UNIVERSITE TUNIS EL MANAR Faculté des Sciences de Tunis

Département de Géologie

SECTION : LFST3

OPTION : GEOLOGIE DES BASSINS SEDIMENTAIRES

Intitulée :

Caractéristiques sédimentologiques des systèmes deltaïques à influence de

marée et de houle, exemples dans les environnements actuels et les

palèoenvironnements

Elaboré par : MOUAKHAR Hamdi

Encadré par : EL EUCH-EL KOUNDI Narjess

Soutenu en : Mai 2013

Année universitaire : 2012/2013

Résumé :

Le delta est un milieu de dépôt transitoire qui prend naissance lorsque le fleuve se déverse

dans la mer. Les deltas sont influencés par l’action de la marée et de la houle. Généralement,

la séquence type est granocroissante et bathy-décroissante.

Le delta de Mékong situé au Sud de Vietnam représente un exemple d’un système deltaïque

actuel à influence mixte de la marée et de la houle. Ce système a eu une progradation instable

durant son évolution.

Pour les systèmes deltaïques des palèoenvironnements, la formation Fortuna et la formation

Saouaf représentent les meilleurs exemples tunisiens. Ces exemples montrent également des

figures sédimentaires témoins de l’action mixte de la marée et de la houle dont la séquence

type est granocroissante et bathy-décroissante.

Mots clés : Delta-Marée-Houle-Granocroissante-Bathy-décroissante –système deltaïque

actuel-Mékong- systèmes deltaïques des palèoenvironnements-Fortuna-Saouaf.

Abstract:

The delta, a transitional deposit environment, is born when the river flows into the sea. The

deltas are influenced by the action of tide and wave. Generally, the typical sequence is

coarsening and bathymetry-decreasing.

The Mekong Delta located in South Vietnam is an example of a current delta system with

mixed influence of tide and wave. This system has an unstable progradation during its

evolution.

For deltaic paleoenvironmental systems, the Fortuna formation and the Saouaf formation are

the best Tunisian examples. These examples also show sedimentary features witnessed the

mixed actions of the tide and the wave which the typical sequence is coarsening and

bathymetry-decreasing.

Keywords: Delta-Tide-Wave-Coarsening-Bathy-decreasing-current deltaic system-

Mekong- deltaic paleoenvironmental systems -Fortuna-Saouaf.

Dédicaces A tous, ceux que j’ai aimé de tout

mon cœur et aux quels je demeure fidèle

jusqu’à l’éternité,

A mon cher père Kamel qui m’a

appris le sens de l’existence, du vouloir et

du bienêtre, à celui qui a inspiré

et a illuminé mes rêves,

A mes amis MESSAOUD Ahmed,

BRAHAM Skander, GHORBEL Zied dont la

présence m’a toujours été un grand

soutien moral et affectif et qui n’ont cessé

de m’encourager, de me motiver et

surtout de m’aider à améliorer la qualité

du travail.

Remerciement

Je voudrais exprimer ma profonde reconnaissance

à mon encadreur, Madame El Euch-El Koundi Narjess

qui m’a guidé dans mes recherches,

Ses compétences scientifiques, son dévouement

total pour la recherche, ses qualités humaines, ses

précieux conseils ont été pour moi une source de

réconfort et d’encouragement dans la réalisation de ce

travail

Qu’elle trouve dans ce mémoire la modeste

expression de ma reconnaissance, mon admiration et

mon éternelle gratitude,

Je tiens à exprimer toute ma gratitude à notre

président de jury pour l’intérêt qu’elle a accordé à mon

travail,

Je le remercie d’avoir accepté de présider le jury de

soutenance,

J’adresse mes très sincères remerciements à

l’examinateur. Il me fait l’honneur d’avoir accepté

d’examiner ce travail. Sa présence en jury ne peut être

qu’enrichissante.

Sommaire :

Introduction : ........................................................................................................................................... 1

Chapitre I : Présentation générale des deltas ........................................................................................... 3

I.A) Notion d’un delta : ........................................................................................................................... 3

I.B) Composantes morphologiques d’un delta : ...................................................................................... 4

I.B.1) La plaine deltaïque : ...................................................................................................................... 4

I.B.2) Le front du delta : .......................................................................................................................... 4

I.B.3) Le prodelta : .................................................................................................................................. 5

I.C) Les différents types des deltas : ....................................................................................................... 5

I.C.1) Les deltas à prédominance fluviatile : ........................................................................................... 6

I.C.2) Les deltas à prédominance de la marée : ....................................................................................... 9

I.C.3) Les deltas à prédominance de la houle : ...................................................................................... 12

I.D) La séquence deltaïque: ................................................................................................................... 16

I.E) Conclusion :.................................................................................................................................... 18

Chapitre II : Exemple d’un système deltaïque dans les environnements actuels .................................. 20

II.A) Le delta de Mékong : .................................................................................................................... 20

II.A.1) Présentation générale : ............................................................................................................... 20

II.A.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de Mékong : ..................................................... 23

II.A.2.1) Faciès du prodelta: .................................................................................................................. 23

II.A.2.2) Faciès du front de delta:.......................................................................................................... 23

II.A.2.3) Faciès de la partie subtidale à intertidale : .............................................................................. 23

II.A.2.4) Faciès de la plaine deltaïque subaérienne : ............................................................................. 23

II.A.3) La progradation du delta de Mékong : ....................................................................................... 25

Chapitre III : Exemples des systèmes deltaïques dans les palèoenvironnements .................................. 27

III.A) La formation Fortuna : ................................................................................................................ 27

III.A.1) Description lithostratigraphique : ............................................................................................. 27

III.A.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de la formation Fortuna : ................................ 27

III.A.3) Récapitulation: ......................................................................................................................... 33

III.B) La formation Saouaf: ................................................................................................................... 34

III.B.1) Description lithostratigraphique: .............................................................................................. 34

III.B.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de la formation Saouaf: .................................. 35

III.B.2.1) Bensalem et al (1992): .......................................................................................................... 35

III.B.2.1.a) Organisation verticale des dépôts: ...................................................................................... 35

III.B.2.1.b) Séquences typiques d’un système deltaïque de la formation Saouaf: ................................ 39

III.B.2.1.c) Structures sédimentaires associées: .................................................................................... 40

III.B.2.2) El Euch-El Koundi (2007): .................................................................................................... 40

Conclusion générale : ............................................................................................................................ 44

Références bibliographiques ................................................................................................................. 45

Tableau des figures :

Figure 1: Morphologie d'un delta (Beauchamp, 1989) ............................................................................ 3

Figure 2: Classification des deltas (Galloway, 1975) .............................................................................. 5

Figure 3: Morphologie d’un delta peu profond (Nicholas, 2009) ........................................................... 6

Figure 4: Morphologie d’un delta profond (Nicholas, 2009) .................................................................. 6

Figure 5: Delta à prédominance fluviatile (Beauchamp, 1989) ............................................................... 7

Figure 6: Répartition des sédiments au niveau de l’embouchure du fleuve et formation du « mouth

bar » : les plus gros sédiments forment des levées linéaires subaquatiques. En bout du chenal, les fines

vont se déposer pour former une barre d’embouchure (Tye et Hickey, 2001) ........................................ 7

Figure 7: Laminations planes parallèles (Ferry, 2002) ............................................................................ 8

Figure 8: Figure d'échappement d'eau (Ferry, 2002) ............................................................................... 8

Figure 9: Grano-classement dans les sables des chenaux fluviatiles (Ferry, 2002) ................................ 9

Figure 10: Delta à prédominance de la marée (Beauchamp, 1989) ......................................................... 9

Figure 11: Illustration schématique d’un delta à prédominance de marée, le Golfe moderne de

Papua (Fisher et al., 1969) ..................................................................................................................... 10

Figure 12: Drapage d'argile témoins de l'influence de la marée (Ferry, 2002) ..................................... 11

Figure 13: Lenticular, wavy et flaser bedding témoins de l'action de la marée (Ferry, 2002) .............. 11

Figure 14: Litage sigmoïde (Ferry, 2002) ............................................................................................. 12

Figure 15: Delta à prédominance de la houle (Beauchamp, 1989) ....................................................... 13

Figure 16: Morphologie symétrique d’un delta à prédominance de la houle (delta de Tiber)

(Bellotti et al., 1994) ............................................................................................................................. 14

Figure 17: Morphologie dissymétrique d’un delta à prédominance de la houle (delta de Danube)

(Gastescu, 1992) .................................................................................................................................... 14

Figure 18: Les stratifications en mamelon (Hummocky cross stratification "HCS") témoin de l'action

de la tempête (Ferry, 2002) ................................................................................................................... 15

Figure 19: Rides de vagues témoins de l'action des vagues de « beau temps » (Ferry, 2002) .............. 15

Figure 20: Séquence type du delta (Ferry, 2002) .................................................................................. 16

Figure 21: Delta à prédominance fluviatile montrant un faciès fin de prodelta à la base, des sables de

delta front progradant vers la gauche, et le top de la série est occupé par des dépôts à charbon de plaine

(Ferron sandstone- Utah). La séquence est d’environ 30 m d’épaisseur (Catuneanu, 2003). ........... 17

Figure 22: Photo satellite du delta de Mékong (www.worldalldetails.com) ......................................... 20

Figure 23: Localisation géographique du delta de Mékong (Unverricht et al., 2013) .......................... 21

Figure 24: Morphologie du delta de Mékong (Nguyen et al., 2000) ..................................................... 22

Figure 25: La séquence typique du delta de Mékong (Ta et al., 2001) ................................................. 24

Figure 26: Faciès sédimentologiques à divers positions du delta de Mékong (Unverricht et al., 2013) 25

Figure 27: Reconstitution en coupe schématique du premier système deltaïque de la formation Fortuna

(Yaïch, 1986) ......................................................................................................................................... 27

Figure 28: Reconstitution en coupe schématique du complexe deltaïque de la formation Fortuna

(Yaïch, 1986) ......................................................................................................................................... 28

Figure 29: Discontinuité N°1 de l'extrême base de la série Oligocène, Ain Fras-Nebhana (Yaïch, 1994)

............................................................................................................................................................... 29

Figure 30: Discontinuité N°4 de la série Oligo-Miocène, Ain Fras-Nebhana (Yaïch, 1994) ............... 29

Figure 31: Coupe du Rupélien à l'Aquitanien (Formation Fortuna) et interprétation séquentielle (Yaïch

et al., 1994) ............................................................................................................................................ 32

Figure 32: Carte paléogéographique de l'Oligocène-Aquitanien (Jeddi, 1998) .................................... 33

Figure 33: subdivision lithostratigraphique de la formation Saouaf (El Euch-El Koundi, 2007) ......... 35

Figure 34: Coupe lithologique et sédimentologique de la formation Saouaf de la cote nord du Cop Bon

(Bensalem et al., 1992). ......................................................................................................................... 38

Figure 35: Séquences typiques d’un système deltaïque de la formation Saouaf (Bensalem et al., 1992)

............................................................................................................................................................... 40

Figure 36: Demi cycle régressif de la para-séquence (El Euch-El Koundi, 2007) ................................ 41

Figure 37: Détail de l’alternance des tempêstites lités et des niveaux bioturbés (El Euch-El koundi,

2007) ...................................................................................................................................................... 41

Figure 38: Bioturbation verticale (ElEuch-El Koundi, 2007) ............................................................... 42

Figure 39: Argiles à lignites correspondant à un faciès de plaine côtière marécageuse ou deltaïque

présentant des intercalations gréseuses (El Euch-El Koundi, 2007) ..................................................... 43

Figure 40: Séquence typique du système deltaïque de la formation Saouaf ( El Euch-ElKoundi, 2007)

............................................................................................................................................................... 43

1

Chapitre I

Introduction :

Les deltas sont des milieux de dépôt transitoire. Ils se forment lorsque le fleuve se déverse sa charge

en matériaux dans la mer, l’océan ou le lac. Ce déversement sera contrarié par l’action de la mer, par

conséquent les sédiments seront dispersés.

En effet, les sédiments seront influencés par plusieurs actions. Les trois principaux facteurs sont

l’action de la marée, l’action de la houle et l’apport fluviatile. Chaque action engendre des structures

sédimentaires caractéristiques. Par ailleurs, le delta montre une morphologie dépendante de l’action

prédominante.

Cette synthèse bibliographique est restreinte aux deltas à influence mixte de houle et de marée.

Le premier chapitre sera consacré à une présentation générale des différents types de deltas et aux

facteurs autocycliques qui les influencent. Ensuite, la séquence deltaïque typique sera présentée.

Le deuxième chapitre sera consacré aux systèmes deltaïques à influence de la marée et de la houle

dans les environnements actuels. Le meilleur exemple montrant cette influence mixte est le delta de

Mékong.

Le troisième chapitre sera consacré aux systèmes deltaïques à influence mixte de la marée et de la

houle dans les palèoenvironnements. Deux exemples tunisiens seront traités ; la formation Fortuna et

la Formation Saouaf.

Chapitre I

Chapitre I :

Présentation générale

des deltas

3

Chapitre I

Chapitre I : Présentation générale des deltas

I.A) Notion d’un delta :

L'embouchure d'un cours d'eau est une ouverture de la côte par laquelle il se déverse en mer

avec sa charge de matières en suspension.

Lorsque ce déversement est contrarié par l'action de la mer (effets de la marée, de la houle et

des courants), les sédiments sont déplacés ou dispersés.

Un estuaire s’installe lorsque l’action de la mer est nettement dominante, où on aura un

contact entre eaux douces et eaux salées.

A l'inverse, si la mer ne peut s'opposer aux déversements d'alluvions transportées par le cours

d'eau, une phase de construction deltaïque commence, durant laquelle les matériaux se

déposent et s'agglomèrent.

Les deltas se forment à l’exutoire d’un bassin versant fluviatile qui fournit l’eau, les sédiments

et les apports chimiques qui débouchent dans la zone côtière (Figure 1). Cette dernière peut

être une bordure de mer ou d’un lac. Le pourtour du bassin versant est généralement délimité

par des zones à forts gradients topographiques. Elles sont caractérisées par des dépôts de

cônes alluviaux et rivières en tresse. Dans les parties plus distales du bassin versant, le relief

s’estompe, et de larges plaines alluviales se forment, où s’accumulent les sédiments fluviatiles

par aggradation verticale en période de subsidence (Allen, 1989).

Figure 1: Morphologie d'un delta (Beauchamp, 1989)

4

Chapitre I

Lorsque le fleuve débouche en mer, les courants fluviatiles subissent une décélération de leur

vitesse suite à l’augmentation brusque de la section d’écoulement. Par conséquent, la majeure

partie des sédiments transportés par la rivière se dépose. Ainsi se forme un delta (Allen,

1989).

I.B) Composantes morphologiques d’un delta :

Au fur et à mesure des apports de sédiment par le fleuve, le delta prograde en mer et

s’organise selon un schéma morphologique générale qui regroupe : la plaine deltaïque, le

front du delta et le prodelta (Figure 1).

I.B.1) La plaine deltaïque :

C’est la partie visible du delta et qui affleure hors de l’eau. C’est une plaine alluviale basse

qui forme le sommet de l’édifice deltaïque (Figure 1).

En zone climatique humide, la plaine deltaïque est vêtue d’une végétation dense, tandis que

dans les zones plus arides, la végétation est plus clairsemée ou absente.

Cette plaine est recoupée par un réseau de chenaux plus ou moins bifurqués qui rayonnent à

partir du fleuve. Ces chenaux représentent les bras fluviatiles et sont appelés les chenaux

distributaires. Ils transportent l’eau et les sédiments fluviaux vers les embouchures du delta, et

sont généralement caractérisés par des dépôts sableux dont l’épaisseur peut atteindre celle du

chenal, c'est-à-dire de 5 à 20 mètres environ. Ces chenaux érodent plus ou moins

profondément les dépôts deltaïques sous-jacents et se superposent aux sédiments plus anciens

et plus marins, déposés dans le front du delta.

Dans la plaine deltaïque, des sédiments argileux se déposent, souvent riches en matière

organiques végétale. Dans les espaces suffisamment écartés des apports fluviatiles,

l’accumulation de végétation peut engendrer des dépôts de charbon ou de lignite. En climat

aride, par contre, cette zone sera composée essentiellement par des argiles et des évaporites

(Allen, 1989).

I.B.2) Le front du delta :

C’est une plate-forme sous-marine peu profonde qui borde la plaine deltaïque et qui reçoit une

bonne partie des apports sédimentaires au débouché des distributaires (Figure 1). Dans les

zones d’embouchures, les sédiments sont généralement sableux et forment des barres

d’embouchures qui progradent par-dessus les argiles plus externes du prodelta. Les faciès et la

géométrie de ces barres varient avec le type et l’intensité des mécanismes sédimentologiques

prédominants (débit fluvial, houle et marée). Vers le large et entre les zones d’embouchures,

les sédiments s’affinent et les dépôts sont plus silteux et argileux (Allen, 1989).

5

Chapitre I

I.B.3) Le prodelta :

C’est la partie la plus externe et profonde du delta. Il s’y dépose surtout des sédiments fins

(silts et argiles avec caractères plus ou moins marins). Le prodelta forme la base de l’édifice

deltaïque et repose sur le plateau continental (Figure1). Lorsqu’un delta aura progradé jusqu’à

la bordure du plateau, le prodelta reposera sur le talus continental (Allen, 1989).

I.C) Les différents types des deltas :

La morphologie des dépôts côtiers, y compris les deltas, varie en fonction de l’importance

relative de trois facteurs : l’intensité des apports fluviaux, la houle et la marée.

En 1975, à partir de ces concepts, Galloway a proposé une classification génétique de deltas

basée sur 3 grandes catégories (Figure2):

1) Les deltas à prédominance fluviatile ;

2) Les deltas à prédominance de la marée ;

3) Les deltas à prédominance de la houle.

Figure 2: Classification des deltas (Galloway, 1975)

En fait, dans la réalité, la plupart des deltas seront affectés par un mélange variable de ces 3

facteurs et la morphologie et faciès de dépôt témoigneront d’une origine mixte.

6

Chapitre I

I.C.1) Les deltas à prédominance fluviatile :

Ces deltas ont été les premiers à être étudiés en détails. La morphologie de ces deltas peut être

soit de forme lobée (la plus courante) ou allongée (la forme bird-foot des anglo-saxons).

Généralement des deltas qui s’accumulent dans les zones côtières peu profondes seront de

type lobé (Figure3), tandis que les deltas accumulés en eau plus profonde, par exemple en

bordure de plateforme continentale seront de type allongé (Figure 4). La majorité des deltas

anciens sont plutôt du type lobé. (Wright, 1977)

Figure 3: Morphologie d’un delta peu profond (Nicholas, 2009)

Figure 4: Morphologie d’un delta profond (Nicholas, 2009)

Malgré leurs différences morphologiques, ces deltas exhibent les mêmes caractéristiques

sédimentologiques (Gould, 1970). Les chenaux distributaires forment un réseau ramifié à

partir du fleuve, et sont étroits et à faible sinuosité. Ceux-ci contrastent avec le fleuve en

amont, qui est généralement plus méandriforme (Figure 5).

7

Chapitre I

Figure 5: Delta à prédominance fluviatile (Beauchamp, 1989)

Au débouché des distributaires s’accumulent les barres d’embouchure. Ces barres sableuses

forment des dépôts en éventail à l’embouchure et progradent sur les argiles du prodelta

(Figure 6). Ces sables de barres seront généralement plus fins que ceux des chenaux mais

auront une extension latérale plus importante (plusieurs Km), pour une épaisseur variable de

quelques mètres à 10-15 mètres (Allen, 1989).

Figure 6: Répartition des sédiments au niveau de l’embouchure du fleuve et formation

du « mouth bar » : les plus gros sédiments forment des levées linéaires subaquatiques.

En bout du chenal, les fines vont se déposer pour former une barre d’embouchure

(Tye et Hickey, 2001)

8

Chapitre I

La reconnaissance de ces deltas est liée aux critères faciologiques marquant les processus

fluviatiles. En particulier, les dépôts de crues (levées et éventails des crevasses) seront

caractéristiques et généralement absents dans les deltas à influence tidale. Ces dépôts seront

caractérisés par des figures de dépôt associées à la décantation rapide et énergétique : rides

chevauchantes, lamines parallèles (Figure 7), figures d’échappement d’eau (Figure 8),

couches granoclassées (Figure 9), etc.

Figure 7: Laminations planes parallèles (Ferry, 2002)

Figure 8: Figure d'échappement d'eau (Ferry, 2002)

9

Chapitre I

Figure 9: Grano-classement dans les sables des chenaux fluviatiles (Ferry, 2002)

I.C.2) Les deltas à prédominance de la marée :

La morphologie de ces deltas est caractéristique, avec des chenaux distributaires de type

estuarien : embouchures évasées bordées de vasières intertidales, et chenaux méandriformes à

l’amont. Généralement, les distributaires à influence tidale ne sont pas bordés de levées

fluviales (Figure 10).

Figure 10: Delta à prédominance de la marée (Beauchamp, 1989)

10

Chapitre I

Les zones interdistributaires de la plaine deltaïque sont constituées de vasières intertidales et

de marais. Dans les climats semi-arides, la plaine deltaïque peut accumuler des évaporites.

Les chenaux distributaires accumulent du sable, souvent sous forme de barres de méandres.

Ces dépôts seront plus étendus que ceux des deltas fluviatiles. Dans les embouchures, les

sables se déposent sous forme de nombreuses barres de marées (Figure 11). La morphologie

de ces barres reflètent l’action des courants de flot et jusant : tantôt en forme de lobes, tantôt

allongées. Elles progradent sur les argiles marines du prodelta en formant, comme leurs

analogues dans les deltas fluviatiles, des séquences à base graditionnelle et granocroissantes

(Allen, 1989).

Le trait marquant des faciès de dépôt sera lié au caractère même de la marée, qui engendre un

remaniement continu des sédiments par des courants alternatifs et cycliques. Ce remaniement

constant contraste avec la sédimentation plus catastrophique des dépôts de crues fluviales, et

se manifeste par la présence de couches répétées de cycles de marées, nombreuses lamines

argileuses dans les sables (Figures 12 et 13), et litage oblique sigmoïdal (Figure 14) (Visser,

1980 ; Boersma et Terwindt, 1981 ; Mutti et al., 1984) (Figure 14).

Figure 11: Illustration schématique d’un delta à prédominance de marée, le Golfe

moderne de Papua (Fisher et al., 1969)

11

Chapitre I

Figure 12: Drapage d'argile témoins de l'influence de la marée (Ferry, 2002)

Figure 13: Lenticular, wavy et flaser bedding témoins de l'action de la marée

(Ferry, 2002)

12

Chapitre I

Figure 14: Litage sigmoïde (Ferry, 2002)

I.C.3) Les deltas à prédominance de la houle :

De nombreux deltas soumis à l’effet de la houle existent dans le monde. Ceux-ci peuvent être

soit quasiment entièrement dominés par la houle ou à effet mixte (houle-fluviatile).

L’action de la houle se fait surtout sentir sur la partie externe de la plaine deltaïque et le front

de delta. Dans cette zone, la turbulence du déferlement de la houle empêche le dépôt de

sédiments fins et ceux-ci seront dispersés vers le large. La dérive littorale transportera le sable

fluviatile de part et d’autre des embouchures en formant des cordons littoraux et des plages

(Figure 15). Si l’action de la houle est très forte, le delta aura un nombre limité de

distributaires puisque la dérive littorale aura tendance à boucher les distributaires secondaires.

La morphologie sera de type arqué, et la quasi-totalité du sable apporté par le fleuve sera

reprise par la dérive littorale et acheminée le long de la côte ; de ce fait, les dépôts de barres

d’embouchures seront limités (Allen, 1989).

13

Chapitre I

Figure 15: Delta à prédominance de la houle (Beauchamp, 1989)

La plaine deltaïque sera presque entièrement constituée de sable de plage, entaillé par les

chenaux distributaires. La plupart des sédiments fins seront transportés sur le plateau, et

formeront des dépôts d’avant plage (shoreface), caractéristiques des côtes à prédominance de

la houle.

Lorsque l’action de la houle est moins forte et plus intermittente, les cordons de plage ne

seront pas soudés à la côte, mais formeront des cordons littoraux, avec des lagunes en arrière.

Dans ce cas, la plaine deltaïque sera constituée d’argiles de lagunes et marais, alternant avec

des cordons sableux (Allen, 1989).

Les deltas à prédominance de la houle peuvent avoir une morphologie symétrique (Figure 16)

ou une morphologie dissymétrique (Figure 17).

14

Chapitre I

Figure 16: Morphologie symétrique d’un delta à prédominance de la houle

(delta de Tiber) (Bellotti et al., 1994)

Figure 17: Morphologie dissymétrique d’un delta à prédominance de la houle

(delta de Danube) (Gastescu, 1992)

La caractéristique principale de ces deltas sera la présence de dépôts sableux de plages et

d’avant-plage, organisés en cordons progradants. Ces accumulations sableuses seront très

étendues parallèles à la côte, contrairement aux deux autres types de deltas où les dépôts

sableux seront plutôt allongés perpendiculairement à la côte. Par contre, les chenaux

distributaires seront moins fréquents par rapport aux autres types deltaïques, mais localement,

ils entailleront les séquences de plage et d’avant-plage.

Les figures sédimentaires témoigneront de l’action de la houle et des tempêtes : dépôts avec

structures de type Hummocky (Figure 18), couches granoclassées, rides et stratifications de

houle (Figure 19), etc (Allen, 1989).

15

Chapitre I

Figure 18: Les stratifications en mamelon (Hummocky cross stratification "HCS")

témoin de l'action de la tempête (Ferry, 2002)

Figure 19: Rides de vagues témoins de l'action des vagues de « beau temps »

(Ferry, 2002)

16

Chapitre I

I.D) La séquence deltaïque:

Au fur et à mesure que le delta prograde, les dépôts vont se superposer verticalement en

formant une séquence régressive. Cette séquence sera granocroissante avec, à la base les

sédiments fins du prodelta, surmontés par les argiles sableuses et sables du front du delta.

Ceux-ci seront ensuite recouverts par les sédiments de la plaine deltaïque avec les chenaux

sableux des distributaires et les argiles organiques et charbon des zones inter-chenal. Le

sommet de la séquence sera souvent marqué par des dépôts de charbons relativement épais et

étendus (Figures 20 et 21).

Figure 20: Séquence type du delta (Ferry, 2002)

L’épaisseur d’une séquence deltaïque, formée par la progradation d’un seul delta sera

équivalente à l’épaisseur du delta. Or, après compaction, celle-ci dépasse rarement quelques

dizaines de mètres.

17

Chapitre I

Figure 21: Delta à prédominance fluviatile montrant un faciès fin de prodelta à la base,

des sables de delta front progradant vers la gauche, et le top de la série est occupé par

des dépôts à charbon de plaine (Ferron sandstone- Utah). La séquence est d’environ

30 m d’épaisseur (Catuneanu, 2003).

Même dans les très grands deltas, qui a progradé jusqu’à la bordure du plateau continental, la

séquence deltaïque actuel ne dépasse pas 100 mètres (Fisk et McFarlan, 1955). Cet ordre de

grandeur est important, car l’on constate que l’épaisseur des séquences deltaïques

individuelles dans les sédiments anciens varie de 10 à 70 mètres environ, rarement plus. Or,

les bassins deltaïques peuvent atteindre plusieurs milliers de mètres d’épaisseur ; ceci

implique donc que ces bassins se forment par accumulation et la superposition de

nombreuses séquences deltaïques individuelles. Cette superposition de séquences

sédimentaires cycliques est une des caractéristiques stratigraphiques des bassins deltaïques

(Allen, 1989).

Les principaux réservoirs à hydrocarbures dans les deltas sont les dépôts sableux des chenaux

distributaires et des barres d’embouchures. Ces dernières sont généralement plus argileux et

de moins bonne qualité. La nature exacte des faciès et la géométrie de ces 2 types de

réservoirs gréseux varie en fonction des mécanismes sédimentologiques qui prédominaient

pendant le dépôt (Allen, 1989).

18

Chapitre I

I.E) Conclusion :

La plupart des deltas que l’on observe aussi bien dans l’actuel que dans les sédiments anciens,

représentent un mélange plus ou moins marqué par l’action du fleuve, de la marée et de la

houle. En effet, il est rare qu’un delta de type fluviatile ou tidal ne soit pas affecté localement

par l’action de la houle, notamment dans les zones à plus faibles apports fluviatiles.

Par ailleurs, en fonction des variations de la morphologie côtière, et des zones plus ou moins

abritées de la houle, plusieurs types de deltas peuvent coexister dans une même zone, voire

dans un même système fluviatile.

Enfin, au cours du temps géologique, l’action relative de ces trois paramètres peut varier dans

un bassin, et donc le type de delta évoluera dans le temps.

Chapitre II :

Exemple d’un

système deltaïque

dans les

environnements

actuels

20

Chapitre II

Chapitre II : Exemple d’un système deltaïque dans les

environnements actuels

II.A) Le delta de Mékong :

II.A.1) Présentation générale :

Le delta du Mékong, situé au Sud du Vietnam, est un delta typique mixte montrant l’action de

la marée et l’énergie des vagues. Il présente une large plaine deltaïque (Figure 22) formé au

cours des derniers 6 milles ans. C’est un delta parmi les plus grands au monde. Il a pris

naissance durant l’Holocène tardif.

Figure 22: Photo satellite du delta de Mékong (www.worldalldetails.com)

21

Chapitre II

Le delta du Mékong est le plus grand delta en Asie du Sud-Est (Figure 23) en termes de la

taille du bassin de drainage, la décharge de l'eau et la décharge des sédiments (Milliman et

Syvitski, 1992).

Pour les derniers 6 milles ans, au cours de l’élévation du niveau marin de l’Holocène, le delta

a progradé plus que 250 km (Nguyen et al., 2000). Sa formation ne s’est pas faite par une

progradation constante.

Figure 23: Localisation géographique du delta de Mékong (Unverricht et al., 2013)

La topographie détaillée de la plaine deltaïque indique deux parties du delta (Nguyen et al.,

2000). La partie interne est caractérisée par la prédominance de l’action du fleuve, tandis que

la partie externe est caractérisée par un système bien développé de cordon littoral.

Le fleuve de Mékong s’alimente de la montagne de la région du Tibet. Il descend le long de

la péninsule d’Indochine et il se déverse au Sud de la mer de Chine (Figure 24).

22

Chapitre II

Figure 24: Morphologie du delta de Mékong (Nguyen et al., 2000)

L'amplitude moyenne de la marée est de 2.5 ±0.1 m (Gagliano et McIntire, 1968; Wolanski et

al., 1996) et l’amplitude maximale est de 3-4 m (Wolanski et al, 1996;.. Nguyen et al, 2000).

Les courants littoraux Sud-Ouest dominants sont générés par la mousson d'hiver (Gagliano et

McIntire, 1968).

La zone côtière du delta de Mékong est influencée donc par l’action de la marée et des

vagues (Davis et Hayes, 1984).

Le niveau marin à l’Holocène était à 2-4 m au-dessus du niveau actuel de la mer, puis il a

chuté à son niveau actuel (Nguyen et al., 2000).

23

Chapitre II

II.A.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de Mékong :

II.A.2.1) Faciès du prodelta:

Ce faciès est composé des argiles silteuses grises foncées passant à des sables très fins.

Ce faciès caractérisés par des intercalations sableuses et argileuses avec des laminations

parallèles discontinues suggère une influence de la marée.

Les fragments de coquilles et nodules sont fréquents. Les diatomées sont plus ou moins

abondantes (Coleman et Wright, 1975; Coleman, 1981) (Figure 25 et 26).

II.A.2.2) Faciès du front de delta:

Le faciès boueux du prodelta est recouvert par un faciès de silt sableux dont le contact est

graduel. En effet, le passage entre ces 2 faciès se fait d’une façon progressive.

Le faciès du front de delta a une épaisseur de 7 à 10m. Il présente une évolution verticale

composée par des silts gris verdâtre, des silts sableux et des sables propres. Ce faciès montre

des structures sédimentaires telles que les stratifications entre-croisées, les litages lenticulaires

(lenticular bedding), les litages ondulés (wavy bedding) et les laminations parallèles

discontinues. Ces structures sont fréquentes et suggèrent un milieu de dépôt sous influence de

la marée.

Ce faciès peut refléter un fort hydrodynamisme causé principalement par les courants de

marée et les taux élevés des dépôts. On note également la présence des petits fragments de

coquilles et des petites paillettes de mica. (Coleman et Wright, 1975) (Figure 25 et 26).

II.A.2.3) Faciès de la partie subtidale à intertidale :

Ce faciès est de 6 à 8 m d'épaisseur. Il se compose de silt sableux gris sombre stratifié et de

sables fins formés par des litages ondulés (wavy bedding), des laminations parallèles et des

litages lenticulaires (lenticular bedding).

Les fragments de coquilles et le paillettes de mica sont fréquents. Les diatomées

planctoniques marines sont évidemment moins abondantes par rapport au faciès de front du

delta. Ce faciès est caractérisé par des rares foraminifères benthiques mal conservées (Ta et

al., 2001).

Ce faciès montre des structures sédimentaires ; les litages lenticulaires (lenticular bedding),

les litages ondulés (wavy bedding), les « flaser bedding » et les stratifications entre-croisées

(cross-lamination).

Cependant, ce faciès a été influencé, non seulement par la marée, mais aussi, en partie, par les

vagues. Ceci est mis en évidence par l'augmentation de la teneur en sable et de la présence des

rides de courant (current ripples) et des stratifications planes parallèles (Reineck et Singh,

1980; Li et al., 2000; Hori et al., 2001) (Figure 25 et 26).

II.A.2.4) Faciès de la plaine deltaïque subaérienne :

L'épaisseur de ce faciès est de 4 à 5 m. Les sédiments sont composés par des argiles silteuses

noires et des silts sableux riche en matière organique et en paillettes de mica.

24

Chapitre II

Les sables sont fins, bruns à jaunâtres et gris, et bien classés renfermant parfois des débris de

coquilles. Ce faciès est caractérisé par des laminations parallèles discontinues et des litages

lenticulaires (lenticular bedding).

Les diatomées d'eau douce augmentent évidement tandis que les planctons marins diminuent.

Ainsi, les foraminifères sont absents. Ce faciès peut correspondre à un milieu de type

supratidal à intertidal (Figure 25 et 26).

Figure 25: La séquence typique du delta de Mékong (Ta et al., 2001)

25

Chapitre II

Figure 26: Faciès sédimentologiques à divers positions du delta de Mékong

(Unverricht et al., 2013)

II.A.3) La progradation du delta de Mékong :

Le taux de la progradation côtière du delta de Mékong n'a pas été continu durant l’élévation

du niveau marin pour les derniers 6 milles ans.

Le taux de progradation a diminué de 17 à 18 m/ans à 13 à 14 m/ans suite à la modification de

la topographie de la plaine côtière et le passage d’une influence fluvio-tidal à une influence

prédominée par l’action des vagues (Ta et al., 2001).

Les faciès sédimentaires sont conformes à ces changements. La dispersion des sédiments vers

le sud se fait par les courants littoraux. Ces courants sont causés par les vagues générées par la

mousson. Cette dispersion explique la réduction du taux de la progradation mer (Woodroffe,

2000; Nguyen et al., 2000).

Pour conclure donc, les zones inter-fluviales du Pléistocène sont recouvertes en discordance

par les sédiments régressifs deltaïques de l’holocène.

L'évolution du delta de Mékong au cours de l’holocène correspond à un passage d’un système

dominé par l’action de marée à un système mixte d’influence de la marée et des vagues.

Chapitre III :

Exemples des

systèmes deltaïques

dans les

palèoenvironnements

27

Chapitre III

Chapitre III : Exemples des systèmes deltaïques dans les

palèoenvironnements Dans ce chapitre, deux exemples seront traités ; la formation Fortuna et la formation Saouaf.

III.A) La formation Fortuna :

III.A.1) Description lithostratigraphique :

La formation Fortuna a été définie par Burollet (1956) dans la péninsule du Cap Bon sur le

flanc oriental du Jebel Abderrahmane. Elle correspond à un vaste corps, essentiellement

argilo-sableux avec des intercalations de calcaire gréseux et de calcaire de plateforme. Cette

formation s’étend de la Tunisie centrale au Cap Bon et jusqu’au détroit siculo-tunisien

(Yaïch, 1986).

III.A.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de la formation

Fortuna :

La formation Fortuna, essentiellement siliciclastique correspond à la superposition de 2

systèmes deltaïques. Le 1er système deltaïque, avorté, est peu développé (Figure 27).

Figure 27: Reconstitution en coupe schématique du premier système deltaïque de la

formation Fortuna (Yaïch, 1986)

28

Chapitre III

Le 2ème système deltaïque est plus développé verticalement et horizontalement. Ce 2ème

système prograde vers le Nord-est (Figure 28).

Figure 28: Reconstitution en coupe schématique du complexe deltaïque de la formation

Fortuna (Yaïch, 1986)

Horizontalement, on constate 2 principaux secteurs :

- Un secteur amont qui montre des matériaux grossiers et troncs d’arbres silicifiés dans

la région de Mrhila-El Ala

- Un secteur aval qui montre des matériaux moins grossiers dans la région d’El

Haouaria-détroit Siculo Tunisien

Cette formation est caractérisée par une base montrant une barre gréseuse strato-

croissante et granocroissante d’épaisseur pluri-métrique à décamétrique (Figure 29).

C’est une barre discontinue qui montre des bancs lenticulaires à rides de houle à

stratifications obliques planes parallèles légèrement pentées et à stratifications

sigmoïdes intercalés dans les argiles (Yaïch, 1992). Il s’agit donc d’une barre

d’accrétion latérale deltaïque à prédominance de la houle constituant une para-

séquence progradante et matérialisant la partie supérieure d’un cortège de haut niveau

marin relatif. Le sommet de ce cortège est marqué par une nette discontinuité

ravinante qui est localement conglomératique (Figure 30). Cette discontinuité vient de

tronquer les bancs gréseux sous-jacents et annonçant le début d’une phase

transgressive (Yaïch, 1992) (Figure 31).

29

Chapitre III

Figure 29: Discontinuité N°1 de l'extrême base de la série Oligocène, Ain Fras-Nebhana

(Yaïch, 1994)

Figure 30: Discontinuité N°4 de la série Oligo-Miocène, Ain Fras-Nebhana (Yaïch, 1994)

La 2ème barre gréseuse deltaïque, strato-décroissante et granodécroissante est terminée

par des niveaux carbonatés à Echinides (Yaïch, 1992), ce qui indique un

approfondissement du milieu de dépôt. Au-dessus, on trouve des marnes aux formes

planctoniques associées à un petit niveau sablo-argileux très riche en glauconie, ce qui

indique une surface d’inondation maximale. En effet, l’élévation du niveau marin a

freiné les apports détritiques, ce qui prouve une rétrogradation. Pour cela, on interprète

cet ensemble comme un cortège transgressif (Yaïch, 1992) (Figure 31).

30

Chapitre III

En montant dans la série, on note la présence de 2 successions. La 1ère succession est

formée par des argiles et marnes gris-verdâtres évoluant vers des argiles brunes à

rousses, même noires par endroit. Au sommet, ces argiles passent à un grès fin

argileux, ferrugineux, bioturbé et mamelonné. Il s’agit d’une para-séquence

granocroissante et strato-croissante évoquant ainsi une progradation c'est-à-dire une

diminution de la tranche d’eau. Par ailleurs, la 2ème succession montre des argiles et

marnes grises. Mais ces argiles passent progressivement à un niveau de grès fin

argileux mamelonné et à concrétions ferrugineuses formant ainsi une para-séquence

strao-croissante et granocroissante, ce qui indique une tendance relative à la

régression. Ces 2 para-séquences sont interprétées comme un cortège de haut niveau

marin (Yaïch, 1992) (Figure 31).

Ce cortège est surmonté par un ensemble formé, à la base par des argiles

glauconieuses renfermant des foraminifères planctoniques, des formes d’âge Eocène

supérieur remaniés ainsi que des foraminifères benthiques. Ces argiles glauconieuses

sont aussi surmontées par des argiles riches en formes benthiques, surtout des

foraminifères à test agglutiné, puis on trouve des argiles ne renfermant que des

foraminifères à test agglutiné et à structure interne complexe caractéristiques d’un

milieu peu profond et froid, annonçant donc un refroidissement paléo-océanique

général (Ben Ismaïl, Lattrache et Bobier, 1984). Cet ensemble se termine par un grès

carbonaté fin, jaune et riche en glauconie marquant un léger approfondissement de la

tranche d’eau dont le sommet correspond à une surface d’inondation maximale

terminant le cortège transgressif (Yaïch, 1992) (Figure 31).

Au-dessus, on trouve plusieurs successions argilo-gréseuses où les argiles sont

silteuses et ferrugineuses montrant des nodules de fer et des débris de feuilles de

plantes, avec une base renfermant quelques foraminifères à test agglutiné. Au sommet

de cet ensemble, les argiles s’enrichissent en gypse et sulfures. Mais un seul niveau

argileux brun-rougeâtre montre des rares Echinides et foraminifères à test finement

agglutiné. Ces argiles passent vers le haut à des argiles rouges. Elles renferment des

niveaux gréseux ferrugineux montrant des nodules de fer. Mais ces grès deviennent

conglomératiques au sommet. Par conséquent, ces observations évoquent une tendance

générale régressive (Yaïch, 1992) (Figure 31).

Après cet épisode margino-littoral, les dépôts deltaïques reprennent par des argiles

vertes à brunâtres renfermant des débris d’Echinodermes, des Ostracodes et des

moules de Globigérines. Au-dessus, on trouve des silts argileux et des sables fins

passant progressivement à une barre de grès moyen à grossier métrique à

stratifications obliques planes parallèles. Il s’agit donc d’une para-séquence deltaïque

strato-croissante et granocroissante indiquant une progradation. Cette para-séquence

est incisée et décapée latéralement par des chenaux méandriformes de plaine deltaïque

(Figure 6).

31

Chapitre III

Ces chenaux montrent un matériel azoïque à remplissage initialement grossier à galets

mous, puis plus fin avec des traces de racines au sommet (Yaïch, 1992) (Figure 31).

Au-dessus, on trouve des para-séquences granodécroissantes et strato-croissantes. Ce

sont des para-séquences gréso-argileuses mais par endroit carbonatées. Elles

renferment des glauconies, des bioclastes et des dents de poissons. Ceci indique une

influence marine. On parle donc d’un cortège transgressif (Yaïch, 1992) (Figure 31).

La partie supérieur de la formation Fortuna est représentée par des dépôts de chenaux

fluviatiles à petits galets de quartz et bois silicifiés qui reposent sur une surface

d’érosion d’extension régionale. Cette partie supérieure fluviatile de la formation

Fortuna s’apparente avec un cortège transgressif (Haq et al., 1988) (Figure 31).

32

Chapitre III

Figure 31: Coupe du Rupélien à l'Aquitanien (Formation Fortuna) et interprétation

séquentielle (Yaïch et al., 1994)

33

Chapitre III

III.A.3) Récapitulation:

La formation Fortuna est essentiellement détritique. Elle correspond à la superposition de 2

systèmes deltaïques. Le 1er système deltaïque, avorté, est peu développé. Le 2ème système

deltaïque est plus développé verticalement et horizontalement. Ce 2ème système prograde vers

le Nord-est.

La formation Fortuna était influencée par des facteurs allocycliques importants tels que

l’eustatisme et la tectonique. Le contrôle eustatique apparait comme le facteur prépondérant

dans l’évolution de cette série sédimentaire. La tectonique semble jouer un rôle non

négligeable dans la répartition des faciès, le contrôle de la tranche d’eau et l’espace disponible.

Les directions de courants indiquent des apports de l’Ouest à Sud-ouest vers le Nord-est

(Figure 32), où la mise en place de ce complexe deltaïque est contrôlée par des accidents

cassants distensifs.

Figure 32: Carte paléogéographique de l'Oligocène-Aquitanien (Jeddi, 1998)

34

Chapitre III

III.B) La formation Saouaf:

III.B.1) Description lithostratigraphique:

La formation Saouaf est définie par Biely et al. (1972), au Synclinal de Saouaf dans la région

d'Enfidha en Tunisie nord-orientale. La formation Saouaf appartient à la partie supérieure du

groupe Oum Douil (Burollet, 1956).

Succédant aux grès de la formation Beglia, cette série se présente comme un ensemble

d’alternances de niveaux argileux d’épaisseur très importante et de barres gréseuses. Ces

alternances peuvent montrer des intercalations des niveaux à lamellibranches (Ostreas), ainsi

que des niveaux à lignites principalement retrouvés dans sa partie médiane (Figure 33). Cette

série est d’âge serravallien terminal-tortonien inférieur (Hooyberghs, 1977 ; Bensalem, 1992

et 1997)

35

Chapitre III

Figure 33: subdivision lithostratigraphique de la formation Saouaf

(El Euch-El Koundi, 2007)

Cette série a été étudiée par plusieurs sédimentologues.

III.B.2) Etude sédimentologique du système deltaïque de la formation

Saouaf:

III.B.2.1) Bensalem et al (1992):

III.B.2.1.a) Organisation verticale des dépôts:

Les affleurements de la formation Saouaf, d’épaisseur approximative de 700 m, montrent des

faciès à prépondérance d'argiles et de grès. Les argiles forment généralement des combes et

les grés correspondent à des barres qui dessinent des crêtes saillantes dans le paysage. La

succession des crêtes et des combes correspond généralement à la succession des séquences

de faciès.

Cette série sédimentaire peut être décomposée en quatre ensembles présentant de la base vers

36

Chapitre III

le sommet les caractéristiques suivantes (Figure 34):

Le 1er ensemble :

Cet ensemble qui débute par des argiles silteuses très bioturbées, avec parfois des terriers en

U vers le sommet. Par la suite on trouve des barres gréseuses à stratifications obliques,

« Wavy bedding », « Flaser bedding » et des laminations horizontales qui passent vers le haut

à une suite de séquences progradantes, strato- et granocroissantes dont les bases montrent des

argiles de prodelta. Mais, les sommets sont marqués par des barres d'accrétion-latérale de

front de delta, d'aspect souvent lenticulaire.

Les niveaux argileux et argilo-silteux, dont certains sont complètement azoïques, ne

présentent aucune microfaune significative sur le plan stratigraphique. Mais la présence par

endroit de coquilles de Lamellibranches et de Gastropodes, de quelques tests d'Ostracodes, de

foraminifères benthiques et de rares foraminifères planctoniques confère à ces niveaux un

caractère infratidal.

Un niveau gypseux de 40 cm d'épaisseur, caractéristique d'un milieu lagunaire ferme, termine

cet ensemble et souligne le caractère régressif de ces dépôts (Bensalem et al., 1992)

(Figure 34).

Le 2ème ensemble :

Ce deuxième ensemble est également formé par la succession de plusieurs séquences

progradantes et à grandes stratifications obliques qui caractérisent une plage de faible

inclinaison. L'apparition de paléosols à traces de racines au sommet de certaines séquences,

montre le caractère régressif et progradant de ces dépôts.

Les niveaux argileux, sont presque exclusivement azoïques.

Dans sa partie sommitale, cet ensemble se différencie par une nette individualisation de

séquences strato- et granodécroissantes à matériel grossier. Le caractère ravinant de la base de

certain niveaux est souligné par le remplissage des creux des chenaux par un matériel grossier

formé essentiellement par des débris d'huitres roules.

Il s'agit de dépôts de plaine deltaïque aval, progradant sur les barres de front de delta de

l'ensemble précédent (Bensalem et al., 1992) (Figure 34).

Le 3ème ensemble :

Dans cet ensemble, le caractère progradant des séquences devient plus évident. En effet, au-

dessus des argiles à microfaune essentiellement benthique caractéristique d'un prodelta ouvert

aux influences marines, la plupart des barres d'accrétion se terminent par des niveaux à

racines qui sont parfois associées à des paléosols successifs.

Les rides symétriques de houle qui sont abondantes, les figures d'échappement d'eau qui sont

très spectaculaires surtout dans les barres à stratifications obliques de faible inclinaison,

évoquent les caractéristiques des barres de front de delta.

37

Chapitre III

Au-dessus de cette succession répétitive de séquences d'avant delta, apparaissent des

séquences ravinantes et à base grossière formée par des dragées de quartz et des fragments de

bois ferrugineuses. Ces séquences strato- et granodécroissantes qui montrent par endroit et

vers leur sommet, des niveaux lenticulaires à huitres correspondant à des dépôts de vasières

supratidales, caractérisent une plaine deltaïque aval.

Vers le sommet de cet ensemble, les séquences deviennent de plus en plus ravinantes à leurs

bases et le matériel devient plus grossier avec des dragées de quartz, des fragments de bois

ferrugineux et de gros galets bien roulés.

Ces séquences strato- et granodecroissantes caractérisent probablement des dépôts de plaine

deltaïque fluviatile (Bensalem et al., 1992) (Figure 34).

Le 4ème ensemble :

La partie exposée de cet ensemble est formée essentiellement par des barres sableuses de front

de delta qui avancent sur des assises argileuses de prodelta. L'enrichissement des séquences

en dépôts sableux de plus en plus grossiers, traduit une nette progradation progressive de cette

série.

Une zone couverte sur plusieurs centaines de mètres par un platier de quaternaire éolien,

empêche de suivre l'évolution verticale de la partie supérieure de cet ensemble.

La réapparition des affleurements sous le petit Châteaux de "Port Prince", a permis

d'individualiser des barres sableuses à figures de slumps qui sont associées généralement vers

leur sommet à des bioturbations spiralées (Bensalem et al., 1992) (Figure 34).

38

Chapitre III

Figure 34: Coupe lithologique et sédimentologique de la formation Saouaf de la côte nord du

Cop Bon (Bensalem et al., 1992).

39

Chapitre III

III.B.2.1.b) Séquences typiques d’un système deltaïque de la formation Saouaf:

Séquence A :

Cette séquence débute par des argiles et se termine par des bancs de grés lenticulaires et

discontinues, avec souvent des rides de houles au sommet. Elle correspond à une séquence

d'avant delta dont l'évolution verticale strato- et granocroissante est caractéristique d'une barre

d'accrétion latérale (front de delta) progradant sur des argiles (prodelta) (Bensalem et al.,

1992) (Figure 35).

Séquence B :

Cette séquence se caractérise par une progradation de lits sableux sur des argiles vertes à

coquilles de Mollusques. Vers le sommet, s'individualisent des paléosols avortés à traces de

racines (Bensalem et al., 1992) (Figure 35).

Séquence C :

C’est superposition de deux séquences de plaine deltaïque avec un matériel grossier à la base

formé par des dragées de quartz, des morceaux de bois ferrugineux et des débris d'huitres

transportés. Des slumps, des stratifications obliques, des bioturbations et des paléosols

apparaissent dans les niveaux gréseux de la séquence supérieure. Le ravinement de ces

séquences va de pair avec la disparition de certains niveaux comme celui de l'argile séparant

les deux séquences de faciès (Bensalem et al., 1992) (Figure 35).

40

Chapitre III

Figure 35: Séquences typiques d’un système deltaïque de la formation Saouaf

(Bensalem et al., 1992)

III.B.2.1.c) Structures sédimentaires associées:

Les structures sédimentaires rencontrées sont très nombreuses et variées. On peut citer les

rides de houles, les figures de charge ou « load cast », les pistes de fuite d'animaux

témoignant l'arrivée brutale des sédiments des corps sableux, les figures d'échappement d'eau

de différentes tailles, les « groove cast », les « prod-cast », les slumps de grandes tailles

évoquant une légère pente et une certaine instabilité du plancher sédimentaire lors du dépôt

(Bensalem et al., 1992).

III.B.2.2) El Euch-El Koundi (2007):

Deux para-séquences seront présentées :

La 1ère para-séquence :

Les argiles transgressives ont une épaisseur de 60 m. Elles sont suivies par le demi-cycle

régressif (Figure 36). Il est représenté par 6m de grès fins. Ces grès présentent à la base des

tempêstites lités alternant avec des grès bioturbés (Figure 37) correspondant à un faciès

d’avant plage. Le sommet de cette para-séquence est représenté par un faciès de plage

intensément bioturbé (Figure 38).

41

Chapitre III

Figure 36: Demi cycle régressif de la para-séquence (El Euch-El Koundi, 2007)

Figure 37: Détail de l’alternance des tempêstites lités et des niveaux bioturbés

(El Euch-El koundi, 2007)

42

Chapitre III

Figure 38: Bioturbation verticale (ElEuch-El Koundi, 2007)

La 2ème para-séquence :

Elle débute par 15m d’argiles marines d’offshore. Le demi-cycle régressif présente une

alternance de couches de tempêtes, de grès bioturbées, de grès à rides de vagues et d’argiles.

Ce faciès du shoreface puis d’avant plage est suivi par une barre de grès (5 m) à laminations

planaires et à stratifications entrecroisées faiblement inclinées correspondant à un faciès de

plage.

Dans cette para-séquence, le faciès de plage est suivi par des argiles (gris foncé à noir) à

lignites (20m) déposées dans une plaine côtière ou deltaïque marécageuse. Dans ces argiles

s’intercalent des niveaux de grès fins centimétriques correspondant à un lobe de débordement

fluviatile (Figure 39). On constate en effet latéralement la présence de chenaux à remplissage

gréseux à mégarides (3 à 4 mètres d’épaisseur) et d’une centaine de mètres de large

représentant les distributaires fluviatiles responsables de la présence de ces faciès de

débordement.

43

Chapitre III

Figure 39: Argiles à lignites correspondant à un faciès de plaine côtière marécageuse ou

deltaïque présentant des intercalations gréseuses (El Euch-El Koundi, 2007)

La formation Saouaf peut être traitée comme un système deltaïque ou un système côtier.

Les séquences typiques du système deltaïque (Figure 40) montrent des structures

sédimentaires témoins d’une action mixte de la marée et la houle.

Figure 40: Séquence typique du système deltaïque de la formation Saouaf

( El Euch-ElKoundi, 2007)

44

Conclusion générale :

L’analyse des différents systèmes deltaïques, et principalement celles à influence mixte de

houle et de marée montre l’importance des différents facteurs autocycliques (courants,

vagues, marées…) et allocycliques (eustatisme, tectonique…) dans le façonnement de la

morphologie des deltas et de la répartition des faciès.

En effet, la taille des grains varie dans l’espace, des sables grossiers jusqu’aux fines boues, en

allant du continent vers le prodelta. En plus, une grande variété de structures sédimentaire

peuvent être enregistrées, en fonction de la taille des grains et de l’intensité du courant.

L’évolution de ces systèmes progradants au cours du temps va donner naissance à des

successions de séquences grano-stratocroissantes. Elles débutent par les boues et les argiles du

prodelta, suivies par les barres sableuses des chenaux distributaires, puis les boues et les

charbons de marais et des levées interdistributaires.

Les deltas peuvent constituer des excellents réservoirs pour l’accumulation des

hydrocarbures. Les grès présentent une porosité moyenne entre 30% et 35% avec une

perméabilité encadrée entre 0.1 et 100 milli Darcy.

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