’ordovicien(Figure 11) illustre très bien Ces nombreuses failles et axes structuraux positifs allongéssuivant une direction Nord-ouest Sud- est. Deux familles de failles sont distinguées: desfailles majeures profondes, d’extension régionale et d’autres secondaires d’extension limitéeet à rejets variables

Figure 1. Carte de situation des profils sismiques

0°10'0"W

0°10'0"W

0°20'0"W

0°20'0"W

0°30'0"W

0°30'0"W

0°40'0"W

0°40'0"W

0°50'0"W

0°50'0"W

1°0'0"W

1°0'0"W

29°0'0"N

28°50'0"N28°50'0"N

28°40'0"N28°40'0"N

28°30'0"N28°30'0"N

28°20'0"N28°20'0"N

±

0 8 164Km

!^

^

^^

^

^^

^

^^

^

^

^

^

^

^

^

^

^

^

^

^

S1

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Les failles sont à dominante inverse et suivent la même direction et semblent contrôler lesdeux principaux axes positifs. Le premier axe relativement étroits se situe au nord ouest etcaractérise le chevauchement principal contre la faille inverse majeure. C’est une structurerésultant d’une forte tectonique compressive orientée Nord-est Sud ouest, étroitement liée àl’histoire de la chaine de l’Ougarta située immédiatement au nord-ouest. Il est important derappeler que la section S10 illustre bien ce chevauchement. Le second parallèle au premier etoccupe la partie sud de la région. Il est formé en fait par un alignement de structuresanticlinales allongées suivant une direction NO-SE prenant naissance depuis la bordure Nord-ouest de la zone et bifurque vers le Sud pour changer de direction et devenir subméridien àl'approche de la limite méridionale du secteur d'El Kseibat. Cette dernière est traversée dansson périclinal nord par une faille normale de direction Nord Est-Sud ouest.

Le schéma structural de ce secteur reste pratiquement le même jusqu'au Tournaisien (au toitdes grès de Sbaa, Figure 12) sauf l'amortissement de quelques failles. Seules les faillesprincipales bordant les axes anticlinaux du paléozoïque sur leur flanc sud-ouest persistentmais leur rejet diminue (Bellatrach & Smaili, 1996).

Annexes

173

Figure 2. Section S3


Annexes

174


Figure 5. Section S 6

Annexes

175

Figure 6. section S7


Annexes

176



Annexes

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0°20'

28°

28°10

0°

Echelle 1/50 000

Cuvette de SbâaEsquisse structurale au toit de l'Ordovicien

Faille normale

Faille inverse

Axe anticlinal

Axe synclinal

5 Km

Esquisse structurale réalisé à partirde la carte isochrone au toit de l'Ordovicien

N

28°10

0°200°

5KM

Echelle 1/50 000

Faille inverse

Axe anticlinal

Axe synclinl


Figure 11. Esquisse structurale structural au toit del'Odovicien

Figure 12. Esquisse structurale structural au toitdes Grès de Sbaa.

Annexes

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En allant vers le nord (les sections S5 à S3) on note que sous les dépôtsquaternaires on retrouve directement les termes du silurien ou du Cambro-ordovicien à l'approche du secteur Gara Rhoumbo. Ces observations confirmentbien les résultats de la cartographie lithologique ces lieus (Figure 13).La section S11 (Figure 13) traversant le Sud Est de la région de MoulayeMohamed vient elle aussi confirmer la présence des affleurements du Cambro-ordovicien à cet endroit (Figure 14).

Figure 13. Affleurement cambro-ordovicien (Moulaye Mohamed)

Figure 14. Affleurement Cambro-ordoviciens (Sud de Gara Rhoumbo)

cartographie géologique et analyse linéamentaire de la ... · par :mme hammad nabila le...

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