Utilisation de la télédétection pour la cartographie ... · subdivisions dans le bassin du Hank et pour la première fois une cartographie de la couverture paléozoïque. Néanmoins,

الجمهورية الجزائرية الديمقراطية الشعبية

UNIVERSITE FERHAT ABBAS - SETIF سطيف - عباس فرحات جامعةINSTITUT D’ARCHITECTURE & DES SCIENCES DE LA TERRE

MEMOIRE DE FIN D’ETUDE POUR L’OBTENTION DU DIPLOME DE MASTER EN

GEOLOGIE DE L’INGENIEUR

DEPARTEMENT DES SCIENCES DE LA TERRE

THEME

Utilisation de la télédétection pour la cartographie géologique du Massif des Eglab et

de sa bordure sédimentaire (Sud-Ouest algérien) Exemple de la feuille de Mokrid

Présenté par :

Mlle Imessaoudene Narimene

Membres de jury :

Président du Jury : Mr Zighmi Karim - Maître de Conférences B -

Encadreur : Mr Chabou Moulley Charaf – Maître de Conférences A-

Examinateur : Mr Bouima Tayeb – Maître de Conférences A - Examinateur : Mr Hadji Rihab – Maître assistant A -

Année universitaire 2011-2012

Remerciements

M’encadrant pour la seconde fois, après le mémoire de licence en géosciences, le Docteur

CHABOU Moulley Charaf s'est toujours montré à l'écoute et m’a apporté un soutien continu tout

au long de la réalisation de ce travail. Il m’a fait découvrir un univers passionnant, a su m’ouvrir

des pistes et aiguiser mes réflexions, je tiens à l’en remercier. Veuillez trouver, ici, le témoignage

de ma profonde reconnaissance et ma haute considération.

Mes vifs remerciements vont également au Docteur K. ZIGHMI pour avoir accepté de présider

mon jury et à Mr R. HADJI et au Docteur T. BOUIMA pour l’intérêt qu’ils ont porté à ma

recherche en acceptant d’examiner mon travail et de l’enrichir par leurs propositions.

J'exprime ma gratitude à Mr A. BENDAOUED et Mr B. BRAHIMI de l’USTHB d’avoir eu la

gentillesse de répondre à mes questions et me fournir les explications nécessaires à la

compréhension et à l'approfondissement de mes connaissances en imagerie satellitale et

cartographie assistée par ordinateurs.

Ce mémoire n’aurait pas pu être mené à bon port sans l’intervention de mes amis Assia, Fawzi et

Yacine. Qu'il me soit permis de vous dire que je vous suis gré de votre aide et soutien. Toute ma

gratitude.

TABLE DES MATIERES

Introduction Générale…………………..……………………………………………………

Première partie : télédétection et cartographie géologique…………………………..........

I. Notions sur la télédétection…………………………………………………………………… 1. Définition de la télédétection……………………………………………………… 2. Principe de base de la télédétection……………………………………………….. 3. Éléments de physique du rayonnement (bases physiques de la télédétection)…….

3.1. Le rayonnement électromagnétique……………………………………….. 3.2. Le spectre électromagnétique……………………………………………… 3.3. Le rayonnement et la matière……………………………………………… 3.4. Rayonnement électromagnétique et télédétection…………………………

4. Les vecteurs…………………………………………………………………………

II. Domaines d’application de la télédétection……………………………………………………..

Deuxième partie : utilisation de la télédétection pour la cartographie de la région de

Mokrid (Eglab-SW Algérien)…………………………………………………………………

Chapitre I. Présentation de la région d’étude……………………………………………………...

I. Cadre géographique……………………………………………………………………………. II. Cadre géologique………………………………………………………………………………..

1. Aperçu sur la géologie de l’Algérie……………………………………………….. 1.1. Le Nord de l’Algérie……………………………………………………… 1.2. La plate-forme saharienne………………………………………………...

2. Contexte géologique régional ; Aperçu sur la géologie du Sud-Ouest

Algérien……………………………………………………………………………

2.1. Le craton Ouest africain (WAC)………………………………………….

2.2. La dorsale Reguibat ………………………………………………………

2.3. Le massif Yetti-Eglab …………………………………………………….

2.4. Les bassins sédimentaires…………………………………………………

3. Contexte Géologique local………………………………………………………… Histoire géodynamique de la région…………………………………………………………….

Chapitre II. Approche et méthode…………………………………………………………………..

I. Matériel et données utilisées…………………………………………………………………… II. Les différents traitements utilisés………………………………………………………………

1. Modes de visualisation des images sous ENVI…………………………………….

1.1. Affichage en niveaux de gris………………………………………........... 1.2. Affichage en fausses couleurs : composition colorée……………………..

2. L’analyse lithologique………………………………………………………..........

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2.1. La composition colorée ou affichage en fausses couleurs………………….. 2.2. Band ratios (rapport de bandes)……………………………………………. 2.3. L’analyse en composantes principales……………………………………..

3. Analyse structurale et cartes linéamentaires………………………………………..

Chapitre III. Résultats du traitement des images satellitales de « Mokrid »

et interprétation……………………………………………………………………………………………

I. Les traitements des images satellitales sous ENVI 4.5…………………………………...............

1. Résultats du traitement en fausses couleurs (Compositions colorées)………..............

2. Résultats de l’analyse en composantes principales……………………………………

3. Résultats du traitement par band ratios………………………………………………..

4. Résultats du traitement par filtrage…………………………………………………….

II. Cartographie linéamentaire…………………………………………………………………………

III. Orientation Analyse statistique de la carte linéamentaire…………………………………...............

1. Résultats du traitement avec SPO 2003……………………………………………….

2. La rosace de direction tracée avec le logiciel Rose.net. Analyse statistique

de la carte linéamentaire……………………………………………………………….

Troisième partie : cartographie sous SIG et validation……………………………………...

Conclusion générale……………………………………………………………………………

Bibliographie…………………………………………………………………………………..

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LISTE DES FIGURES

Figure 1: Le système de télédétection ………………………………………………….................................

Figure 2 : L’onde électromagnétique simple (monochromatique, plane)…………………….......................

Figure 3 : Spectre électromagnétique………………………….……………………….................................

Figure 4 : Réflectance des différentes surfaces et leur caractérisation par les différents canaux des

satellites..............................................................................................................................................................

Figure 5: Signature spectrale de quelques roches et minéraux (http://ceos.cnes.fr:8100)...............................

Figure 6: Utilisation du rayonnement électromagnétique en télédétection…………………………………..

Figure 7: Satellite géostationnaire…………………………………………………………………………….

Figure 8 : Satellite à défilement……………………………………………………………………………….

Figure 9: Assemblage des coupures de cartes topographiques et géologique au 1/200.000

de la région du Massif Yetti-Eglab……………………………………………………………………………..

Figure 10: Carte des principaux domaines géologiques de l’Algérie, et localisation de la zone d’étude……..

Figure 11: Principales unités structurales de l’Afrique occidental………..…………………………...............

Figure 12: Unités lithostratigraphiques de la dorsale Réguibat ……………………………………………….

Figure 13: Carte géologique du massif des Eglab et de la bordure Est du massif de Yetti ……………………

Figure 14: Carte géologique de la région du Hank…………………………………………………………….

Figure 15 : Carte géologique du Hank, couverture Nord du bassin de Taoudenni en Algérie…………………

Figure 16 : Carte géologique au 1/200 000 de la région de Mokrid……………………….…………..............

Figure17 : Ouverture d’une image sous ENVI…………………………………………………………………

Figure 18 : (a) Les trois fenêtres principales qui apparaissent à ouverture d’une image en niveau de gris

(dans ce cas la bande 7), sous ENVI. (b) informations sur la localisation des points de l’image…...................

Figure 19 : Visualisation des images en composition colorée (CC) (ici la composition standard 432)……….

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http://ceos.cnes.fr:8100/�

Figure 20 : Corrélations entre les matrices des six bandes 1, 2, 3, 4, 5 et 6 correspondant respectivement

aux méta-bandes ETM 7, 5, 4, 3, 2 et ETM 1) et des écarts types standards absolus (Stdev),

de la zone d’étude………………………………………………………………………………………………

Figure 21 : Etapes pour l’obtention de band ratios…………………………………………………………….

Figure 22: (a) Différentes étapes pour l’obtention des composantes principales à partir du méta-fichier

contenant les six bandes TM1, 2, 3, 4, 5 et 7. (b) réalisation d’une image ACP en composition colorée

à partir des trois premières composantes principales CP1, CP2 et CP3……………………………………….

Figure 23 : Utilisation du filtrage (a) choix d’une fonction de convolution, (b) choix du type de filtre,

et du l’angle de balayage dans le cas d’un filtre directionnel………………………………………………….

Figure 24 : Scène en couleurs naturelles (321 RGB)…………………………………………………………..

Figure 25: Discrimination lithologique en composition colorée 754 RGB……………………………………

Figure 26: Discrimination lithologique en composition colorée 742 RGB……………………………………

Figure 27 : Extraits des composantes principales CP1, CP2, CP3, CP4, CP5 et CP6

couvrant la région d’étude………………………………………………………………………………………

Figure 28: Image ACP (CP1, CP2, CP3) RGB réalisée à partir des 6 bandes TM 1,2, 3, 5 et 7 de la

partie de la scène Landsat 7 ETM+, path 199 Row 042 du 14 Décembre 2000 couvrant la région de

Mokrid………………….....................................................................................................................................

Figure 29 : Image RGB obtenue avec les néobandes issues des rapports 5/7, 5/1 et 5/4…………………….

Figure 30 : Image RGB obtenue à partir des néobandes générées par les rapports 7/3 ; 5/2 et 4/3……………

Figure 31 : Différents filtres appliquées à la première composante principale CP1…………………..............

Figure 32: Carte linéamentaire au 1/200 000 de la région de Mokrid (filtre 00°)……………………..............

Figure 33 : Interface du logiciel SPO 2003 (a) Chargement de la carte linéamentaire tracée sous

Adobe Illustrator, (b) Echantillonner la couleur à partir des linéaments tracés, (c) Lancer le calcul

du nombre et de la direction……………………………………………………………………………………

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Figure 34 : Rosace des directions des linéaments de la zone de Mokrid (filtre 00°)…………………………..

Figure 35 : Superposition des calques établis sous SIG englobant les différentes formations constituant

le socle Eglab dans la région de Mokrid (cartographie au 1/200 000ème), a) Pré-Aftout - Inférieur

(série métamorphique) - Supérieur (série de l’Oued Souss), b) Les formations Aftout (volcanisme

et pluton Aftouts), c) Infratillitique inférieur (volcanisme Eglab+série de Guelb el Hadid)……………………..

Figure 36 : Cartographie sous SIG (au 1/200 000ème) de la couverture néo-protérozoïque

(d) et phanérozoïque (e)…………………………………………………………………………………………..

Figure 37 : Carte lithostructurale de synthèse, au 1/200 000ème, de la région de Mokrid

(Eglab, Sud Ouest Algérien)………………………………………………………………………… ………...

Figure 38 : Formation (en rouge) dont la signature spectrale est différente de toutes

les formations de la région d’étude. Image RGB obtenue à partir des néobandes générées

par les rapports 7/3, 5/2 et 4/3……………………………………………………………………………………

Figure 39 : Exemples de modifications à apporter à la carte géologique au

1/200.000 de Mokrid (carrés rouges sur les cartes)……………………………………………………………

LISTE DES PHOTOS

Photos 1: Photo satellite (Google Earth) montrant les différents domaines et limites du Massif

Yetti-Eglab, ainsi que la situation géographique de la région étudiée Mokrid………………………………..

LISTE DES TABLEAUX

Tableau 1: Caractéristiques et applications des bandes spectrales du capteur TM…………………………...

Tableau 2: les caractères des bandes Landsat 7 ETM+………………………………………………………

Tableau 3 : facteur d’indice optimum à partir de toutes les combinaisons possibles des six bandes

dans la région d’étude………………………………………………………………………………………….

Tableau 4 : Synthèse des résultats du calcul sous SPO 2003, montrant la distribution de l’orientation

des linéaments de la carte linéamentaire (filtre 00°) obtenue par Adobe Illustrator Cs……………………….

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INTRODUCTION

GENERALE

[INTRODUCTION GENERALE]

La cartographie géologique est d’une importance extrême pour le géologue, il est donc indispensable de maîtriser

toutes méthodologie et technique moderne de confection de cartes géologiques. Ces dernières années, la

cartographie assistée par ordinateur, notamment la télédétection et le traitement d’images satellitales se sont

imposés comme les outils de cartographie géologique les plus rapides, les plus précis et les plus fiables qui

s’offrent aux géologues, particulièrement lorsqu’il s’agit de cartographie en zones arides et désertiques où les

affleurements sont souvent inaccessibles compliquant le travail cartographique classique.

Dans un tel contexte géographique, comme c’est le cas de notre zone d’étude : Mokrid, située à l’extrême Sud

Ouest du massif des Eglab (Sud Ouest Algérien), la région bénéficie de peu d’études géologiques. La seule

cartographie géologique détaillée de la région a été réalisée par Buffiere, Fahy et Petey dans les années 60 (1965,

sous la direction de la société d’études et de réalisations minières et industrielles ; SERMI). Cette cartographie

manque de précision, il a fallu attendre les compagnes de cartographie des années 90 et 93 avec le travail de

Moussine-Pouchkine pour la publication de nouvelles cartes des Eglab intégrant particulièrement les nouvelles

subdivisions dans le bassin du Hank et pour la première fois une cartographie de la couverture paléozoïque.

Néanmoins, les formations du socle précambrien n’ont pas été détaillées. Même la dernière mise à jour de 2005

avec les travaux de Peucat demeure partielle ; n’incluant qu’une cartographie de socle sans celle de la couverture

sédimentaire néoprotérozoïque et paléozoïque.

Le présent travail s’inscrit dans un projet de cartographie moderne utilisant les nouvelles techniques de

cartographie dans le sud, ce qui est relativement récent, notamment l’imagerie satellitale et la cartographie sous

SIG. Le but étant de contribuer à la reconnaissance géologique dans les Eglab par l’évaluation de l’apport de la

télédétection multispectrale à haute résolution et particulièrement l’utilisation des images Landsat7 ETM+ dans la

discrimination lithologique et linéamentaire au 1/200.000 ème dans la région par rapport aux résultats des études

classiques (carte de Buffière et al. qui nous a servi de référence pour ce travail), et la mise en place d’une base de

données sous système d’information géographique (SIG) permettant d’individualiser et de croiser des informations

géologiques variées. Pour faire, la région de Mokrid située au SW du massif des Eglab et renfermant la quasi-

totalité des formations, et donc présentant au mieux la géologie de ce dernier a été choisie.

TELEDETECTION

ET CARTOGRAPHIE

GEOLOGIQUE

Première partie [TELEDETECTION ET CARTOGRAPHIE GEOLOGIQUE]

4

I.

La télédétection est utilisée de manière croissante dans différents domaine ; des dizaines de satellites d’observation

de la Terre sont en orbite et fournissent en permanence des milliers d’images pour des applications militaires mais

aussi de plus en plus pour des applications civiles telles que la gestion des ressources naturelles, la climatologie,

l'océanographie, la géographie ou la cartographie …etc. Alors de quoi s’agit-t-il ?

Notions sur la télédétection

1. Définition de la télédétection :

Traduit de l’anglais « remote sensing », Télé signifie « à distance » et détection veut dire « découvrir » ou

« déceler ». Le néologisme « remote sensing » fait son apparition aux Etats-Unis dans les années soixante, lorsque

des capteurs nouveaux viennent compléter la traditionnelle photographie aérienne. Le terme de télédétection a été

introduit officiellement dans la langue française en 1973 et sa définition officielle est la suivante :

« Ensemble des connaissances et techniques utilisées pour déterminer des caractéristiques physiques et biologiques

d’objets par des mesures effectuées à distance, sans contact matériel avec ceux-ci. » (Commission interministérielle

de terminologie de la télédétection aérospatiale, 1988).

Ces techniques se différenciant les unes des autres par le type de vecteur (avion, satellite ou navette spatiale), le

mode d’acquisition (analogique ou numérique, actif ou passif), la résolution spatiale, la gamme spectrale utilisée et la

surface observée (Lillsand et Kiefer, 1994).

Cette définition très vaste, la télédétection peut se pratiquer de la surface de la Terre vers l’atmosphère ou vers

l’espace, comme de l’espace vers la Terre. Mais ce travail concerne plus précisément les techniques de la

télédétection aérospatiale, qui a pour but l'étude de la surface de la Terre à partir des satellites, en utilisant les

propriétés du rayonnement électromagnétique émis, réfléchi ou diffusé par les corps ou surfaces que l'on étudie. Une

définition plus précise, et pour nous plus opérationnelle, de la télédétection est la suivante :

« La télédétection est l’ensemble des techniques qui permettent, par l’acquisition d’images, d’obtenir de

l’information sur la surface de la Terre, sans contact direct avec celle-ci. La télédétection englobe tout le processus

qui consiste à capter et enregistrer l’énergie d’un rayonnement électromagnétique émis ou réfléchi, à traiter et

analyser l’information qu’il représente, pour ensuite mettre en application cette information.»

(Site Web du Centre Canadien de Télédétection : http://www.ccrs.nrcan.qc.ca).

2. Principe de base de la télédétection

La télédétection est le fruit de l'interaction entre trois éléments fondamentaux : une source d'énergie, une cible et un

vecteur. Ainsi, l’œil est un excellent dispositif de télédétection; il joue le rôle d’un vecteur qui estime la quantité et

la nature d’énergie de la lumière visible réfléchie, produite par une source externe (soleil, projecteur, ..), et en déduit

des informations à propos de notre environnement (cible). Le principe de base de la télédétection est analogue à

celui de la vision de l'homme :

http://www.ccrs.nrcan.qc.ca/�


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• La cible étant la portion de la surface terrestre observée par le satellite, et dont la taille peut varier de

quelques dizaines à plusieurs milliers de kilomètres carrés ;

• La source d'énergie ; l'élément qui "éclaire" la cible d’une onde électromagnétique (flux de photons).

Il s’agit généralement du soleil, ou de l’énergie solaire stockée et réémise par la cible (considérée - dans ce

cas- comme source d’énergie) sous forme de chaleur (infrarouge thermique).

Dans les deux cas, le satellite ne fait que capter le rayonnement réfléchi, on parle de télédétection passive.

Toutefois, la technologie RADAR nécessite qu'un émetteur soit embarqué sur le satellite ; ce dernier émet une

onde vers la cible et en mesure l’écho, il devient lui-même source d'énergie, on parle alors de Télédétection

active.

• Le vecteur ou plate-forme de télédétection mesure l'énergie (rayonnement électromagnétique) réfléchie par

la cible, puis un émetteur renvoie l'image sur Terre vers des systèmes de collecte et analyse de données. Le

vecteur peut-être un satellite ou un avion, dominant la cible de quelques centaines de mètres à 36 000

kilomètres.

Les étapes qui couvrent le processus de la télédétection et qui nouent les trois éléments fondamentaux -que sont la

source d’énergie, le vecteur et la cible- sont les suivantes (figure 1):

- Le rayonnement provient d’une source d’énergie (1) ou d’illumination de la cible ;

- Il interagit avec l’atmosphère (durant son parcours « aller » et « retour » entre la source d'énergie et la cible) ;

- Une fois parvenue à la cible (2), l'énergie interagit avec la surface de celle-ci. Les propriétés de cette dernières

ainsi que la longueur d’onde du rayonnement réfléchi ou émis dans les diverses fréquences du spectre

électromagnétique procurent à la cible une sorte d’« empreinte digitale » : sa signature spectrale ;

- l'énergie diffusée ou émise par la cible, est ensuite captée à distance par un capteur embarqué à bord d’un

satellite (ou d’un avion) (3) et enregistrée sous format numérique ;

- Cette information enregistrée par le capteur est transmise, souvent par des moyens électroniques, à une station

de réception généralement située au sol où l'information est transformée en images (numériques ou

photographiques) ;

- L’image traitée est par la suite analysée (4) et interprétée (5) (interprétation visuelle et/ou numérique) pour

extraire l'information que l'on désire obtenir sur la cible afin de mieux la comprendre, d’en découvrir de

nouveaux aspects ou pour aider à résoudre un problème particulier.

Figure 1: le système de télédétection (E. Chuvico, 1990)


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3. Éléments de physique du rayonnement (bases physiques de la télédétection) :

Quel que soit le domaine d’application considéré, une bonne interprétation des documents de télédétection ou une

bonne utilisation des données numériques nécessite la compréhension des propriétés du rayonnement

électromagnétique et principes physiques sur lesquels sont fondés la technique de télédétection.

3.1. Le rayonnement électromagnétique

Le rayonnement électromagnétique est une forme de propagation de l’énergie dans la nature, dont la forme qui

nous est la plus familière est la lumière visible telle que la perçoit l’œil humain. Le rayonnement est reconnu par les

physiciens comme un phénomène ondulatoire, en relation avec l’électricité et le magnétisme. Ainsi, une onde

électromagnétique correspond à la vibration simultanée dans l’espace d’un champ électrique et d’un champ

magnétique (figure 2). Elle se caractérisée par:

• Sa période T : le temps au bout duquel le champ électrique ou magnétique effectue un cycle ;

• Sa fréquence ν (en Herz, ou dans le cas de la télédétection caractérisée par des fréquences très

élevées, les mesures sont kHz, MHz ou GHz) : qui est le nombre d’oscillations par unité de temps ;

• Sa longueur d’onde ou amplitude λ : (m, µm) la distance entre deux crêtes consécutives ;

• Sa vitesse de propagation dans le vide (vitesse de la lumière) de l’ordre de 300 000 km/s.

La physique moderne a montré que le rayonnement électromagnétique pouvait également être considéré comme un

déplacement de particules élémentaires appelées photons transportant une quantité d’énergie par entités

élémentaires ou quanta d’énergie pouvant être assimilés à des particules appelées photons.

Figure 2 : L’onde électromagnétique simple (monochromatique, plane).

3.2. Le spectre électromagnétique :

Le rayonnement électromagnétique existe pour une gamme très étendue de fréquences ou de longueurs d’onde (de

10-9m à 105m), qui constitue le spectre électromagnétique (figure 3). Une partie très limitée de ce spectre, entre

0,390 µm et 0,7 µm, constitue la lumière visible à laquelle est sensible l’œil humain.


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-le rayonnement ultraviolet, visible ou infrarouge est émis par les corps, objets ou surfaces en fonction de leur

température : rayonnement solaire (U.V., visible et proche infrarouge), rayonnement terrestre (infrarouge

thermique).

-les rayonnements de très courte longueur d’onde (rayons gamma, rayons X) sont produits par les structurations des

noyaux des atomes (radioactivité).

-les rayonnements ; visible, infrarouge ou micro-onde peuvent être produits artificiellement par vibration ou

rotation des molécules (fluorescence, lasers, four à micro-ondes).

-les rayonnements de grande longueur d’onde sont produits par des oscillations électroniques (antennes).

Figure 3 : Spectre électromagnétique (Bonn et Rochon, 1996)

3.3. Le rayonnement et la matière.

Soumise à un rayonnement émis par une source extérieure, la matière absorbe une partie de ce rayonnement qui est

transformé en chaleur, le reste est soit réfléchi, soit transmis à travers le corps.

- Emission : en fonction de sa température, un corps émet plus ou moins d’énergie, celle-ci est répartie sur des

longueurs d’ondes qui dépendent aussi de sa température. La surface terrestre vers 15°C (288 K) émet un

rayonnement infrarouge, le soleil (6000 K) dans le visible.

- Transmission et absorption: Lorsque le rayonnement traverse l’atmosphère, une partie de son énergie est

absorbée par les gaz qui la constituent. (l’azote dans l’ultraviolet et l’infrarouge, l’eau dans l’infrarouge moyen et

thermique, le CO2 dans le proche infrarouge,…etc.).

- Réflexion: les ondes qui atteignent une surface sont réfléchies. La réflexion spéculaire concerne les surfaces

parfaitement lisses. La plupart des objets de la surface terrestre sont rugueux et la réflexion est dite diffuse. La

fraction du rayonnement diffus renvoyé en direction de l’émetteur constitue le rayonnement rétrodiffusé.

- Réflectance : (figure 4) la proportion de la lumière réfléchie pour une longueur d’onde donnée se nomme

réflectance (Réflectance = Energie réfléchie / Energie reçue).


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Figure 4 : Réflectance des différentes surfaces et leur caractérisation par les différents canaux des satellites.

(Exemples : les résineux sont moins réflectant dans l’infrarouge, la réflectance d’un sol croit d’une

manière quasi-linéaire avec les longueurs d’ondes, l’eau se caractérise par une très faible réflectance

dans l’infrarouge et la blancheur de la neige s’explique par une très forte réflectance dans le visible).

• La notion de "signature spectrale »:

L’objet de la télédétection est de distinguer les types de surfaces à partir du rayonnement reçu par le capteur.

- Dans le domaine des grandes longueurs d’onde (infrarouge thermique et micro-ondes), les variations de

l’émissivité permettent de caractériser les différents types de surfaces, et constituent donc la « signature » propre à

chaque type (Surfaces d’eau et océan : ≈ 0,98, Forêt : ≈ 0,90, Surfaces minérales : 0,85 à 0,95).

- En télédétection visible et infrarouge proche, la « signature spectrale » des surfaces correspond aux variations

de la réflectance spectrale.

Figure 5: signature spectrale de quelques roches et minéraux (http://ceos.cnes.fr:8100).

3.4. Rayonnement électromagnétique et télédétection.

Les domaines du spectre électromagnétique utilisables en télédétection sont imposés par les sources de

rayonnement, et la transparence de l’atmosphère. Les très courtes longueurs d’onde (ultraviolet, rayons X) par

exemple ne sont pas utilisables, car l’atmosphère absorbe ou diffuse la quasi-totalité de ces rayonnements.

En pratique, on peut distinguer trois grands types de télédétection. La figure 6 résume et schématise les systèmes

de télédétection couramment employés.

http://ceos.cnes.fr:8100/�


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• Le domaine du spectre solaire: (le visible et le proche infrarouge, de 0,3 à 4 µm)

Le soleil est l’unique source d’énergie, les effets de l’atmosphère sont limités, l’intensité des flux radiatifs est

suffisante pour permettre une très bonne résolution spatiale, ce domaine est par excellence celui de la télédétection

des espaces terrestres.

• L’infrarouge thermique : Au-delà de 3 µm, l’atmosphère n’autorise la transmission du rayonnement que

dans un nombre restreint de fenêtres, dont les plus importantes se situent entre 3,5 et 3,9 µm d’une part, entre 10,5

et 12,5 µm d’autre part. Le rayonnement est émis par la surface elle-même. La télédétection infrarouge est surtout

destinée à mesurer la température du sol, de l’océan, ou des nuages.

• Les micro-ondes ou hyperfréquences : Pour les ondes millimétriques ou centimétriques, la transparence de

l’atmosphère est très grande; même les nuages (sauf pendant les précipitations) n’atténuent que très faiblement le

rayonnement.

Figure 6: Utilisation du rayonnement électromagnétique en télédétection.

4. Les vecteurs

En fonction de la distance au sol on distingue différents types de vecteurs : ceux qui opèrent à quelques mètres du

sol (grues, ou véhicules qui supportent des radiomètres ou appareils photographiques) ; ceux qui opèrent entre la

dizaine de mètres et la dizaine de kilomètres (avions, hélicoptères et ballons); ceux qui opèrent entre la dizaine et

la centaine de km (ballons stratosphériques) et ceux qui opèrent entre 200 km et 40 000 km (les satellites).

• Les satellites d’observation de la terre:

Selon les applications attendues, les satellites d'observation de la Terre occupent différentes orbites (figures 7,8) :

- Orbite géostationnaire (figure 7): Un satellite géostationnaire est placé sur une orbite équatoriale (l’angle

entre le plan orbital et le plan équatorial, ou inclinaison, est nul) à 35 800 km d’altitude. Il tourne à la même

vitesse angulaire que la Terre. Il apparait immobile pour un observateur terrestre. Il ne peut observer qu’une partie

de la Terre. Les satellites METEOSAT (France), GOES (Geostationary Operational Environmental Satellites,

USA), GMS (Japon) et INSAT (Inde) sont géostationnaires.


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- Orbite héliosynchrone (figure 8): Les satellites ont une orbite quasi-circulaire polaire (inclinaison ≃ 90°) à

une altitude située entre 700 et 900 km. Le plan orbital est théoriquement fixe, et la trace (projection de la

trajectoire du satellite sur la surface terrestre) se décale d’un certain angle vers l’ouest du fait de la rotation de la

terre. Ce sont des satellites à défilement qui peuvent observer la totalité de la surface terrestre. Le satellite français

SPOT et le satellite américain LANDSAT circulent sur ce type d'orbite.

- Orbite circulaire quelconque : comme pour les satellites TIROS, NOAA et ERS-1.

Figure 7: satellite géostationnaire Figure 8 : satellite à défilement

Nous nous limiterons à la description des caractéristiques de Landsat, car notre choix a porté sur les

images satellitaires en provenance du satellite Landsat 7 ETM+, du fait qu’elles sont une source

d’informations géologiques importantes.

• Caractéristiques LANDSAT, et Landsat 7 ETM+ :

Le programme Earth Ressources Technological Satellite (ERTS) utilisant les satellites ERTS-1 dont le nom

a été transformé en LANDSAT (Land Satellite) est dû à la NASA, dans le but de réaliser des prises de vue

multicanales de la surfaces terrestre. Tous les satellites de la série LANDSAT sont Héliosynchrones, en

orbite sub-polaire, dont l’altitude standard a varié de 917 (Landsat 1 à 3) à 705 Km (Landsat 4 à 7), et

repassent tous les 16 jours au dessus du même point.

Le premier satellite, Landsat 1 fut lancé en 1972 et suivit de 4 autres (Landsat 2 à 5). Les trois

premiers constituent la première génération, équipée de deux systèmes d’acquisition : la caméra

numérique RBV (Return Beam Vidicom) et le capteur multispectral MSS (Multi Spectral Scanner).

En 1982, le satellite Landsat 4 est le premier de la seconde génération, avec comme modification majeure :

un passage d’un système d’acquisition de 4 à 7 canaux et une résolution de 30 m contre 80 auparavant, et la

dernière génération avec Landsat 6, lancé le 5 Octobre 1993 et écrasé en mer lors du lancement, et

Landsat 7 lancé avec succès le 15 Avril 1999. Tous deux équipés de nouveaux capteurs : le Thematic

Mapper (TM) et l’Enhanced Thematic Mapper Plus (ETM+).

Les images TM sont beaucoup plus précises que les MSS grâce à leur résolution spatiale, spectrale et

radiométrique, mais aussi au nombre de bandes plus élevé (tableau 1). L'instrument ETM+ de

Landsat 7 dispose de 8 bandes de fréquences (tableau 2).


11

Tableau 1: Caractéristiques et applications des bandes spectrales du capteur TM.

Tableau 2: les caractères des bandes Landsat 7 ETM+


12

II.

La télédétection s’applique à toutes les disciplines qui nécessitent d’appréhender la répartition spatiale d’un

phénomène, soit pour déterminer un état à un instant donné, soit pour suivre une évolution plus au moins

rapide d’un phénomène (P .FOIN.1985).

Domaines d’application de la télédétection

Le premier grand domaine d'application de la télédétection a été l'étude de l'atmosphère (météorologie et

climatologie). L'intérêt de la télédétection dans ce domaine est d'assurer le suivi de l’évolution spatio-temporelle

de la couverture nuageuse, mesurer la température, vapeur d'eau et précipitations...

En océanographie, et ressources marines, la télédétection offre l'avantage de permettre une analyse de la couleur

de l'océan (estimation de la production biologique, turbidité), et une étude de la dynamique et caractéristiques

des mers et océans (températures et altitude de surface, vagues et vents, turbidité des côtes, ..), elle permet

également la surveillance des glaciers et des icebergs.

Les applications terrestres de la télédétection sont extrêmement variées. Elles vont de l’agriculture (rendements

des cultures, réponses de la végétation à certaines contraintes environnementales, ..), foresterie (Cartographie

forestière, estimation de certaines caractéristiques dendrométriques des peuplements forestiers, défoliation et

état sanitaire, …) et hydrologie (spatialisation de l’intensité des pluies, couverture végétale, …), à l’urbanisme

et l’aménagement (cartographie de l’occupation du sol, …) , Cartographie régulière et thématique, Géologie

(reconnaissance de la nature pétrographique des surfaces dépourvues de couverture végétale, suivre la dérive

des continents, les anomalies thermiques liées aux zones tectoniques..), prospection minière, géomorphologie et

structurale (identification des réseaux de failles et donc la détermination des orientations préférentielles de

rupture) et risques naturels (dresser des "cartes des risques" pour certaines régions menacées par les cyclones,

séismes, volcans, mouvements de terrains, sécheresse,.. ).

• Télédétection et cartographie géologique

Discipline cartographique en plein développement, la télédétection trouve ses meilleures applications en

géomorphologie et en géologie. Ainsi, la cartographie géologique, qui cherche à identifier et décrire les

différents types de roche dans une région donnée puis à la mise en carte des données géologiques recueillies sur

le terrain, est passée de son aspect classique basé uniquement sur des missions de terrain et les photos aériennes,

ce qui s’avère être un travail long et complexe ; à un nouvel aspect (images optimisées par l’application de tous

les traitements numériques, fondée sur leur sélection en mode interactif, la numérisation..) facilitant la

confection de telles cartes et la mise à jour des données cartographiques.

UTILISATION DE LA

TELEDETECTION POUR LA

CARTOGRAPHIE DE LA

REGION DE MOKRID

(EGLAB-SW ALGERIEN)

Deuxième partie [UTILISATION DE LA TELEDETECTION POUR LA CARTOGRAPHIE DE LA REGION DE MOKRID (EGLAB-SW ALGERIEN)]

14

Chapitre I. Présentation de la région d’étude

I. Cadre géographique :

Dans le Sud-Ouest Algérien, près de la frontière Algéro-Mauritanienne, s’étend le massif Yetti-Eglab. Il est limité au

Nord et au Sud par les parallèles 25° et 27°30’ N, à l’Est et à l’Ouest par les méridiens 3°et 8° W. Il est bordé au

Nord et à l’Est par les vastes formations dunaires de l’Erg Chech et l’Erg Iguidi qui l’isolent du reste du Sahara

algérien. Au sud s’étend les falaises du Hank et à l’Ouest, le massif continue en territoire Mauritanien.

A l’Est de ce massif, s’étend le domaine Eglab et c’est à l’extrême Sud-Ouest de ce dernier que se situe la région

d’étude, soit Mokrid, entre les méridiens 4° et 5° Ouest et les parallèles 25° et 26° Nord, couvrant une superficie de

12 000 Km2 (carré rouge sur les photo 1, et figure 9).

Photo 1: Photo satellite (Google Earth) montrant les différents domaines et limites du Massif

Yetti-Eglab, ainsi que la situation géographique de la région étudiée Mokrid.

Figure 9: Assemblage des coupures de cartes topographiques et géologiques au 1/200.000 de la région

du Massif Yetti-Eglab (d’après Buffière et al, 1965)


15

II. Cadre géologique :

La région étudiée appartient à la partie occidentale de la plateforme saharienne (Sud-Ouest algérien) et fait partie

du domaine Eglab du bouclier Reguibat ; partie septentrionale du craton ouest-africain.

1. Aperçu sur la géologie de l’Algérie

L’Algérie est divisée en deux unités tectoniques majeures séparées par l’accident sud-atlasique (Figure 10) :

1.1. Le Nord de l’Algérie, portant l’empreinte de la tectonique alpine et composé des ensembles structuro-

sédimentaires suivants, du nord au sud :

• la chaîne des Maghrébides :

Sur une coupe transversale N-S effectuée dans le Tell Algérien, il se dégage deux grands édifices structuraux :

-Le Tell septentrional au Nord, qui caractérise les internides, lui-même constitué de trois grands ensembles

géologiques, à savoir : le socle Kabyle à matériel cristallophyllien et terrains paléozoïques non métamorphisés,

la dorsale Kabyle appelée également chaîne Liasique ou chaîne Calcaire (Glangeaud, 1933) écaillée et chevauchant

vers le Sud les nappes de flyschs Mauritaniens et Massiniens ;

–Le Tell méridional au Sud, caractérise les externides, constitué de nappes de charriage à matériel calcaro-marneux

d’âge méso à cénozoïque, mises en place au Miocène inférieur ;

• Au centre, le domaine des Hautes Plaines (Hauts Plateaux), avant-pays alpin, à couverture sédimentaire méso-

cénozoïques réduite reposant sur un socle paléozoïque affecté par l’orogenèse hercynienne ;

• Au sud, l’Atlas saharien : une chaîne de montagnes orientée NE– SW, née d’un long sillon subsident pincé

entre les hauts plateaux et la Plate-forme Saharienne, comblé, au Mésozoïque, par une puissante série sédimentaire

(jusqu'à 9000m). Durant le Tertiaire, une tectonique compressive réactive les structures extensives en failles et

structures inverses aboutissant à la formation de cette chaîne montagneuse.

1.2. La plate-forme saharienne, située au sud de l’Algérie alpine, se distingue de cette dernière par sa

stabilisation depuis la fin de l’orogenèse panafricaine (depuis 550 Ma). Il faut noter par ailleurs, la déformation

périphérique hercynienne au Nord du craton Ouest africain et l’apparition d’un volcanisme cénozoïque connu au

niveau du Hoggar.

Elle comprend deux domaines bien distincts :

• Le craton Ouest-africain à l’Ouest, stable depuis 2 Ga (Bessoles, 1977), affleure dans la partie orientale de la

dorsale Reguibat (massif Yettti-Eglab) ;

• La chaîne panafricaine, stable depuis 550 Ma, occupe les parties centrale et orientale du Sahara algérien, et

montre une direction essentiellement méridienne ; sauf au Nord du craton où elle devient sub-latitudinale (N080°). Le

socle de cette zone affleure dans le bouclier Touareg (Ouzegane et al., 2003) dont le plus important constituant est le

Hoggar, situé en Algérie. Le Hoggar est caractérisé par de grands cisaillements N-S d'échelle continentale, dont les

accidents 4°50' et 8°30' qui le séparent en trois grands domaines qui sont de l'Ouest vers l'Est (Bertrand et Caby,

1978) : le Hoggar occidental (la Chaîne Pharusienne), le Hoggar Central Polycyclique provenant d'un socle

prépanafricain réactivé et le Hoggar Oriental-Ténéré, stabilisé vers 725 Ma, développant sur sa marge occidentale une

chaîne linéaire intracontinentale (chaîne de Tiririne).


16

• Les deux domaines (CWA et le panafricain) sont séparés par une zone de jonction (suture) qui est restée

relativement mobile jusqu’à la fin du Paléozoïque (Ait Ouali et Nedjari, 2006) ; elle enfouie sous la couverture

phanérozoïque, et supposée passer, en Algérie, par la chaîne d’Ougarta (figure 10). Cette dernière s'est érigée sur

l'emplacement d'un ancien sillon subsident qui borde à l'Est la marge du Craton Ouest Africain (Menchikoff, 1949;

Fabre, 1969). Elle a été affectée au cours de l'orogenèse hercynienne par des plissements de direction majeure NW-SE

et E-W, engendrés par les grandes fractures du socle dont le jeu est essentiellement vertical (Donzeau, 1972).

• Sur le socle précambrien, repose en discordance une puissante couverture sédimentaire, structurée en plusieurs

bassins séparés par des zones hautes. On distingue d’Ouest en Est (figure 10): les bassins de Tindouf et de Reggane, le

bassin de Béchar, le bassin d’Ahnet-Timimoun, les bassins du Mouydir et de l’Aguemour-Oued Mya et la synéclise

d’Illizi-Ghadamès.

Nord de l’Algérie (domaine Alpin) Bassins sédimentaires de la plateforme saharienne

Socle précambrien Failles Accident sud-Atlasique

Sud Ouest Algérien Zone étudiée (Mokrid)

Ligne de suture entre le craton Ouest africain et la chaine panafricaine. La position 2 est celle proposée

par Ennih et Liégeois (2001, 2008), la position 3 d’après les travaux de Takherist (1990).

Figure 10: Carte des principaux domaines géologiques de l’Algérie, et localisation de la zone d’étude [d’après

WEC (Well Evaluation Conférence) Algérie 1995, modifiée]


17

2. Contexte géologique régional ; Aperçu sur la géologie du Sud-Ouest Algérien

2.1. Le craton Ouest africain (WAC):

L'Afrique de l'ouest est caractérisée, du point de vu géologique, par le craton Ouest-africain qui en occupe la partie

majeure. C'est un immense craton d'environ 4.500.000 km2 de surface, stabilisé vers deux milliards d’années, composé

de deux boucliers d’âge Archéen (dans leurs parties occidentales) et Paléoprotérozoïque (éburnéen/ Birrimien) dans

leurs parties centrales et orientales (Rocci et al, 1991); la dorsale Réguibat au Nord et la dorsale de Léo au Sud,

séparés par les sédiments néoprotérozoïques à paléozoïques du bassin de Taoudenni (Figure 11).

La croûte archéenne a été édifiée, déformée et métamorphisée pendant les cycles pré-Léonien (3500 Ma) (Potrel et al.,

1996 ; Thiéblemont et al., 2001), Léonien (2900-3000 Ma) et Libérien (2700-2800 Ma) (Bessoles, 1977 ; Beckinsale

et al., 1980 ; MacFarlane et al., 1981 ; Kouamelan, 1996 ; Thiéblemont et al., 2001). Les formations birrimiennes sont

principalement représentées par des roches sédimentaires, des ensembles volcaniques (Bessoles, 1977) et des granites

syn-cinématiques affectées vers 2,1 Ga par un événement thermo-tectonique majeur (orogenèse éburnéenne, Milési et

al., 1989) associé à un épisode de formation de croûte continentale juvénile (Abouchami et al., 1990 ; Boher et al.,

1992 ; Kouamelan et al., 1997 ; Doumbia et al., 1998 ; Egal et al., 2002).

Les principaux affleurements du WAC apparaissent, au Nord, dans la dorsale Réguibat, à l'Ouest, dans les fenêtres de

Kédougou-Kéniéba et Kayes à la frontière sénégalo-malienne et au sud, par la dorsale de Léo qui couvre une large

région qui va du Liberia au Ghana en passant par la Guinée, le Mali et la Côte d'Ivoire et le Burkina-Faso.

Figure 11: Principales unités structurales de l’Afrique occidental (d’après Peucat et al., 2005, modifiée)


18

2.2. La dorsale Reguibat :

La dorsale Réguibat (terme donnée par N. Menchikoff en 1949 qui signifie : pays cristallin de Reguibat), partie

septentrionale du craton ouest-africain, est une vaste boutonnière allongée SW-NE , entre les méridiens 3° et 16°

Ouest d'une part et les parallèles 20° et 27° Nord d'autre part et couvrant une zone de 1500 km de long sur 250 à 400

km de large. Elle affleure pour l'essentiel en Mauritanie (1200 km) jusqu’en Algérie où elle forme le massif du Yetti-

Eglab (300 km). Au sud et au nord, elle s'ennoie sous la couverture sédimentaire des bassins de Taoudenni et de

Tindouf respectivement.

Comme son équivalent méridional (dorsale de Léo), la dorsale Réguibat est formée en grande partie de terrains

catazonaux plissés et de granites anté 1600 Ma. Bessoles (1977) y distingue 2 ensembles où les âges varient entre 3,5

Ga et 1,6 Ga :

• un ensemble archéen (Précambrien D de Rocci, 1975) à l'Ouest et Sud-Ouest, en Mauritanie (l'Amsaga, le

Tijirit, le Tasiast, le Tiris, l'Ouassat, le Ghallaman, le Sfariat), formé par un socle granito-gneissique affecté par un

métamorphisme catazonal d'âge supérieur à 2,5 GA (Vachette, 1964 ; Potrel, 1994) ainsi que des ceintures de roches

vertes et des quartzites ferrugineux (figure 12);

• un ensemble protérozoïque inférieur à moyen ou Birrimien (Précambrien C de Rocci, 1975), plus jeune que

2,5 GA (2,5 GA à 1,6 GA, Vachette, 1964 ; Boher 1991), relativement peu métamorphique, qui regroupe les régions

de Karets, Yetti et Eglab, composé de ceintures volcano-sédimentaires à formations ferrifères et de granitoïdes

extrêmement variés, séparées par deux cortèges d'intrusions de granitoïdes recoupés par un épisode plutonique alcalin

(figure 12) ;

Un régime de subduction se serait installé au contact de cette croûte birrimienne et de l'Archéen s'achevant par un

phénomène de collision le long de la bordure orientale des Sfariat et de Ghallaman marquant la limite entre les deux

provinces.

(1) Archéen

(2) Protérozoïque

(3) Paléozoïque

(4) Ceinture mobile des

Mauritanides

(5) Mésozoïque et Quaternaire.

Figure 12: Unités lithostratigraphiques de la dorsale Réguibat (d’après Bessoles, 1977).


19

En Algérie, la partie Birrimienne (Eburnienne) est connue sous le nom du massif Yetti-Eglab (Buffière et

al., 1965 ; Lasserre et al., 1970 ; Sabaté et Lomax, 1975 ; Bitam et Fabre, 1996 ; Peucat et al., 2005).

2.3. Le massif Yetti-Eglab :

Le Massif Yetti-Eglab est scindé en deux ensembles de lithologies et de structures différentes : le domaine

Yetti à l’Ouest et le domaine Eglab à l’Est, séparés par un contact tectonique affecté d’une schistosité intense

(zone mylonitique) : la jointure Yetti-Eglab (Sabaté, 1973) qui a rattaché, vers 2 Ga et via un mouvement de

subduction, ces deux terranes tectoniques initialement indépendants.

• Le domaine Yetti, large d’environ 150 km, est limité à l’Est et à l’Ouest par des zones broyées. Il est

principalement représenté par les formations plissées et métamorphisées du Complexe Réguibat Inférieur (Système de

Base Reguibat : SBR, incluant en plus du domaine Yetti, la partie des Eglabs formée par les série de Chegga et le

groupe de Chenachane-Erg Chech ) et recoupé par des plutons granitiques du Complexe Réguibat Supérieur (SSR).

Deux régions séparées par un accident N.NW-S.SE sont distinguées : La zone Est, entre le massif des Eglab et la zone

de fracture médiane, comprend des quartzites fins, noirs, injectés de lentilles de quartz et un complexe rhyodacitique.

La zone Ouest est essentiellement schisteuse. Elle comprend des phyllades injectés de lentilles de quartz, des

micaschistes, des gneiss et des migmatites.

• Le domaine Eglab, auquel appartient notre zone d’étude (figure 13), est essentiellement (dans 2/3 de sa

superficie) granitique (granites post-tectoniques d’Aftout) et volcanique felsique (Aftout et Eglab), non déformé et

non métamorphisé, recouvert au sud par les formations sédimentaires du Hank, et reposant sur des formations

volcano-sédimentaires plissées (Série de l’Oued Souss) et des formations métamorphiques plus anciennes (socle de 2,2

GA) constituées par les séries de Chegga et des Groupes de Chenachane-Erg Chech.

On distingue, d’Ouest en Est :

la zone Ouest Chegga-Iguidi, domaine des formations résiduelles du système de base Reguibat (SBR),

comprend la série de Chegga (Gevin, 1951) redressée, fréquemment, à la verticale et fortement migmatisée,

recoupée par les granites et les gabbro-diorites du cycle Aftout. Cette série recèle les seuls témoins d’Archéen du

Massif Yetti-Eglab : des reliques d’orthogneiss et d’amphibolites datés à 2,7 Ga (Peucat et al., 2005);

la zone centrale Aftout-Eglab ou domaine du pluton Aftout, appartient, selon Gevin (1951) et Buffière

et al. (1965), au Système Supérieur Reguibat (SSR). Elle comprend la série de l’Oued Souss qui contient des

unités volcaniques et volcano-sédimentaires de 2,09 Ga, plissées avant la mise en place des granites Aftout et

désignées par le nom de séries d’Akilet Deilel (AD) à l’Ouest du massif des Eglab, et série de l’Oued Souss (OS)

dans sa partie centrale et orientale.

la zone Est Chenachane-Erg Chech (partie Sud et Sud-Est des Eglab), où des termes du système de

base réapparaissent au sein du pluton Aftout, a été subdivisée en trois ensembles lithologiques (Buffière et

al, Caby, 1965): le groupe de Tilemsi, le Groupe de Teggeur et le Groupe de Dra el Guerb.


20

Figure 13: carte géologique du massif des Eglab et de la bordure Est du massif de Yetti (d’après Buffière et al,

1965, Lameyre et al, 1972, Peucat et al, 2005, modifiée).

2.4. Les bassins sédimentaires :

Le massif Yetti-Eglab, resté stable depuis sa cratonisation il y a 2 Ga, forme le substratum des principaux bassins

sédimentaires du Sud-Ouest algérien. Il s’agit des bassins de Tindouf, de Reggane et du Hank (extension Nord du

vaste bassin de Taoudenni), situés respectivement, au Nord, à l’Est et au Sud du massif (figure 10).

• Le bassin de Tindouf

Le bassin de Tindouf, limité au Sud par la dorsale Reguibat, au Nord par l’Anti-Atlas, à l’Est par la chaîne

d’Ougarta et la dépression de Reggane et à l’Ouest par le bassin d’El Aioun et la chaîne des Mauritanides, est long de

800 km (dont 540 km en Algérie) et large de 200 à 250 km. L’évolution de ce bassin montre une grande différence

entre sa partie Nord et Sud. Cette différence consiste en : l’âge des formations (plus anciennes au Nord), leurs

épaisseurs (beaucoup plus profond au nord avec 8000 m de sédiments, qu’au sud avec 1500 m de sédiments en

moyenne) et leurs structurations [le flanc Sud est une structure monoclinale avec un très faible pendage vers le Nord

(1 à 3° en moyenne) et le flanc Nord fortement redressé contre l’Anti-Atlas marocain et plissé].

La couverture sédimentaire est composée essentiellement de formations paléozoïques, du Cambrien au Carbonifère

supérieur (Gevin, 1960), qui affleurent sur les flancs Nord et Sud et sont recouvertes dans une grande partie du bassin

par une mince couverture sédimentaire tertiaire (100 m d’épaisseur au maximum) qui forme la Hamada du Dra.

Zone d’étude (Mokrid)


21

• Le bassin de Reggane

Situé au Nord-Est des Eglab (figure 10), il représente la continuité Est du bassin de Tindouf dont il est séparé par

une zone haute appelée môle de Bou-Bernous. Il est en monoclinal à faible pendage NE (~ 1°) avec des noses et

terrasses structurales et des failles sub-méridiennes (Aliev et al., 1971) du coté de la Dorsale, et plicatif et fortement

redressé contre l’extrémité méridionale de la chaîne d’Ougarta dans sa partie orientale.

Sa puissante couverture sédimentaire (profondeur maximale de 6 km), essentiellement paléozoïque, n’est complète

que sur le flanc oriental du bassin (Bled-el-Mass), du fait elle soit masquée, ailleurs, par les formations du Crétacé

inférieur ("Continental Intercalaire") et par les recouvrements quaternaires du Tanezrouft et de l’Erg Chech.

• Le bassin du Hank

Situé au Sud de la dorsale Reguibat, le bassin du Hank est une structure synclinale qui occupe la partie Nord-Est du

vaste bassin de Taoudenni (Villeneuve, 2005) (figure 11). Dans la partie algérienne, le bassin est divisé en deux

éléments structuraux séparés par un éperon du socle des Eglab (Hamada Safra) (Buffière et al., 1965 ; Wec Algérie,

2007) (figures 14 et 15): le bassin de Chegga à l’ouest ; un monoclinal à faible pendage vers le sud-Est (1 à 2°)

affecté par une importante flexure (Dar Cheïr) menant les pendages à varier entre 50 et 80° et le bassin de

Chenachene, à l’est de l’éperon, structuré en synclinal d’orientation NW-SE.

La couverture sédimentaire du bassin (2000 m au maximum), reposant en discordance majeure sur l’infratillitique

supérieur et le socle Eburnéen des Eglab, a été subdivisée, dès les premiers travaux géologiques, en Algérie, en deux

grands ensembles ; l’un attribué au Précambrien supérieur (Néoprotérozoïque), l’autre au Cambro-Ordovicien

(Durozoy, 1960 ; Villemur, 1967 ; Zimmerman, 1960 ; Gevin,1960), en partie masqués par les formations crétacées du

Continental Intercalaire et quaternaires du Tanezrouft et de l’Erg Chech (figure 14).

Zone d’étude (Mokrid)

Figure 14: Carte géologique de la région du Hank D’après Bertrand-Sarfati et al., 1996 ; modifiée.


22

La couverture sédimentaire néoprotérozoïque en Algérie à été comparée et parallélisée avec le Supergroupe 1 de

l’Adrar de Mauritanie (entre 1000 et 640 Ma) (Clauer, 1976 ; Trompette, 1973 ; Deynoux, 1978 ; Clauer et Deynoux,

1987) recoupé en trois grands ensembles. Ainsi, la Série du Hank était divisé en un « ensemble gréseux inférieur »,

« un ensemble calcaire » à stromatolites et un « ensemble calcaréo-gréseux » (SERMI, 1965 ; Bertrand-Sarfati, 1972).

Cependant, la découverte, lors des campagnes de cartographies de 1990 et 1993 en Algérie, de failles synsédimentaires

à peu près N-S ayant affecté le craton (Dar el Cheikh vers 5°20 W et Chenachane de 4°-4°20 W), pendant les

évènements distensifs panafricains (800 Ma, Caby, 1987 ; Blanc et al, 1992), a permis de donner une autre idée de la

chronologie des dépôts et la géodynamique du bassin, ce qui a entrainé un nouveau découpage de la série

stratigraphique néoprotérozoïque (figure 15). On distingue quatre groupes qui sont séparés par des discordances

majeures, pour la plupart, d’origine tectonique :

Le Groupe de Douik, discontinu, regroupe les formations de Glebet el Atores et de Chegga, disparaît au

niveau du cinquième méridien Ouest. Il est à dominance siliciclastique caractéristique d’un milieu marin très peu

profond à continental.

Le Groupe moyen plutôt carbonaté, est maintenant subdivisé en :

Groupe du Hank, qui occupe toute la bordure Nord du bassin intégrant les formations de grès de base, de

Chenachene, de l’Oued Souss, de Mokrid, de Tilemsi et d’Oglet Betina. Il consiste en une succession de

carbonates construits par des biostromes à stromatolites déposés dans un milieu marin épicontinental à

profond, tronqués par des faillles synsédimentaires qui permettent l’ouverture, vers 880 Ma, de bassins

intracratoniques en demi-grabben (Moussine-Pouchkine et Bertrand Sarfati, 1993) dans lesquelles se

dépose le Groupe de Dar el Cheikh.

Groupe de Dar Cheikh : le premier remplissage des bassins précités (formations d’Oglet Betina) se fait

avec des carbonates bréchiques à séismites (Bertrand-Sarfati et Moussine-Pouchkine, 1993). Désormais le

craton se comporte comme une bordure de marge passive à sédimentation siliciclastique (formations de

Oglet Damrane et de Teggeur).

Le groupe de Cheikhia : une succession de sédiments argileux-gréseux renfermant une faune de type

Ediacara, déposés en même temps que les évènements panafricains, et affleurant en deux grands synclinaux (synclinal

de Hank-Oued Souss à l’Ouest et synclinal de Oued Chenachane à l’Est).


23

Figure 15 : Carte géologique du Hank, couverture Nord du bassin de Taoudenni en Algérie

(d’après la SERMI, 1965, modifiée)

1-Socle éburnéen 2-Groupe de Douik 3-Groupe du Hank 4-Groupe de Dar Cheikh 5-Groupe de Cheikhia

6-Groupe de Fersiga (Cambrien) 7-Dolérites (CAMP) 8-Hamada 9- Quaternaire Zone d’étude (Mokrid)

3. Contexte Géologique local :

Les coupures de cartes géologiques au 1/200.000 établies par MM J.M. Buffiere, J.C. Fahy et J. Petey

(géologues à la société d’études et de réalisations minières et industrielles ; SERMI) en 1965, concernant la

région des Eglab (régions de Chegga, Mokrid et Oued Chenachane), nous ont été d’une aide précieuse dans les

synthèses que nous avons faites sur la litho-stratigraphie, la structure, et l’histoire géodynamique de la zone

d’étude.

Une analyse méticuleuse de la géologie de la zone de Mokrid (figure 16) permet de déceler les formations

suivantes :

• Les formations dites « typiquement précambriennes » englobant :

le pré-Aftout inférieur qui correspond au socle ancien. La série de Chegga (la plus ancienne),

composée d’amphibolites, mylonites, migmatites et granites, n’affleure qu’à l’Ouest de Mokrid, dans la

région de Chegga. Par conséquent, le seul représentant des séries métamorphiques (socle ancien) dans la

région reste le domaine Chenachane-Erg Chech. On y trouve :

- le groupe de Teggeur, représenté par de petites fenêtres de gabbro-diorites anciens affleurant

essentiellement au Sud-Ouest du groupe de Tilemsi, et des granites de Teggeur dans l’Est et le

Nord-Est de la région, sous forme de lambeaux d’allongement NW-SE, bordés par des failles,

et parsemés de filons acides dans leur partie Nord et de panneaux acides dans leur parties

centre et Sud ;


24

- le groupe de Tilemsi, représenté principalement par des granites et migmatites à l’Est de

Mokrid renfermant, dans leur partie NW, des filons acides de directions NE-SW et NW-SE et

des accidents tectoniques de mêmes directions. Plus à l’Ouest, on peut noter la présence de

petits affleurements de migmatites hétérogènes sur lesquels reposent, en parfaite concordance,

des éctinites qui closent le Pré-Aftout inférieur de la région, étant donnée l’absence du groupe

du Dra El Guerb succédant à celui de Tilemsi.

le pré-Aftout supérieur : sur le socle ancien repose la série volcano-sédimentaire de l’Oued

Souss représentée, à l’Est et au Sud-Est de Mokrid, par des formations volcaniques et au Nord et Nord-Ouest

par des formations détritiques et conglomérats.

les formations Aftout sont caractérisées par de modestes affleurements d’un volcanisme

Aftout non structuré et acide dispersé au Nord de la région, par l’absence des porphyres Aftout et

microgranites associés, et par une grande emprise du pluton Aftout qui recouvre la quasi-totalité de la partie

Nord de Mokrid. Il s’agit essentiellement de granites roses des Eglab, quelques affleurements de microgranites

Aftout, et quelques lambeaux de roches vertes basiques Aftout (diorites, diorites quartziques, et gabbros). Du

point de vu structural, cet ensemble est affecté par de grands accidents tectoniques pour la plupart de direction

sub-méridionale, et traversé par des filons acides et basiques de même direction.

• Les formations Infratillitiques dites aussi Séries intermédiaires dont :

le terme inférieur comprend un Volcanisme Eglab acide (Nord et Est de Mokrid) ainsi que les

termes inférieur et supérieur de la Série de Guelb el Hadid affleurant à l’extrême Nord-Ouest de la région;

le terme supérieur équivaut à la série du Hank avec :

- Un ensemble gréseux (Groupe de Douik): quasi-absent sur la carte géologique de Mokrid , mis

à part un tout minuscule affleurement (à l’extrême Ouest de la carte) d’environ 3x1 Km de grès

et calcaires de base. La série stratigraphique complète peut être observée sur la feuille de

Chegga.

- Un ensemble Calcareux (Groupe du Hank et de Dar el Cheikh) : on y trouve la série

stratigraphique quasi-complète allant des grès ferrugineux inférieurs, calcaires bleus inférieurs

et calcaires à Collenia inférieurs du Groupe du Hank, au calcaires à Conophyton géants, grès

glauconieux, calcaires à Collenia supérieurs, grès férrugineux moyens et calcaires bleus

supérieurs du Groupe de Dar el Cheikh.

Cet ensemble renferme plusieurs falaises et il est affecté de failles sub-parallèles et sub-

méridionales synsédimentaires, qui ont permis l’ouverture, vers 880 Ma, de bassins

intracratoniques dans lesquelles s’est déposé le Groupe de Dar el Cheikh.

- Un ensemble calcaréo-gréseux (Groupe de Cheikhia) : comprend des grès à Kerboubs avec ou

sans lentilles calcaires qui s’intercalent avec les grès roses et verts et calcaires spathiques et les

grès en plaquettes inférieurs.


25

• Les formations Pré-Dévoniennes, qui bordent toute la marge Sud de la région, se composent

d’étroites bandes de formations glaciaires tillitiques éo-cambriennes (la datation par Rb/Sr sur smectite a

fournit un âge de 630-595 Ma) (Clauer et Deynoux ; 1987) appelées Groupe de Fersiga ; couvrant en

discordance angulaire et de ravinement la surface érodée du Néoprotérozoïque et recouvertes par les grès

lie de vin transgressif du bassin de Taoudenni (d’après la carte de Buffière et al; 1965).

Les nouvelles données cartographiques (Moussine-Pouchkine ; compagnes de 1990 et 1993) ont révélé que

la transgression marine sur la tillite continentale a entrainé le dépôt de formations carbonatées, marneuses

et phosphatées recouverte par une formation argilo-phosphatée puis gréseuse. Ces formations ont reçu le

nom de « Groupe de l’Oued Djouf ». Elles sont recouvertes, localement et en discordance de ravinement,

par d’épaisses formations (≃300 m), dites Groupe de l’Azlaf (Ait Kaci; 1994) qui débutent avec des grès

très grossiers à galettes d’Argiles blanches, et constituées ensuite par des pélites grises à vertes puis rouge

surmontées de fins lits gréseux.

• Des formations intrusives tardives associées au bassin du Hank, affleurent dans le NE et le SW de la

région de Mokrid. Il s’agit de dolérites massives ou altérées ; à plagioclases basiques (labrador, andésine,

bytownite) et pyroxènes (aegyrine et augite) et à grands cristaux d’orthose, se cristallisant tantôt en dykes ou

filons verticaux de direction SSW-NNE suivant les fractures profondes ayant permis leur épanchement, tantôt

en sills ou filons-couches interstratifiés dans les séries sédimentaires encaissantes entrainant un léger

métamorphisme de celles-ci qui se traduit surtout par une silicification dans les grès massifs passant à l’état de

quartzites, une recristallisation des sédiments fins détritiques argileux et une altération poussée des sédiments

(Villemur, 1967). Ces dolérites appartiennent à la Province Magmatique de l’Atlantique Central (CAMP) : une

datation 39Ar-40Ar d’une dolérite du Hank a donné un âge de 197 ± 2 Ma (Chabou, 2008).

• Les formations superficielles consistent, essentiellement, en des formations du type Hamadien

enserrées de falaises masquant en partie le Hank. Ce sont des formations d’âge Pliocène (d’après les fossiles

recueillis dans la région de Tindouf, thèse de P. Gevin, p.253), d’origines lacustres, souvent calcaires mais

aussi siliceuses, empâtant les reliefs existants.


26

Figure 16 : Carte géologique au 1/200 000 de la région de Mokrid (Buffière et al., 1965)


27

Légende


28

Histoire géodynamique de la région de Mokrid:

• La première phase de structuration est celle qui correspond au processus orogénique daté de 2,2 Ga pendant

lequel le socle ancien, représenté par les groupes de Chenachene-Erg Chech, est déformé et métamorphisé. La

dernière phase de cet événement orogénique correspond à un soulèvement et à une érosion intense qui ont eu lieu

durant une étape post-tectonique après 2,21-2,18 Ga. Ainsi s’est formé le socle sur lequel les séries de l’Oued Souss se

sont déposées (Peucat et al., 2005).

• La seconde époque rapportée à l’orogenèse éburnéenne comprend deux cycles distincts : le premier cycle

correspond à la série Yetti (absent dans la région d’étude), le second à la série de l’Oued Souss (2,09 Ga) charriée sur

la première série à l’Ouest et affectés par des plis antérieurs au plutonisme Aftout (2,07 Ga) associé à ce cycle.

• Après une période d’érosion, interrompue par les émissions acides du volcanisme Eglab (2,07 Ga), la série du

Guelb el Hadid se met localement en place. Il s’agit d’une série continentale détritique, déposée sur les granites Aftout

et contemporaine du volcanisme Eglab, composée d’arkoses, grès, quartzites roses, grès arkosiques et de

conglomérats.

• La troisième époque est représentée par les dépôts discordants de la série marine du Hank qui clos le

Précambrien de la dorsale Réguibat. En fait, dans la région, presque parfaitement pénéplané, une sédimentation

littorale et continentale discontinue (Groupe de Douik, dans le Chegga à l’Ouest de Mokrid) suivie d’une

sédimentation marine principalement carbonatée à stromatolites (Groupe de Hank) couvre la surface du craton.

Une discordance majeure soulignée par une émersion et un dépôt de sphérulites d’hydroxyde de fer termine le Groupe

du Hank.

Une instabilité tectonique se fait sentir où des bassins s’ouvrent et se remplissent par des sédiments siliciclastiques qui

vont subir par la suite une subsidence puis une très forte érosion soulignant la discordance angulaire avant le dépôt du

Groupe de Cheikhia. Ce dernier est un bassin d’avant chaîne, structuré en deux grands synclinaux en raison du rejeu

des failles synsédimentaires apparues lors de la distension et dont l’une a fortement rejoué au moment de la collision

panafricaine, engendrant les lambeaux de l’Oued Chenachane (Bertrand-Sarfati et al., 1994 ; 1996).

• Après une longue période d’exposition sub-aérienne, le Cambrien inférieur débute par une sédimentation

glaciaire (tillite continentale) dite groupe de Fersiga, reposant par une discordance angulaire et de ravinement sur la

couverture néoprotérozoïque. La transgression glacio-eustatique à la base du Cambrien, provoquée par la fente de

l’inlandsis, a entrainé le dépôt des formations carbonatées et gréso-phosphatées de l’Oued Djouf. Les formations de

pélites de l’Azlaf indiquent une inondation générale instaurant des conditions de sédimentation homogènes en milieu

marin relativement profond et calme (Ait Kaci et Moussine-Pouchkine, 1994).

• Ultérieurement, les sédiments cambriens sont soulevés durant les phases Calédonienne mais surtout

Hercynienne (P. Gevin, 1960) avec le rejeu des grandes failles sub-méridiennes et les flexures affectant

l’Infracambrien. Une phase de distension liée à l’ouverture de l’Atlantique Central avec la mise en place d’un

magmatisme tholéiitique (dolérites) a caractérisé la région (ainsi que l’ensemble de l’Afrique de l’Ouest) à la limite

Trias-Jurassique (200 Ma) (Chabou ; 2008). La phase Alpine ultime (post-Pliocène) est, quant à elle, à peine sensible.


29

Chapitre II. Approche et Méthode :

I. Matériel et données utilisées :

La présente étude s’appuie sur le traitement et l’interprétation d’une scène Landsat 7 ETM+ multispectrale

et panchromatique [une bande panchromatique TM 8 à 15 m de résolution spatiale, 6 bandes multispectrales (TM 1,

2, 3, 4, 5, 7, à 30 m) et une bande TM 6 à 120 m] couvrant la région du Mokrid, path 199 Row 042 du 14

Décembre 2000. Pour faire, nous nous somme servis des logiciels :

• ENVI (The Environment For Visualizing Images, élaboré par la société « ITTVIS »). C’est un

logiciel commercial complet de visualisation et de traitements d'images issues de la

télédétection. Il présente une interface logique et intuitive pour lire, visualiser et analyser

différents formats d'images. Toutes les méthodes de traitement d’images de corrections

géométriques, radiométriques, de démixage radiométrique, de classification et de mise en page

cartographique sont présentes. Nous avons utilisé la version ENVI 4.5. (pour l’utilisation de

ENVI 4.5 voir p.30)

• SPO 2003 Orientation préférentielle des formes:

Puissant logiciel qui permet un énorme gain de temps en calculant automatiquement le nombre,

la longueur et la direction de plusieurs centaines voire des milliers de linéaments que peuvent

inclure les cartes, en l’espace de quelques secondes.

Son utilisation est très facile : après le lancement du programme, On appuie sur la touche

« Nouvelle image » puis - une fois que celle-ci apparait- sur le bouton « calcul » pour obtenir le

nombre la longueur et les directions des linéaments.

• Rose.NET :

C’est une application windows interactive qui permet la représentation graphique et le calcul de

la répartition statistique de l’orientation de linéaments (failles, dykes, etc.). Une fois le logiciel

lancé, on clique sur « File » puis « New ». Une fenêtre Rose Diagram apparaît. On clique sur

« Data » et on introduit nos données obtenues avec le logiciel SPO sur l’orientation des

linéaments. On clique sur « Rose » et la rosace apparaît.

• Adobe illustrator CS :

C’est un logiciel de création graphique vectorielle. Les images vectorielles sont constituées de

courbes générées par des formules mathématiques et, ne s’agissant donc plus de pixels, elles ne

perdent pas en qualité en zoomant. Les courbes tracées ont un aspect parfait grâce au placement

de points d'ancrage et de tangentes qui vont en modifier la courbure. Nous nous en sommes

servis, dans notre travail, pour tracer les linéaments à partir des cartes qui ont subi un traitement

par filtrage directionnels.


30

Dans cette étude, en plus des photos satellitaires, nous avons consulté une assez riche bibliographie concernant la

région d’étude, et avons utilisé des données géoscientifiques sous forme de cartes géologiques au 1/200 000ème

établies par Buffière (Paris, Novembre 1965) (figure 16); il s’agit des feuilles NG30 7, NG30 8 et NG30 9 de la

région des Eglab, projection UTM, Fuseau 30, Ellipsoïde de Clarke 1880.

Ces cartes ont été, par la suite, analysées en vu de comprendre la lithostratigraphie, la structuration et l’histoire

géodynamique de la région, puis intégrées dans ArcGIS. 10 ; un des Systèmes d’Informations Géographiques (SIG)

les plus utilisés qui permet, entre autres, la digitalisation des cartes et la réalisation d’une cartographie intégrée dans

un SIG.

II. Les différents traitements utilisés

Le traitement de la scène Landsat 7 ETM+ de la zone d’étude a porté sur :

- des traitements pour la caractérisation des différentes formations affleurant dans la région tels que les compositions

colorées (CC), les rapports de bandes (ou bandes ratios) et l’analyse en composantes principales (ACP)

- des traitements pour l’identification des linéaments en les rehaussant par filtrage directionnel et spatial.

Ces traitements sont effectués à l’aide du logiciel ENVI 4.5.

Traitement sous ENVI :

Démarrer / Programmes /ENVI 4.5 File /Open image file Sélectionner les six bandes de la scène

Landsat 7 ETM+ ayant la même résolution spatiale (bandes 1, 2, 3, 4, 5 et 7, 30 m) (figure 17).

Figure17 : Ouverture d’une image sous ENVI


31

1. Modes de visualisation des images sous ENVI :

Deux modes de visualisation de l’image sont disponibles : Gray Scale (échelle de gris) (figure 18) et RGB (rouge,

vert et bleu) (figure 19). L’image résultante de ce dernier mode d’affichage est dite composition colorée.

1.1. Affichage en niveaux de gris :

On choisit une bande (car ce mode n’affiche qu’une seule bande)

on choisit le mode d’affichage Gray Scale Load Band.

Trois fenêtres sont disponibles : la fenêtre principale Display 1, le Scroll et le Zoom (figure 18a)

Le rectangle rouge sur la fenêtre Scroll permet de délimiter la zone géographique qui s’affichera sur la fenêtre

Display. En double-cliquant sur ce rectangle on obtient une fenêtre « Cursor Location/Value » (figure 18b)

contenant des informations sur la localisation de chaque point sur la carte.

Figure 18 : (a) Les trois fenêtres principales qui apparaissent à ouverture d’une image en niveau de gris

(dans ce cas la bande 7), sous ENVI.

(b) informations sur la localisation des points de l’image.

1.2. Affichage en fausses couleurs : composition colorée

On Valide l’option RGB dans la boîte de dialogue « Available bands list » puis on attribue la couleur correspondante à chacune des bandes Load RGB (figure 19)


32

Figure 19 : Visualisation des images en composition colorée (CC) (ici la composition standard 432)

2. L’analyse lithologique :

2.1. La composition colorée ou affichage en fausses couleurs :

Les images de télédétection sont en mode RASTER ; où l’espace est divisé en unités spatiales élémentaires appelées

pixel (Picture element) portant chacun une valeur radiométrique renseignant sur sa luminosité et sa couleur. Ainsi,

Un fichier RASTER peut être constitué d’un ou plusieurs plans de couleurs (ou groupes de valeurs

radiométriques) et chaque plan image correspond à une bande spectrale précise, c'est-à-dire à une longueur d’onde

dans laquelle l’image a été acquise par les différents canaux radiométriques du satellite.

En codant les six canaux de même résolution (30 m, Bandes 1, 2, 3, 4, 5 et 7) d’une image Landsat avec les trois

couleurs fondamentales (rouge, vert et bleu), on peut élaborer 216 compositions colorées.

• Choix des combinaisons de bandes en composition colorée :

La variété des canaux Landsat 7 ETM+ nous offre une multitude de choix pour réaliser les combinaisons tertiaires

RVB. Cependant, il arrive que ces combinaisons soient très corrélables, c'est-à-dire que l’information portée se

répète dans plusieurs bandes. Pour échapper à cette répétitivité et choisir les compositions RVB les plus importantes,

une étude statistique pour les six bandes de même résolution spatiale (1, 2, 3, 4, 5 et 7) est effectuée. Ainsi, le

coefficient de corrélation des six bandes et leurs déviations standards (figure 20) sont calculés.

Les meilleures compositions colorées obtenues correspondent aux combinaisons de trois bandes les moins corrélées

entre elles.

Pour effectuer ces calculs, nous devons d’abord créer un méta fichier contenant les « six méta-bandes » -Autrement

le traitement ne prendra en charge qu’une seule bande à la fois- et ce en allant sur File save file as ENVI méta

dans la fenêtre new file bilder choisir import file sélectionner les six bandes ETM+ spatial subset puis

image ( pour redimensionner la zone d’étude) on valide et on donne un nom au nouveau méta fichier.


33

On choisit l’option « basic tools » sur la fenêtre principale ENVI 4.5 statistics compute statistics on

sélectionne le méta fichier créé on coche sur les paramètres covariance et histogramme puis on valide.

Le tableau des statistiques est ainsi obtenu.

Figure 20 : corrélations entre les matrices des six bandes 1,2,3,4,5 et 6 (correspondant respectivement aux méta-

bandes ETM 7,5,4,3,2 et ETM 1) et des écarts types standards absolus (Stdev), de la zone d’étude.

Cependant, pour un choix réellement quantitatif des meilleures combinaisons de bandes pour l’extraction d’un

maximum d’information, Chavez et al. (1982) ont introduit la notion d’ « Optimum Index Factor ». L’OIF est

calculé de la façon suivante :

Où

Σ Sk = Somme des écarts types (déviations standards) des combinaisons des 3 bandes k1, k 2, k 3.

Σ /rj / = Somme des valeurs absolues du coefficient de corrélation.

La combinaison qui a l’OIF le plus élevé est susceptible de fournir le maximum d’informations lithologiques

puisqu’elle utilise les données ayant le moins de redondances.


34

2.2. Band ratios (rapport de bandes) :

Cette analyse se base sur la notion de réflectance (voir la première partie - le rayonnement et la matière). Elle

consiste donc en la division du DN (digital number ou valeur radiométrique d’un pixel) dans une bande par le DN

d’une autre bande (nous rappelons qu’un pixel correspond à une valeur entre 0 et 255, correspondant à l’intensité

du gris, avec 0 = le noir et 255 = le blanc). Il s’agit d’un procédé multi-spectral très utilisé pour mettre en évidence

les différences entre canaux et permettre de s’affranchir des variations d’éclairement des pixels, donc de réduire les

effets de la topographie et d’augmenter le contraste entre les surfaces minérales. En pratique, trois rapports de

bandes sont utilisés pour obtenir une image en RVB.

Les néo-bandes sont obtenues en cliquant sur « transform » « band ratios » (figure 21a)

On choisit ensuite les rapports des bandes en introduisant, à chaque fois, les bandes dans « Numerator » et

« Denominator » et on obtient les paires qui sont indiquées dans Selected Ratio Pairs (figure 21 b).

(a) (b)

Figure 21 : Etapes pour l’obtention de band ratios


35

2.3. L’analyse en composantes principales:

Les données multi-spectrales des différents canaux contenant souvent de l'information similaire, des

transformations d'images sont utilisées pour réduire cette redondance de données. Les "néo" bandes qui en

résultent sont appelées composantes et permettent de réduire par l’information comprise dans 5 ou 6 canaux

en seulement trois composantes tout en conservant plus de 90% de l'information initiale.

C’est une technique efficace pour accentuer une image multispectrale pour des fins d’interprétation

géologique.

(b) (a)

Figure 22: (a) Différentes étapes pour l’obtention des composantes principales à partir du méta-fichier

contenant les six bandes TM1, 2, 3, 4, 5 et 7.

(A noter que, lors de la création du méta-fichier, on doit redimensionner la zone d’étude de sorte que les

marges noires limitrophes de l’image soient retranchées, ces dernières faussant les calculs en ACP).

(b) réalisation d’une image ACP en composition colorée à partir des trois premières composantes

principales CP1, CP2 et CP3.


36

3. Analyse structurale et cartes linéamentaires

Les filtres directionnels peuvent être, ensuite, appliqués aux différentes bandes spectrales et aux néo-canaux

(CP, et band ratios) en vue d’obtenir les cartes linéamentaires.

Filtrer une image c’est lui appliquer une fonction mathématique qui modifie les valeurs du gris de tout ou

une partie des pixels. Si la fonction est linéaire on parle de filtrage linéaire, si elle prend en compte les

valeurs du gris au voisinage de chaque pixel transformé, elle est dite fonction de convolution. Les méthodes

utilisées dans ce travail sont de type convolution. Il s’agit :

- Le filtre Sobel : utilisé pour détecter les contours d’objets dans une image, en faisant deux

balayages l’un horizontal et l’autre vertical. Il donne souvent de bons résultats pour la détection des

linéaments.

- Les filtres directionnels : améliorent la perception des linéaments, correspondants à des

discontinuités lithologiques ou structurales, en provoquant un effet optique d’ombre portée sur

l’image.

(a) (b)

Figure 23 : Utilisation du filtrage (a) choix d’une fonction de convolution,

(b) choix du type de filtre et de l’angle de balayage dans le cas

d’un filtre directionnel.


37

Chapitre III. Résultats du traitement des images satellitales de « Mokrid » et interprétation :

L’objectif de ce travail vise à extraire des images satellitales, des informations géologiques et structurales afin

de permettre une cartographie des unités lithologiques et linéaments majeurs de notre région (Mokrid).

I. Les traitements des images satellitales sous ENVI 4.5.

1. Résultats du traitement en fausses couleurs (Compositions colorées):

1.1. Deux combinaisons tertiaires sont souvent utilisées comme premières images pour l’analyse ; il s’agit des

compositions colorées dites :

• En couleurs naturelles ou vraies couleurs (321 RGB) en attribuant le rouge au canal rouge (TM3), le

vert au canal vert (TM2) et le bleu au canal bleu (TM1) ;

• En pseudo-vraies couleurs (341 RGB) (Girard, 2004) qui s’obtient en attribuant le rouge à la bande

TM3, le vert à la bande proche-infrarouge TM4 et le bleu à la bande TM1 et dont les couleurs ressemblent

à celles détectées par l’œil humain.

Cette dernière combinaison n’est pas retenue dans cette étude pour son faible apport contrairement à la

première (321 RGB), souvent utilisée comme image de fond pour les débutants de télédétection, qui est d’une

assez bonne qualité (figure 24). Ainsi, la limite socle-couverture est très nette (en jaune). Elle permet

également une bonne discrimination du granite Aftout (Ga) qui couvre les deux tiers des formations

typiquement précambriennes et qui apparait en couleur cuivre, et des groupes du Hank-Dar el Cheikh (H-Dch)

et de Cheikhia (Ch), au sein de la couverture néoprotérozoïque, qui apparaissent respectivement en couleurs

violette pâle-lilas et en marron foncé.

Figure 24 : scène en couleurs naturelles (321 RGB).


38

1.2. Les autres compositions sont dites en fausses couleurs. Pour en choisir les plus importantes, nous avons

effectué une étude statistique en calculant le coefficient de corrélation des six bandes et leurs déviations

standards (figure 20), à base desquels nous avons calculé l’« Optimum Index Factor, OIF » (voir p.33). Cette

étude nous a permis , dans notre cas, de sélectionner les combinaisons suivantes : 754 – 753 – 751 – 752 –

543 – 743 – 541 – 542 – 742 (Tableau 3).

Compositions colorées Bandes équivalentes Σ Sk Σ /rj / OIF

753 124 115.110211 2.923393 39.375551

752 125 106.512887 2.889089 36.867291

754 123 120.66044 2.941903 41.014418

543 234 108.370762 2.944346 36.806395

532 245 94.223209 2.914937 32.324269

751 126 105.931098 2.844547 37.240058

743 134 102.940357 2.928126 35.155712

732 145 88.792804 2.896977 30.650158

531 246 93.64142 2.875776 32.562139

731 146 88.217015 2.860584 30.836715

542 235 99.772801 2.91494 34.228080

742 135 94.342396 2.897318 32.561974

541 236 99.191012 2.870616 34.553911

741 136 93.760607 2.855762 32.832080

521 256 85.043459 2.874606 29.584387

432 345 81.503126 2.968935 27.451973

721 156 79.613054 2 .858012 27.856095

431 346 81.47929 2.890046 28.193077

321 456 67.323376 2.958415 22.756593

421 356 72.872968 2.935086 24.828222

Tableau 3 : facteur d’indice optimum à partir de toutes les combinaisons possibles des six bandes dans la

région d’étude.

Parmi les compositions en fausses couleurs retenues à partir du calcul du OIF, nous nous sommes limités à

deux images seulement, permettant la différenciation du plus grand nombre de formations :

• Les images 543 et 743 sont écartées en raison de la prépondérance de la teinte rose à crevette sur

l’ensemble du terrain, rendant difficile la distinction de la limite socle- couverture. Néanmoins, les formations

Hamadiennes se discernables en couleur bleu clair, et les dolérites en bleu délavé-à gentiane.


39

• Les compositions colorées 753 et 752, en dépit de leur OIF élevé, fournissent des réponses spectrales très

proches ce qui se traduit par une homogénéité des couleurs des formations. Ainsi, l’ensemble des formations

Hamadiennes, le groupe du Hank-Dar el Cheikh et la série métamorphique Chenachene-Erg Chech

apparaissent en vert clair pâle et le granite Aftout ne se distingue pas du groupe de l’Oued Djouf ; tous teintés

en couleur marron pâle.

• La meilleure des compositions colorées est la 754 RGB (le rouge et vert attribué respectivement aux

canaux moyen-infrarouge 7 et 5, et le bleu au canal proche-infrarouge 4) (figure 25), qui fait apparaître le

quaternaire (Q) en bleu clair, les dolérites mésozoïques (D) en vert olive, le groupe de l’Azlaf (Az) en violet et

le groupe de l’Oued Djouf (O.dj) en violet clair pâle. Au sein de l’Infratillitique supérieur, le groupe calcaréo-

gréseux de Cheikhia (Ch) se singularise par sa couleur or à brun clair. Le pluton Aftout est facilement

perceptible avec une couleur lilas-crevette caractéristique du granite Aftout (Ga) et une couleur verte-foncée à

turquoise désignant les roches vertes basiques Aftout (Rv).

• La composition colorée 742 RGB (figure 26), présente des résultats très proches de ceux des images 542,

541 et 532 RVB, mais retenue en raison de son excellente qualité et de la distinction très apparente des

différentes unités lithologiques décrites dans la région. Les formations Hamadiennes (Q) sont présentées en

bleu clair, les dolérites (D) mésozoïque sont sensiblement distinguées du groupe de l’Azlaf (Az) par un bleu

royal, le groupe de l’Oued Djouf (O.dj) pré-dévoniens est en couleur crème à saumon et le groupe

néoprotérozoïque de Cheikhia (Ch) en rouge cuivré. Le granite (Ga) et les roches vertes basiques (Rv)

formant le pluton Aftout, sont respectivement présentés en couleurs orangée et bleu-outremer.

Toutefois, il apparait clairement qu’il existe des lithologies qui semblent mal discriminées, quelle que soit la

composition colorée utilisée. Ainsi, le groupe du Hank-Dar el Cheikh (H-Dch) reste indécelable de la série

métamorphique de Chenachene-Erg Chech formant le socle ancien (Sm) (en 754 RGB, ils sont en vert clair

pâle et en 742 RGB, il sont colorés en violé pâle-lilas), de même que la série de l’Oued Souss (O.S) qui reste

indiscernable du volcanisme Aftout acide (Va), du volcanisme Eglab (Ve) et de la série de Guelb el Hadid

(GH) (qui apparaissent tous, en couleur pervenche-violette en 754 RGB et en bleu verdâtre en 742 RGB), cela

en raison de la similitude de leurs réflectances.

L’utilisation des traitements en compositions colorées nous ont permis, non seulement la bonne discrimination

des différentes formations figurants dans la carte géologique de Buffière et al. couvrant la région de Mokrid,

mais également une mise à jours de celle-ci. En fait, les réponses spectrales nous révèlent l’existence d’un

affleurement - d’une quinzaine de kilomètres- de la série métamorphique Chenachene-Erg chech (Sm) dans le

Nord de la région, rapporté sur la carte de Mokrid (figure 16) comme étant du granite Aftout. Le terrain noté

( ?) sur les compositions colorées se singularise par sa propre réponse spectrale (marron foncé sur la 754 RGB,

et grenat sur la 742 RGB) laissant penser qu’il ne s’agit pas de la série de l’Oued Souss tel qu’il est indiqué sur

la carte géologique de la région. Les traitements qui vont suivre nous permettront la validation ou non de ces

résultats.


40

Figure 25: Discrimination lithologique en composition colorée 754 RGB

Figure 26: Discrimination lithologique en composition colorée 742 RGB


41

2. Résultats de l’analyse en composantes principales :

Dans notre étude, nous avons appliqué cette technique, largement employée en télédétection, aux différents

domaines spectraux en vue de condenser l’information répartie dans les nombreuses bandes spectrales de notre

scène TM de Landsat.

-Dans le domaine du visible, pour les bandes TM 1, 2 et 3, nous avons obtenu les néo-bandes CPv 1, 2 et 3. La

composition colorée générée à partir de ces trois composantes principales est identique à la 321 RGB (figure

24). -

Dans le domaine mixte, pour les bandes 7, 3 et 1, la composition colorée issue des trois composantes

principales est analogue à la 742 RGB (figure 26).

-Dans l’infrarouge proche à moyen, la composition colorée résultant de la CP 1, 2 et 3 des bandes TM 4, 5 et 7

est la même que la 754 RGB représentée par la figure 25.

-Mais il s’avère que la composition colorée (CP1, CP2, CP3) RGB générée à partir des Six bandes TM 1, 2, 3,

4, 5 et 7 est la meilleure pour l’interprétation géologique. Elle rassemble en une seule image optimisée (figure

28) 90%, voir plus, de la variance (l’information) contenue dans les fichiers images originaux, et fournit une

composition colorée nette qui permet la discrimination des différentes unités lithologiques:

le Quaternaire (Q) apparait en couleur Fuchsia, les dolérites mésozoïques (D) en bleu, les formations

cambriennes de l’Oued Djouf (O.Dj) sont en couleur orange foncée, et le groupe de l’Azlaf (Az) en violet-

pervenche.

Dans l’Infratillitique supérieur, le groupe de Cheikhia (CH) se distingue aisément par sa couleur menthe à vert

tilleul, contrairement au groupe du Hank-Dar el Cheikh (H-Dch) qui demeure mal- discernable de la série

métamorphique de Chenachene-Erg Chech (Sm) par une couleur Rose contre du rose-lilassé. Pour les

formations Aftout, les roches vertes basiques (Rv) sont percevables en bleu-outremer, et le granite Aftout (Ga)

en couleur orange jaunâtre. L’ensemble des formations de Guelb el Hadid (GH), de l’Oued Souss (OS), des

volcanismes Eglab (Ve) et Aftout (Va) ont, comme pour les compositions colorées des images brutes, des

réponses spectrales très proches leur conférant sensiblement la même teinte en vert franc.

Les résultats du traitement en fausses couleurs, quant à la présence d’un affleurement du socle métamorphique

ancien (Sm) dans le Nord de la région et, juste en dessus, d’un terrain (noté ?) avec une réponse spectrale

particulière qui apparaît, ici, en vert pistache, sont vérifiés.


42

Figure 27 : Extraits des composantes principales CP1, CP2, CP3, CP4, CP5 et CP6 couvrant la région d’étude.

Plus de 90% de l’information se retrouve dans la CP1, les autres Cp font apparaître des différences entre les

bandes spectrales ; peu ou non visibles sur les images en couleur composée standard.


43

Figure 28: Image ACP (CP1, CP2, CP3) RGB réalisée à partir des 6 bandes TM 1,2, 3, 4, 5 et 7 de la

partie de la scène Landsat 7 ETM+, path 199 Row 042 du 14 Décembre 2000 couvrant la région de Mokrid.

3. Résultats du traitement par band ratios :

Le calcul des rapports de bandes, en prenant les moins corrélables, a permis de réaliser de nouvelles

compositions colorées. Dans le cas de Mokrid, les compositions qui nous ont fournis les meilleurs résultats

sont : la (5/7, 5/1, 5/4) RGB et la (7/3 ; 5/2 ; 4/3) RGB.

L’image obtenue en fausses couleurs à partir des rapports de bandes 5/7, 5/1 et 5/4 RGB (figure 29) est d’une

excellente qualité. Mis à part la similitude des réflectances des formations de l’Oued Djouf (O.dj) avec le

granite rose des Eglab (granite Aftout, Ga) apparaissant en vert, et du groupe de l’Azlaf (Az) qui présente la

même teinte bordeaux à marron que l’ensemble des formations de l’Oued Souss (OS), de la série de Guelb el

Hadid (GH) et des volcanismes Eglab (Ve) et Aftout (Va) qui demeurent, ici également comme pour les

traitement en compositions colorées, indiscernables, ; cette combinaison permet une très bonne différenciation

entre les formations. Les formations Hamadiennes (Q) ressortent en jaune orangé et les roches vertes basiques

du pluton Aftout en rouge vermillon.


44

Ce qui fait la particularité de cette image c’est qu’elle offre le privilège de faire la discrimination entre les

formations du groupe du Hank-Dar el Cheikh (H-Dch) de l’Infratillitique supérieur qui apparait en couleur

crème lilasé et de la série métamorphique précambrienne (Sm) formant le socle ancien qui se présente, elle, en

couleur rose à lilas, cette discrimination étant impossible sur toutes les images issues des autres traitements.

Elle permet également une très bonne distinction des formations intrusives doléritiques (D) avec un rouge

magenta, notamment celles se trouvant au Nord Est de la région d’étude, et elle confirme une fois de plus que

l’affleurement ( ?) qui se trouve au nord de la région d’étude ne correspond pas à la série de l’Oued Souss

(OS), mais à une autre lithologie ayant une réponse spectrale très différente ( ?) (ici, en bleu royal), résultat

réaffirmé par le traitement par band ratios utilisant les rapports de bandes 7/3 ; 5/2 et 4/3 RGB où la parcelle se

dégage en couleur orange (figure 30).

Figure 29 : Image RGB obtenue avec les néobandes issues des rapports 5/7, 5/1 et 5/4.


45

Figure 30 : Image RGB obtenue à partir des néobandes générées par les rapports 7/3 ; 5/2 et 4/3.

4. Résultats du traitement par filtrage

Pour les données habituelles d’observation de la Terre provenant des satellites Spot et Landsat, etc. la plupart

des informations (au moins 90%) se retrouvent dans la CP1. De ce fait, nous avons choisi d’appliquer le filtrage

à cette première composante principale.

L’image résultant de l’application du filtre Sobel (figure 31a) permet une bonne perception des contours des

différentes formations et des grands accidents tectoniques qui les affectent. Pour le filtrage directionnel (figure

31 b, c et d), le rehaussement a été effectué dans plusieurs directions (0°, 10°, 30°, 45°, 70°, 90°, 135°, 160°)

mais seuls α= 0°, α= 10° et α= 160° ont été retenus à cause d e leur meilleure mise en relief des discontinuités

radiométriques (fort contraste obtenus sur les images). Une participation de 05% de l’image originale dans

l’image produite, et une fenêtre de convolution de 7x7 ont étés jugées les plus convenables à notre étude ;

permettant de voir le maximum de détails structuraux.


46

(a) Filtre Sobel (b) Filtre Directionnel 00° à matrice 7x7

(c)Filtre Directionnel 10° à matrice 7x7 (d) Filtre Directionnel 160° à matrice 7x7

Figure 31 : Différents filtres appliquées à la première composante principale CP1.

II. Cartographie linéamentaire :

Les images issues des traitements par les filtres directionnels sont ensuite importées dans Adobe Illustrator Cs

pour dresser une carte linéamentaire de la région d’étude. Celle qui fait ressortir le plus de discontinuités

images est la CP1 traitée par le filtre directionnel 00°à matrice 7x7. Elle permet de déterminer des linéaments

tracés comme étant des filons, panneaux, dykes et failles incluant, entre autre, tous les accidents signalés par

Buffière et al (1965) qui ressortent de manière très claire. L’analyse de cette carte linéamentaire indique une

direction majeure subméridienne.


47

Figure 32: Carte linéamentaire au 1/200 000 de la région de Mokrid (filtre 00°).


48

III. Orientation Analyse statistique de la carte linéamentaire

1. Résultats du traitement avec SPO 2003 :

A l’issue de l’introduction de la carte linéamentaire obtenue par Adobe Illustrator dans SPO 2003 (figure 33),

on a pu déterminer plus de 248 linéaments de tailles variables. Le tableau 4 résume les résultats obtenus sur la

distribution des linéaments ; deux directions majeures N NW - S SE et N NE - S SW présentent,

respectivement, 43,1 % et 39,1 % des linéaments tracés.

Figure 33 : Interface du logiciel SPO 2003

(a) Chargement de la carte linéamentaire tracée sous Adobe Illustrator (b) Echantillonner la couleur à partir des linéaments tracés

(c) Lancer le calcul du nombre et de la direction

Angle (°) Direction Nombre de linéaments

%

00 - 30 N NE – S SW 97 39,1

30 - 60 NE – SW 26 10,4

60 - 90 E NE – W SW 3 1,2

90 - 120 E SE – W NW 4 1,6

120 - 150 SE – NW 11 4,4

150 - 180 S SE – N NW 107 43,1

Tableau 4 : Synthèse des résultats du calcul sous SPO 2003, montrant la distribution de l’orientation des

linéaments de la carte linéamentaire (filtre 00°) obtenue par Adobe Illustrator Cs.


49

2. La rosace de direction tracée avec le logiciel Rose.net Analyse statistique de la carte

linéamentaire :

Les néo-données résultant du calcul sous SPO ont été ensuite utilisées pour tracer les rosaces de direction.

L’étude du diagramme de fréquence (figure 34) confirme l’existence des deux directions majeures déjà

signalées et l’importance des accidents méridiens par rapport aux autres linéaments.

Figure 34 : Rosace des directions des linéaments de la zone de Mokrid (filtre 00°)

CARTOGRAPHIE SOUS SIG

[Sélectionnez la date]

Troisième partie : [CARTOGRAPHIE SOUS SIG]

51

Parmi les traitements appliqués aux images Landsat 7 ETM+ couvrant la région de Mokrid, les plus efficaces sont les

compositions colorées 754 RGB et 742 RGB, les rapports de bandes (5/7, 5/1, 5/4) et (7/3, 5/2, 4/3), l’analyse en

composantes principales ACP (CP1, CP2, CP3 issues des 6 bandes TM 1,2,3,4,5 et 7) et les filtres Sobel et

directionnel 00° à matrice 7x7. Une carte lithostructurale au 1/200 000ème (figure 37) est réalisée à partir de

l’assemblage des différents résultats des analyses lithologiques et structurales en vue de tester la cartographie

des différentes lithologies sur ces images obtenues par traitements, estimer leur apport et valider leurs

résultats. Pour faire, la méthodologie utilisée est accompagnée d’un travail parallèle bibliographique et de

terrain (remplacé dans le cas de Mokrid par la carte de Buffière et al, 1965) comme outil de référence,

d’examen et de confirmation.

Pour estimer le degré de concordance avec la carte géologique de Buffière et al. (1965) (figure 16), cette dernière a

été digitalisée et incorporée dans un système d’informations géographiques (SIG) dans le logiciel ArcGis, puis

superposée à d’autres calques comportant la carte linéamentaire obtenue sous Addob illustrator et les différentes

images issues des traitements utilisées pour dresser la carte lithologique de la région.

La nouvelle carte lithostructurale obtenue est précise et apporte des mises-à-jours à la carte géologique existante.

Figure 35 : Superposition des calques établis sous SIG englobant les

différentes formations constituant le socle des Eglab dans la région de

Mokrid (cartographie au 1/200 000ème)

a) Pré-Aftout - Inférieur (série métamorphique)

- Supérieur (série de l’Oued Souss)

b) Les formations Aftout (volcanisme et pluton Aftout)

c) Infratillitique inférieur (volcanisme Eglab+série de Guelb el Hadid)

[Sélectionnez la date]

Troisième partie : [CARTOGRAPHIE SOUS SIG]

52

Figure 36 : Cartographie sous SIG (au 1/200 000ème) de la couverture néo-protérozoïque (d) et phanérozoïque (e)

Légende

Figure 37 : Carte lithostructurale de synthèse, au 1/200 000ème, de la région de Mokrid

(Eglab, Sud Ouest Algérien)

Linéaments Formations Hamadiennes Intrusions doléritiques (CAMP) Formations pré-dévoniennes Groupe de Cheikhia Groupe de Dar el Cheikh Groupe du Hank Série de Guelb el Hadid Volcanisme Eglab Pluton (magmatisme) Aftout Volcanisme Aftout Série volcano-sédimentaire de l’Oued Souss Série métamorphique de Chenachene-Erg Chech

CONCLUSION

GENERALE

[CONCLUSION GENERALE]

54

Dans le cadre de notre travail sur la région de Mokrid, la télédétection et en particulier les images Landsat 7 ETM+

se sont révélées très efficaces quant à la reconnaissance géologique dans cette partie du massif des Eglab (Sud Ouest

Algérien). En effet, les différentes méthodes de traitements numériques appliquées telles que les compositions

colorées 321 RGB, 754 RGB et 742 RGB, les rapports de bandes (5/7, 5/1, 5/4) et (7/3, 5/2, 4/3) et l’analyse en

composantes principales ACP (CP1, CP2, CP3) RGB ont montré que la discrimination lithologique des différentes

formations dans la région est possible. Les résultats montrent que la nature des lithologies de Mokrid peut ressortir

d'une façon très claire, et le filtrage directionnel (00°, 10° et 160° à matrice 7x7) et les traitements tels que le Sobel

permettent une assez bonne cartographie linéamentaire où nous avons pu répertorier plus de 248 linéaments avec une

direction subméridionale prédominante tel que l’a montré l’étude statistique de ces derniers.

Les résultats de cette cartographie lithologique et linéamentaire au 1/200 000ème, réalisée à partir de la superposition

des différentes images issues des traitements, ont été confrontés à la carte géologique de Buffière et al. (1965)

(figures 16 et 39) et nous ont permis même d’apporter des informations nouvelles et différentes de celles déjà

connues et de suggérer quelques corrections à la carte géologique préexistante.

Les néo-données révélées par les compagnes de cartographie de 1990 et 1993 (Moussine-Pouchkine ; 1990, 1993)

quant à l’existence des formations de l’Oued Djouf transgressant sur la tillite éo-cambrienne et surmontées par les

pélites de l’Azlaf percée par un immense sill doléritique sont validées et confirmées. Par contre les affleurements de

dolérites signalés au Nord Est de la carte de Buffière et al., ont été clairement sur-estimées. Mais les mises à jour les

plus marquantes de ce travail sont celles relatives à la présence, dans la partie Nord de la « Hamada Safra », d’un

important affleurement de la série métamorphique Chenachene-Erg Chech présenté sur la carte de Buffière (1965)

comme du granite Aftout et qui surgit au sein de celui-ci, et d’un domaine (de 4°30’ à 4°38’ W et 26°N sur la carte

de Mokrid , s’étendant jusqu’à 26°08’ N sur la carte d’Eglab Dersa) considéré jusque là comme un affleurement de

la série de l’Oued Souss (dans les deux cartes) mais qui donne une signature spectrale particulière bien différente de

toutes les formations présentes dans la région de Mokrid et des régions voisines (figure 38). La nature de cette

formation nous est inconnue mais ce qui est certain c’est qu’il ne puisse s’agir ni de la série de l’Oued Souss dont la

réponse spectrale est connue, ni d’aucune autre formation connue et cartographiée dans la région. Cela donne une

nouvelle piste pour un éventuel travail de recherche exigeant l’analyse d’autre images satellitales couvrant le reste du

massif Yetti-Eglab dans le but de repérer des réponses spectrales similaires sous les différents traitements, la

confrontation des résultats aux cartes géologiques existantes et une mission de vérification sur le terrain qui, seule,

est capable de préciser la nature de cette formation.


55

Figure 38 : Formation (en rouge) dont la signature spectrale est différente de toutes les formations de la région

d’étude. Image RGB obtenue à partir des néobandes générées par les rapports 7/3, 5/2 et 4/3.


56

Figure 39 : Exemples de modifications à apporter à la carte géologique au

1/200.000 de Mokrid (carrés rouges sur les cartes).

La formation en vert sur la carte réalisée dans ce travail (à gauche) correspond au socle métamorphique

ancien alors que sur la carte géologique de Mokrid sont mentionnés les granites Aftout. La formation en

rouge sur la carte à droite correspond à une formation qui montre une signature spectrale unique dans le

secteur d’étude et ne correspond pas à la formation de l’Oued Souss comme cela est indiqué sur la carte de la

SERMI (à droite). La nature de cette formation demeure inconnue.

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Résumé

L’analyse et l’exploitation de l’imagerie optique et en particulier des données spectrales numériques Landsat

7 ETM+ sont d’un apport considérable pour la cartographie géologique. Dans la région des Eglab (Sud-

Ouest algérien) où les seules cartes géologiques existantes datent de 1965 (Cartes au 1/200.000 de la

SERMI), cette technique constitue une source d’information très appréciable et offre un excellent outil pour

une cartographie géologique plus performante en matière de qualité et de gain de temps.

La présente étude vise à évaluer la contribution de cette méthodologie dans la caractérisation des différentes

unités litho-stratigraphiques et à définir le réseau linéamentaire de la région. Les techniques de traitements

utilisées (compositions colorées, rapports de bandes, analyse en composantes principales et filtres Sobel et

directionnel) ont abouti à une très bonne discrimination lithologique et a une cartographie des accidents

tectoniques de la région où la direction subméridienne est remarquablement exprimée. La superposition des

différents résultats de ces traitements numériques nous a permis la confection d’une nouvelle carte

lithostructurale de la zone d’étude (feuille de Mokrid) qui, comparée à la carte géologique de Buffière et al.

(SERMI, 1965) prise comme outil de référence et de vérification, nous a permis de proposer certaines mises-

à-jours de cette dernière.

Mots clés : Télédétection – Mokrid – Eglab - Landsat 7 ETM+ - Traitements numériques –

Linéaments - Cartographie géologique.

Abstract

Analysis and exploitation of optical imagery; especially the digital spectral data Landsat 7 ETM+; have an

important contribution in geologic mapping (cartography). In Mokrid (Eglab, S-W Saharan) where the

geologic map of the «SERMI » of 1965 is the only map that exists and details the geology of the region, this

technique becomes a precious source of information which offers to us an outstanding tool for a more

effective Cartography that allows getting best quality and saving of time.

The current study endeavors to test and evaluate the contribution of this methodology in characterization of

the diverse lithostratigraphic units and determine the lineaments system of the study’s area. The different

processing techniques used (color composites, band ratios, principal component analysis and Sobel and

directional filters) provided an excellent lithological discrimination and lineament’s cartography where the

sub-meridian direction is clearly brought out. The superposition of the different results which come from

the digital processing, enabled setting of a new map (lithostructural map) of the study’s area that, confronted

to the geological map of Buffière & al (SERMI, 1965) taken as tool of reference check and validation,

allowed us to propose some updates to the pre-existing map.

Key words : Remote sensing – Mokrid – Eglab - Landsat 7 ETM+ - Digital processing – Lineaments -

Geologic Mapping.

Documents

Utilisation de la télédétection pour la cartographie ... · subdivisions dans le bassin du Hank et pour la première fois une cartographie de la couverture paléozoïque. Néanmoins,