ROCHES ULTRABASIQUES

Le complexe du socle métamorphique

      Selon les travaux de Mahjdoub (1991), les formations du socle métamorphique kabyle peuvent être subdivisées en trois unités structurales :
– L’édifice de Beni Fergène : Il forme la bande de terrain située entre la région de Kerkera à l’Est et la région de Sidi Abdelaziz à l’Ouest (Fig. II. 1). Il est caractérisé par la superposition de deux types de métamorphismes : M1 de basse pression et M2 de haute pression et moyenne à haute température. Cet édifice est constitué par des gneiss recoupés par des sills d’amphibolites, des métapélites dans lesquelles s’intercalent des lames d’orthogneiss et de granites à sillimanite et une série d’alternances entre les métapélites claires et sombres avec des lentilles de pyroxénites et des granites orthogneissifiés.
– L’édifice supérieur ou unité de socle au sens strict Il occupe la partie supérieure du socle kabyle et est formé de deux ensembles :
1) L’ensemble central et oriental localisé dans la région de Sidi Mezghiche et Skikda (Mahjoub, 1991). Il est formé par la superposition de deux séries : (1) une série inférieure paragneissique, parfois migmatitique, formant le cœur d’une antiforme orientée Est-Ouest. Ces paragneiss sont surmontés par une alternance de métapélites et des marbres ; et (2) une série supérieure constituée par des phyllades.
2) L’ensemble occidental (de Texana) est représenté par la série khondalite-kinzigitique, chevauchant les unités infra-kabyles (Bouillin, 1977 ; Djellit, 1987). Cette série est affectée par des zones de cisaillement relativement étroites. Certains faciès de cet ensemble sont mylonitisés et montrent une rétromorphose et une hydratation des paragenèses primaires. Cette évolution rétrograde et les zones de cisaillement associées à l’épaississement crustal et àla fusion partielle (migmatite et granite), développent un métamorphisme rétrograde allant du faciès granulite (HP-HT) au faciès amphibolite (BP-HT) (Mahjoub, 1991).
– L’édifice inférieur ou unité du Cap Bougaroun Situé à l’Est, il couvre une superficie d’environ 20 km2 (Bouillin et Kornprobst, 1974) (Fig. II. 1). Il montre une structure en blocs faillés emballés dans les granites du Miocène du nord de Collo. Cet édifice comporte les péridotites fortement serpentinisées du Cap Bougaroun et des kinzigites renfermant des calco-silicates. L’ensemble de cet édifice est affecté par un métamorphisme de haute température et haute pression de type granulite.

Les roches métamorphiques

         Les terrains du socle métamorphique sont développés au Nord-Est et au Sud du phare du Cap Bougaroun du Cap Bougaroun. Ils sont constitués essentiellement de gneiss (Kinzigites) à facies granulites et des roches calco-silicatées.
– Les gneiss (kinzigites) : Suite à la composition minéralogique des gneiss, ils ont été définis comme kinzigites. Deux types de kinzigites ont été observés au contact avec les roches ultramafiques à l’est et à l’ouest du socle : au niveau du Dj. Mezaber, le long de la piste qui va de Beni-Saïd vers RasKbiba et également dans le Dj. Rorbah ainsi que dans la partie basse de la rive gauche de l’Oued Tamanart :
(a) Des kinzigites mésocrates (Bouillin, 1977 ; Misseri, 1987) : Elles ont une texture granoblastique et renferment du feldspath potassique, du plagioclase, de la cordiérite, du quartz, de la tourmaline, peu ou pas de sillimanite et de la muscovite. (b) Des kinzigites leucocrates : Elles ont une texture granoblastique et présentent la même composition minéralogique que les kinzigites mésocrates, sauf que la sillimanite y est plus abondante, la biotite et la tourmaline y sont moins nombreuses. Bouillin et Kornprobst (1974) ont signalé l’existence des grenats dans certains de ces gneiss kinzigitiques. Ils ont proposé pour l’ensemble des gneiss du massif l’évolution thermodynamique suivante : un facies granulite de hautes pressions (feldspath potassique grenat) suivit d’un facies granulite de basse pression (feldspath potassique, cordiérite) puis d’un facies amphibolite (biotite, muscovite et sillimanite). Les kinzigites sont souvent très altérées donnant une patine ferrugineuse ou grisverdâtre. L’examen des affleurements des kinzigites du contact avec les péridotites de Beni Saïd montre qu’ils sont altérés et fracturés donnants un aspect cataclasé (Fig. II. 3 et II. 4). Ces affleurements sont en contact net avec les roches ultramafiques (Fig. II. 4). L’aspect cataclasé de ces roches permet de dire que ce contact est anormal, marqué par une zone de broyage (Misseri, 1987 ; Leblanc and Temagoult, 1989) ; ce qui indique déformation cassante à l’état solide et à basse température. La verticalité de la zone de contact indique la postériorité de la mise en place des roches ultramafiques par rapport à l’encaissant gneissique. Les kinzigites étudiées au niveau de Béni Saïd sont du type folié à grains fins.
– Pétrographie des kinzigites de Beni Saïd : Les kinzigites prélevées au niveau de Beni Saïd sont de couleur brunâtre, à grains fins et présentent une foliation très nette. L’étude pétrographique de ces roches montre une texture granolépidoblastique (Fig. II. 5). L’assemblage minéralogique est composé de : Quartz xénomorphe, qui se présente en grains recristallisés et à extinction souvent roulante. La cordiérite est abondante et partiellement péninitisée, en phénoblastes de forme subarrondie et souvent entourée par de fines paillettes de micas blancs (séricite). La tourmaline abondante est omniprésente, de forme globuleuse à prismatique, de couleur verdâtre et forme souvent des agrégats. Le feldspath potassique, parfois en phénoblastes, est de l’orthose, parfois maclé Carlsbad et s’altère en kaolinite. La biotite se présente en fines paillettes fortement altérées en chlorites et en oxydes et hydroxydes de fer. La muscovite qui résulte de la transformation de la biotite est rare dans la roche.
– Les skarns : Au niveau de la région de Beni Saïd située dans la partie orientale du massif du Cap Bougroun, les roches calco-silicatés affleurement en tant que bancs irréguliers et métriques dans les kinzigites et se composent principalement de calcite, d’épidote, de clinopyroxène, de quartz, de l’amphibole calcique et du grenat. (Fig. II. 6). L’affleurement de ce type de roche est signalé par Bouillin (1977) près de la mine de Ain Sedma située au dans la partie centrale du massif. L’étude pétrographique de ces roches calciques ainsi que leurs associations minérales sont identiques à celles des roches calciques de Beni Boussera (Kornprobst, 1971) et indiquent qu’elles sont métamorphisées dans le facies des granulites de haute pression.
– Les pegmatites : Au niveau de la région de l’étude, plusieurs afleurements de pegmatites sont observés, surtout au niveau de l’Oued Bou en Nabet et l’Oued Mekarrat. Bouillin (1974) indique que ces pegmatites sont postérieures et relativement tardives par rapport à l’écaillilage des roches ultramafiques.

Discrimination géotectonique des roches ultramafiques de Collo

       La composition chimique des chromites primaires a été longtemps employée comme un indicateur pétrogénétique des roches ultramafiques à raison de leur stabilité durant les processus post magmatiques (Irvine 1965a, b ; Dick et Bullen, 1984 ; Arai, 1992 ; Cookenboo et al., 1997 ; Hellebrand et al., 2001 ; Barnes et Roeder, 2001 ; Kamenetsky et al., 2001). Cependant, ils sont généralement modifiés quand ils sont soumis aux processus d’altérations comme celui de la serpentinisation et le métamorphisme régional (Burkhard 1993). En effet, l’altération des spinelles a été décrite par plusieurs auteurs dans le cadre des complexes ultramafiques alpins ou ophiolitiques (e.g. Kimball, 1990 ; Burkhard 1993 ; Christofides, 1994 ; Abzalov, 1998 ; Bames 2000 ; Bidyananda et Mitra, 2004 ; Mellini et al., 2005, Farahat, 2006). Le métamorphisme de faible à moyen grade jusqu’aux limites inférieures du faciès des amphibolites (Thalhammer et al., 1990 ; McEdulff et Stumpfl, 1991 ; Farahat 2006) conduira les spinelles primaires à devenir instables et commences à développer des produits d’altération. Selon l’ampleur de l’altération, la magnétite chromifère et/ou les chromites ferrières (connues sous le nom de ferri-chromite) commenceront à former. La projection des données analytiques sur le diagramme ternaire Fe3+-Cr-Al (Fig. III. 18a), le diagramme Cr/(Cr+Al) versus Fe2+/(Mg+Fe2+) (Fig. III. 18b) et le diagramme Fe3+/(Cr+Al+Fe3+) versus Fe2+/(Mg+Fe2+) (Fig. III. 18c) montre que les chromites automorphes primaires tombent, comme les orthopyroxènes, dans le domaine des péridotites ‘type alpin’, alors que les chromites xénomorphes secondaires tombent dans le domaine des spinelles chromifères appartenant au faciès schistes verts-amphibolites. La même observation est noté lorsque les données analytiques sont projetées sur le diagramme ternaire Fe3+ -Cr-Al de Jan et Windley (1990) ;

La géochimie isotopique de l’oxygène et les processus mantelliques

         L’oxygène est l’élément le plus abondant dans les roches silicatées, aussi bien que dans les phases de fusion et dans les fluides considérés responsables de l’enrichissement métasomatique au sein du manteau. D’une manière primordiale, les isotopes stables 18O et 16O sont fortement fractionnés dans les environnements géochimiques de basse température régnant sur la surface terrestre. Par conséquent, les processus tectoniques qui reviennent au matériel de manteau qui en même temps a résidé dans les environnements extérieurs ou proches de la surface, devraient fournir des moyens efficaces de présenter la composition isotopique variable l’oxygène dans le manteau supérieur. Mattey et al (1994), indique que la composition δ18O du manteau serait près de + 5,5‰. Il est bien établi que le manteau terrestre a une composition hétérogène. Les magmas basaltiques produits dans les différents environnements tectoniques sont dérivés des sources géochimiques distinctes du manteau. Les différentes théories sur le sujet de la genèse des matériaux mantelliques ont pris en compte des grandes variations de la composition isotopique de l’oxygène des nodules ultramafiques et des laves basiques. Les travaux de Harmon et Hoefs (1995) montrent que la composition isotopique (δ 18O) des basaltes sous-marins varie entre + 2,9 ‰ et + 11,4 ‰. La plupart des  basaltes des rides médi-océaniques (MORB) ont des valeurs uniformes variantes entre +5,2 ‰ et +6,4 ‰, elles ont une moyenne de l’ordre de +5,7 ± 0,2 ‰. Les basaltes non modifiés sont considérés comme primaires et originaires de la fusion partielle du manteau ; elles ont une composition isotopique δ18O qui varie entre +3,6 ‰ et +8,7 ‰. Les valeurs δ18O des basaltes océaniques sont comprises entre +2,9 ‰ et +7,5 ‰, leur moyenne est de 5,4 ‰, tandis que les valeurs de δ18O des basaltes continentaux sont compris entre +4,37 ‰ et +11,47 ‰ et une moyenne de 6,1‰.

Table des matières

Introduction générale
But du travail
Méthodologie
Plan du mémoire
Chapitre I : Généralités
I. 1. Introduction 
I. 2. Caractéristiques et répartition des péridotites de la Méditerranée occidentale
I. 3. Cadre géotectonique et géodynamique de la mise en place des roches ultramafiques de la méditerranée occidentale 
I. 3. 1. La marge européenne
I. 3. 2. La marge africaine
Chapitre II : Géologie de la Kabylie de Collo et du massif du Cap Bougaroun
II. 1. Géologie de la Kabylie de Collo
II. 1. 1. Le complexe du socle métamorphique
– L’édifice de Beni Fergène
– L’édifice supérieur ou unité de socle sens strict
– L’édifice inférieur ou unité du Cap Bougaroun
II. 1. 2. Les formations sédimentaires
-La dorsale kabyle
-Les flyschs
– Les flyschs maurétaniens
– Les flyschs massyliens
-Les séries telliennes
-L’Oligo-Miocène kabyle
-La série numidienne
-Les formations post-nappes
-Les formations ignées
II. 2. Géologie du massif de Cap Bougroun 
II. 2. 1. Les roches métamorphiques
– Les gneiss (kinzigites)
– Pétrographie des kinzigites de Beni Saïd
– Les Skarns
– Les pegmatites
II. 2. 2. Les roches ultramafiques
– Les péridotites
-Les serpentinites
II. 2. 3. Les terrains sédimentaires
II. 2. 4. Le complexe magmatique miocène
Chapitre III : Pétrologie et minéralogie des roches ultramafiques
III. 1. Introduction 
III. 2. Pétrographie et minéralogie des roches ultramafiques 
III. 2. 1. L’olivine
III. 2. 2. Les pyroxènes
– Les orthopyroxènes
– Les clinopyroxènes
III. 2. 3. Les spinelles
III. 2. 3. 1. Les chromites automorphes primaires
III. 2. 3. 2. Les chromites interstitielles secondaires
III. 2. 4. Les minéraux de l’altération
– La serpentine
– La magnésite
III. 3. Discrimination géotectonique des roches ultramafiques de Collo 
Chapitre IV : Géochimie et géochimie isotopique
IV. 1. Géochimie de la roche totale 
IV. 1. 1. Les éléments majeurs
IV. 1. 2. Les éléments en trace
IV. 2. Les isotopes stables de l’oxygène 
IV. 2. 1. La géochimie isotopique de l’oxygène et les processus mantelliques
IV. 2. 2. Carateristiques isotopiques des roches ultramafiques de la région de Collo
Conclusion générale
Référence bibliographiques

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