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Composition minéralogique.
On peut envisager la composition minéralogique des grès sous des aspects très différents: selon la nature minéralogique du liant: grès à ciment siliceux, calcaire, ferrugineux, etc.; et d’après la présence de constituants minéraux exceptionnels (grès glauconifères, micacés,…);
on peut aussi opposer les constituants stables (quartz, débris de chert et de quartzite) aux constituants instable, c’est-à-dire ; aisément altérables comme les feldspaths, les micas, les débris de roches en général. Cette distinction conduit à la notion de maturité des sédiments qui se traduit non seulement par la disparition progressive des constituants instables mais également par l’élimination de la matrice argileuse, par l’amélioration du classement granulométrique et par l’augmentation du degré d’arrondi des grains.
Passons en revue les constituants majeurs des grès:
le quartz: c’est, en raison de sa résistance à l’altération, de loin le constituant le plus fréquent des grès. Diverses tentatives ont été réalisées quant à la détermination de la provenance des quartz, mais en général, les résultats ont été décevants. On peut dire néanmoins que les quartz monocristallins à extinction ondulante proviendraient de précurseurs plutoniques ou métamorphiques, alors que les quartz à extinction uniforme proviendraient de roches volcaniques ou de grès recyclés ;
les feldspaths: suite à leur fragilité (clivage) et leur grande altérabilité, les feldspaths forment rarement plus de 10 à 15% des grès. Une proportion importante de feldspaths dans un grès doit donc être considérée comme « anormale ». Elle peut indiquer soit un climat où l’altération chimique est faible (aridité), soit la présence de reliefs, responsables d’un transit rapide des sédiments vers le bassin;
les fragments lithiques: comme les roches plutoniques ont tendance à se désagréger avant leur incorporation dans le sédiment, les fragments lithiques les plus fréquents sont des morceaux de roches volcaniques, de schistes, de cherts;
les micas et les minéraux des argiles: les micas sont fréquents dans les grès. Leur granulométrie les range dans les fractions silteuse et sableuse. Les argiles forment la matrice. Il est généralement difficile de déterminer si leur minéralogie est originelle (matériel détritique) ou est le résultat de la diagenèse.
Evolution structurale.
a- Première mise en mouvement : les formations numidiennes se sont désolidarisées de leur substratum au moment de la genèse des olistostromes kabyles, c’est-a-dire au cours du Burdigalien. Etant situées au Sud des zones kabyles elles ne parviennent en recouvrement anormal sur ces dernières qu’après la resédimentation des flyschs et du témoin de la série ultra-tellienne connu en Petite Kabylie (Bouillin et Glaçon, 1973).
Ces premiers mouvements sont fossilisés par la transgression du Burdigalien supérieur aussi bien en Petite Kabylie (Durand Delga, 1955) que dans les Babor.
b- Deuxième mobilisation : les formations numidiennes ainsi décollées sont reprises par la tectonique tangentielle tortonienne. Le résultat est particulièrement spectaculaire dans la région de Sedrata au Djebel Meida ou dans la région de Souk-Ahras où les grès numidiens surmontent directement les marnes et les conglomérats de la série miocène burdigalo-langhienne.
Sur la transversale de Constantine, l’élément numidien le plus méridional est situe au Hadjar Merakeb mais ses relations ne sont pas visibles. II repose probablement sur le Miocène (Serravallien-Tortonien) lui-même transgressif sur la nappe néritique constantinoise.
Domaine externe.
Le domaine externe ou domaine tellien (Duran-Delga, 1969 ; Vila, 1980 ; Bouillin, 1986) constitué par un ensemble de nappes allochtones pelliculaires constituées principalement de marnes d’âge Crétacé moyen à Néogène et qui ont été charriées sur une centaine de km vers le Sud. On distingue du Nord au Sud :
1. les nappes ultra-telliennes, aux formations bathyales du Crétacé et de l’Eocène et une série plus détritique au Sénonien et a l’Eocène, ne sont connues que dans l’Est algérien et en Tunisie. Elles présentent des caractères proches de ceux du flysch massylien.
2. les nappes telliennes sensu-stricto formées de Lias de plate-forme surmonté de Jurassique plus marneux, puis par le Crétacé qui, détritique, devient marneux a argilo-calcaire et enfin, l’Eocène aux marnes épaisses.
3. les nappes péni-telliennes dont les séries néritiques du Crétacé à l’Oligocène sont carbonatées et marneuses. Les nappes péni-telliennes, définies dans l’Est algérien, présentent des caractères proches de ceux du néritique constantinois.
Dans le domaine externe existe des unités encore plus externes et d’allochtonie notable, mais moindre, structurées au Miocène moyen qu’on appelle séries de l’avant-pays allochtone ou tellien et se placent entre les nappes telliens au Nord et l’autochtone ou para-autochtone atlasique au Sud. On distingue ainsi d’ouest en est :
a. l’ensemble allochtone sud-sétifien (séries des Djebels Guergour, Anini, Zdimm, Youssef, Braou, Tnoutit, Sékirine, Tafourer, Agmérouel, Zana, Azraouat, Hammam, Ain el Ahdjar, Koudiat Tella et série supérieure du Djebel Kalaoun) à matériel carbonaté et marneux du Jurassique.
Evolution tectonique des Maghrébides.
La formation des chaînes alpines méditerranéennes 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 se sont 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.
Il faut noter qu’au Tithonien-Néocomien, il y a eu individualisation du sillon des flyschs (Maurétanien et Massylien) entre la microplaque d’Alboran et la marge Nord-Africaine. (Durand Delga, 1981 ; Durand Delga et Fontboté, 1980).
Un deuxième stade qui est divisé en deux phases tectoniques successives, a 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 maurétaniens 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.
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 désarticulation de ces zones 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 a 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.
Nappe du flysch sénonien à microbrèches.
Représentée près du village de Fetzara, au Kef el Kriane et surtout dans le coin Sud-Est de la feuille II s’agit d’un flysch atypique, très marneux, peu ou pas gréseux et souvent mal classé, malgré son aspect bien lité, dans les rares coupes favorables à l’observation. De plus, les vraies microbrèches y sont rares. Cette dénomination, bien qu’elle fasse appel à une terminologie classique, est donc impropre.
Le matériel clastique est difficilement identifiable à cause de la petite taille des éléments, des phénomènes de silicification et de la présence systématique d’imprégnations ferrugineuses dérivées de Chlorites et de Glauconies.
Sénonien: intercalations de calcaires pélagiques fins.
C’est le complexe à microbrèches proprement dit. Le Sénonien inférieur est difficile à caractériser avec de mauvaises microfaunes à Globotruncana coronata écrasées et encroûtées. Le Sénonien supérieur livre des microfaunes plus abondantes et plus saines à Globotruncana, contusa-caliciformis, contusa, marginata, Planoglobulina.
Au Sénonien on peut distinguer, dans ce « complexe à microbrèches », une série de type Fetzara essentiellement à plaquettes et une série de type Douar Talha, dont l’Oued Karanga donne une bonne coupe, et dont les affinités telliennes sont affirmées du fait de la présence de biomicrites à Rosalines très comparables à celles des unités telliennes franches.
Cénomano-Turonien : phtanites et brèches siliceuses.
Substratum stratigraphique du « complexe à microbrèches » apparaissant clairement dans des faux-synclinaux car la série est presque partout renversée. Phtanites noirs et blancs en bancs centimétriques ou décimétriques à débit prismatique et joints parfois bitumineux. A la base, ils sont datés du Cénomanien supérieur. Ces niveaux atteignent probablement le Turonien. De rares niveaux de brèches siliceuses compactes blanchâtres sont associés à ces formations. Le Turonien a été daté sur le bord septentrional de la feuille de Guelma dans les premiers niveaux à plaquettes organo-détritiques.
Nappe du flysch tithonique-crétacé inferieur.
Ils’agit d’un, flysch de type Guerrouch bien visible sur le flanc nord du Djebel Menchoura. Cette dénomination ne concerne en fait que les niveaux de base de la série et les grès qui forment effectivement l’essentiel des affleurements- Elle ne rend pas compte de la présence de termes du Crétacé moyen et supérieur. Il vaut mieux parler de flysch de type Guerrouch.
Cénomanien à Sénonien.
Série schisto-gréseuse datée à la base d’un Crétacé moyen probable à Pithonella ovalis, Helbergella, Stomiophaera conoidea dans une intercalation argilo-schisteuse insérée dans des grès jaunâtres, à grain un peu plus grossier que ceux du Crétacé inférieur, et à patine safran. Vers le Nord (Koudiat Mekhralfa) et vers l’Ouest (feuille de AZZABA) les intercalations de ce type s’enrichissent en microconglomérats silicifiés, à bandes silicifiés blanches, bien datés du Cénomanien par des Rotalipores. Ces faciès sont très proches du Cénomanien du flysch de Ain Berda.
Les grès à patine safran, épais d’une cinquantaine de mètres contiennent une mince intercalation schisteuse grise à passées violacées, datée du Sénonien inférieur dans des petits bancs de biomicrites crème.
Le sommet de la barre gréseuse montre de rares intercalations de grès calcareux et microbréchiques à Globotruncana linnei, et Globorotalites, du Sénonien supérieur.
Néocomien à Barrémien.
Série essentiellement gréseuse à minces intercalations argilo-schisteuses grises ou brunâtres. A la base elle est datée du Berriasien à : Calpioncllites darderi, Calpionella alpina, Tintinnopsella longa, Cadosina fusca, Stomiosphaera misolensis, Nannoconus.
Au sommet de la série, les biomicrites contiennent des associations à Nannoconus kamptneri, N. colomi, N. steinmanni, connues du Néocomien au Barrémien.
Complexe de base avec calcaires fins.
Série argilo-gréseuse à très nombreuses intercalations de biomicrites claires en bancs centimétriques ou décimétriques généralement très froissés.
Les termes argileux sont généralement gris ou brunâtres. Des intercalations violacées n’y sont pas rares. On note aussi la présence de bancs de microbrèches gris-bleu, de 30 à 60 cm d’épaisseur, remaniant un abondant matériel calcaire du Tithonique supérieur et des débris d’Aptychus.
Le Tithonique supérieur est daté dans des calcaires finement détritiques à Calpionella alpina (grandes formes), Crassicollaria massutiniana, de même que le Berriasien à Calpionellopsis oblonga, Calpionella alpina, Crassicollaria intermedia. Epaisseur impossible à chiffrer à cause des phénomènes de disharmonie, peut-être 50 m.
Flysch à microbrèches rousses (Priabonien à Oligocène).
Epais de 100 à 150 m par endroits. Ces microbrèches, assez fines, en bancs bien réglés de 30 à 60 cm, renferment de nombreux débris organiques mais surtout un abondant matériel ancien (grès phylliteux, phyllades, micas variés, feldspaths). On y relève la fréquence d’Halkyardia minima et de quelques Hétérostégines. Les premiers niveaux de ce flysch, de teinte brun tabac, remanient encore des microfaunes priaboniennes. Ses termes les plus élevés, à gros bancs bien réglés peuvent appartenir à l’Oligocène.
Flysch conglomératique à Nummulites.
Alternances de microconglomérats gris-bleu, souvent grossiers avec des argiles diversement colorées, souvent rouges et vertes, rouge lie-de-vin au Lutétien supérieur et au Priabonien.
Le Priabonien fait suite en continuité au Lutétien supérieur. A peine plus grossier il est difficile à distinguer de ce dernier. On reconnaît à la base des brèches rappelant celles de la Dorsale kabyle. Leurs éléments atteignent couramment 10 cm.
Niveaux rouges du Lutétien.
Localement, ces niveaux sont assez épais pour être distinguables cartographiquement.
Flysch dano-paléocène.
En continuité au-dessus du Crétacé supérieur. Il est marqué par l’apparition de bancs de calcaires microbréchique gréseux gris, à cassure spathique, contenant une forte proportion de Microcodium plus ou moins dilacérés, accompagnés de Globigérines et de Globorotalia. Les premiers bancs de microconglomérats, en plus de débris gréseux, phylliteux, calcaires et dolomitiques, remanient les silex rouges et gris du Sénonien terminal. Les premiers niveaux à Microcodium ont livré de petites formes de Miscellanea de la limite Danien-Paléocène. Plus haut dans la série, on ne trouve plus autant de silex remaniés et la proportion d’éléments organo-détritiques augmente.
Au sommet, cette série montre l’apparition de microbrèches gris-bleu qui s’enrichissent beaucoup en éléments organo-détritiques de nature diverse.
Flysch crétacé moyen et supérieur à bandes siliceuses.
Le Sénonien est une série conglomératique épaisse localement d’une cinquantaine de mètres remaniant en abondance les calcaires et tous les termes de la Dorsale kabyle. On note localement la présence de lits micacés dans les fractions fines des bancs grano-classés. Certains niveaux de calcaires microbréchique gréseux fins, à patine rousse et à cassure grise miroitante, de 50 cm à 1 m d’épaisseur, montrent de belles figures de sédimentation entrecroisée et de « slumping ».
En outre, des intercalations de grès micacés, gris ou gris verdâtre, de faible puissance (10 m au maximum) se développent et sont bien visibles en particulier à Ain Berda, dans la tranchée de la route où ils sont très froissés. Le sommet de la série des séquences conglomératiques, dans le Nord de la feuille, est marqué par la présence de minces intercalations siliceuses rouges, vertes ou grises.
Le Cénomanien et le Turonien sont représentés par des niveaux bréchiques ou microbréchique clairs en bancs généralement grano-classés, ne dépassant pas 30 cm d’épaisseur et qui montrent des bandes ou des lentilles silicifiées blanches, de 0,5 à 1 m de long sur 5 à 10 cm d’épaisseur, ayant l’aspect de bancs de silex.
Ces couches alternent avec des lits de marnes schisteuses claires qui ont fourni : Planomalina buxtorfi, Rofalipora appenninica, Thalmanninella, et quelques Globigérines. Il s’agit de Cénomanien inférieur ou moyen.
Le Turonien est très comparable d’aspect et de puissance. Il contient en outre des intercalations décimétriques de calcaires argileux fins, jaune verdâtre à Pithonella ovalis, grosses Calcisphaerula et Hedbergella. Une microbrèche fine (Mechta Besbessa) a livré, avec de nombreux débris de Lamellibranches et d’Echinodermes.
Nappe épi (ultra) – tellienne.
Barrémien supérieur à Ammonites.
Série de marnes claires, épaisse d’une centaine de mètres, affleurant uniquement dans le coin Sud-Est de la feuille, datée du Barrémien supérieur par des Ammonites pyriteuses.
Ces marnes blanches ou jaune clair à l’altération contiennent des intercalations décimétriques de calcaire marneux esquilleux ou compact parfois à silex noirs. Dans la vallée de l’Oued Karanga, la série montre en outre des intercalations marneuses sombres.
Sénonien ; marnes et marno-calcaires.
Série marneuse plissotée essentiellement sénonienne mais montrant des termes plus anciens probablement pinces dans un faux-synclinal.
Ces affleurements passent en continuité vers le SW à ceux de l’unité du Djebel bouSbaa. Il s’agit donc de la nappe épi (ultra) – tellienne.
Principaux évènements structuraux.
Des mouvements précoces ont affecté la Dorsale kabyle dès le Néocomien au Sud de Azzaba (Vila, 1980). Ils sont contemporains de l’installation du sillon des flyschs au Sud de cette zone. Mais les nombreux soubresauts qui ont agité presque continuellement la Dorsale jusqu’à la fin de l’Oligocène n’influent guère que sur la nature de la sédimentation du flysch de Ain Berda et ne paraissent pas affecter sur de grandes distances la continuité de la sédimentation du sillon des flyschs.
Après le Crétacé supérieur, l’évolution structurale des séries de type Guerrouch et des séries pré-kabyles n’est pas connue, du fait de l’absence de terrains postérieurs qui puissent leur être liés avec certitude.
Dans les zones telliennes considérées, on a toujours affaire à une sédimentation assez monotone aux faciès essentiellement vaseux.
La phase la plus notable est celle qui a affecté la Dorsale à la limite Lutétien supérieur-Priabonien. Elle se traduit par une discordance très constante des brèches grossières du Priabonien et par l’installation, tant sur les flyschs que sur la Dorsale d’une sédimentation gréseuse et micacée qui forme ainsi une couverture commune. Il y a un véritable effacement de la zonation préexistante. Après l’Oligocène se produisent, d’une part les grands chevauchements vers le Sud qui cisaillent les couches « gréso-micacées » à Lépidocyclines, d’autre part la genèse et la mise en place des nappes de flyschs et des nappes telliennes. Le Numidien paraît rester indifférent à ces événements.
Dans ce secteur, au Burdigalien supérieur, la tectonique tangentielle semble terminée. Au Nord-Est d’ Ain Berda, ce dernier recouvre directement, soit le Numidien (c’est-à-dire l’unité la plus élevée structuralement), soit le flysch de Penthièvre (c’est-à-dire une unité en position structurale assez basse). Ces observations ont été faites respectivement le long de la route de Dréan à Oued Frarah et à 3 km au Nord-Est d’Ain Berda. Ce dernier cas montre la nécessité, avant le dépôt du Miocène, d’une érosion des nappes. En effet, celles qui sont présentes sont continues à l’affleurement et ne paraissent pas notablement laminées ce qui aurait pu occasionner une disparition d’ordre purement tectonique.
Style tectonique des unités.
IV.1. le numidien: il repose en troncature basale sur des séries elles-mêmes tronquées sommitalement. Ce dispositif est bien observable chaque fois que le Numidien repose sur des niveaux compétents ; ici ce sont surtout des niveaux grèseux. Tel est le cas du Djebel Menchoura où le Numidien repose sur le flysch de type Guerrouch, plissé selon des axes orthogonaux par rapport aux siens et tronqué sommitalement. L’existence d’une surface d’érosion au sommet de l’autochtone méridional du Djebel Debar prouve combien il est délicat, en l’absence de témoins permettant de dater les accidents, de faire la différence entre des dispositifs purement tectoniques et ceux qui font intervenir la réalisation d’une ou de plusieurs surfaces d’érosion.
Telle est la difficulté pour les troncatures sommitales. Les troncatures basales, quant à elles, paraissent pouvoir s’interpréter plus aisément en imaginant le débitage d’une épaisse série subhorizontales par des accidents obliques, recoupant les couches en biseau et servant de surface de glissement. Chaque lambeau n’emportant ainsi qu’une faible partie de la base de la série, ce dispositif rendrait compte également de la rareté des couches à Tubotomaculum. L’existence dans le Numidien de vastes plis tronqués pose un problème supplémentaire. Ce plissement a-t-il pu se produire pendant le glissement ? Cela semble peu vraisemblable et il paraît plus logique d’admettre qu’il l’a précédé.
IV.2. Le flysch sénonien à microbrèches : c’est une masse anarchique et très froissée. Il semble néanmoins qu’elle soit partout à l’envers puisque les phtanites blancs et noirs, qui sont les niveaux les plus anciens connus, se présentent toujours dans des faux-synclinaux. Mais il s’agit de structures de petites dimensions (de l’ordre du décamètre) qui n’ont guère de continuité latérale.
IV.3. La nappe du flysch tithonique-crétacé inférieur : c’est une vaste lame essentiellement à l’endroit de style plissé assez lourd. Une forte disharmonie règne entre sa base argilo-calcaire et la masse gréseuse principale. Chaque niveau schisto-gréseux à dominante schisteuse de cette dernière est le siège de glissements mineurs mais qui peuvent s’exagérer et conduire à des suppressions importantes, comme au Nord de la Dorsale. Les renversements sont toujours très locaux.
IV.4. La Dorsale kabyle est fortement écaillée. Il semble que les cisaillements post-oligocènes aient complètement effacé les tectoniques précoces.
Le degré de dilacération des séries, par ailleurs fort minces a rendu nécessaire une représentation de ce secteur au 1/25000″.
IV.5. Le flysch de Ain Brda comporte de larges synclinaux surtout déterminés par l’épaisseur des grès micacés oligocènes (synclinal couché du Douar Eulma Kricha).
Les zones anticlinales, plus complexes, sont le siège de laminages fréquents ; parfois même, elles sont légèrement extrusives (Mzaret Sidi Gouled) et percent les unités supérieures. C’est aussi à ce niveau que se sont produits des écaillages importants qui font chevaucher vers le Sud les termes crétacés sur les différentes couches de la série au Sud-ouest d’Ain Berda. Cet accident est d’ailleurs bien visible dans le talus de la route nouvellement retracée qui va de Penthièvre à Nechmeya, au Nord de la Ferme Gros.
Le style de ces accidents qui n’affectent aucun terrain plus ancien que le Cénomanien témoigne d’un décollement généralisé du flysch de Penthièvre au-dessus d’un substratum de type probablement Guerrouch tel qu’on l’observe dans les zones plus occidentales de la Chaîne numidique.
IV.6. Les formations telliennes sont fortement froissées elles aussi et n’affleurent que fort peu sur cette feuille. Dans les régions environ nantes, la lame de Barrémien à Ammonites conserve les mêmes faciès jusque dans les secteurs d’Oued Zenati et du Djebel Taya.
L’unité du Djebel bouSba est un vaste ensemble renversé et plissé isoclinament de façon complexe, qu’on peut suivre d’Ouest en Est du Djebel Taya aux environs de Bouchegouf Elle est charriée d’au moins 20 km du Nord vers le Sud.
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Table des matières
Introduction générale
Chapitre I : Généralités
I. Méthode de travail
II. Situation géographique
III. Géomorphologie, hydrographie et climat
IV. Caractéristiques hydrogéologiques du gisement
V. Les grès
V.1. Généralités
V.2. Composition minéralogique
V.3. Classification
V.4. Grès à ciment siliceux
Chapitre II : Géologie régionale
I. Cadre géologique et géodynamique des Maghrébides
I.1. Domaine interne
I.2. Domaine des flyschs
I.2.1. Le flyschs maurétanien
I.2.2. Le flysch massylien
I.2.3. Nappe numidienne
I.3. domaine externe
II. Evolution tectonique des Maghrébides
Chapitre III : Géologie Locale
I. Introduction
II. Stratigraphie
II.1. Formations récentes
II.1.1. Formations laguno-marines de la plaine d’Annaba
II.1.2. Dépôts actuels du Fetzara
II.1.3. Dépôts anciens du Fetzara
II.1.4. Rharbo-actuel et alluvions indéterminées des vallées
II.1.5. Cordon dunaire d’El kanthra
II.1.6. Soltanien
II.1.7. Tensiftien
II.1.8. Â mirien
II.1.9. Salétien
II.1.10. Moulouyen
II.1.11. Pliocène
II.1.12. Miocène
II.2. Nappe numidienne
a- Grès numidiens
b-Argiles numidiennes
II.3. Nappe du flysch sénonien à microbrèches
II.3.1. Sénonien: intercalations de calcaires -pélagiques fins
II.3.2. Cénomano-Turonien : phtanites et brèches siliceuses
II.4. Nappe du flysch tithonique-crétacé inferieur
II.4.1. Cénomanien à Sénonien
II.4.2. Néocomien à Barrémien
II.4.3. Complexe de base avec calcaires fins
II.5. Dorsale kabyle (chaine calcaire)
II.5.1. Unité Supérieure
II.5.1.1. Eocène néritique et grès micacés oligocènes
II.5.1.2. Lias (calcaires graveleux puis calcaires à silex
II.5.1.3. Permien rouge conglomératique
II.5.1.4. Phyllades paléozoïques
II.5.2. Unité Inférieure
II.5.2.1. Néocomien à Barrémien
II.5.2.2. Turonien à Maestrichtien
II.5.2.3. Eocène
II.6. Flysch d’Ain Berda
II.6.1. Flysch gréso-micacé oligocène
II.6.2. Flysch à microbrèches rousses (Priabonien à Oligocène)
II.6.3. Flysch conglomératique à Nummulites
II.6.4. Niveaux rouges du Lutétien
II.6.5. Flysch dano-paléocène
II.6.6. Flysch crétacé moyen et supérieur à bandes siliceuses
II.7. Nappe épi (ultra) – tellienne
II.7.1. Barrémien supérieur à Ammonites
II.7.2. Sénonien ; marnes et marno-calcaires
III. Principaux évènements structuraux
IV. Style tectonique des unités
IV.1. le numidien
IV.2. Le flysch sénonien à microbrèches
IV.3. La nappe du flysch tithonique-crétacé
IV.4. La Dorsale kabyle
IV.5. Le flysch de Ain Brda
IV.6. Les formations telliennes
V. Etudes sédimentologiques
V.1. Structure sédimentaires
V.2. Faciès
V.3. Figures sédimentaires
V.3.1. Granoclassement
V.3.2.Turbidite
V.3.3. Discontinuités
Conclusion
Chapitre IV: Pétrographie et Minéralogie
I. Pétrographie
I.1. Etude macroscopique
I.2. Etude microscopique
I.2.1. Etude des éléments
I.2.2. Les minéraux lourds
III.2.2. Quartzite grès quartzeux sous forme de sables siliceux
Conclusion générale
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