PRESENTATION DU SITE D’ETUDE
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d) Les sédiments calcaires pélitiques : Dans le golfe d’Oran et ses abords, les faciès calcaires
forment un tapis qui recouvre la plate-forme littorale et le rebord continental.
e) Les sables et sablons silicieux : caractérisant la bordure littorale sablonneuse de nature très
homogène.
II.3. CADRE GEOLOGIQUE :
II.3.1. Morphostructure du site d’étude :
Situé dans le domaine septentrional de l’Algérie alpine, le littoral Oranais se retrouve localisé
dans les zones externes du domaine tellien de la chaîne des Maghrébides qui forme les plus
hauts reliefs côtiers nord-africains, résultant de l’Orogenèse tertiaire (Eocène à Miocène) du
cycle alpin (BENABDELLAH, 2011).
Les massifs côtiers du relief Oranais forment une chaine montagneuse discontinue qui s’étend
du Sud-Ouest au Nord Est. Il se dresse en véritable barrière naturelle assurant une protection
contre la violence des vents marins du Nord-Est.
Au niveau du rivage d’Ain Franine, à l’Ouest, on retrouve un horst de 4 Km², appelé Djebel
Khar (la montagne des lions), qui est légèrement détaché du massif d’Arzew, il domine de sa
masse trapézoïdale caractéristique du plateau d’Oran (voir figure II.4). A partir du Miocène
supérieur, les massifs d’Oran et d’Arzew, commencent, à la faveur des failles, à traverser les
formations sous-jacentes attribuées au Néogène. Ce phénomène de surrection, agissant sur des
masses rigides, parait être commandé par des jeux de compartiment du socle particulièrement
importants. L’ampleur des mouvements verticaux étant important, par conséquent le
soulèvement qui s’est réalisé était, bien évidemment, le complément de la subsidence. Ces
actions ont entrainés une morphostructure à fortes inclinaisons qui peut engendrer de vastes
phénomènes de glissement allant jusqu’à une véritable tectonique de couverture par gravité.
Dès lors, la structure géologique côtière du site d’Ain Franine se distingue par la manifestation
de puissants mouvements de terrain, sous l’effet conjugué de la pesanteur, des agents de
l’érosion et du travail corrosif de l’eau, obéissant aux lois de comportement de la mécanique
des roches et des sols (BENABDELLAH, 2011). Ces mouvements observés s’apparentent à
des glissements rotationnels (voir Figure II.5), qui représentent une déformation interne qui se
manifeste à l’amont par des structures extensives (fente de tension, faille normale) et à l’aval
par des structures compressives (faille inverse, pli). Par contre dans la partie centrale, peu
dérangée, la structure initiale reste plus ou moins conservée (voir Figure II.6).
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d) Les sédiments calcaires pélitiques : Dans le golfe d’Oran et ses abords, les faciès calcaires
forment un tapis qui recouvre la plate-forme littorale et le rebord continental.
e) Les sables et sablons silicieux : caractérisant la bordure littorale sablonneuse de nature très
homogène.
II.3. CADRE GEOLOGIQUE :
II.3.1. Morphostructure du site d’étude :
Situé dans le domaine septentrional de l’Algérie alpine, le littoral Oranais se retrouve localisé
dans les zones externes du domaine tellien de la chaîne des Maghrébides qui forme les plus
hauts reliefs côtiers nord-africains, résultant de l’Orogenèse tertiaire (Eocène à Miocène) du
cycle alpin (BENABDELLAH, 2011).
Les massifs côtiers du relief Oranais forment une chaine montagneuse discontinue qui s’étend
du Sud-Ouest au Nord Est. Il se dresse en véritable barrière naturelle assurant une protection
contre la violence des vents marins du Nord-Est.
Au niveau du rivage d’Ain Franine, à l’Ouest, on retrouve un horst de 4 Km², appelé Djebel
Khar (la montagne des lions), qui est légèrement détaché du massif d’Arzew, il domine de sa
masse trapézoïdale caractéristique du plateau d’Oran (voir figure II.4). A partir du Miocène
supérieur, les massifs d’Oran et d’Arzew, commencent, à la faveur des failles, à traverser les
formations sous-jacentes attribuées au Néogène. Ce phénomène de surrection, agissant sur des
masses rigides, parait être commandé par des jeux de compartiment du socle particulièrement
importants. L’ampleur des mouvements verticaux étant important, par conséquent le
soulèvement qui s’est réalisé était, bien évidemment, le complément de la subsidence. Ces
actions ont entrainés une morphostructure à fortes inclinaisons qui peut engendrer de vastes
phénomènes de glissement allant jusqu’à une véritable tectonique de couverture par gravité.
Dès lors, la structure géologique côtière du site d’Ain Franine se distingue par la manifestation
de puissants mouvements de terrain, sous l’effet conjugué de la pesanteur, des agents de
l’érosion et du travail corrosif de l’eau, obéissant aux lois de comportement de la mécanique
des roches et des sols (BENABDELLAH, 2011). Ces mouvements observés s’apparentent à
des glissements rotationnels (voir Figure II.5), qui représentent une déformation interne qui se
manifeste à l’amont par des structures extensives (fente de tension, faille normale) et à l’aval
par des structures compressives (faille inverse, pli). Par contre dans la partie centrale, peu
dérangée, la structure initiale reste plus ou moins conservée (voir Figure II.6).