Palynologie et environnements des sédiments
du Dévonien de Saïda
(Algérie nord occidentale)

3. Sédimentologie

3.1. Méthodes d'étude

Six coupes ont été levées et échantillonnées banc par banc dont quatre dans la localité de Boukourdène, une dans la vallée de Chabet Belal et une dans les hauts reliefs d'El Meloul (Fig. 1 ). La coupe 1 de Boukourdène (BK1) rassemble des faciès qu'on peut retrouver dans les autres coupes et elle est considérée comme la coupe de référence. Ces levés de terrain se succèdent verticalement, avec peu de lacunes de visibilité. En absence de marqueurs stratigraphiques, la coupe de Chabet Belal (CHB) est considérée dans ce travail comme le seul équivalent latéral de celle d'El Meloul (EM).

L'analyse sédimentologique de faciès pour déterminer les milieux de dépôt a été effectuée, d'une part, sur le terrain par la reconnaissance des structures et textures sédimentaires et, d'autre part, à partir de l'étude d'échantillons en macroscopie (surfaces polies) et microscopie (lames minces). La description et l'analyse des faciès les plus caractéristiques ont été présentées dans une précédente publication (Bougara et al., 2012). Ces faciès sont interprétés en termes d'environnements de dépôt suivant la zonation hydrodynamique de Walker (1984), Homewood et al. (1992) et Shanmugam (2000), ainsi que les travaux de Bourget et al. (2010), McDonald et al. (2011) et Zhang et al. (2015).

3.2. Faciès et associations de facies

Les faciès gravitaires ou lithofaciès cités ci-dessous expriment une variation de processus de dépôt dans le temps et l'espace. Ce cadre a été proposé surtout par Mutti et Ricci Lucchi (1972, 1975), Walker (1978, 1992) et Mutti (1979, 1992), et commenté ensuite par de nombreux sédimentologues (e.g., Lowe, 1982 ; Pickering et al., 1986, 1989 ; Ghibaudo, 1992 ; Mattern, 2005 ; Steel & Milliken, 2013 ; Spychala, 2017), en tenant compte des critères suivants : l'épaisseur et la géométrie des strates, la taille et le pourcentage des grains, l'organisation interne des couches, le taux des sables par rapport aux argiles, l'extension latérale des couches, les structures et textures, les indicateurs paléoécologiques, et les mécanismes de transport et de dépôt. Cette classification génétique et prédictive favorise les interprétations de processus hydrodynamiques et d'environnements de dépôt par association de faciès. Le développement et l'étude de modèles modernes, analogues (acoustic/sonic facies type) aux systèmes d'environnements profonds anciens (Nittrouer et al., 2012 ; Shaw et al., 2013) contribuent à l'amélioration et à la compréhension de la variabilité des modèles de faciès.

Les travaux récents de Romans et al. (2011) ont mis l'accent sur un dépôt particulier, le slurry flow ou slurry bed, mis en évidence pour la première fois par Lowe et Guy (2000). Ce dépôt désigne des écoulements aqueux transitoires entre des courants de turbidité, dans lesquels les particules sont supportées principalement par une turbulence d'écoulement, et par la résistance de la matrice. À Tiffrit, on y reconnaît la division M4 (Lowe & Guy, 2000) constituant les barres de chenaux ou les lobes de dépôt. De même, la division M5 (Lowe & Guy, 2000) est reconnue aisément dans les divisions distales de Bouma (1962).

Au cours de la dernière décennie, de nouvelles études ont porté sur les courants gravitaires co-génétiques, des sables et des argiles, nommés linked-debrites (Haughton et al., 2003), appelés aussi courants hybrides (Haughton et al., 2009) ou encore courants de transition (Kane & Ponten, 2012). Dans cette étude, l'accent n'est pas mis sur la transformation des courants gravitaires mais plutôt sur leur stade final de dépôt tel que décrit dans les affleurements des unités sédimentaires de Tiffrit.

Dans notre étude, les lithofaciès ont été regroupés en sept associations de faciès. Celles-ci correspondent à des associations de lithofaciès ou aux éléments architecturaux du 4e ordre de Ghosh et Lowe (1993). L'association de faciès de glissement (A1) regroupe un faciès proximal composé d'un dépôt flué (faciès F1) ou d'un sédiment à microslumps (faciès F2). L'association de séquences rétrogradantes de chenaux (A2) est composée de bancs arkosiques chenalisés (faciès F4) à lits centimétriques de microconglomérats (faciès F3). En phase d'activité importante et de débordement des chenaux, il se forme des sédiments à crevasse splays (faciès F5) ou des dépôts épisodiques grossiers d'inter-chenal (faciès F6). En phase d'activité normale du chenal, l'association de faciès turbiditique d'inter-chenaux proximaux (A3) va d'abord recouvrir les marges internes du chenal avec les faciès de levées (faciès F7 et F8), puis déborder largement dans ses marges externes sous forme de faciès d'overbank deposits à granulométrie fine (association de faciès A4, faciès F9 et F10). Les écoulements gravitaires évoluent ensuite en masses grossières, granocroissantes et à géométrie de type sheet-like rappelant les faciès d'inter-lobes ou de fringe lobes (association de faciès A6, faciès F12 et F13). L'association des séquences progradantes de lobes de dépôts (A5) est marquée par des arkoses plus ou moins grossières (faciès F11 et F3). Les faciès distaux se composent exclusivement de bancs plurimétriques, non cycliques, de schistes argileux à Nereites (Seilacher, 1977 ; West & Hasiotis, 2007) ou à acritarches (association de faciès A7, faciès F10 et F13).

3.3. Les principales unités sédimentaires

3.3.a) L'unité sédimentaire 1 de Boukourdène (unité BK1)

1) Sédimentologie : La coupe est épaisse de 116 mètres (Fig. 2 ). Les faciès reconnus et définis s'agencent en cinq types d'associations élémentaires, évoluant en séquences élémentaires à stratimétrie et granulométrie décroissante ou en séquences stratocroissantes et granocroissantes et à évolution générale rétrogradante. Les discontinuités qui les délimitent sont de simples surfaces planes ou à ravinement peu accusé, suivies d'un placage microconglomératique (Bougara et al., 2012).

2) Approche environnementale : Leur géométrie et leur organisation séquentielle mettent en évidence un complexe de chenaux et levées et lobes de dépôt (Bougara et al., 2012).

3) Discussion : Les complexes de chenaux et levées ont été étudiés par plusieurs auteurs, notamment par Wynn et Stow (2002), Mayall et al. (2006) et McHargue et al. (2011), et les lobes de dépôt par Shanmugam et Moiola (1991), Gervais et al. (2006) et Shanmugam (2006, 2013). Les lobes sont plus ou moins développés suite à une subsidence synsédimentaire attestée par la distension des fractures N 110° E. Cette orientation ainsi que cette subsidence ont été déjà répertoriées au Dévonien inférieur dans la Meseta nord occidentale (El Hassani, 1987, 1991). L'évolution générale, composée de trois phases régressives, de plus en plus distales, traduit une rétrogradation d'un système de dépôt de bas de pente sous-marine (Bougara et al., 2012).

3.3.b) L'unité sédimentaire 2 de Boukourdène (unité BK2)

1) Sédimentologie : Elle est épaisse de 32 mètres (Fig. 3 ). Après une lacune de visibilité estimée à une dizaine de mètres de l'unité sédimentaire précédente, l'unité 2 de Boukourdène est composée de grès ou de quartzites gris à granulométrie moyenne à grossière et de siltites grises à stratimétrie et granulométrie croissantes. Les bancs sont continus latéralement et montrent une absence de chenalisation basale. Les siltites grises (épaisseur de 4 à 10 mètres) à géométrie de type sheet-like s'interstratifient entre les grès ou les quartzites. D'épaisseurs plurimétriques, les séquences évoluent graduellement vers le haut depuis des couches de sédiments fins et minces jusqu'à des bancs de sédiments grossiers et épais. Cette morphologie engendre dans le paysage de petits escarpements qu'on assimile à des lobes de dépôts. Les limites de ces séquences sont des rides de courant. Entre ces escarpements, l'analyse de détail a montré que ces bancs s'organisent en lits minces de grès ou de quartzites avec de très épaisses intercalations d'argile près de la base de la séquence et des intercalations argileuses plus minces au sommet de la séquence.

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		Figure 3 : Analyse sédimentologique de l'unité sédimentaire 2 de Boukourdène (BK2). Figure 3. Sedimentological analyse of the Boukourdene sedimentary unit 2 (BK2).

2) Approche environnementale : Cette organisation séquentielle permet d'évoquer un environnement de type lobe fringe.

3) Discussion : La nature des faciès fait allusion aux caractéristiques lithologiques des lobes et des sédiments d'inter-lobes signalés par Mutti et Normark (1987), dont le faciès (C) de Mutti et Ricci Lucchi (1975) constitue le caractère dominant. Pour Shanmugam et Moiola (1988, 1995), l'aggradation et la progradation sont responsables de la formation du lobe de dépôt.

Les lobes de dépôts et les dépôts d'inter-lobes sont caractérisés par une géométrie de type sheet-like et sont reconnus par de la progradation dont l'évolution séquentielle est strato- et granocroissante. Ces successions sont caractérisées par un épaississement progressif et l'augmentation des faciès proximaux (faciès 4 et 3) et un amincissement graduel des faciès distaux (faciès 10, 11 et 13) (Mutti & Ricci Lucchi, 1972 ; Mutti & Normark, 1987, 1991 ; Mutti, 1992 ; Normark et al., 1993 ; Posamentier & Kolla, 2003 ; Mutti et al., 2009 ; Bourget et al., 2010). Certains auteurs, comme Hiscott (1981) et Spychala et al. (2017), pensent que les lobes des éventails sous-marins se forment par aggradation plutôt que par une progradation vers le bassin. Mais il est concevable que les deux processus puissent être responsables de la formation du lobe de dépôt ou des dépôts d'inter-lobes (Mutti & Normark, 1987 ; Shanmugam & Moiola, 1988 ; McDonald et al., 2011 ; Spychala et al., 2017).

3.3.c) L'unité sédimentaire 3 de Boukourdène (unité BK3)

1) Sédimentologie : L'unité qui occupe les falaises de Boukourdène est épaisse de 75 m (Fig. 4 ). Elle succède à l'unité précédente après une lacune de visibilité d'une cinquantaine de mètres d'épaisseur, correspondant à des siltites et shales subaffleurants. Elle est formée d'une répétition de deux sous-unités lithologiques bien distinctes : une première sous-unité formée de quartzites métriques à décimétriques gris verdâtres passant latéralement à des grès, grossièrement chenalisés et à grande extension latérale, et une deuxième sous-unité se composant de siltites schisteuses souvent en plaquettes centimétriques, planes et horizontales. L'analyse de détail permet de distinguer dans cette deuxième sous-unité, des turbidites souvent de type Td ou Tde (Bouma, 1962) alors que le terme (e) de Bouma est souvent absent ou réduit à quelques centimètres. Les bancs de quartzites ou de grès sont à stratimétrie et à granulométrie décroissantes vers le haut. La taille des grains oscille entre 1,10 mm (axe des chenaux) et 0,25 mm (bordure des chenaux), ce qui renforce l'argument des chenaux qui opèrent un tri granulométrique, devenant de plus en plus riches en quartz à l'axe du chenal et plus argileux sur les bordures. Les discontinuités sont planes et non érosives.

2) Approche environnementale : Les chenaux sont étalés et évoluent dans un environnement d'inter-chenaux, plus distal. Les chenaux sont peu profonds et de dimensions réduites (décimétriques) mais souvent actifs. Les séquences moyennes sont épaisses de 10 mètres en moyenne ; elles présentent des évolutions transgressives, de plus en plus distales. Ceci implique une rétrogradation du corps sédimentaire.

3) Discussion : Les chenaux des cônes sous-marins peuvent être reconnus à partir de leurs caractéristiques sédimentologiques et séquentielles. De formes lenticulaires et massives, les bancs ont une épaisseur variant entre 0,50 et 2,20 mètres. Ils sont associés à des laminations planes occasionnelles. La taille des grains est grossière à très grossière. L'élargissement du chenal vers le haut est matérialisé par une succession de couches minces. Dans la plupart des cas, une stratimétrie décroissante traduit l'abandon progressif d'un chenal. D'autre part, les chenaux peuvent être brusquement recouverts de turbidites fines ou d'argiles hémipélagiques (Galloway, 1998). Une forme allongée des chenaux est évoquée par Mutti et Normark (1991) dans des systèmes présentant un passage latéral de grès ou de quartzites à des argiles. L'environnement de dépôt s'apparente à un système de barre de chenal ou depositional channel à cause des caractères non érosifs des dépôts. Contrairement aux chenaux érosifs, les depositional channel et levées se forment dans des pentes assez raides avec des courants gravitaires en décélération (Galloway, 1998). Entre les chenaux se déposent des turbidites minces de type Tde. La prépondérance des siltites au profit des argiles implique un environnement de type "overbank deposit" distal, c'est la classe des turbidites minces de Walker (1992) ou encore le faciès D2.2 de Pickering et al. (1986, 1989). Les structures à grains moyens à grossiers caractérisent souvent des chenaux larges et à faible relief à base plane à concave. L'existence de chenaux de petites dimensions (longueur, largeur et profondeur) implique principalement une période d'accroissement du niveau marin (Shanmugam & Moiola, 1988 ; Shanmugam et al., 1996). Les chenaux sont considérés de type depositional channel à cause des limites planes qui les délimitent. L'extension latérale de ces chenaux dépasse l'affleurement permettant de les qualifier de chenaux étalés. Ce faciès est qualifié dans la littérature de faciès B2 (Mutti & Ricci Lucchi, 1975) et décrit par Walker (1978), Mutti (1979) et Mattern (2002). Les cycles strato- et granodécroissants permettent de reconnaître les dépôts de chenaux (Mutti & Ricci Lucchi, 1972, 1975 ; Walker, 1978 ; Stow, 1985 ; Mutti & Normark, 1987, 1991 ; Normark et al., 1993 ; Galloway, 1998 ; Posamentier & Kolla, 2003 ; Mattern, 2005 ; Mutti et al., 2009 ; Zhang et al., 2015).

La succession est représentée essentiellement par trois ensembles sédimentaires, identifiables dans l'unité Boukourdene BK3, avec de la base vers le haut : un banc ou plusieurs bancs d'arkoses grossières chenalisées, des sédiments d'inter-chenaux distaux ou overbank deposits, et enfin un faciès argileux à acritarches. L'ensemble chenalisé évolue de la base vers le sommet, d'abord d'une manière active et sans levée, puis s'élargit vers le haut et s'associe avec des levées. L'ensemble overbank deposits présente de bas en haut un enrichissement graduel de faciès fin (faciès F9 et F10). Ces ensembles sont marqués par l'évolution des objets qui les composent : contenu lithologique, stratonomique et fossilifère. Cette succession s'agence selon un empilement en translation vers le continent, impliquant un dispositif en rétrogradation

3.3.d) L'unité sédimentaire 4 de Boukourdène (unité BK4)

1) Sédimentologie : La coupe fait suite à l'unité sédimentaire précédente après une lacune de visibilité de vingt mètres environ. Elle est épaisse de 28 mètres (Fig. 5 ). L'unité est composée de deux sous-unités lithologiques distinctes : une première sous-unité essentiellement schisteuse et une autre sous-unité arkosique. L'ensemble schisteux est formé de siltites argileuses plurimétriques, à la base, et décimétriques, vers le sommet. On y reconnaît des turbidites de type Tc et Td. Les turbidites de type Te sont métriques à plurimétriques. Les horizons de siltites ont une épaisseur moyenne de 10 cm (Fig. 6 ). L'ensemble arkosique se compose de bancs décimétriques à géométrie lenticulaire et à extension réduite. Ces bancs s'agencent en séquences turbiditiques de type Tab, aggradantes. La granulométrie des niveaux arkosiques est grossière à très grossière. Les discontinuités sont planes et non érosives.

2) Approche environnementale : Les caractères sédimentologiques de cette unité permettent de déduire un environnement de type "channel deposit". Les dépôts sous-jacents traduisent un environnement de levées proximales.

3) Discussion : La taille grossière des arkoses évoque une influence proximale du dépôt rappelant le faciès B1 de Mutti et Ricci Lucchi (1975). Le remplissage de chenal est relativement étroit, lenticulaire à grains grossiers, à surfaces non érosives, encadré de faciès de levées proximales (Galloway, 1998). Dans ce cas, les chenaux sous-marins se forment par aggradation (McHargue & Webb, 1986 ; Droz & Bellaiche, 1991 ; Posamentier & Kolla, 2003 ; Mishra et al., 2016).

3.3.e) L'unité sédimentaire de Chabet Belal (unité CHB)

1) Sédimentologie : La coupe fait suite à l'unité sédimentaire précédente et est épaisse de 80 mètres. L'unité de Chabet Belal se compose de la superposition de quatre sous-unités sédimentaires (Fig. 7 ). La première sous-unité est formée de bancs de shales grisâtres, disposés en dalles, et à acritarches indéterminables. L'épaisseur des bancs est métrique. La stratification et la granulométrie sont homogènes ou sensiblement croissantes vers le haut. La deuxième sous-unité se distingue par la grande fréquence vers le haut de turbidites de type Tc et Tcd ou Td, rarement Te. L'épaisseur de Tc oscille entre 5 cm et 25 cm, celle de Td entre 0,5 m et 1 m. La troisième sous-unité montre des quartzites passant latéralement à des arkoses moyennes à grossières, gris sombres, organisées en bancs décimétriques et rarement métriques de turbidites Tabe ou Tabc. Dans ce dernier ensemble, le terme (e) de Bouma est pluricentimétrique. La sous-unité sommitale ne montre aucune évolution sédimentaire apparente, ce sont des lits de shales gris sombres prédominants et à acritarches, non cycliques, surmontés en discordance par le comblement conglomératique du Viséen supérieur.

2) Approche environnementale : Le dépôt étudié traduit successivement un environnement de plaine abyssale, d'inter-lobes auxquel se surimpose deux lobes de dépôt. Vers le haut de l'unité lithologique, la quatrième sous-unité ressemble à la première sous-unité et paraît se répéter ; elle est aussitôt érodée à la fin de l'unité. Le faciès de shales gris sombres à acritarches indique un dépôt de plaine abyssale. La répétition des sédiments de la plaine abyssale implique l'accentuation de la subsidence.

3) Discussion : Les faciès du premier ensemble sont homogènes et sont caractéristiques d'un environnement de plaine abyssale. L'épaisseur des lobes relativement restreinte et les intercalations de shales qui y sont dénombrées impliquent une subsidence accrue. Les environnements décrits sont en accord avec les définitions citées par Shanmugam et Moiola (1991) et Galloway (1998). À l'échelle du lobe, les séquences traduisent une progradation tandis que, à l'échelle du banc, le dépôt est généré par un processus d'aggradation (Shanmugam & Moiola, 1988 ; Fildani et al., 2007 ; Prelat et al., 2009 ; Bernhardt et al., 2011).

3.3.f) L'unité sédimentaire d'El Meloul (unité EM)

1) Sédimentologie : Cette unité se situe sur la rive gauche de Chabet Belal (Fig. 8 ). Elle affleure en un petit horst et correspond à l'équivalent latéral de l'unité de Chabet Belal, dont elle est distante de 600 m environ.

Cette unité est composée essentiellement de quatre sous-unités sédimentaires. La première renferme des shales plurimétriques, gris sombres associés à un débit en aiguilles dont le détail montre des turbidites de type Te et Tcde. L'épaisseur moyenne des termes (c), (d) et (e) est égale respectivement à 5 cm, 20 cm et 2 m. De nombreux acritarches en mauvais état de conservation ont été découverts au sein de la fraction argileuse. La deuxième sous-unité renferme des shales beaucoup plus silteux en géométrie de sheet-like, légèrement strato- et granocroissants. Les turbidites sont de type Tc, Tcd et Tcde. Le terme (c) de Bouma varie entre 5 cm et 20 cm, le terme (d) entre 5 cm et 10 cm, le terme (e) mesure 50 cm environ. La troisième sous-unité peut être subdivisée en quatre ensembles sédimentaires, généralement strato- et granocroissants. Chacun de ces ensembles s'achève par une masse arkosique, ayant une épaisseur totale des bancs variant entre 3 et 4 mètres environ. Les bancs d'arkoses sont décimétriques, rarement métriques. La granulométrie est moyenne à grossière. Les surfaces de base de bancs présentent des structures de sillons d'érosion ou tabular scours. Les bancs s'organisent en turbidites de Bouma de type Tab et Tabc. La dernière couche d'arkose s'achève par une surface ferrugineuse. Toutefois, l'évolution de ce troisième ensemble n'est pas nette ou est difficile à mettre en évidence, évoquant ainsi un dépôt de type sheet sand. L'évolution générale de cette troisième sous-unité est strato- et granocroissante. Tout à fait au sommet de l'unité sédimentaire d'El Meloul, une nouvelle sous-unité démarre avec des shales non cycliques passant localement à des niveaux silteux à kaolinite et riches en matière organique. Mais elle est malencontreusement tronquée par une faille d'orientation est-ouest.

2) Approche environnementale : La première sous-unité caractérise un milieu de bassin abyssal. La seconde désigne remarquablement un milieu d'inter-lobes ou de lobe fringe. La troisième indique un environnement de lobes de dépôt. L'évolution sédimentaire des ensembles de ce dernier n'est pas bien polarisée, permettant de suggérer un environnement presque synonyme de sheet sand au sens de O'Connell et al. (1991). Le dernier ensemble arrive à son stade ultime d'évolution marquant une phase de comblement manifeste. Le niveau silteux à kaolinite, riche en matière organique, marque sans doute l'influence de la proximité de la source des apports.

3) Discussion : Le faciès de lobes de dépôts ainsi décrit a montré les caractéristiques suivantes : l'absence de chenalisation basale et la présence de tabular scours ; l'existence de cycles stratocroissants ; la composition d'un faciès dominant (C) ; la présence d'une granulométrie grossière à fine ; la continuité latérale des faciès ; la structure en sheet-like ; l'épaisseur variant entre 3 et 4 m ; la régularité de minces niveaux turbiditiques fins ou faciès (D), servant de base à la définition de ces environnements (Mutti & Ricci Lucchi, 1972, 1975 ; Ricci Lucchi, 1975 ; Mutti, 1979, 1985 ; Mutti & Normark, 1987 ; Shanmugam & Moiola, 1988 ; Galloway, 1998 ; Fildani et al., 2004, 2007 ; Burgreen & Graham, 2014).

3.3.g) Corrélation entre l'unité sédimentaire d'El Meloul (unité EM) et l'unité sédimentaire de Chabet Belal (unité CHB)

La comparaison faciologique entre les deux unités sédimentaires (Fig. 9 ) montre qu'elles sont formées des mêmes sous-unités sédimentaires. Dans le paysage, la troisième sous-unité de Chabet Belal est postérieure à celle d'El Meloul. Le taux de sédimentation des quatre sous-unités sédimentaires s'accroît vers l'ouest. Les lobes de dépôt semblent migrer de l'est vers l'ouest. Les faciès de plaine abyssale d'El Meloul sont plus argileux et plus riches en acritarches que ceux de Chabet Belal. Les lobes d'El Meloul semblent donc se situer dans une zone plus distale que ceux de Chabet Belal.

3.4) Discussion

3.4.a) Environnements sédimentaires

Les unités sédimentaires du Dévonien du môle de Tiffrit sont formées de séquences d'éventail sous-marin profond de plusieurs centaines de mètres d'épaisseur. Les sédiments évoluent depuis des faciès proximaux, association de faciès A1 de sliding (Bougara et al., 2012) jusqu'à des faciès de basin plain, A7 (Fig. 10 ). Ils constituent un bon exemple d'une séquence majeure presque complète et rétrogradante. Les faciès sont strato- et granodécroissants à la base, typiques des chenaux, d'abord à extension restreinte puis devenant de plus en plus larges vers le haut. La rétrogradation s'accentue avec la présence de levées assez développées. Les faciès strato- et granocroissants de lobes de dépôts semblent évoluer et se déplacer latéralement selon une polarité Est-Ouest. Les faciès non cycliques de bassin clôturent cette mégaséquence.

3.4.b) Caractéristiques et mécanisme des écoulements gravitaires des sédiments

Les écoulements gravitaires des sédiments du Dévonien du môle de Tiffrit peuvent se subdiviser, selon la taille du grain, et peuvent être classés essentiellement en trois types. Pour chaque population, on aura un écoulement sédimentaire spécifique pouvant se transformer au cours du transport :

1) Une taille <4 µm (classification de Wentworth, 1922)

C'est la classe des argiles. Ce dépôt est à relier au bruit de fond de Lombard (1972). Les sédiments comportent 3% de restes de particules biogènes, notamment des acritarches et sont maintenus exclusivement par la turbulence du fluide interstitiel. Une fois que l'écoulement décélère, le dépôt se fera essentiellement par décantation grain par grain. L'écoulement sédimentaire responsable de tels dépôts est un courant de turbidité tel que défini par Bouma (1962) et Middleton (1993). Il s'agit du terme Te de Bouma (1962). Les sédiments de levées, les argiles d'inter-lobes ou de plaines abyssales du Dévonien de Tiffrit appartiennent à ce mécanisme de sédimentation.

2) Une taille moyenne comprise entre 4 µm et 500 µm

C'est la classe de grains moyens à très fins où on identifie une population de sables et de siltites allant d'une taille moyenne à une taille très fine. De nombreux auteurs (e.g., Middleton, 1967 ; Walker, 1978 ; Mutti, 1977 ; Lowe, 1982) s'accordent à considérer que cette population de sédiments implique un mécanisme de sédimentation exclusivement par turbidité. Les différents termes de Bouma qui en résultent sont Ta, Tab, Tabc, Tcd et Tcde. L'écoulement est turbulent ; toutefois, certains auteurs (e.g., Lowe, 1982) admettent un écoulement fluidal caractérisé par une haute densité pour les termes proximaux tels que la turbidite Ta et un écoulement de faible densité pour les termes distaux, Tc, Tcd ou Tcde (Kane et al., 2007). À Tiffrit, on reconnaît les couches d'arkoses ou de siltites ayant une granulométrie moyenne à très fine dans les dépôts d'inter-chenaux ou ceux de l'inter-lobes définis dans les unités sédimentaires de Boukourdène, de Chabet Belal ou d'El Meloul. Si le granoclassement n'a pas été observé, Hsu (1989) et Shanmugam (2000) ont proposé que les sables ondulés de la division Tc puissent être déposés par les courants marins de fond, indépendants des courants de turbidité.

L'analyse de détail des bancs arkosiques de Tiffrit a permis de déceler un granoclassement positif et graduel uniquement dans plusieurs niveaux sédimentaires à granulométrie fine des ensembles sédimentaires de Boukourdène, de Chabet Belal et d'El Meloul. Par conséquent, l'expression de courants de turbidité est restreinte uniquement aux dépôts d'inter-lobes de Chabet Belal, d'El Meloul et d'inter-chenaux de Boukourdène. La concentration des sédiments est faible dans les courants de turbidité (1 à 23 % par volume, Middleton, 1967 ; Middleton & Hampton, 1973). Les courants de turbidité transportent essentiellement des sédiments à grain fin parce que la turbulence est le seul mécanisme de soutien des sédiments et que le contact grain-grain est rare. De surcroît, les sédiments sont arrangés et déposés graduellement, grain par grain, par la suspension (Middleton & Hampton, 1973 ; Shanmugam, 2006, 2016).

2. Une taille grossière à très grossière comprise entre 0,5 et 4 mm

C'est la fraction des sables grossiers à microconglomératiques. Cette population se rencontre dans les environnements chenalisés et de lobes de dépôts du Dévonien de Tiffrit où une origine turbiditique a été exclue (Bougara et al., 2012). Toutefois, dans la majorité des bancs, aussi bien ceux de l'environnement de lobes que de chenaux, un granoclassement répétitif a été observé au sein des bancs, associé quelquefois à leur sommet à des grains de quartz flottants ou rafted clasts, attestant ainsi une origine laminaire (Arnott & Hand, 1989). De tels sédiments sont donc issus d'un mécanisme de debris flows. Ces derniers ont un comportement de rhéologie plastique (Johnson, 1970) et ils représentent des fluides non newtoniens (Coussot & Meunier, 1996). Un courant de turbidité est considéré comme un courant se subdivisant en deux phases (eau et solide), tandis que les coulées de débris sont formées d'un courant à une seule phase dans laquelle l'ensemble de la masse subit une déformation importante et continue (Coussot & Meunier, 1996). Les sédiments des coulées de débris sont soutenus par la résistance de la matrice, la pression de dispersion et la flottabilité (Middleton, 1993). Les coulées de débris sont capables de transporter des sédiments de toutes tailles en raison de plusieurs mécanismes de soutien des sédiments, la densité de la matrice, la pression de dispersion, la flottabilité, et la densité du fluide (Phillips & Davies, 1991 ; Middleton, 1993). Le contact grain-grain est fréquent dans les coulées de débris et la concentration des sédiments est élevée (50 à 90 %) en général (Coussot & Meunier, 1996). Selon Johnson (1970), les sédiments des coulées de débris sont déposés suite à un phénomène de gélification.

Pour Kneller et Branney (1995), une décantation brusque des particules, causée par une décélération rapide du courant, entraînerait un dépôt sans structure et sans classement de grains à la base. Le mauvais triage des particules peut être expliqué par une variation de la vitesse du courant (Sumner et al., 2008).

3.4.c) Nature et modèle du dispositif sédimentaire étudié

La variété des faciès et le style de dépôt des éventails sous-marins changent largement d'un système à l'autre et reflètent les caractéristiques du bassin, la topographie du fond marin, l'apport en sédiments et les fluctuations du niveau marin. La nature et le modèle du dispositif sédimentaire dépendent des caractéristiques de l'éventail étudié :

1) Éventail à lobes détachés ou attachés : Le dispositif étudié semble appartenir à un éventail dont les lobes sont attachés aux chenaux. En effet, les éventails à lobes détachés des conduits distributaires ou chenaux sont souvent caractérisés par une zone de by-pass (Romans et al., 2011) ou zone de réajustement hydrodynamique des sédiments (zone de passage de flux de sédiments ou zone d'érosion). Cette zone est alors formée le plus souvent par une épaisse couche hémipélagique d'argile séparant les sédiments de lobes de dépôts et ceux des chenaux (Van Der Merwe et al., 2014). La taille des grains, la nature et la concentration des sédiments exercent des contrôles majeurs sur les écoulements de by-pass (Sumner et al., 2012 ; Stevenson et al., 2015).

2) Éventail de grande efficacité ou de basse efficacité de transport : Les dépôts étudiés peuvent s'apparenter à un système de grande efficacité de transport, eu égard à l'étendue du système de dépôt (quelques centaines de kilomètres) et à la richesse en argiles (environ 40 %), siltites (20 %) et arkoses (40 %). À titre de comparaison, dans les cônes de basse efficacité de transport, les dépôts d'inter-lobes ou de plaines abyssales sont mal représentés ou absents (Shanmugam & Moiola, 1988 ; Kneller et al., 2009).

3) L'environnement chenalisé du dépôt étudié : On l'assimile à un système de type depositional channel à cause des caractères non érosifs des dépôts. Contrairement aux chenaux érosifs, les depositional channel et levées se forment dans des pentes assez raides avec des courants gravitaires en décélération (Galloway, 1998, Kane et al., 2007).

4) Éventail à pente élevée : Le sens et la direction monopolaire impliquent une absence de sinuosité ou une faible sinuosité. Les levées sont assez développées et les chenaux migrent rapidement et se déplacent formant des ceintures multilatérales. Cet état de fait atteste selon Galloway (1998) d'un gradient de pente élevé.

5) Éventail de type fanlobe, ponded lobe, mounded lobe et sheet lobe : Le terme fanlobe (Bouma, 1985) peut être utilisé seulement sur la majorité des éventails associés à des chenaux sinueux. Le ponded lobe (Nelson et al., 1985) n'est pas un éventail type, il a été identifié comme étant un lobe chenalisé ou non chenalisé (Shanmugam & Moiola, 1991). Le mounded lobe est constitué de matériaux graveleux à sableux, peu ou pas chenalisés, et il est relativement bien marqué topographiquement. Au contraire, le sheet lobe est constitué de matériel plus fin (sables, silts et vases) et il est généralement parcouru par un réseau discontinu de chenaux secondaires. Le sheet lobe est relativement étendu et très peu marqué topographiquement (Galloway, 1998). Les couches dévoniennes de Saïda peuvent s'apparenter à un système de dépôt intermédiaire entre un mounded lobe, à pôle exclusivement gréseux et graveleux, et un système de bas de pente de type sheet lobe, matérialisé par des dépôts sableux, silteux et argileux.

6) Les éléments composants l'édifice sédimentaire de Tiffrit : L'unité sédimentaire 1 de Boukourdène atteste sans doute de la superposition entre une progradation de lobes et la persistance de chenaux sous-marins, dans un contexte impliquant une hausse du niveau marin. Avec ses structures chenalisées, le cône moyen est bien individualisé dans les unités sédimentaires 3 et 4 de Boukourdène. L'unité sédimentaire de Chabet Belal ou de son équivalent latéral d'El Meloul, montrent incontestablement le cône externe de l'édifice avec d'abord les sédiments de lobes, puis ceux de la plaine abyssale. Normalement représenté par des faciès chaotiques et des sédiments de type conglomérats, le cône interne ou cône supérieur n'est pas observable dans les affleurements du Dévonien du môle de Tiffrit.

7) Modèle de dépôt, type de marge et intérêt économique : Au cours du Dévonien, se développent à Tiffrit des faciès silico-clastiques hémipélagiques à cachet turbiditique. Les sédiments du socle panafricain de l'Atlas saharien s'écoulent de façon linéaire le long d'un talus continental formant un édifice ou un cône sédimentaire peu organisé. Cet édifice sédimentaire est discordant sur les schistes et phtanites siluriens (Lucas, 1952 ; Guardia, 1975). Contrairement aux dépôts frontaliers marocains, notamment à Ghar Roubane (Lucas, 1942, 1952), où le système turbiditique repose sur une dalle carbonatée récifale, les dépôts de Tiffrit ne montrent pas de faciès de plate-forme continentale. Les sédiments, par leurs caractères lithologiques et sédimentologiques, rentrent dans la catégorie des particules grossières, immatures et assez riches en quartz. La source des apports est proximale et le gradient de pente est fort. Pour Galloway (1998), la déclivité de la pente de ces dépôts varie généralement de 2 à 5°, mais varie globalement de 1° à plus de 10°. En comparant le système étudié avec ceux reconnus et définis par Richards et Bowman (1998), le segment varisque étudié correspond à un domaine de bassin. En sus, la distribution des faciès montre une grande variabilité, passant rapidement d'un environnement de cône moyen (environnement chenalisé), au cône externe (environnement de lobes de dépôt ou de plaine abyssale) ; ceux-ci nous permettent d'évoquer un corps sédimentaire de type slope apron (Fig. 11 ).

En ce qui concerne le type de marge étudié, les chenaux sous-marins dévoniens de Tiffrit sont courts. Leur orientation ainsi que les structures de base de bancs qui y sont associés indiquent une faible sinuosité. Pour Shanmugam & Moiola (1988), les chenaux des cônes de marge passive ont tendance à être relativement longs, avec un faible gradient de pente et avec une grande sinuosité. Normark et Piper (1991) et Nichols (1995) suggèrent que les éléments tectoniques de marges actives ont tendance à favoriser la préservation des turbidites et les dépôts associés. De plus, les marges passives ne développent pas de lobes de dépôt alors que les cônes de marge active le font souvent (Shanmugam et al., 1995). En conséquence, il semblerait qu'un stade de marge active ait favorisé le cône sédimentaire de Tiffrit parce que la source est proximale et que le gradient de pente est élevé alors que dans une marge passive (type Atlantique) se développent des cônes riches en argiles à cause d'une source distale (éloignée) et d'un gradient de pente doux. La tectonique contrôle les types de cônes sous-marins. Les caractères lithologiques, sédimentologiques et environnementaux du dispositif étudié plaident en faveur d'une marge tectonique active.

Les données de la littérature montrent que les séquences contenant des hydrocarbures dans les éventails sont généralement associées à un bas niveau marin global. Les hydrocarbures sont souvent trouvés dans des corps sédimentaires de grande dimension et présentent une progradation (Shanmugam, 2000, 2016). Les grès riches en quartz d'éventails de marge passive mature sont les plus susceptibles de préserver la porosité du dépôt et donc d'être pétroligènes, tandis que les grès d'éventails de marge active ne peuvent pas l'être (Shanmugam & Moiola, 1988). Le slope apron de Tiffrit ne peut pas être considéré comme un modèle de dépôt pétroligène car il évolue en contexte transgressif.

4. Conclusion

D'un point de vue paléontologique, quinze espèces de miospores et neuf espèces d'acritarches ont été identifiées. Elles permettent de dater les unités sédimentaires de Boukourdène, de Chabet Belal et d'El Meloul du Dévonien inférieur, à proximité de la limite Praguien/Emsien, ce qui rejoint les observations effectuées dans des bassins marocains limitrophes. On constate que les interprétations palynologiques concernant les échantillons, basées sur les miospores et les acritarches, sont tout à fait compatibles. Dans les deux cas, un âge Praguien-Emsien leur a été attribué.

D'un point de vue sédimentologique, l'étude a permis d'évaluer les principaux processus sédimentaires responsables du transport et du dépôt des sédiments et de proposer un modèle ou un système de deep water. Cinq types de transport de sédiments ont été alors déterminés :

• les debris flows, qui peuvent être initiés en haut de pente ou sur les flancs du canyon et qui, en phase de décélération, remplissent souvent des chenaux sous-marins. Ces sédiments sont associés à des courants laminaires de traction de grand volume ;

• la décantation hémipélagique, qui comprend l'apport des particules biogènes, notamment à acritarches, présentes dans la colonne d'eau marine, et l'apport des particules détritiques en provenance du continent. Les particules sont transportées par des courants de turbidité de basse densité ;

• les remises en suspension et le transport par les courants de fond. Ces derniers sont généralement rapides, brutaux et à caractère fortement érosif (Bougara et al., 2012) ;

• les courants de turbidité de haute densité ;

• les glissements par gravité et déformation ou fluage (Bougara et al., 2012).

La sédimentation est contrôlée par plusieurs facteurs qui peuvent interagir entre eux avec :

• les conditions climatiques humides du bassin sédimentaire, comme le dénotent les nombreux restes et tiges de plantes fossiles ;

• l'action des séismes qui engendre souvent une déstabilisation de la pente ;

• la gravité ;

• la source et la nature des apports.

L'intensité des arrivées des sédiments évolue en contexte transgressif en définissant trois domaines environnementaux :

• des milieux de lobes de dépôts ;

• des chenaux et levées rétrogradants, impliquant une augmentation progressive de la bathymétrie dans le temps ;

• des milieux de plaine de bassin.

Les résultats obtenus ont permis d'interpréter l'ensemble des unités sédimentaires, localisées au sein de la marge, comme un corps sédimentaire de type slope apron.

L'existence des sédiments et de structures synsédimentaires le long de l'Unité 1 de Boukourdène impliquent une instabilité importante du talus continental. Ce mécanisme d'apport s'estompe vers le haut, puis disparaît. Cet effacement doit être mis au compte d'un éloignement du talus dû à un approfondissement du bassin.

La rétrogradation est ressentie surtout par une migration graduelle de chenaux actifs qui se manifeste par un taux d'argile hémipélagique croissant. La fracturation synsédimentaire N 110° E, ayant fonctionné en régime de distension, est responsable d'une subsidence modérée atténuant ainsi le développement de lobes. Les séquences régressives de plus en plus distales enregistrent une surrection des reliefs et l'exhumation progressive du matériel de la chaîne panafricaine de l'Atlas saharien en période de hausse du niveau marin.

Les caractères lithologiques, sédimentologiques et environnementaux du dispositif étudié témoignent d'une marge tectonique active, correspondant à un stade précoce de la formation de l'orogène hercynien, et résultant de la convergence entre deux plaques majeures, Laurussia et Gondwana.

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