II.5.2.2-L’extension régionale
Les reconstructions paléo-bathymétriques des histoires de croissance des diapirs salifères en mer et en Louisiane côtière (USA) ont montré que les diapirs déclenchent dans les pieds des failles régionales de croissance qui sont nées pendant une extension régionale.
La modélisation analogique approuvé que les diapirs peuvent se développer indépendamment du rapport de densité et que 1'extension du socle a une influence indirecte sur le diapirisme en créant 1'espace pour 1'extension de couverture qui est la cause directe du diapirisme (jackson ,1994).
Les grabens au-dessus des diapirs sont généralement attribués au retrait ou à la dissolution des sels.
Récemment on a montré (Vende ville ; 1992 a) que la plupart des grabens ou demi grabens au-dessus des diapirs sont formés pendant 1'extension régionale (Fig. 9). Ces conclusions sont
26 soutenues par la modélisation dynamique, le raisonnement théorique et des observations sur sections sismiques (in D.Boubaya, 2006).
L'extension du bassin implique généralement le rifting (extension du socle) ou 1'extension post rift (extension de couverture).
Les failles se forment au-dessus des sels dans les terrains de recouvrement créant des vides qui favorisent la remontée des sels. La montée des sels était une réaction remplissant 1'espace vide en exploitant le décalage des blocs de failles provoqué par 1'extension des terrains de recouvrement.
L'espace entre les plans des failles augmente sous la pression des sels remontés donnant naissance à une structure de dimension kilométrique d'une forme plus ou moins cylindrique enveloppée par une structure tectonique en graben ou demi-graben .
Durant le stade actif la couverture sédimentaire s’amincit et le sel continue à fluer vers le haut et lorsqu’il arrive à la surface de la terre il se déborde horizontalement donnant naissance à un glacier de sel ou cap rock. Ce stade correspond au stade passif du diapirisme (Fig 10).
Fig. 10 : Effet du taux d’extension et de la viscosité de la couche évaporitique sur la structure du
graben. (A) la vitesse de l’extension compresse le fluide au-dessous du graben. (B) une extension lente permet aux évaporites de monterré activement au-dessous du graben (d’après B. Vendeville 1992a).
Fig. 11: Trois modes de percement pour les diapirs salifères(en bleu) et leurs caractéristiques. a) réactif, b) actif et c)passif. P, V et B sont respectivement la tension provoquée par la pression du sel, la viscosité du sel et la fragilité de la couverture (d’après Jackson et al.1994).
II.6-Etapes de formation du diapir
Le diapirisme peut commencer à partir le dépôt d'une couverture sédimentaire suffisante pour entraîner le mécanisme du diapir (halocinèse) et il dépend aussi des modalités du jeu de la subsidence à travers le bassin. En outre, l'étude géologique des bassins salifères montre qu'en fait l'halocinèse démarre seulement lorsqu'une couche de sel épaisse de 300 m au moins est enfouie sous une couverture de 1000m au moins d’après plusieurs auteures.
Les schémas en dessous (Fig. 11) expliquent comment se forme un diapir salifère. Sur une couche de sel de plusieurs centaines de mètres se déposent d’autres sédiments de nature variés (schéma A).
Les sédiments déposés s’accumulent avec le temps et se compactent progressivement.
Au début leurs densité sera inférieure à celle du sel (2, 16) car elles ne sont pas compactés et contiennent de l’eau. Avec le temps ; l’empilement continuent il en forme une couche de plus en plus épaisse au-dessus du sel (schéma B).
Ils se compacteront et se transformeront progressivement en roche sédimentaire ; leur densité augmentera de ce fait lorsque l’épaisseur dépasse au moins450 à 600 mètres, la densité des roches au-dessus du sel sera égale à celle du sel. Et on sait que si on a du moins dense sur du plus dense, ou si leur densité est égale, 1'ensemble des masses sera en équilibre.
Quand l’épaisseur de la couche recouvrant le sel atteint quelques milliers de mètres, en raison de la compaction la densité de la couverture augment et devient supérieure à celle du sel (de l’ordre de 2,7) (schéma C).II y aura donc du plus dense sur du moins dense ce qui crée un sérieux déséquilibre entre les masses de sel et de roches sédimentaires.
28 Les sels en raison de leur plasticité, pour rééquilibrer les densités commencent à fluer vers le haut Avec une vitesse estimée entre 0.1 à 1 mm par an .C’est aussi que le sel s'injectera sans interruption dans la couverture sédimentaire sous forme de grands diapirs (schéma D).
Fig. 12 : Schémas montrant les étapes de formation d’un diapir salifère. (A.B.C.D).
II.8.Différents modes de genèse des diapirs
D’après plusieurs auteurs, deux théories concernant la genèse des structures diapirique. La première théorie préconise, une mise en place des diapirs en régime statique (fluage, densité) et la seconde théorie, la mise en place des diapirs est contrôlée par la tectonique régionale (compression, distension).
II.9-Evolution formes typiques des diapirs a- les structures des diapirs
Selon les conditions tectoniques et sédimentaires qui règnent dans le bassin, les dépôts évaporitique évoluent vers différentes structures (Figure. 13).
En coussin et non intrusif, au-dessus duquel la couverture est fortement courbée, il présente le premier stade où la couverture résiste au percement, de sorte que le mouvement ne se traduit que par un bombement local .Il constitue le stade initial de l’évolution diapirique. Cette structure se localise sur les bordures du bassin où les séries évaporitique et la sédimentation sont minces.
En dôme, celui-ci perce une partie de la couverture.
En mur diapirique qui est une structure de grande amplitude et/ou non discordante sur la couverture. Elle caractérise les zones les plus épaisses de la série saline et de la couverture (F.Trusheim, 1960).
En surplomb (glacier), ceci se réalise lorsque la vitesse de l’expulsion verticale des évaporites dépasse celle de la sédimentation (C.J.Talbot, 1993).Lorsque les appareils diapirique se développent uniquement verticalement, ils présentent, suivant la fluidité des matériaux, des formes cylindriques ou en champignon plus ou moins aplati.
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b- Les formes des diapirs
La couverture sédimentaire à une influence directe sur la forme du bulbe de l’appareil diapirique, selon sa compétence, c’est-à-dire tout dépend de la rigidité des terrains traversés par le sel, et les différentes formes résultantes sont donc dues à la nature des terrains tendre sou rigides. Selon plusieurs auteurs, on distingue trois formes typiques de bulbes dues à la remontée du sel qui sont: -Un bulbe en forme de doigt de gant: Si la couverture sédimentaire est moins dure que le sel (Figure. 14.a).
-Un bulbe en forme de ballon: Si la couverture sédimentaire est plus rigide (Fig.14.b).
-Un bulbe de forme champignon: Si la couverture sédimentaire et les sels ont la même viscosité (Figure.14.c).Ces trois types de bulbes peuvent se développer en profondeur avant que le diapir nerencontre une limite supérieure.
Fig. 14: Relation entre les types de structures salines et l’épaisseur originelle du
II.10. Zonalité d’un diapir et formation d’un cap-rock
Les diapirs sont généralement formés par l’halite (Na Cl) qui se trouve au centre, surmontés par une formation résiduelle appelée «cap-rocks» qui résulte de la dissolution du piston salifère. Le cap-rock est caractérisé par une séquence minéralogique particulière, cette séquence présente, du sommet à sa base (Figure.15) :
Une zone haute ; couche rubanée de carbonates de quelques dizaines de mètres, dont la base est concentrée en soufre.
Une zone intermédiaire de gypse, résultant de l’hydratation de la couche sous-jacente d’anhydrite.
Une zone base d’anhydrite litée pouvant faire plus de 200 mètres d’épaisseur. Pratiquement, tous les caps-rocks contiennent une zone base d’anhydrite, mais la zone intermédiaire de gypse et la zone haute des carbonates peuvent ou ne pas être présente. La figure ci-dessous (fig.15), résume les différents stades de formation d'un cap-rock et des concentrations minérales associées.
Figure. 15 : Les Trois formes typiques associées aux circulations du sel dans
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Fig. 16: Les différentes zones minéralogiques d’un Cap-rock (M. Jébrak et Éric.M, 2008).
Figure. 17 : Différents stades de formation d'un Cap- rock et des concentrations minérales
associées. Les flèches indiquent les zones de circulations des fluides (D’après C.W.Kreitler et S.P.Dutton, 1983).
Conclusion
Les formations évaporitique sont des roches d’origine chimique, résultant de la précipitation de minéraux (l’anhydrite, gypse, halite, Sylvite et carnallite), à partir des saumures soumis à une évaporation intense dans des contextes géodynamiques continentaux ou marins.
Durant le Trias supérieur, l’Algérie du Nord est considérée comme une vaste zone laguno-marine avec la présence d’un climat aride régnant, à élever engendre la genèse des puissants dépôts à faciès germanique (évaporites, argiles bariolées, carbonates et roches vertes). Des grandes quantités de ces dépôts apparus à la surface de la terre avec des formes particulièrement spéciales que nous appelons diapirs.
Le diapirisme salifère suscite depuis longtemps un vif intérêt scientifique mais également de nombreuses controverses quant à ses mécanismes et aux paramètres qui le régissent. Deux théories concernant la genèse des diapirs :
La mise en place des diapirs est contrôlée par la tectonique régionale ;
Une mise en place des diapirs liée principalement aux déséquilibres des caractères physico-chimiques des évaporites.
Le diapir a une grande importance économique, il a un rôle actif dans le piégeage des concentrations pétrolifères et la minéralisation des eaux thermales. Les Cap Rocks peuvent constituer un réceptacle pour les concentrations des minéraux de Fer, de Plomb, de Zinc, de Cuivre, de Baryte, de Célestine et de Soufre. En outre, la grande importance que représentent les diapirs salifères est : le gypse, le sel gemme et les dolomies, utilisables dans plusieurs domaines industriels et alimentaires.
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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III.1. Introduction
Le massif de Djebel Djebissa présente un relief accidenté et difficilement accessible Il forme une structure anticlinale orientée NE-SW, s’allongeant sur plus de 15 Km et de 2 à 6 Km de large) (PH. 1 et Fig. 18).
Le cœur de la structure, est occupé par des terrains d’âge triasique de 500 à 1500m d’affleurement en largeur. Ce trias est intrusif dans les terrains sus-jacents. Dans notre secteur d’étude comme dans tous les massifs du mellegue, le trias est discordant sur les terrains du Crétacé inférieur, le quaternaire qui occupe le bas des flancs du massif assurant ainsi le passage vers le fossé de Tébessa. Le Sénonien et le Maestrichtien apparait dans l’extrémité Nord-Est du massif (fig.18).
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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III.2- Détail litho-stratigraphique III.2.1-le Trias
Le Trias de Dj. Djebissa, se présente sous forme d'intrusion diapirique (Durozoy G ,1956). Il forme une dépression composée de masses argilo gypsifères de couleurs bariolée, où apparaissent quelques îlots de dolomie triasique et quelques blocs de roches carbonatées arrachés de l’Aptien-Albien. Il est essentiellement constitué par du gypse de couleur varié rougeâtre a verdâtre, sous forme feuilleté (Ph. 2) en plaquette, fibreux, et parfois cristallin. Il apparait aussi sous forme schistosé (épaisseur apparente de 10m) admettant des éléments remaniés : Grés très fins grisâtres, des blocs marneux gris claire sub-arrondis, dolomies brunâtre à rougeâtre sub-arrondis (Ph. 2).
III.2.2. Le Crétacé
III.2.2.1. Aptien sup – Albien basale
Vila et Charrière (1993) ont daté la barre calcaire du flanc NW comme étant de l’Aptien supérieur - Albien basale probable. Ils décrivent probablement épigénétique (vue à la mine de Fer) à la base de l’aptien. Ce dernier est surmonté par des calcaires parfois dolomitiques à débris de rudistes, orbitolines, échinodermes, et oolithes, le sommet est constitué de calcaires biodétritiques à débris de coquilles divers (rudistes,...); le calcaire Aptien de Djébissa est généralement formé d’un faciès bioclastiques de plate-forme carbonaté (charrière et al, 1996 ; belala, 2008), essentiellement micritiques bioclastiques, gréseux au sommet (belala, 2008). Généralement ses affleurements sont les formations qui encaissent la minéralisation.
Argile avec des élement divers Croute gypseuse Blocs de calcaire-marneux Grés Argile rougeâtre Gypse
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
Aux sédiments de l’Albien sont attribués des calcaires bioclastiques à gros débris de polypiers et de melobesiées (charrière et al 1996 ; belala, 2008). Au niveau de la mine de fer on observe un niveau de marnes jaunâtres d’épaisseur apparent de 25m, probablement de l’albien basale (Ph.3).
Trias
Photo 3 : Aptien calcaire minéralisé en fer de Khanguet el Mouhad incliner par
le trias argilo-gypseux.
minerais
Contacte anormale
Calcaire bioclastique Marne jaunâtre
Photo 4: calcaire et marne jaunâtre de l’albien.
probable
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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III.2.2.2.Cénomanien
Il est représenté dans la partie Est de l’anticlinal de Djebel Djebissa par des intercalations des marnes gris verdâtre très peu fossilifères et de calcaires organogènes dolomitisés, dolomies, à la base, (rapport O.R.G.M 2000). Au sommet, il est constitué des marnes de même couleur, très fossilifères, intercalées de nombreux horizons lumachelliques, comprenant essentiellement des huîtres, des lamellibranches et des polypiers. (Durozoy. G., 1956).
III.2.2.3.Turonien
Les dépôts turonien sont représenté dans la partie Est de l’anticlinal de Djebel Djebissa. Ils sont caractérisés par des calcaires gris claire a jaunâtre, compacts en bancs métrique, et des marno-calcaire en plaquettes. Avec une prédominance de marno-calcaire dolomitique à grains fins au Turonien supérieur. (Rapport O.R.G.M., 2000).
III.2.2.4.Campanien –Maestrichtien
Les affleurements des terrains du Campanien et duMaestrichtien, localisé dans l’extrémité Nord -Est du massif, sont constitués par des calcaires marneux feuilletés, blanchâtres (Rap O. R. G. M, 1997-2000). Selon durozoy, 1952 ils renferment des empreintes de poissons (notice de la feuille de Tébessa 1/50000).
Le Campanien -Maestrichtien
Gite D
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL III.2.3. Tertiaire
III.2.3.1.L’éocène
Il n’apparait pas à Djebissa, mais d’après les descriptions des auteurs il est formé par des marnes noires et jaunâtres parfois gréseux à plusieurs couches phosphatées, et à Eocène supérieur de calcaire avec des bancs à silex (Durozoy, 1956).
III.2.3.2. Miocène
Il affleure dans la plaine Sud de Djebel Djébissa ; caractérisé par des séries de grés continentales transgressifs, en discordance angulaire sur le turonien (Durozoy, 1956).
III.2.3.3.Le Pliocène
Formé de couches parfois verticalisées d'argiles ocre et de conglomérats grossiers rougeâtres. Il affleure sur les deux flancs de l’anticlinale (fig. 18).
III.2.4. Quaternaire
Il est constitué par des cailloux anciens, le plus souvent perchés sur les argiles à gypse ou sur les marnes Cénomaniennes, des alluvions ainsi que des conglomérats à disposition horizontale, présentant la plupart du temps un pendage, et s’il tien parfois à leur origine (dépôts de pente), peut être aussi d’origine tectonique.
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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Fig. 19 : Colonne lithostratigraphique synthétique des formations géologiques qui
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL III.3-Pétrographie des roche carbonatées aptiennes encaissant les minéralisations ferrifère : III.3.1-Les principaux microfaciès
1/- Calcaire grainstone a lithoclastes, oolithes et Rudistes
Représente un calcaire grainstone à ciment sparitique et éléments non jointifs, contient des algues rouge et vert, des rudistes et gastéropodes, des oolithes et quelque extraclastes ou parfois intraclastes non jointif (PL. I, ph 1 et 5) et PL.III, ph11)). Ce microfaciès est caractérisé par la présence de rares grains de quartz (moins de 2%) et indique un milieu à énergie modérée, probablement près d’un haut fond.
2/-Calcaire packstone à wackstone à Miliole et orbitolines
Ce microfaciès est représenté par un calcaire bréchique, contenant des sections embryonnaires d’orbitolines, des Milioles et des gastéropodes (PL I, ph 4 et 5). On remarque la présence des échinodermes (PL I, ph2), des fragments de lamellibranches, des foraminifères(10) et de débris de bivalves avec quelques zones dolomitisés (PL III.PH 12). Les fragments de coquille et les intraclastes présentent un contour recristallisé (PL. III. (PH 18).
Ce microfaciès contient aussi une dolomie à bordure oxydé PL. I (PH 3) et quelques vacuoles sub-automorphe remplie par une calcite parfois oxydé (PL. II. PH 9). Le quartz non organique est aussi présent dans ce faciès (3 à 5%) PL. II (PH 9),
3/-calcaire wackstone à grainstone à orbitolines
Ce microfaciès est caractérisée par un ciment micritique et parfois sparitique , contient tous les fossiles, lamellibranches, les algues vert et rouge, les orbitolines évasées, et les échinodermes avec 10 % de quartz détritique PL.III. (PH 17).
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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Fig. 20:colonne lithostratigraphique de la formation carbonatée de l’Aptien supérieur du
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL Planche I
Ph. 1- Calcaire bioclastiques grainstone à gastéropode et débris de rudistes. Ph. 2- Calcaire packstone a wackstone orbitolines et gastéropodes. Ph.3- Calcaire dolomitique packstone à Millioles. Ph.4 – Calcaire dolomitique packstone à orbitolines, gastéropode et échinodermes. ph.5 - Calcaire grainstone à Algue verte. ph.6 – Dolomie ferrifère avec des vacuoles et grains de quartz.
5 6 Orb 1 2 3 4 Gast Orb Mil 5 6 Alg Qtz 400µ 400µ 400µ 400µ 400µ 400µ
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL 44 Planche II 10 8 8 Orb 8 Orb olth Qtz olth
Calcaire packstone a wackstone a orbitolines et lithoclastes
Calcaire wackstone a orbitolines et bioclastes avec dolomicrosparite
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Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL Planche III
Ph.10- calcaire grainstone oolithique à lithoclastes, pellitoides, cuniolines, lamellibranches. Ph. 11-calcaire packstone à gastéropodes. Photo.12-calcaire dolomitiques à orbitolines oxydé. Ph. 13-calcaire wackstone gréseux à fragment des échinodermes, gastéropodes. Photo. 14- wackstone à grainstone à orbitolines. Ph.15- wackstone à gastéropodes.
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Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL
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III.4. La tectonique
Le Dj. Djébissa appartient au domaine à vrai diapir diapirs et l'anticlinal à cœur triasique le plus proche de Tébessa. (Vila, 1994; Charrière et al, 1996; Vila, 2001).Contient aussi un simple pli coffré polyphasé, ponctuellement déversé vers le NW (Charrière et al, 1996).
Le dj Djébissa est le massif de s’organise en une structure anticlinale allongée, sur une douzaine de kilomètres, suivant la direction NE-SW. Se trouve deux terminaisons périclinales : la première au Nord-Est (Khanguet El Mouhad) et l'autre au Sud (Khanguet Bekkaria)
Le Trias diapirique, dans le centre de la structure anticlinale, a caractérisé deux versants bien différents. Le versant NW, redressé à la verticale, est formé de couches carbonatées de l’Aptien supérieur – Albien inférieur ; tandis que le versant SE à fort pendage aussi, est formé de
carbonates du Cénomanien et du Turonien. Les deux versants sont recouverts par des éboulis de pentes, le plus souvent des terrains Crétacé.
Dans cette ambiance de construction positive et Trias diapirique, le Dj. Djébissa est saisi par le grand fossé d’effondrement de Tébessa, qui utilise une grande partie de la feuille de Tébessa au 1/50 000.
III. 4.1- La structure de massif de Djébissa:
On séparera les éléments suivants Pour la description du massif de Djébissa :
III. 4.1.1-Les terminaisons périclinales :
Le secteur d'étude est caractérisé par une masse triasique lenticulaire, suivent laquelle l'anticlinal s’est structuré. Il présente deux terminaisons périclinales (Fig.21): La première (Khanguet El Mouhad), au NE de l’anticlinal, est formée de deux flancs verticalisées par le Trias et la deuxième (Khanguet El Bekkaria) au Sud-Ouest.
Fig.21: Coupe interprétative de la terminaison périclinales Nord-Est (D’après Charrière et al, 1996).
Chapitre III LA GEOLOGIE LOCAL III.4.1.2- Tectonique souple
Le Dj. Djébissa offre l'image d'un pli anticlinal atlasique simple, allongé suivant la direction NE-SW. Sa structuration actuelle est le résultat de la compression atlasique majeur d’âge fini-Eocène.
Développé au-dessus d'une masse triasique déjà actif depuis l'Albo-Aptien (Vila, 1994; Charrière et al, 1996; Kowalski et al, 1997 ; Vila, 2001), il a eu une évolution
tectono-sédimentaire libre des massifs environnants, du moins, au Crétacé inférieur et durant le Quaternaire. Cette évolution est marquée par une tectonique distensive Crétacé et un Trias diapirique. Il a été déformé ultérieurement suite à l’effondrement du fossé et pendant la phase Villafranchienne, responsable aussi de la reprise des mouvements ascensionnels du Trias. Le massif a eu au moins deux phases plicatives majeurs. Une en relation directe avec la dynamique du Trias et l’autre, induite par la compression atlasique d’âge fini éocène.
Sur les flancs, les pendages varient de 35° à 50°, pour en devenir sub-verticales aux contacts des terrains triasiques.
III.4.1.3- Tectonique cassante
Vue la complexité du secteur d'étude, nous avons procéder à un travail multiscalaire qui fait intervenir: photos satellite, photos aériennes, ainsi qu'une approche d'analyse microtectonique. Pour cette dernière et en vue de dominer tout le massif, nous avons choisis six stations de mesures. Ces éléments d’études, ont été combinés aux travaux antérieurs, surtout ceux faits par Vila (1994), Charrière et al. (1996) et Kowalski et al. (2002).
La Fracturation
D’après les travaux de belala, (2008), Les linéaments E-W sont les plus remarquables dans