Géochimie des éléments majeurs et en traces des granitoïdes du Filfila

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Etude géologique

Le massif de Filfila, qui comprend le complexe granitique à métaux rares, constitue la partie Est septentrionale de la petite Kabylie. Il est situé entre les formations suivantes :
– A l’Ouest, le massif cristallophyllien de Skikda, formé essentiellement de schistes, de micaschistes et de gneiss (Nemour, 1993).
– A l’Est, les massifs éruptifs du Cap de Fer et de Chétaibi qui comportent entre autres, des microgranites et andésites (Hilly, 1957 ; Arafa, 1997). Ce massif est séparé du Filfila par la plaine de Senhadja.
Selon une direction NW-SE, l’alignement Filfila-Safia montre des formations essentiellement carbonatées du Jurassique-Crétacé.
Les traits structuraux majeurs du massif de Filfila ont été mis en évidence par Lemoy (1969) et Perrin (1969), qui distinguent quatre unités principales (Fig. 05).
Unité I ou para-autochtone, qui correspond à l’unité du Djebel Filfila proprement dit, ressort en fenêtre tectonique sous les nappes à faveur d’un bombement anticlinorial, cette unité est composée essentiellement des formations terrigènes suivantes (Fig. 06) :
 Le Lias calcaire (marbres du Filfila, exploité en carrière) ;
 Le Dogger pélitique, à lentilles carbonatées (calcaires et dolomies) ;
 Le Malm pélitique, à petits bancs et lentilles gréseuses, passant progressivement vers le haut au Néocomien où les bancs gréseux prennent de l’importance ;
 L’ « Albo-Aptien », schisto-gréseux où dominent les grès.
Ces terrains épimétamorphiques (marbres à actinote) présentent une tectonique polyphasée :
– une tectonique tangentielle précoce (plis couchés synschisteux, chevauchement de l’écaille de marbres) à laquelle succède ;
– un plissement en anticlinoriums et synclinoriums droits d’axe WNW-ESE. Les deux massifs granitiques visibles à l’affleurement sont réputés post-tectoniques, mais occupent les cœurs de deux anticlinoriums majeurs.

Les granites de Filfila

Ce massif apparaissant en fenêtre à travers l’allochtone est étudié par Semroud et Fabriès (1976), il ressort que ce granite a développé un important métamorphisme de contact, et qu’il a métamorphisé, en particulier, des amas pyriteux stratiformes du Lias : les amas ferrifères d’El-Halia ne seraient pas dus à un apport magmatique.
A noter la présence rare de scheelite dans la zone de contact du granite, il existe aussi de rares minéraux uranifères (Hacini, 2000) et de la fluorite dans ce granite.
Le granite de Filfila (NE Algérie) qui recoupe les quatre unités tectoniques (formations sédimentaires et métamorphiques) définies par Lemoy (1969) est un granite très évolué, riche en fluor et lithium. Il est classiquement considéré comme le résultat d’une évolution par cristallisation fractionnée.
Ces granitoïdes constituent deux petits massifs (ou stock) (Fig. 07 et 08) allongés dans la direction WNW-ESE, conformément à l’orientation générale des structures de la régiom.

Géologie des granitoïdes du Filfila

D’après les travaux antérieurs (Semroud, 1970 ; Semroud & Fabries, 1976 ; Fognot, 1990 ; Ouabadi, 1994), il existe deux types de granites dans le massif :
– un granite à tourmaline de grains grossier à moyen, qui est le faciès dominant ; et
– un granite fin à nodules de cordiérites, peu représenté, mais que Semroud & Fabriès (1976) pensent constituer l’essentiel des granites cachés.
Il s’y ajoute trois variétés de microgranites :
 Quartzo-feldspathiques à fluorite, leucocrates ;
 A biotite et tourmaline, riches en micro pegmatite ;
 Porphyriques à phénocristaux d’orthose en tablette, avec biotite et tourmaline.
Ces microgranites se présentent soit en filons, soit en petits massifs, généralement en bordure des plutons (comme, par exemples, au Sud du stock méridional). Dans ce dernier cas, ils montrent systématiquement des microfractures remplies d’épidote et de fluorite.
Les études de terrain (Gherbi, 1998) ont mis en évidence la présence, dans le massif Nord, d’un leucogranite à topaze accompagné de stockscheiders sur sa bordure et intrusif dans les granites a tourmaline (cf. fig. 07 et Fig. 08), tandis qu’un réexamen des aplites leucocrates y a révélé la présence systématique de topaze primaire.
Ces dykes d’aplite à topaze, de direction générale NNW-SSE, de puissance centimétrique à métrique et d’extension comprise entre quelques centaines de mètres sont surtout présents dans le massif Sud, ou dans sont encaissant immédiat. Ces derniers indiqueraient l’existence, à faible profondeur, d’une autre coupole de granites à topaze. Les observations de terrain montrent que les granites à tourmaline sont intrusifs dans les granites à cordiérite et que les filons d’aplite à topaze recoupent les microgranites et aplites à biotitetourmaline ; les relations mutuelles des microgranites porohyriques et des autres filons ne sont pas connues, mais ces microgranites recoupent clairement les granites à cordiérite et à tourmaline (Semorud & Fabriès, 1976).

Le métamorphisme de contact

Conformément à la morphologie supposée du complexe intrusif, tout le domaine compris entre les deux stocks montre en abondance les manifestations du métamorphisme de contact. D’après Lemoy (1969), le métamorphisme de contact a atteint ou dépasse le degré moyen comme l’indiquent de nombreuses associations minérales : andalousite+ biotite dans les roches pélitiques ; « skarn » dans les roches carbonatées (clinopyroxènites dans l’écaille de marbres liasiques, le long du contact avec le Dogger ; grenatites le long du stock septentrional ; idocrasites au contact sud du stock méridional et dans des panneaux inclus le long de ce contact) ; cornéennes à hornblende au toit des stock.
En outre, Lemoy (1969) indique qu’en de nombreux points, ces paragenèses de haute température sont reprises par des manifestations hydrothermales que l’on peut rattacher au granites à tourmaline et/ ou à topaze :
 tourmaline fissurale (chloritisée) dans les skarns à clinopyroxène-oligoclase ;
 albitisation des calcaires (surtout, le long de contact Nord du stock septentrional) (cf Fig. 07 et Fig. 08).
 Développement de « phlogopite rose » et/ou de tourmaline dans des roches pélitiques et avec apparition du sphène le long de leurs contact ; de tels filonnets recoupent également par ailleurs, les skarns à clinopyroxènes ou les grenatites ;
 Transformation de l’andalousite en un « corindon bleuté » (spectre CF 10 en annexe): le phénomène se produit dans les roches à quartz et il se développe préférentiellement dans les zones où s’observe un envahissement de la roche par du phlogopite ou de la tourmaline (Bouabssa et al., 2005).

Le granite à albite, topaze et zinnwaldite

Macroscopiquement, ce granite se présente comme un faciès à blanc, à grains moyens. Microscopiquement, il est d’une texture grenue. La composition minéralogique est la suivante : quartz, albite, feldspath potassique, topaze, zinnwaldite et rarement de la tourmaline (photos 01 – 03). Ainsi que de l’apatite, la monazite le Nb-Ta-rutile, la cassitérite (photos 04) et la columbo-tantalite comme minéraux accessoires.
Le quartz : il cristallise en plage sub-automorphe à automorphe, à extinction légèrement onduleuse. Caractérisé par des inclusions de zircon, d’albite et de zinnwaldites.
Dans certain quartz automorphes, les microcristaux d’albite soulignent les zones de croissance du cristal (texture en « Snow-Ball »). De rares petites lattes de biotite peuvent également se rencontré dans ces quartz.
L’albite : se présente en lattes triangulaires parfois entourées ou corrodées par du feldspath potassiques. Le cœur du cristal est partiellement séricitisé, et parfois chargé en inclusions aciculaires de très petites tailles, causes pour lesquelles leurs identification est impossible au microscope.
Le feldspath potassique : relativement abondant, souvent automorphe et perthitique avec parfois des surcroissances soulignées par des cristaux d’albite et de quartz. Généralement chargés en inclusion ce qui indique un aspect trouble. Les grandes plages moulent en partie les albites à aspect limpides.
La topaze : se présente sous deux aspects : cristaux automorphes (topaze I) d’apparence primaire (magmatique) ; et des microcristaux (topaze II)corrodant l’albite où se développant le long de microfissures, équivalent probable de la topaze secondaire dans les granites à tourmaline.

Les aplites à topaze

De couleur blanchâtre, plus ou moins rosé, et à texture microgrenue, ce faciès est composé essentiellement de : quartz, feldspath-k, albite, biotite (petites paillettes), zinnwaldite et de topaze (Photos 05 – 06).
Les phénocristaux comprennent :
Le quartz, à tendance automorphe, avec des inclusions de biotite ;
Le feldspath potassique, subautomorphe, parfois maclés Carlsbad, il a toujours un aspect trouble, avec des perthites abondantes en veines anastomosées ou en fuseaux ; il peut contenir, en inclusion, des cristaux d’albite, de quartz et de biotite; il est généralement fréquent que le feldspath potassique entoure et corrode l’albite ;
L’albite (An01 à An05), automorphe, de plus grandes tailles, peu ou non zonés représentant occasionnellement la macle dite « albite-ala» : le cœur des cristaux est souvent séricitisé.
Le mica, souvent peu abondant, ou absent est essentiellement représenté par la zinnwaldite, ainsi que par de rares paillettes de biotites en inclusions dans le feldspath et le quartz (parfois fortement déferritisée et peu pléochroïques de teinte brun pâle) ou par la muscovite, en petites lamelles associée à du quartz.
La topaze, très abondante dans ce faciès, en grands cristaux automorphes, ou parfois à contour irréguliers.
La matrice : formée essentiellement de quartz, de feldspath potassique et de plagioclase (Albite en lattes) (Photo 05 et 06).
Les minéraux accessoires : sont constitués de :
 La tourmaline, très rare, en petits cristaux prismatiques dispersés dans la matrice ;
 Le zircon et la monazite, en microcristaux automorphes le plus souvent inclus dans le quartz, la zinnwaldite, le feldspath potassique et l’albite ;
 L’apatite, en cristaux aciculaires ou trapus, incluse dans le quartz, les micas ou le feldspath potassique ;
 La cassitérite (Photo 07), peu abondante, en cristaux sub-automorphe brun foncé, légèrement zoné, préférentiellement inclus dans l’albite ou en position intergranulaire dans la matrice;

Les feldspaths

Comme nous avons montré ultérieurement (dans le chapitre de Pétrographie) les feldspaths de Filfila sont caractérisés par la prédominance des plagioclases et de l’orthose. Ce qui est confirmé par les analyses réalisées en utilisant la microsonde électronique. Ces granites sont caractérisés par les teneurs par fois élevées en Na (0.99 a.p.f.u) et par fois en K (0.96 a.p.f.u). Les teneurs en Ca sont basses (0.03 a.p.f.u) et par fois absence totale (Tabl. II) et (Fig. 15).
Dans le diagramme Or- Ab- An, la majorité des échantillons ont une affinité soit vers le pôle de l’orthose (Or), soit vers le pôle de l’albite (Ab). Ces échantillons sont caractérisés par des valeurs très faibles en anorthite (An) vus leurs teneurs très faibles ou absence total en Ca.

Les tourmalines

Pour vérifier la zonalité des tourmalines des granites à tourmaline remarquée en lames minces dans le chapitre de pétrographie ces tourmalines zonées ont été analysées à la microsonde électronique (Tabl. III), et en MEB (Fig. 16). Les formules structurales ont été calculées sur la base de 26.5 [ O, OH, F ] et 3 B. conditions d’analyse : 15 kV, 10 nA, temps de comptage 10 s, correction PAP ; étalons minéraux naturels, sauf pour Cs et Rb ( titanates des synthèse ). Seuil de détection : F : 800 ppm ; Cl : 190 ppm ; Rb : 1000 ppm (soit Rb2O : 1100 ppm) ; Cs : 620 ppm (soit Cs2O : 660 ppm).
Les analyses montrent que ce sont des schorlites (XFe ≥ 0.75), très alumineuses et caractérisées surtout par leur teneur en F (0.26 et 0.66 a. p. f. u) qui est corrélée positivement à la teneur en sodium, conformément aux prévisions théoriques (Robert et al., 1994 ; Gourdant, 1994). Les teneurs en Li n’ont naturellement pas pu être mesurées ; toutefois, le fait que le site Y soit légèrement, mais systématiquement, déficitaire (de 0.06 à 0.11 a. p. f. u) montre que le lithium, qui occupe ce site, doit être présent. La différence entre les tourmalines magmatiques et les tourmalines d’altération hydrothermale n’est pas significative : celles des altérations hydrothermales sont cependant sensiblement moins fluorées et légèrement plus calciques (Fig. 17 et Fig. 18). Ces deux types sont faiblement zonées ; cette zonation porte essentiellement sur le rapport Fe/Fe+Mg, qui est fluctuant ; dans les tourmalines magmatiques, les cœurs sont pauvres en titane, qui s’enrichit en bordure et dans les tourmalines secondaires (Bouabsa et al., 2005).
Les teneurs élevées en fluor (jusqu’à 1.21% en poids) sont cohérentes avec le chimisme évolué des granites à tourmaline (voir ci-dessous) et ont déjà été observées dans des pegmatites à Li-Ta (Linnen & William-Jones, 1993).
Une rare tourmaline analysée dans le granite à topaze ne se distingue en rien des tourmalines magmatiques des granites à tourmaline. Elle est particulièrement ferrifère et fluorée, pauvre en calcium et serait assez riche en lithium (déficit de 0.15 a.p.f.u. en site Y), reflétant donc les caractéristiques chimiques du granite-hôte.

Les micas

Généralités sur la structure des micas

Les micas sont parmi les phases minérales hydro-silicatées les plus abondantes dans les roches granitiques. Etant donné que l’un des objectifs de ce travail est la mise en évidence du rôle des micas comme marqueurs de l’évolution pétrogénétique des granitoïdes ; il paraît indispensable de faire un rappel sur leur structure cristallochimique.

Formule structurale générale des micas

Les compositions chimiques des micas sont très variables, et sont souvent décrites en termes de solutions solides, se traduisant par une structure très complexe. Les micas qui cristallisent dans le système monoclinique, appartiennent à la classe des phyllosilicates dits T.O.T. (tétraèdre-octaèdre-tétraèdre). Les formules structurales d’un mica tri-octaédrique, de type biotite K(Mg,Fe)3(Si3Al)O10(OH)2 et d’un mica di-octaédrique, de type muscovite K(Al2□)(Si3Al)O10(OH)2, dérivent de celle du talc Mg3Si4O10(OH)2, et de la pyrrophyllite (Al2□)Si4O10(OH)2.
* (□ représente un site octaédrique vacant).
La formule structurale d’un mica, (calculée sur la base de 11 oxygènes) s’écrit en général sous la forme suivante : W[6][(R2+)3-X/2-Y/2, (R3+)X □Y)][4] [(Si3-X/2+Y, (R3+)1+X/2-Y] O10 (OH, F, Cl)2
W : cations interfoliaires (généralement K+, Na+ et Ca2+ ; rarement Ba, Rb, Cs, NH4, ou H3O) [6] et [4] : coordinances octaédriques et tétraédriques (R2+) (R3+) : cations en positions octaédriques (Mg2+, Fe2+, Al3+, Fe3+ ; on peut trouver aussi des cations de taille moyenne tels que : Li, V, Co, Ti4+, Cr3+, Ni2+, Cu2+, Zn2+ ou de taille plus grande tel que, Mn2+).
(R3+) cations en position tétraédrique (Al3+ ou Fe3+ « rarement Be2+« .
X : substitution de type Al-Tchermak
Y : substitution impliquant un constituant dioctaédrique tétrasilicique

Table des matières

CHAPITRE I- INTRODUCTION
CHAPITRE II- GEOLOGIE REGIONALE
II. 1. Les grands ensembles géologiques de la petite Kabylie
II. 1. 1- les zones internes
II. 1. 1. 1- le socle kabyle
II. 1. 1. 2- la dorsale Kabyle
II. 1. 2- le domaine des flyschs
II. 1. 3- les zones externes ou zones telliennes
II. 2- Tectonique de la région
II.3- Le magmatismes de la petite Kabylie
II.3. 1- le granite de Beni Touffout
II. 3. 2- le granite de CapBougaroun
II. 3. 3- la microgranodiorite d’El-Milia
II. 3. 4- les petites intrusions granitique de Filfila
CHAPITRE  III- SITUATION GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE
III. 1- Présentation de la région d’étude
III. 2- Etude géologique
III. 2. 1- Les granites de Filfila
III. 2. 1. 1- Géologie des granitoïdes du Filfila
III. 2. 2- La métamorphisme de contact
CHAPITRE  IV- ETUDE PETROGRAPHIQUE
IV. 1- Le granite à albite topaze et zinnwaldite
IV. 2- Les aplites à topaze
IV. 3- Les granites à tourmaline
IV. 4- Les stockscheiders
IV. 4. 1- Rappel d’ordre général
IV. 4. 2- Les stockscheiders du Filfila PDF Create! 2 Trial
IV. 6- Conclusion
CHAPITRE V. ETUDE MINERALOGIQUE DU GRANITE
V. 1- Les feldspaths
V. 2- Les tourmalines
V. 3- Les micas
V. 3. I- Généralités sur la structure des micas
V. 3. I. 1- Formule structurale générale des micas
V. 3. I. 2 – Structure d’un feuillet de mica
A- Différents types de substitutions
B- Les solutions solides dans les micas
V. 3. I. 3- Le lithium et le fluor dans les micas
V. 3. 1. 4- Les mécanismes de substitution dans les micas
V. 3. 1. 5- Classification des micas
V. 3. 1. 6-Les micas dans la typologie des granitoïdes
V. 3. 1. 7-Les micas dans la pétrologie et la métallogénie
V. 3. 2. Les micas des granites du Filfila
V. 3. 2. 1- Caractérisation pétrographique
V. 3. 2. 2- Caractérisation des micas dans la typologie des granitoïdes
V. 3. 2. 3- Caractérisation chimique et cristallochimique
V. 3. 2. 4-Les micas du massif granitique de Filfila dans la pétrologie et la métallogénie
V. 4- Les minéraux des métaux rares
V. 4. 1 -Exemples d’application des éléments rares
V. 4. 2 – Aspects structuraux et cristallochimiques des minéraux porteurs de métaux rares
V. 4. 3 – Minéraux des métaux rares dans les aplites à topaze du Filfila
V. 5- Conclusion
CHAPITRE VI. ETUDE GEOCHIMIQUE DES GRANITES
VI. 1- Evaluation de la mobilité des éléments au cours des altérations post mise en place
VI. 2- Géochimie des éléments majeurs et en traces des granitoïdes du Filfila
VI. 1. 1- Comportement des éléments majeurs dans les diagrammes géochimiques
VI. 1. 2-Comportement des éléments en traces dans les diagrammes géochimiques
VI. 2- Etude comparative des granites de la Petites Kabylie
VI. 3- Conclusion
CHAPITRE VII- CONCLUSION GENERALE

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