Cadre géologique et géodynamique des maghrébides

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Les formations post nappes :

Ce sont des formations d’âge Miocène, Pliocène et Quaternaire.
Le Mio-Plio-Quaternaire recouvre en discordance toutes les formations antérieures, y compris le Numidien et les Olistotromes.
Il existe une relation très étroite entre le magmatisme Néogène et la période « post-orogénique » où des roches ignées se sont mises en place dans les bassins d’éffondrements post-nappes. Les roches magmatiques sont associées plus spécialement à des formations sédimentaires transgressives du miocène marin (Burdigalien-Langhien) avec lesquels elles forment des complexes volcano-sédimentaires. Ces complexes affleurent dans des bassins côtiers dans les Babors en Petite Kabylie, à Collo et entre le Cap de Fer et l’Edough.

Evolution tectonique des maghrebides

La formation des chaînes alpines méditerranéennes y compris le tronçon algérien (Les Maghrébides) de cette chaîne est liée à la rotation de l’Afrique par rapport à l’Eurasie. Cette rotation est une lente dérive des deux continents l’un vers l’autre. Les stades initiaux de cette convergence, décelés dès le Jurassique inférieur, ne ce sont pas clairement manifestés qu’à partir du Jurassique supérieur (150 Ma.) (Tapponier, 1977)
La tectonique est celle de la collision entre les deux plaques Africaine et Européenne. La chaîne alpine algérienne, qui demeure adossée à la frange nord du bloc méridional, est née de cette collision, au cours du crétacé supérieur cette collision est s’intensifiée. (Dewey et al, 1973 ; Tapponier, 1977).
En se basant sur l’interprétation des anomalies magnétiques dans l’océan atlantique central, Le coulissage senestre aurait principalement contrôlé l’évolution durant le Jurassique-Crétacé avec la formation d’un sub-océan et une croûte amincie, (Wildi, 1983; Ricou, 1994).
Il faut noter qu’au Tithonien-Néocomien, il y a eu individualisation du sillon des flyschs Mauritanien et Massylien entre la microplaque d’Alboran et la marge Nord-Africaine. (Durand Delga, 1981 ; Durand Delga et Fontboté, 1980).
Un deuxième stade divisé en deux phases tectoniques successives, détruit le dispositif paléogéographique mésozoïque mis en place par le premier stade, pour arriver à la structure actuelle.
La phase fini-lutétienne est une phase tectonique majeure qui marque le chevauchement de l’ensemble socle et couverture sur les flyschs mauritaniens et le début du chevauchement de cet ensemble vers les zones externes (Raoult, 1974). Elle correspond aussi à un début de collision entre les microcontinents des zones internes avec les masses continentales africaines et européennes « sous plaque Ibérique) et la formation de l’arc de Gibraltar embryonnaire (Paquet, 1974).
La phase Oligo-Miocène est une importante phase de compression entraînant des chevauchements dans le domaine atlasique. A cette époque se mettent en place les nappes numidiennes ainsi que les olistostromes kabyles avec des morceaux de flyschs et de nappes telliennes qui ont glissé vers le Nord par gravité. Durand Delga (1981) attribue ces événements à l’enfoncement de la bordure africaine sous les zones internes ce qui provoque la désarticulations de ces zones internes qui viennent chevaucher les zones externes.
Enfin, une tectonique plio-quaternaire avec des plissements à grand rayon de courbure, suivie de fracturation de direction E-W et NE-SW. Cette phase à un rôle très important dans l’apparition des intrusions magmatiques comme le cas des îles Habiba en Algérie et les îles de Galite en Tunisie.

Les unités métamorphiques

Les formations du socle sont constituées de trois unités métamorphiques superposées Gleizes et al, 1988 ; Hammor, 1992 :
1.1 Une unité gneissique de base constituée d’orthogneiss, de para gneiss et de leptynites.
1.2 Une unité intermédiaire formée par une alternance de micaschistes et des bancs de marbres.
1.3 Une unité supérieure constituée par une alternance de bancs quartziteux et micaschistes. A la base de cette unité appelée également série des « alternances » affleure une dalle de leucogranite très déformée riche en tourmaline.

Unité gneissique de base :

Elle forme le cœur du massif de l’Edough. Elle est représentée par une variété de roche qu’on rencontre dans la partie centrale du massif et dans sa périphérie en faveur d’accidents tectoniques.

Paragneiss :

Ils constituent l’essentiel de la partie occidentale du massif de l’Edough. On les trouve également au cap de garde (Fig. 4). Ils sont caractérisés par une foliation fortement plissotée et présentant des témoignages d’un début d’anatexie sous la forme de mobilisats quartzo-feldspathiques de taille décimétriques qui envahissent la roche (> à 50%). Minéralogiquement ils sont constitués de quartz, feldspath, biotite, muscovite, grenat, tourmaline et sillimanite. On rencontre généralement des variétés finement litées des migmatites rubanées et des pegmatites (sécantes ou concordantes). Il est à noter que la distinction entre les termes para/orthodérivés s »est faite, en se basant sur la présence des yeux de quartzo-feldspathiques et l’abondance des micas (Hammor, 1992)

Orthogneiss :

Ces roches constituent le cœur de l’antiforme. Ils sont caractérisés par des mégacristaux de feldspaths potassiques qui peuvent atteindre 3 à 10 cm de diamètre et par la présence de leptynites claires (granites métamorphosés d’après Ahmed Saïd et Leake, 1993) riches en grenat et tourmaline.
Ces orthogneiss sont moins riches en biotite que les paragneiss.

Unité intermédiaire à micaschistes et marbres

C’est une série qui surmonte les gneiss de l’unité de base, elle est formée par une alternance de micaschistes alumineux et de bancs de marbres à minéraux.
Au SW du massif de l’Edough, dans la région de Berrahal et de Bou-Maïza, cette série est formée par des micaschistes à grain fin à disthène, grenat et staurotide. Dans la région du Cap de garde, on retrouve les micaschistes à disthène avec de la sillimanite (Fig. 4).
L’épaisseur de cette unité varie de quelques mètres à une centaine de mètres (sauf au cap de garde où ils apparaissent en position verticale avec une épaisseur cumulée de plus de 1000m). Dans cet ensemble, on trouve parfois des intercalations des niveaux de lentilles d’amphibolites, des métagabbros et des pointements rares de roches serpentinisées qui ne semblent pas avoir de relation directe avec les amphibolites à grenats de la voile noire.
Le contact entre les micaschistes et les marbres est souligné par des skarns qui sont des roches vertes à brunes constituées d’amphiboles, pyroxènes, épidotes et grenats.

Unité supérieure ou série des alternances

Elle n’affleure qu’au Nord d’Annaba (Fig. 4). Elle est constituée d’une alternance de bancs décimétriques à métriques de quartzites feldspathiques et de micaschistes alumineux riches en grenat, tourmaline et graphite. Les niveaux quartzitiques sont très plissotés et de puissance variable. Les micaschistes alumineux ont une couleur noire satinée très caractéristique. Ils contiennent une grande quantité de grenat et de nombreuses baguettes de tourmaline. Cette série est également caractérisée par la présence de nombreuses fissures remplies d’andalousite rose associée à des quartz fumés bipyramidés. Des intercalations de quartzites et de lydienne ont livré une faune d’Acritarches permettant d’attribuer un âge paléozoïque, probablement Ordovicien à Dévonien (Ilavsky et Snopkova, 1987) pour les micaschistes de cette unité.
Vers la base de cette série s’intercalent des gneiss leucocrates dont les contacts avec l’encaissant sont parallèles à la foliation. Il s’agit de gneiss oeillés clairs très déformés, riches en muscovite et en grandes baguettes de tourmaline qui soulignent la linéation minérale d’allongement. Les caractères pétrographiques de ces gneiss correspondent à ceux d’un leucogranite alumineux.
Les amphibolites et roches ultrabasiques-Basiques associées :
Les amphibolites affleurent particulièrement au niveau de, la voile noire et au nord-ouest du massif (Toubal, 1985 et Ahmed Said et al, 1992).

Les amphibolites de la voile noire

Les amphibolites forment une unité faiblement inclinée vers le Nord au Kef Lakkhal jusqu’à la voile noire, fréquemment grenatiféres. D’après Ahmed Saïd et Leake, 1992 et Toubal 2005., on discerne deux types d’amphibolites sur le plan structural : Amphibolites massives composées essentiellement de la hornblende verte et des plagioclases à teneur en anorthite très variable (An85-An10), et amphibolites litées qui contiennent des niveaux très minces d’épidotites de couleur vert clair et des pyroxénites dont l’épaisseur ne dépasse pas 10 cm. Le contact entre les amphibolites de la Voile Noire et les gneiss de l’unité de base se fait par un contact très mylonitisé parallèle à la foliation.

Les pointements de péridotite dans le massif de l’Edough

Ce type de roches affleure au lieu dit Km 7 (Sidi Mohamed) le long de la route reliant la ville de Annaba et Séraïdi, elles ont été décrites par G.Bossière et al. (1976), comme étant des harzburgite à orthopyroxène de teneur élevée en enstatite, plus ou moins recristallisées et serpentinisées. Ces péridotites présentent une structure planaire soulignée par l’allongement des orthopyroxènes, cet ensemble est recoupé par des failles NW-SE et encaissé dans les gneiss. A. Toubal, (1986), a signalé pour la première fois un autre affleurement de péridotite situé le long de la route reliant le village de Séraïdi à la plage de l’oued Begrâat, ce sont des lherzolites à spinelle localisés au contact des métapelites et amphibolites.
Selon Hammor, (1992) les péridotites à l’olivine, talc, amphibole, spinelle vert, chlorite orthopyroxène, magnétite, ressemblent en réalité à une tectonite recristallisée puis déformée (absence du spinelle chromifère). Au Km7, le même auteur a fait une étude détaillée sur un échantillon prélevé dans les niveaux d’amphibolites à grenat associés aux péridotites et montre l’absence du spinelle chromifère (minéral fréquent dans les roches basiques). La composition minéralogique (pyroxène sous forme de symplectite, grenat, rutile, zoïsite et amphibole) de la roche montre qu’il s’agit d’une pyroxénite à grenat, (Eclogite). Tous ces travaux ont permis de conclure que toutes les roches du massif dérivent de cumulâts déformés et recristallisés à haute température (faciès des péridotites à amphibole et chlorite) et ne peuvent pas avoir une origine mantellique.
Des travaux récents, effectués par S. Hadj Zobir, (2007) sur les métabasites de Km 7 (Sidi Mohamed), suggèrent qu’ils proviennent d’un protholite basaltique magnésien de source mantellique probablement par fusion partielle faible des péridotites.

Les unités épimétamorphiques

Les formations épimétamorphiques du Béleliéta :

Le massif de Béleliéta constitue la terminaison SE du massif de l’Edough (Fig. 4) que Hilly (1962) a décrit pour la première fois des formations épimétamorphiques.
J. M. VILA les a attribuées au Mésozoïque par comparaison avec d’autres séries connu dans la région, notamment les séries du Djebel Safia dont il fait également la couverture de l’Edough. La similitude entre ces unités prékabyles et les écailles de Moul El Demamene situées au sud d’El Milia à 100 Km du massif de l’Edough, a également été provoquée (Durand Delga, 1967). Ceci traduisait l’extension considérable du domaine « prékabyle » dans le Nord du Constantinois.

Les formations épimétamorphiques de Berrahal :

Ces formations épimétamorphiques ont été signalées pour la première fois par Brunel et al., (1988) et Caby et al., 1992
Elles comprennent une assise carbonatée épimétamorphique (d’environ 10 m d’épaisseur)).
L’association suivante a été observée :
Trémolite-talc-chlorite magnésienne-calcite. Elle témoigne de la dolométisation d’anciennes dolomies. Ces marbres massifs de couleur jaunâtre sont encadrés par des horizons pélitiques, par des niveaux siliceux et des séricitoschistes avec des niveaux de lydiennes et de jaspes rouges ferrugineux dont le faciès évoque des radiolorites. Un niveau conglomératique remaniant les dolomies surmonte ces formations. Les séricitoschistes renferment essentiellement du quartz et du mica blanc néoformé avec quelques baguettes de tourmaline. L’association minérale suivante à été décrite : épidote-albite- biotite verte, mica blanc et phlogopite. La température d’équilibre de cette paragenèse est de l’ordre de 400 °C (Caby et Hammor 1992).

Les calcaires épimétamorphiques d’Oued El Aneb :

Les calcaires épimétamorphiques d’Oued El Aneb forment les assises les plus épaisses de tous les affleurements calcaires du secteur de Berrahal. Le manque d’affleurement ne permet pas de les rattacher à ceux de Berrahal décrits plus haut, ils constituent une série épaisse (environ 100 m) très plissé avec quelques niveaux silteux et des lits centimétriques de jaspes noirs et métapélites à chlorite et biotite. La série comporte également des pélites hématiques, un sill de dolérite est mis en place dans cette série, il s’agit d’un boudin décamétrique déformé en bordure avec une paragenèse métamorphique à actinote-albite-chlorite.

Les formations pélitiques épimétamorphiques de Bou-Maïza :

D’après Hammor (1992) les affleurements de séricitoschistes sont associés à des bancs de calcaires dolomitisés et épimétamorphiques, et surmontent directe les micaschistes à grenat, ils ont un aspect lustré ; ils sont très friables et de couleur brun-jaunâtre. A l’oeil nu, ils se présentent comme des roches épizonales de bas degré.
²Des petites masses de métagabbros magnésiens affleurent au sein de ces séricitoschistes, présentant localement une foliation plus au moins marquée (Aissa et Semroud, 1988), interprété par Caby et Hammor (1992) comme une foliation mylonitique souligné par l’actinote ainsi que des bandes ultramylonites schisteuses à trémolites et Mg-chlorite. L’association minérale montre un premier assemblage de haute pression à zoïsite-rutile suivi d’un assemblage secondaire de plus faible pression et température à albite-actinote-sphène.

Formations sédimentaires

La couverture sédimentaire des roches métamorphiques du massif est allochtone. Les unités sédimentaires sont considérées par Villa, (1970) comme étant de type pré-kabyle. Elles sont représentées par des nappes de flyschs : la nappe de flyschs crétacés et la nappe de flyschs numidiens

la nappe de flyschs crétacés

Ces flyschs affleurent en fenêtres, sous la nappe numidienne et occupent les régions d’Ain Barbar et du Mellah (Hilly, 1962 ; Maraignac, 1985), ils s’agit d’intercalations d’argilites noires bleutées et de bancs peu épais de calcaires gréseux, à faciès typique de turbidites distales de type massylien, les niveaux calcaires renferment des foraminifères permettant de rapporter cette série au Mæstrichtien ; et Maraignac (1985) signale, au sein de ces flyschs la présence de traces d’un matériel volcano-clastiques (quartz volcanique, fragments de laves vitreuses ou microlithique) pyriteux par endroit.

la nappe de flyschs numidiennes

Le flysch numidien constitue structuralement la nappe la plus haute de l’édifice alpin.
Il est composé par l’alternance de bancs métriques de grés silicifiés et de minces niveaux argileux, ce qui lui confère la valeur d’une couverture imperméable (Hilly, 1962 ; Marignac 1985). La puissance initiale de cet ensemble varie de 1000 à 1500m.
La nappe numidienne n’est jamais impliquée dans les contacts chevauchants majeurs antérieurs au Miocène supérieur (Wildi, 1980).
Dans le massif de l’Edough, seuls les argiles à tubotomaculum et les grés numidiens affleurent au Nord et au Sud du massif (Fig. 4). Ces deux niveaux sont légèrement métamorphisés au contact des granites intrusifs miocènes. Les argiles supra-numidiennes sont décrites plus à l’Ouest, dans le constantinois, et plus à l’Est, en Tunisie.

Table des matières

INTRODUCTION
A- Introduction
B- But de travail
CHAPITRE I GENERALITES
I-1 Cadre géologique et géodynamique des maghrébides
I-1-1 Les zones internes
I-1-2 Le domaine des flyschs
a) Les flyschs Mauritaniens
b) Le flysch Massylien
c) Le flysch Numidien
I-1-3 Les zones externes
I-1-4 Les formations post nappes
I-2 Evolution tectonique des maghrebides
CHAPITRE II GEOLOGIE REGIONALE
II-1 Les unités métamorphiques
II-1-1 Unité gneissique de base
a- Paragneiss
b- Orthogneiss
II-1-2 Unité intermédiaire à micaschistes et marbres
II-1-3 Unité supérieure ou série des alternances
Les amphibolites et roches ultrabasiques-Basiques associées
a) Les amphibolites de la voile noire
b) Les pointements de péridotite dans le massif de l’Edough
II-2- Les unités épimétamorphiques
II-2-1 Les formations épimétamorphiques du Béleliéta
II-2-2 Les formations épimétamorphiques de Berrahal
II-2-3 Les calcaires épimétamorphiques d’Oued El Aneb
II-2-4 Les formations pélitiques épimétamorphiques de Bou-Maïza
II-3 Formations sédimentaires
II-3-1 la nappe de flyschs crétacés
II-3-2 la nappe de flyschs numidiennes
II-4 Les formations magmatiques
a) Les leucogranites et les pegmatites
b) Les microgranites et les rhyolite
II-5- Métamorphisme et tectonique de l’Edough
II-5-1 les phases de métamorphisme.
II-5-2 Tectonique
II-5-2-1 Géométrique de la déformation ductile dans le massif de l’Edough
II-5-2-2 Tectonique cassante
a) Evolution structurale
b) Principales structures
II-5-4 Pétrographie des métapelites de l’Edough
II-5-5 Evolution structurale de l’Edough
CHAPITRE III SITUATION GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE
III-1- Présentation de la région d’étude
III-2- Etude géologique
III- 2-1 La formation métapélitique
1-1Les micaschistes à grenat, staurotide et disthène
1-2 Quartzite
1-3 Talcschistes
1-4 Marbre
III-2- Les amphibolites et les roches basiques
2-1 Amphibolites
2-2 Métagabbros
2-3 Actinolites
III-3 Tectonique
A-Tectonique cassante
B-Tectonique souple (Plis)
CHAPITRE IV PETROGRAPHIE
IV- Description pétrographique des formations pélitiques et des quartzites de Bou-Maïza
IV-1 Etude pétrographique des formations pélitiques
IV-1-1 Micaschiste à grenat, disthène et staurotide
1- Quartz
2- Muscovite
3- Biotite
4- Grenat
5- Disthène
6- Staurotide
7- Tourmaline
8- Chlorite
9- Rutile
10-Minéraux opaques
IV-1-2 Micaschiste à grenat
1- Quartz
2- Muscovite
3- Biotite
4- Grenat
5- Disthène
6- Staurotide
9- Chlorite
10- Plagioclase
11- Les minéraux opaques
IV-1-3 Séricitoschiste à grenat et Carbonate
1-Quartz
2- Mica blanc
3- Biotite
4- Grenat
5- Calcite
6- Disthène
7- Staurotide
8- Chlorite
9- Plagioclase
IV-1-4 Quartzite
1- Quartz
2- Muscovite
3- Grenat
4- Staurotide
5- Chlorite
6- Tourmaline
7- Zircon 61
8-Lec es minéraux opaques
Conclusion
IV-2 Description pétrographique des roches gabbroïques non déformés
IV-2-1 Métagabbro peu déformé à gros grains
1-Plagioclase
2-Amphibole
3- Epidote
4- Clinopyroxène
5- Sphène
6- Chlorite
7-Quartz
IV-2-2 Métagabbro à hornblende et pyroxene non dédormé
IV-2-3Métagabbro
IV-2-4 Metagabbro mylonitique
IV-3 Description pétrographique des amphibolites associées aux gabbros
IV-3-1 Les amphibolites déformées
1- Amphibole
2- Zoïsite
3- Plagioclase
4- Sphène
IV-3-2 Amphibolite foliée :
1-Amphibole
3-Sphène
4- Quartz
5-Biotite
6-Les minéraux opaques
IV-3-3 Trémolitite
1- Amphibole
2- Chlorite
Conclusion
CHAPITRE V GEOCHIMIE
V-1 L’altération
V-2 Nomenclature
Conclusion
CHAPITRE VI MINERALISATION
Généralités
VI-1 La minéralisation polymétallique du Nord de Massif de l’Edough
VI-2 Les gisements ferrifères du massif de l’Edough
VI-3 Les gisements polymetalliques et ferrifères de Bou-Maïza
VI-3-1 Minéralisation polymétallique
VI-3-2 Minéralisation ferrifère
a- La magnétite
b- La sidérite
VI-3-3 Les phases de inéralisations
Conclusion
CONCLUSION GENERALE

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