ةرازو مـــيلعتلا
يملعلا ثــــحبلا و يلاعلا
MINISTERE DE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEUR ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE
Université de Jijel
لجيـــــج ةعماــــــج
Mémoire de fin d’étude
en vue de l’obtention du diplôme :Master Académique en Géologie
Option: Ressources Minérales et Géomatériaux Thème
Contribution à l’étude des minéralisations ferrifère et de leur encaissant carbonaté Albo-Aptien du gisement de Khanguet el
Mouhad (Tébessa-Algérie Nord orientale).
Membres du Jury Présenté par : Président : MEBROUK. F BOUIGHA HASSINA Examinateur : OUAAR. B KIMOUCHE RAZIKA Encadrant : BELALA. Z
Année Universitaire 2016-2017
Numéro d’ordre (bibliothèque) :………..
ةايحــلا و ةعيبطــلا م ولـع ةيلـــك ق ـــ ع مس ــ ل ــ ضرلأا مو نوكلا و
Faculté des Sciences de la Nature et de la Vie Département des Sciences de la Terre et de
l’Univers
Je remercie d’abord le Dieu qui m’éclaire mon encadrant En tout premier lieu, je remercie vivement mon superviseur M.
Balala Zouhir d’avoir consacré une bonne période de son
Précieux temps, pour sa ponctualité et sa patience durant la préparation De ce papier Egalement,
Je remercie affectueusement le comité de jury M .MEBROUK FATEH., M. OUAAR.B d’avoir accepté
L’évaluation de la qualité de ce mémoire Et a tous mes enseignants
Merci à notre département A notre faculté
Hassina et Razika
Je dédie ce modeste travail
A celle qui m’appris l’abnégation, la détermination et L’esprit du sacrifice, à ma mère Zohra
A celui qui m’a inculqué le sens du raisonnement et du savoir faire, A mes frères : Khemissi, Abdeslem et Rabia et
Son fiancé
A mes sœurs : Chafia, et son marie et ses enfants, soundousse et Akila et son marie, et ses enfants, Marwa, Nourhane, et Samia et son marie
et ses enfants, et Habiba , souhila ,Nadjat Et a toute ma famille.
A toute mes collègue : Meriem, Sara, Massouda, Khadidja, A mes amies : Razika, Rafika, karima ,Mofida , Mika et Lydia,
Massouda,
A tous ceux que j’aime et qui m’aime.
Hassina
Je dédie ce modeste travail
A celle qui m’appris l’abnégation, la détermination et L’esprit du sacrifice, à ma mère SAIDA.
A celui qui m’a inculqué le sens du raisonnement et du savoir faire, A mon père HOSSINE.
A celle et ceux qui ont compati ont soutenu moralement A mes frères : Anwar, Omar et SAMI.
A mes sœurs : Assia, et son marie et HAITEM, RADIAet son marie et, Sara et son marie,NAIMA, Halima, Amira, Chaima et Naissa
Et a toute ma famille.
A toute mes collègue : Meriem, Hassina, Kanza, Randa et wahida.
A mes amies : MONIA, SABAH, AICHA, Cahra, Amel, Hayet, Rokia, Ibtissem, Hassina, Zobida, Meriem, Sara
A tous ceux que j’aime et qui m’aime.
Razika
Résumé :
Le Djebel Djébissa, est l'un des anticlinaux à cœur triasique de l’atlas saharien d’Algérie nord orientale. Il recèle des concentrations polymétalliques à Pb-Zn-Cu-Ba sous forme sulfurée et sulfatée et du minerai ferrifère essentiellement hématitique.
L’ensemble de ces caractères l’on fait un exemple des gisements peridiapiriques dans l’Est algérien.
Les concentrations minérales se trouvent encaissées dans la couverture crétacée.
Cette dernière à caractère carbonaté, forme l’essentiel de la charpente anticlinale du massif. Elle est affectée par la tectonique paroxysmale atlasique NW-SE et morcelée par les accidents majeurs E-W en relation avec l’ouverture du fossé de Tébessa.
Les calcaires bioclastiques de l’Aptien supérieur à l’Albien basale, constituent le principal porteur des minéralisations. Leur évolution sédimentologique a été influencée par le diapirisme actif depuis l'Aptien. Les calcaires du flanc NW ont révélé un cortège biologique marqué par les Orbitolines (Mesorbitolina, Orbitolina.gr) et Auvalvéolina Reichelli indiquant un âge Aptien supérieur à Clansayesien.
Le minerais hématitique serait le résultat de l’oxydation du minerais primaire sidéritique. Il est constitué par des cristaux rhomboédriques de calcite, parfois dolomitisés. Le remplacement ce fait a partir des fractures, et avec l’oxydation en dessus du niveau hydrostatique on a formation de l’hématite.
L’ensemble de ces caractéristiques les rapproche des gisements du type Mississipi Valley.
Abstract :
The Djebel Djébissa massif is one of the anticline structures of the Saharian Atlas in NE Algeria. These structures are caused by the intrusion of the Triassic evaporitic formation since the Lower Cretaceous. The Dj. Djébissa massif contains polymetallic Pb-Zn-Cu-Ba concentrations in the form of sulfides and sulfates and hematite iron ores. All these features make it a good example among the peridiapiric deposits in northeastern Algeria.
The base-metal concentrations are located within the cretaceous cover which is characterized by shelf carbonates and constitutes the main part of the anticline framework of the massif. It is affected by the NW-SE paroxysmal tectonics and divided by the E-W major structures related to the opening of the Tébessa trench. The reef limestones from upper Aptian to Albian host the main part of the mineralization. Their sedimentologic evolution was influenced by active diapirism since the Aptian and Albian. The limestones from the NW flank revealed the presence of fossils, such as Orbitolines (Mesorbitolina, Orbitolina.gr) and Auvalvéolina Reichelli indicating upper Aptian to Clansayesian ages.
The hematite iron was result from the oxydation of primary siderite ore. It’s made of rhomboedric calcite, and with dolomits in some cases. The remplacement will react from fractures and faults. All this characters of mineralization are comparable to those of the Mississippi Valley type ore deposits.
لبج ةسيبج دحاو نم تاوتلدلا يسايرتلا دوجوملا يف سلطلأا يوارحصلا لامش
قرش هنارئازجلا يوتحي
ىلع تازيكرت
نداعم صاصرلا كنزلاو
ساحنلاو ىلع لكش تاتيربك ديدحو ماخ ةصاخو تيتاميهلا . لك هده تافصاوملا تلعج
هنم لااثم لوقحلل
مجانملاو يف قرش رئازجلا .
ةلتك نم بدحم لكيهل ةاون لكشيو زاغلا ىلا لوحتي ريخلأا اده , يريشابطلا رصعلا ءاطغ يف دجاوتت نداعملا تازيكرت
ص رثأتي هنلأ ,ةيرخ ةينوتكتلاب
ونجو برغ لامش سلطلأل ةيبايتنلاا قرش ىربكلا ثداوحلا نم ةأزجمو ,قرش ب
– برغ لاصتا يف
.ةسبت قدنخ عم ندعمت نلاكشي نادللا ةيدعاقلا .يسيئرلا لقانلا
Albien نم ىلعأ Abtien رجحلا فشك نم يكيتسلاكويبلا يريجلا رجحلا
. يبرغلا يلامشلا حانجلل يريجلا Abtien
للاخ نم طشن مزيريبايد لبق نم ةيبوسرلا روطت رثأت Auvalvéolina Reichelli
و
Orbitolina .gr ,Mesorbitolina :Orbitolines نم نوكم يجولويب بكوم
Aptien Clansatesian.
.ميدق رمعب يحوي امم
ماخلا كيتيريديسلا ةدسكلا ةجيتن وه ماخلا تيتاميهلا يساسلأا
تيسلاكلا نم مظتنم يسادس روشنم تارولب نم نوكتيو.
متي .
روسكلا نم لادبتسلاا داو هبشت مجانملاو لوقحلا هده لعجت تازيملا هده لك , تيتاميهلا ليكشت ناك هايملا قوف ةدسكا عمو ,
.يبيسيسيملا
Remerciement Dédicace Résumé
Table des matières Liste des tableaux Liste des figures
Premier chapitre : GENERALITES ET CADRE GEOLOGIQUE REGIONALE
I.1- Introduction générale ... ……….1
I.2- Situation géographique……… ... ………...2
I.3-Le climat et végétation ……….. ... 3
I.4-L’hydrographie………... ... 3
I.5-Historique des travaux antérieurs………... ... .3
I.6. Les grands ensembles structuraux de la chaine Alpine d’Algérie de Nord ... 5
I.6.1-Les zones internes ... 7
I.6.2-Les flysch du Crétacé ... 7
I.6.3-Les zones externes ... 7
1. Le domaine tellien ... 7
2. Le domaine a plate-forme carbonatée ... 8
3. Le domaine Atlasique ... 8
- Les monts du Mellègue a trias diapirique ... 8
- Les monts des Aurès ... 8
-Aspect stratigraphique ... 9
-Tectonique ... 17
-Les fossés d’effondrement ... 17
-Litho stratigraphie du fossé d’effondrement de Tébessa ... 18
Deuxième Chapitre : MINERALOGIE ET GEOLOGIE DU TRIAS II.1- La genèse des évaporites ... 19
II.2- Le cycle gypse anhydrite ... 20
II.3- Les minéraux de la séquence évaporitique ... 21
II.4- Principaux paramètres contrôlant l’évolution des milieux évaporitique ... 23
II.5-Généralités sur le diapirisme salifère ... 24
II.5.1- Définition du diapir ou dôme de sel ... 24
II.5.2-Facteurs favorisant le diapirisme ... 24
II.5.2.1- La densité ... 24
II.5.2.2-L’extension régionale ... 25
II.6-Etapes de formation du diapir ... 27
II.8-Différents modes de genèse des diapirs ... 28
II.9-Evolution formes typiques des diapirs ... 29
a- les structures des diapirs ... 29
b- Les formes des diapirs ... 30
II.10- Zonalité d’un diapir et formation d’un cap-rock ... 31
II.11-Conclusion ... 33
III.1-Introduction ... 34
III.2- Détail lithostratigraphique ... 36
III.2.1-le Trias……….. ... 36
III.2.2-Le Crétacé ... 36
III.2.2.1- Aptien sup – Albien basale ... 36
III.2.2.2-Cénomanien ... 38
III.2.2.3-Turonien ... 38
III.2.2.4-Campanien –Maestrichtien ... 38
III.2.3-Tertiaire ... 39
III.2.3.1-L’éocène ... 39
III.2.3.2- Miocène ... 39
III.2.3.3-Le Pliocène ... 39
III.2.4-Quaternaire ... 39
III.3 III.3-Pétrographie des roche carbonatées aptiennes encaissant les minéralisations ferrifère41 III.3.1-Les principaux microfaciès ... 41
1/- Calcaire grainstone a lithoclastes, oolithes et Rudistes ... 41
2/-Calcaire packstone à wackstone à Milioles et orbitolines ... 41
3/-calcaire wackstone à grainstone à orbitolines ... 41
III.4. La tectonique ... 46
III. 4.1- La structure de massif de Djébissa ... 46
III.4.1.3- Tectonique cassante ... 47
III.4.1.2- Tectonique souple ... 47
-La Fracturation ... 47
III. 6. Diapirisme à Dj. Djébissa ... 49
III.7-Conclusion… ... 52
Quatrième chapitre : ETUDE DE LA MINERALISATION IV.1-Introduction ... .53
IV.2- la minéralisation ferrifère ... 55
IV. 2.1-la morphologie des corps minéralisés ... 55
IV .3 : minéralogie de la minéralisation ... 61
IV. 3. 1-Le minerai primaire sidéritique ... 61
IV. 3. 2 - les minéraux d’altération ... 62
IV. 3. 3 -les minéraux de gangue ... 63
IV. 4 -la relation minéralisation, tectonique et la lithologie ... 64
IV. 5- Relations minéralisation – fracturation ... 64
IV.6-Conclusion ... 65
Conclusion général ... 66 Bibliographie
Fig. 1 : la situation géographique de la région d’étude ... 2 Fig.2 : la carte structurale de la chaine alpine d’Algérie (d’après J.M Vila, 1980) orientale et des confins Algéro-Tunisiens (d’après J.M Vila, 1980) ... 6 Fig.3: Colonne stratigraphique synthétique des monts du Mellègue (D’après : Du Bourdieu 1956, 1959; David 1956; Madre 1969; Fleury 1969; Thibiéroz et Madre 1976; Chihi, 1980; Othmanine 1987; Bouzenoune 1993; Vila et al, 2001 ; modifié in Belala, 2008) ... 15 Fig.4 : Carte géologique de confins algéro-tunisiens (D’après cartes géologiques au 1/50.000 de Meskiana, Morsott, El Aouinet, Boukhadra, Oued Kébarit et Ouenza).
Fig.5: L’ordre de précipitation des sels dans une saumure en cours d’évaporation (J. Beauchamp, 2001) ... 19 Fig.6: Les environnements de dépôts et de diagenèse des différents types de gypse et d’anhydrite (D’après, Turcker, 1995; extrait I. Cojan et R.Maurice, 2006) ... 20 Fig. 7 : Ordre d’apparition et pourcentages relatifs des différents sels obtenus au cours d’une expérience d’évaporation d’eau de mer. (P.Peycru et al, 2008) ... 22 Fig. 8: Schéma illustre la suite de minéraux quand s’évapore de l’eau de mer ... 23 Fig. 9 : les paramètres contrôlant l’évolution des milieux évaporitique... 23 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) ... 26 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) ... 27 Fig.12: Schémas montrant les étapes de formation d’un diapir salifère (A.B.C.D) ... 28 Fig. 13: Différents modes de genèse des diapirs (P.Pothérat, 1997) ... 29 Fig. 14: Relation entre les types de structures salines et l’épaisseur originelle du Complexe salin du Permien d’Allemagne (F.Trusheim; 1960) ... 30 Fig. 15 : Les Trois formes typiques associées aux circulations du sel dans
Les diapirs D’après (C. Talbot et M. Jackson ; 1987) ... 31 Fig.16: Les différentes zones minéralogiques d’un Cap-rock (M. Jébrak et Éric.M, 2008) ... 32
1983) ... 32
Fig. 18: Carte géologique de Djébel Djébissa (Charrière et al. 1996) ... 35
Fig. 19 : colonne lithostratigraphique des formations géologique qui affleurement dans le secteur de Khanguet el Mouhad ... 40
Fig.20: colonne lithostratigraphique de la formation carbonatée Aptien supérieur du massif d’interprétation de milieu de dépôt ... 42
Fig.21: Coupe interprétative de la terminaison périclinales Nord-Est (D’après Charrière et al, 1996)46 Fig.22 :Carte de fracturation du dj.Djebissa ... 48
Fig. 23: Situation des deux domaines triasiques dans les confins Algéro-tunisiens (Vila, 1994) ... 50
Fig. 24: Les deux modèles de mise en place du matériau triasique au cours de l'Albien (Perthuisot et al. 1998). A: modèle du "glacier de sel" proposé par J. M. Vila et al. B: modèle du diapir extravasé proposé par Perthuisot et al. (1998) ... 51
Fig. 25 : Carte de répartition des concentrations minérales dans djebel Djebissa (Charrière et al 1996 – l’emplacement des indices minérales Belala, 2008) ... 54
LISTE DES PHOTO PH. 1 : vue panoramique de massif de djebel Djebissa ... 34
PH 2 : trias feuilleté avec élément carbonaté et siliceuses ... 36
PH. 3 : Aptien calcaire minéralisé en fer de Khanguet el Mouhad incliner par le trias argilo-gypseux37 PH. 4: calcaire et marne jaunâtre de l’albien ... 37
PH. 5: Vue panoramique montrant la barre du Campanien- Maestrichtien ... 38
PH. 6: le Plio-quaternaire verticalisées par le Trias sur la bordure du flanc Ouest ... 39
PH. 7. vue panoramique du le (Gite A) ... 55
PH. 8. Zonalité de la minéralisation ferrifère de gite A ... 56
PH. 9 .La Goethite en remplissage de vides dans un échantillon d’Hématite ... 57
PH. 11. Echantillon d’hématite avec quelque fissure remplie de calcite (1), Hématites avec une
zonation concentrique (2) ... 58
PH. 12. Vue panoramique du gite C ... 58
PH. 13 : Gypse qui remanie des éléments de minerais hématitique, limonite calcaire et parfois contenant des cavités de dissolutions ... 59
PH. 14 : Couches verticale au gite D ... 59
PH. 15. Minerai en surface ... 60
PH. 16 : le minerai Sidéritique et Hématite ... 61
PH. 17 : les oxydes de fer ... 62
PH. 18 : Gypse fibreux minéralisé et emballant des éléments d’hématites (gite C) ... 63
LES PLANCHE Planche III. 1. Aspect microscopique ... 43
Planche III .2. Aspect Microscopique ... 44
Planche III.3. Aspect Microscopique ... 45
LISTE DE TABLEAUX Tableau II. 1: Abondance relative des ions dissous dans l'eau de mer et l'eau de rivière (D’après Livingstron, 1963 et Mason, 1966). ... 21
Tab II.2 : Densité des roches ... 25
I.1. Introduction générale
L’atlas saharien d’Algérie nord oriental, est caractérisé par l’existence de nombreux anticlinaux d’orientation NE-SW. Ces massifs à charpente carbonatée, d’épaisseur variables (allant de 5m à 200m) d’âge crétacé, sont transpercés par du matériel évaporitique d’âge triasique. Constituant ainsi un caractère spécifique de ce morceau de la chaine des maghrébides, a évolution tectono-sédimentaire controversée. Soit du côté Algérien ou sa continuité en territoire centro-tunisien, beaucoup de travaux de recherches et de prospections géologiques, structurales et métallogéniques ont été réalisés (Dubourdieu, 1956 ; Perthuisôt, 1978 ; Rouvier et Perthuisôt, 1992 ; Otmanine, 1987 ; Masse et Thieuloy, 1979 ; Aoudjehane, 1991 ; Bouzenoune, 1993 ; Vila et al, 1991, 1993; Kowalski et al, 1998, 2002 ; Salmi-laouar, 2004 ; Belala 2008).
Ces recherches aussi bien d’ordre académique qu’économique, ont beaucoup enrichit les connaissances et le savoir collectif géologique de cette zone. Son potentiel minier avéré en gisements de Fer, Phosphates et polymétaux (Pb- Zn- F- Cu)a permis le développement de plusieurs gisements en exploitation depuis les années 50 à nos jours.
Dans ce contexte assez riche en minéralisations, le secteur de Dj. Djébissa comporte un gisement de Fer –Khanguet el Mouhad- et une ancienne mine de plomb-zinc. Il présente pratiquement le massif le plus méridionale de la série. Dans le but de connaitre au mieux la minéralisation ferrifère actuellement en exploitation, nous avons entamés se modeste travail pour contribuer a la connaissance et l’étude de l’encaissant.
Pour parfaire se travail nous avons commencé par une lecture bibliographique assez restreinte, un travail sur terrain – a la mine de Khanguet El Mouhad et un travail au laboratoire de recherche LGG, enfin la rédaction de ce modeste mémoire où nous avons mis l’essentiel de nos résultats.
I.2. Situation géographique
La région d’étude est située dans l’extrémité Est du NE Algérien. Près de Tébessa (16 Km à l’Est), et à 15 km au sud d’EL-Kouif, à proximité de la frontière Tunisienne. Le massif de Djebissa présente la limite Est du village de Bekkaria. Il est limité par les coordonnées géographiques: 35°20’-35°25’ de latitude Nord et 8°15’-8°20’ de longitude Est (Fig.1)
Le secteur de Dj .Djebissa s’étend sur plus de 12 km de long et 3 à4 km de large, selon la direction atlasique NE-SW ; Il présente un alignement de petites crêtes qui culminent à 1230m (Dj. Bekkaria) entourées par des étendues planes du fossé de Tébessa. Il est drainé par deux principaux oueds: l’oued Djébissa et l’oued Bekkaria creusés dans la masse triasique centrale, en plus de quelques affluents (l’oued Mellah).Par ailleurs, dans le remplissage Plio-Quaternaire du fossé gisent des nappes salées dans la partie basse de la plaine (à proximité du Djebel Djébissa).
10 KM
I.3.Le climat et végétation
Le climat de la région est méditerranéen subaride de type continental, caractérisé par deux saisons: un été chaud et sec, avec des températures moyennes 37°c et un hiver froid avec des températures de -4 à 10°c, ou la pluviométrie moyennes est de l’ordre de 400à 500mm.
Le massif est caractérisé par une végétation typique des zones subsahariennes, avec la présence d’une forêt de pin d’alpe danse. La végétation est pauvre représenter par : l’halfa, le figuier de barbarie, avec une abondance de salsolacées.
I.4.L’hydrographie
Le réseau hydrographique est peu danse, formé de multiples affluents du type torrentiel. Leur drainage s’effectue grâce aux deux principaux oueds cités ci-dessus. L’écoulement est favorisé par des pentes assez raides et S’effectue du SE au NW, vers la plaine de Tébessa.
L’évolution morphologique de la région a conduit à un façonnement du relief, permettant la distinction de diverses formes, pour un terrain sédimentaire : monts, crêtes, versants, etc.
I.5.Historique des travaux antérieurs
Le secteur de djebel Djébissa a connu peu de travaux de recherche, limité à la prospection et l’exploitation minière dans la mine de fer de Khanguet el Mouhad qui a été découvert en 1904- 1911.
Dubourdieu (1956) reste le premier géologue a publié une étude (monographie) sur la géologie du massif de Tébessa (monts du Mellègue). Il a présenté des analyses morphologiques et litho- stratigraphiques, ainsi que la carte géologie au 1/50000 de l’Ouenza et ses environs.
Durozoy(1956) a publié la première cartographie de Tébessa où il a apporté des informations stratigraphiques des terrains crétacés avec l’établissement de la carte géologique au 1/50000 (feuille de Tébessa).
Après l’indépendance, popov(1976) présentait une étude sur les gisements de fer en Algérie. Il définit ainsi les guides directes de prospection minière et les zones favorables à la présence de la minéralisation, où il s’est basé sur les anciennes études de périodes coloniale.
Une synthèse paléogéographique des confines algéro-tunisiens a été présentée par Vila (1980), sous forme de thèse de doctorat d’Etat. Il montre le rôle de l’halocinèse triasique sur les formations carbonatées, suite aux mouvements distensifs qui ont caractérisés l’atlas saharien oriental durant le crétacé.
Othmanine(1987) a caractérisé les minéralisations de F, Ba, Pb, Zn et fer sidéritique autour du fossé Tébessa-Morsott. Il a envisagé une relation entre la paléogéographie albo-aptienne, le diapirisme et la minéralisation.
Zerdazi (1990) a réalisé la seul carte gravimétrique sur la région.
De 1991 à 2001, l’Office National de Recherches Géologies et Minières(O.R.G.M) procède avec la collaboration de J.M.Vila et son équipe (dans le cadre du programme C.GA./500,O.R.G.M-DSGA/ université Paul Sabatier) à une révision totale de toute la stratigraphie des séries du Sud-Est constantinois. Ils publiaient ainsi des cartes géologiques au 1/50000 d’Ain Télidjène, Bir Sbeikia, et Bir El Atre.
Vila et al (1994) attribuaient le Trias de Dj. Djébissa et Dj Dalaâ au domaine des vrais diapirs.
Ils décrivaient les dômes des séries carbonatés du type « marin cap » à faciès de plate-forme.
Avec charrière, ils ont donné de nouvelles précisions stratigraphiques portées sur la barre calcaire du flanc Nord-Ouest de Dj. Djébissa, datée turonienne par Durozoy (1956, feuille de Tébessa). Ils lui attribuent un âge Albo-Aptien et décrivent Dj. Djébissa comme étant un anticlinal coffré à cœur triasiques.
Bouzenoune et al. (1995) publient un article sur le Trias du massif de l’Ouenza ; en traitant son contexte diapirique, ses zonations minéralogiques et ses conséquences métallogéniques.
Boufaâ et al. (1996) ont publiés une étude concernant l’évolution néogène des structures atlasiques dans les environs de Tébessa. Pour eux, ces structures sont le résultat d’une tectonique à évolution polyphasée.
Salmi –Laouar (1998) et Salmi -Laouar et al. (2004), dans leurs travaux de recherche sur le massif de Boujaber, ont confirmés l’aspect diapirique du trias et la source des minéralisations par l’apport des isotopes stables(S, C, O).
Kowalski et Hamimed, (2002) ont étudiés les étapes d’effondrement des fossés des confins Algéro-Tunisien.
Salmi-Laouar et al. (2007) publient les premiers donnes isotopiques sur la mer triasique dans l’atlas saharien oriental (Algérie), ils concluent que les résultats des isotopes du soufre sont compatibles à celles obtenus dans la méditerranée et la mer triasique dans le monde.
Belala, (2008) dans son magistère il confirme l’âge Aptien supérieur (Clansayésien) de la barre calcaire du flanc West, grâce à des sections embryonnaire de Mésorbitolina.gr, et Ovalvéolina Reichelli.gr.
1.6. Les grands ensembles structuraux de la chaine Alpine d’Algérie de Nord
La chaine alpine de l’Algérie du Nord fait partie de l’orogenèse alpin périméditerranéen (Fig I.2). Depuis l’Espagne jusqu’en Italie, cette chaine offre les mêmes séries stratigraphiques, ainsi que le même découpage paléo-géographiques ; ceci a permis la collaboration et l’intervention des chercheurs des deux rives de la méditerranée pour l’étude des différentes unités de cette chaine.
Fig.2 : Carte structurale de la chaine alpine d’Algérie orientale et des confins Algéro-Tunisiens (d’après J.M Vila, 1980).
La chaine des maghrébines en Algérie orientale a était subdiviser en trois grand ensembles structuraux :
I.6.1.Les zones internes
Les zones internes ont été étudiées par différents auteurs (D. Delgua, 1955 ; betier, 1956 ; Boullin, 1977 ; Obert, 1986 ; Roubault 1970 ; Guiroud, 1973 ; Mahjoub, 1976 ; Raoult, 1974).
Tous les l’auteur s’accorde sur la répartition structurale suivante:
Le Socle Kabyle
Les massifs anciens ou cristallins appelé Socle Kabyle, sont organisé principalement par une unité supérieure à schiste-micaschistes et/ou phyllades et amphibolites ; et une puissante unité inférieur formée par des gneiss a intrusions pégmatitiques.
I.6.2.Les flysch du Crétacé
Le domaine des flysch a reçus des sédiments flyschoides durant le crétacé inférieur (flysch mauritanien et massylien).Actuellement allochtones, ces flysch forment une bande pratiquement continue et bien structurée au sud des massifs des zones internes (D. Delgua, 1969 ; J. F Raoult, 1978).
I.6.3.Les zones externes
Elles occupent une grande surface de l’Algérie du Nord-Est ; elles ont été découpées en trois grandes entités (Vila, 1980) :
1. Le domaine tellien : présenté par d’épaisseur séries a sédimentation marneuse au centre, et calcaro-marneuse au abord du sillon ; elles ont été subdivisées en trois unités, actuellement allochtones à vergence Sud :
L’ultra tellien.
Le tellien sens strict.
Le péni-tellien.
2. Le domaine a plate-forme carbonatée : appeler aussi les unités parautochtones (J. M Vila, 1980). Il est représenté d’Est en Ouest par :
La Chebka des Sellaoua : représente les séries carbonatées et marneuse de la région du Sud de Guelma ;
Le Néritique constantinois et les monts de Ain Mlila : représenté par une épaisse sédimentation calcaire ;
Le Sud Sétifien : il présente un caractère carbonaté, avec des dépôts a dominance calcaire ;
3. Le domaine Atlasique : il couvre la grande partie du Nord-Est algérien. Le plus vaste domaine parmi les unités externes. Tous les auteurs s’accorde sur son caractère autochtone (Vila, 1980, 1981 ; Harket, 1998 ; Chadi, 1989 ; Guiroud et Marmi, 2006 ; Kowalski et al 2002), contraires aux précédentes unités. Il est constitué de manière générale de :
Les monts du Mellègue a trias diapirique : occupant la grande zone des coffins Algéro-Tunisiens, dont fait partie notre secteur d’étude ; son caractère stratigraphique sera détaillé dans la géologie locale.
Les monts des Aurès : la continuité vers l’ouest de l’atlas tunisien, avec d’épaisses séries a sédimentation marneuse, reliées avec l’immense charpente carbonatée qui structure les massifs Aurèsiens.
I .7.cadre géologique régionale Aspect stratigraphique
Le Trias de la région d’étude se présente sous forme diapirique et ce depuis les travaux de Flandrin (1932). Les formations triasiques se rencontrent dans les parties centrales des structures anticlinales soulevées. Elles constituent des étendues chaotiques, intensément déformées, bréchifiées et écrasées.
Plusieurs coupes du Trias de la région des confins algéro-tunisiens ont été décrites depuis longtemps par divers auteurs. Dans la région de Souk Ahras par Blayac et Gentil (1897), puis par Blayac (1907) dans la région d’ElAouinet et de l’Ouenza par Dubourdieu (1956, 1959), et enfin dans la Haute Medjerda par David (1956) et plus récemment dans le Sud-Est Contantinois par Vila et al., (1994).
Dans sa majeure partie ce Trias est représenté par un mélange d’argiles bariolées, de marnes, de grès et de gypse emballant des blocs rocheux insolubles de dolomies noires, de grès micacés, de calcaires, de cargneules et d’ophites (Dubourdieu, 1956).
Dans l’ensemble de la région, les masses triasiques extrudées sont bordées par d’importantes formations calcaires, classiquement rapportées à l’Aptien et attribuées à une sédimentation récifale (Dubourdieu, 1956 et 1959).
Le crétacé inférieur : comprend des terrains barrémiens et aptiens. Il débute par des affleurements du Barrémien qui est exclusivement limités aux parties centrales de certains horst- anticlinaux. L’absence de faune caractéristique ne permet pas de définir avec exactitude les limites inférieure et supérieure de cet étage. Au Djebel Harraba, il est représenté par plus de 200 m de marnes argileuses grises non fossilifères que Dubourdieu (1956) attribue au Barrémien. Au niveau de l’anticlinal de Sidi Embarka à 2 Km au SE du Djebel Harraba, le même auteur décrit un Barrémien d’épaisseur totale ne dépassant pas les 240 m. Il est constitué par des formations
marno argileuses à intercalations de calcaires argileux, surmonté par un Bédoulien marno gréseux et calcaro-gréseux.
Les formations aptiennes se rencontrent souvent dans le noyau des structures anticlinales et au voisinage immédiat des formations triasiques. Elles constituent la majeure partie de tous les reliefs importants. L’Aptien occupe à lui seul la plus grande partie des affleurements de la région (Ouenza, Mesloula, M’Khiriga, Kef Rekhma et Boudjaber). Dans cette région, l’épaisseur totale de cette formation aptienne atteint 700 m en moyenne, ce qui traduit une forte subsidence du bassin.
Dubourdieu (1956) a attribué ces formations calcaires à faciès urgonien à une sédimentation récifale. Il considère que la période aptienne a été caractérisée par des bombements sous-marins (qui seraient les premiers indices de l’activité diapirique), favorables à la formation des constructions récifales. Il a décrit ces formations aptiennes à Mesloula et à Ouenza. Elles comprennent comme partout, de bas en haut :
-une formation inférieure anté-récifale, d’une épaisseur moyenne de 200 m, constituée par des marnes jaunes parfois argileuses, à passées de grès rouille et de marno-calcaires pétris d’Orbitolines.
- une formation récifale, constituée par une succession de bancs plurimétriques de calcaires dolomitisés d’épaisseur pouvant atteindre les 300 m riches en fossiles (Orbitolines, Rudistes Echinodermes, tests de Mollusques et Milioles). Cette formation constitue l’ossature des massifs de Mesloula, M’khiriga et de Kef Rekhma en raison de sa grande rigidité et de sa résistance à l’érosion.
-une formation post–récifale de 100 à 150m de sédiments à dominante argileuse constituant la couverture des calcaires récifaux. Ces argiles sont rarement visibles car elles sont dans la majorité des cas érodées ou recouvertes par des éboulis. Néanmoins elles subsistent dans certains endroits où elles sont connues à Mzeïta (Mesloula).
-un niveau dit à Clansayes qui termine la formation aptienne ; il montre une faible épaisseur et il est difficilement identifiable du fait qu’il est constitué par des marnes jaunes qui peuvent être facilement confondues avec les marnes de l’Albien. Néanmoins, Dubourdieu (1959) décrit un horizon de 40m d’épaisseur à trois termes qu’il rattache à la zone à Clansayes, avec des marnes jaunes à petites intercalations calcaires où il a récolté des Ammonites de grande taille de genre indéterminé suivi par un banc de 0,60m de calcaire noir à patine grise et qui se termine par des marnes jaunes fossilifères avec quelques Ammonites indéterminables.
L’Albien dans le bassin du Sud-Est Constantinois, montre parfois une série très épaisse qui peut dépasser les 1300 m. Comme dans lecas du Djebel Hameima (Dubourdieu, 1956).
Ailleurs les sondages du DjebelGuelb (Ge-1) et d’Es Souabaa (SB1) (Sami, 2004), donnent respectivement des épaisseurs de 1050 m et de 680 m (Beghoul 1974).
A l’Ouenza et à Mesloula, Dubourdieu (1956 et 1959), distingue dans l’Albien trois termes:
un premier terme épais de 20 à 50 m est constitué par des marnes argileuses jaunes brunâtres riches en Gastéropodes ; un deuxième terme de 100 m d’épaisseur constitué par des calcaires noirs à Bélemnites à intercalations marneuses et enfin un troisième terme de 75 m d’argiles et de marnes noires bitumineuses à Bélemnites et nombreuses empreintes d’Ammonites, avec de minces intercalations marno-calcaires .
Le Vraconien quand à lui est représenté par un faciès argilo-marneux marquant ainsi un changement dans la sédimentation qui était essentiellement calcaire à marno-calcaire jusqu’à l’Albien.
La série représentative de ce Vraconien a été décrite à Boukhadra (Dubourdieu (1956). Elle comprend une épaisse série de 600 m qui ressemble à celle de l’Albien supérieur. Elle est constituée de marnes à passées calcaires et marno calcaires à empreintes d’ammonites. Par contre, à Mesloula, il observe des marnes vertes qu’il n’arrive pas à séparer de celles du
Vraconien transgressif remanie des éléments triasiques (Smati, 1986 ; Perthuisot et al., 1988;
Masse et Thieuloy, 1979).
Le Cénomanien des Monts du Mellègue est représenté en majeure partie par des marnes argileuses verdâtres qui atteignent une puissance de 750 m à 1100 m. Ces dépôts sont tout à fait semblables à ceux du Vraconien supérieur. Ces marnes sont caractérisées par des intercalations de calcite fibreuse décrites sous le nom de « beef » par les auteurs anglo-saxons. Ces structures sont composées de fibres perpendiculaires à leur allongement et présentent toujours une structure
« cône in cône».
A Ouenza et à Mesloula Dubourdieu (1959) distingue deux niveaux : à la base, des marnes jaunes avec des intercalations marno-calcaires blancs feuilletées, qui passent vers le sommet à des calcaires argileux gris blanchâtres, contenant quelques niveaux de calcaires gris noir, très durs. Ces intercalations présentent le plus souvent un caractère lumachelliques renfermant beaucoup d’huîtres, de la mellibranches et de gastéropodes.
A l’approche du Turonien, la sédimentation change rapidement en même temps que disparaissent les fossiles. Les marnes argileuses sont remplacées par des couches chargées en carbonates de chaux (Duboudieu, 1956).
Dans la région de Morsott, Fleury (1969) décrit une série d’environ 600 m d’épaisseur, qu’il subdivise en trois niveaux, avec de la base vers le sommet :
- 200 à 250 m de marnes grises à échinodermes avec des plaquettes de calcite fibreuses. Au sommet de ces marnes apparaît une faune d’Ammonites qui indiquerait qu’il s’agit d’un niveau élevé du Cénomanien inférieur et peut être de la base du Cénomanien supérieur ;
- 350 m de marnes à lumachelles à nombreuses passées calcaires ; - Enfin un mince niveau de 20 m d’épaisseur, de marno calcaires gris foncé un peu schisteux qui fait la transition avec les calcaires turoniens. Il s’agit là du faciès dit de Bahloul (Burollet, 1956; Orgéval, 1986).
Le Turonien est très bien développé, son épaisseur peut atteindre 1000 m (Dubourdieu 1956, 1959). Il est constitué par des calcaires et marno-calcaires à la base avec de nombreuses empreintes d’Inocéramus. Ces calcaires et marno-calcaires sont suivis par une puissante formation de marnes argileuses riches en ammonites, huîtres, et divers laméllibranches.
A Mesloula, l’assise calcaire du Turonien disparaîtau nord-est, près du diapir de Débidba.
Cette configuration serait le résultat d’une déformation tectonique légère, matérialisée par une discordance (Dubourdieu, 1959). Dans cette région, cette discontinuité est caractérisée par un hard ground ferrugineux qui disparaît progressivement vers le sud-ouest, au même temps qu’augmente légèrement sa teneur en argile.
Duboudieu (1959) pense que des conditions régnant au Turonien ont semble t-il été rapidement modifiées. En effet, cet auteur pense qu’une phase tectonique s’est produite entre le Cénomanien et le Sénonien basal.
Le Sénonien débute par une formation de calcaires marneux et de marnes du Sénonien inférieur de puissance ne dépassant pas les 300 m (Dubourdieu, 1959); suivi par une formation du Sénonien supérieur (Campanien-Maastrichtien), d’épaisseur variant de 200 à 600 m, visible au sud de Tébessa, qui débute par des calcaires marneux du Campanien qui passent à des marnes gypsifères et seterminent par des calcaires massifs à rognons de silex riches en Inocéramus du Maastrichtien.
Le Miocène, est peu épais dans la région (100 m). Il affleure à Ouenza et à Mesloula ainsi qu’au Nord de Morsott. Il débute par une formation marine transgressive et discordante sur les terrains crétacés. Elle comprend des calcaires roux, suivis de marnes argileuses de couleur verte devenant rouge foncé et enfin par des argiles à intercalations de grès grossiers.
Plus récemment Herkat et al., (2008), ont mis en évidence dans la région de Oued Damous (Es Souabaa), un niveau carbonatée non signalé dans la carte géologique. Ce niveau apparaît
discordant sur le Crétacé et montre des bancs d’aspect lenticulaire avec un faciès à algues. De tels faciès à algues (Lithothamniées) sont connus dans le Miocène des Aurès. Le niveau d’Oued Damous pourrait donc être attribué au Miocène, plus précisément au Burdigalien supérieur à Langhien inférieur auxquels sont rapportés les faciès calcaires à polypiers de l’Ouenza, signalés par Dubourdieu dans la région de Satour El Hamra.
Enfin les plus anciennes formations continentales appartiennent au Quaternaire supérieur (Dubourdieu, 1959). Celui-ci est représenté essentiellement par des dépôts argileux et conglomératiques.
Il est à noter qu’aucun dépôt pliocène ou pléistocène ancien n’a été observé dans la région.
Selon Dubourdieu (1956 et 1959), ce phénomène serait à mettre en relation avec une surrection régionale suivi d’une érosion intense à cette époque.
Ces formations quaternaires constituent la plus grande partie du comblement du fossé d’effondrement Morsott-Tébessa dont l’épaisseur estestimée à plus de 170 m.
Fig. 3 -Colonne stratigraphique synthétique des monts du Mellègue (d’après : Dubourdieu 1956, 1959 ; David 1956; Madre 1969 ; Fleury 1969 ; Thibieroz et Madre 1976 ;Chikhi, 1980 ; Otmanine 1987, Bouzenoune 1993 et Vila et al, 2000).
Fig.4. Carte géologique de confins algéro-tunisiens (D’après cartes géologiques au 1/50.000 de Meskiana, Morsott, El Aouinet, Boukhadra, Oued Kébarit et Ouenza).
Tectonique
Du point de vue structural, la région d’étude est rattachée habituellement au domaine atlasique Kazi Tani, (1986), alors que Guiraud (1993), l’intègre dans le domaine préatlasique. Elle est caractérisée par un domaine plissé à anticlinaux complexes, incluant souvent de vastes affleurements de matériel triasique.
Dans cette région interfèrent deux directions structurales majeures : - la première NE-SW est marquée par les extrusions triasiques ;
- la seconde NW-SE à WNW-ESE, marquée par les fossés d’effondrements.
La zone des fossés est calquée sur les accidents anciens ayant fonctionné initialement Au Crétacé. Leur présentation actuelle est d’individualisation récente (Pléistocène) selon Blès, (1969).
Les fossés d’effondrement
Dans les confins Algéro–Tunisiens, les fossés d’effondrement sont orientés NW- SE et WNW - ESE. Ils sont bordés par des accidents majeurs à valeur de failles normales ayants un rejet différent d’un fossé à un autre. Ce rejet est évalué de 100 à 400 m dans le fossé de Tébessa – Morsott. (Du Bourdieu et al. 1950). Ces fossés sont comblés par des dépôts Plio–quaternaires pouvant atteindre une puissance de 170 m dans le fossé de Tébessa – Morsott (Du Bourdieu et al.
1950) et près de trois cents 300 mètres dans celui de Kasserine en Tunisie (Zaoui, 1984).
L’âge de ces fossés d’effondrement est très discuté. Pour certains auteurs, tels que Durozoy (1950), Castany (1951, 1954), Du Bourdieu (1956), David (1956), Kazi-tani (1986) et Othmanine (1987), ces fossés résultent d’une intense activité tectonique distensive post miocène inférieur ; alors que pour d’autres, (ex : Bismuth (1973), Chihi (1984), Chihi et al. (1984, 1991) et Ben Ayad (1991)), les premières manifestations sont enregistrées au cours de la distension crétacé et l’effondrement majeur a eu lieu durant le Pliocène.
Le fossé de Tébessa, d'orientation WNW-ESE, reste le plus important fossé de la région. Il présente le prolongement du fossé de Kasserine à l’Est (Tunisie) et se poursuit au NW par le fossé de Morsott orienté NW-SE. Si le fossé de Morsott s'est formé après le stade compressif de la phase pliocène inférieur, le fossé de Tébessa s'est effondré à la cour du Pliocène supérieur - Villafranchien inférieur (Kowalski et al. 2002). Sa stratigraphie a été récemment décrite par Kowalski et al. (1997, 2002).
• Litho stratigraphie du fossé d’effondrement de Tébessa
Le graben de Tébessa ne contient pas de sédiments miocènes. Les dépôts d’âge Miocène ne se sont pas sédimentés dans le fossé, mais ont été effondré avec leur substratum plus ancien et érodés au cours du remplissage du fossé au Pliocène. Les sédiments pliocènes se sont mis en place en discordance seulement dans les zones effondrées, en général sur des sédiments du Crétacé et de l’Eocène plissés et érodés. Les sédiments les plus anciens occupent la partie septentrionale et orientale du fossé, observable également au pied du Dj. Djébissa. Ce sont des conglomérats d’origine continentale, composés d’éléments de roches carbonatées et de quartz à ciment argileux brun rouge et des niveaux argileux, se désagrégeant en graviers et galets. Le forage X4 en montre une épaisseur de 120 m. Ces formations sont recouverte par 70 m de sables et graviers quartzeux, également visibles à l’affleurement près de Bekkaria. Durozoy (1956) leur a attribué un âge Pliocène. Les grès consolidés du Pliocène supérieur forment la base du forage 69, indiquant leurs existences au centre de la partie méridionale du fossé de Tébessa. Les sédiments du Pliocène supérieur (Villafranchien inférieur) appartenant au premier stade d'effondrement, ont été en grande partie érodés. Ceci en liaison avec le deuxième stade d'effondrement qui a affecté presque toute la surface du fossé au Villafranchien supérieur (Pléistocène inférieur) (Kowalski et al, 2002).
Les graviers et cailloutis calcaires provenant de cônes alluviaux anciens du Pléistocène inférieur occupent une grande partie des zones limitrophes et marginales des fossés (Tébessa, Morsott et Hammamet). Ces sédiments sont érodés dans la partie orientale du fossé de Tébessa près de Dj. Djébissa (Ceci est dû probablement à l'intensification périodique de la poussée diapirique dans le massif.
Le Pléistocène moyen est probablement formé de sédiments argileux. Les graviers et les cailloutis calcaires du Pléistocène supérieur se sont accumulés dans la partie centrale du fossé.
Selon Zerdazi (1990), l'épaisseur totale de ces formations peut atteindre 5 km.
II.1- La genèse des évaporites
Les évaporites ou roches salines sont constituées d'un groupe de minéraux, d'origine essentiellement chimique, résultant des phénomènes évaporatoires survenant dans différents contextes géodynamiques continentaux ou marins.
Lorsque l'eau s'évapore, elle dépose les particules détritiques et les ions qu'elle contient ; précipitent sous forme de sels. Selon la température et la concentration des sels contenus dans les saumures, le sulfate de calcium est précipité soit sous forme hydratée (gypse), soit sous forme anhydre (anhydrite).
La séquence évaporitique est basée sur la solubilité des sulfates de calcium dans 1000g d’eau pure. Elle est équivalente à 1.75g à 0°C et passe par un maximum de 2.1g aux environs de 38°C pour retomber à 1.69g à 100°C.
La solubilité du gypse est sensiblement plus forte dans l’eau salée.
Les matériaux déposés constituent une séquence évaporitique avec un ordre de précipitation des sels: CaCO3-CaSO4- Na Cl - MgSO4sels de Br. et K (fig. 4).
Fig. 5: L’ordre de précipitation des sels dans une saumure en cours d’évaporation (J.
Beauchamp, 2001).
Les minéraux principaux sont le gypse CaSO4, 2H2O ; l’anhydrite CaSO4et l’halite Na Cl.
D’autres minéraux, quoique moins fréquents, peuvent être des constituants importants de certains dépôts salins.
Les évaporites se forment dans les bassins lagunaires des pays chauds et arides. Cependant, les milieux confinés des régions littorales tempérées sont également le siège d’une forte évaporation.
Précipitation
K Cl Sylvite (chlorure de potassium)
KMgCl3, 6H2OCarnallite (chlorure de potassium et de magnésium hydraté Na Cl Halite (sel gemme), (chlorure de sodium)
CaSO4Anhydrite (forme déshydratée), (sulfate de calcium)
20 CaSO4, 2H2O Gypse (forme hydratée à 2 molécules d’eau), (Sulfate de calcium)
CaCO3Calcite (carbonate de calcium)
(Ca, Mg)(CO3)2Dolomite (carbonate double de calcium et de magnésium) II.2- Le cycle gypse anhydrite
L’anhydrite a rarement une formation primaire dans les roches évaporitique. Généralement sa transformation est secondaire et vient de la déshydratation et recristallisation du gypse en anhydrite, au cours de l’enfouissement (compaction), qui provoque la perte d’eau suivant une réaction réversible : CaSO4, nH2O CaSO4+ nH2O Cette transformation est réalisée avec 38% de perte de volume.
La réhydratation de l‘anhydrite c’est le processus inverse, elle peut se produire lors du passage de couche d’anhydrite dans la zone phréatique. Le gypse secondaire se présente alors sous la forme de porphyrotope, l’albâtre, et gypse fibreux (Figure. 5).
Fig. 6: Les environnements de dépôts et de diagenèse des différents types de gypse et d’anhydrite (D’après, Turcker, 1995; extrait I. Cojan et R.Maurice, 2006)
II.3- Les minéraux de la séquence évaporitique
Plusieurs cristaux se forment à partir de solution sursaturées en certains éléments chimiques, c'est-à-dire une solution qui contient plus de sels qu'elle ne peut en dissoudre.
Les cristaux précipitent à partir de la solution selon divers processus. L'évaporation est l’un de ces processus. Pour comprendre la genèse et la constitution des dépôts évaporitique, il est nécessaire de revenir à la composition chimique des eaux de mer et des rivières, donnée dans le tableau(01).
Tableau(1) : Abondance relative des ions dissous dans l'eau de mer et l'eau de rivière (D’après Livingstron, 1963 et Mason, 1966).
Les rivières contiennent principalement HCO3--et CO3--, avec une proportion moindre de Ca+2, H4SiO4-2, SO4-2, Cl-, Na+, Mg+ et K+, les océans contiennent en grande quantité du SO4-
2, Cl-, Na+et K.
Le schéma qui suit (Figure. 6) illustre de façon très simplifiée comment se forme les minéraux issus de ses ions.
Lorsque l'eau s'évapore, les différents sels contenus cristallisent au fur et à mesure, en commençant par les moins solubles, les sels dissous se déposent en ordre inverse à leur solubilité. L’eau de mer normale à une salinité de l'ordre de 35ppm.
A cette salinité, elle est légèrement sursaturée par apport au carbonate de calcium CaCO3
(calcite et aragonite).Ce dernier précipite naturellement et dépose une couche de cristaux de CaCO3.C'est ainsi que lorsque 74% de l'eau se sont évaporés, le sulfate de calcium commence à se déposer ; la solution est dite pénésaline. Quand l’évaporation atteint 91%, avec encore une augmentation de la salinité, vient la phase de précipitation du chlorure de sodium Na Cl La solution est dite saline.
22 Il faut qu'elle parvienne à 98% pour que le chlorure de potassium et les sels de magnésium se déposent, la solution est hyper-saline.
Fig. 7 : Ordre d’apparition et pourcentages relatifs des différents sels obtenus au cours d’une expérience d’évaporation d’eau de mer. (P.Peycru et al, 2008).
La précipitation des minéraux évaporitique se fait, entre autres, dans les grandes lagunes en bord de mer, lagunes qui se mesurent en plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres carrés, dans des régions où l'évaporation excède la précipitation.
L’évaporation totale d’une colonne d’eau de mer de 1000 m donne seulement 16.5 m d’évaporites. Si l'on examine le dépôt évaporitique naturel, on constate que cette séquence idéale est rarement réalisée.
Des répétitions des cycles tronqués sont fréquentes: c'est le signe d'une évolution plus mouvementée du bassin évaporitique, alternant remplissage-évaporation, nouveau remplissage avec dissolution d'une partie des espèces précédemment précipitées, etc.
Figure. 8: Schéma illustre la suite de minéraux quand s’évapore de l’eau de mer.
II.4- Principaux paramètres contrôlant l’évolution des milieux évaporitique
Le développement de conditions évaporitique dans un bassin, soit marin, soit continental est réglé par deux paramètres :
le degré d’isolement.
l’aridité climatique.
Fig. 9 : les paramètres contrôlant l’évolution des milieux évaporitique.
24 Les conditions pour qu’un bassin évolue vers des conditions hyper-salines = la perte d’eau due à l’évaporation supérieur aux apports d’eau douce et compensées par les apports d’eau à salinité plus faible (réservoirs océaniques, marin ouvert ou lacustre).
1. Restriction des bassins (water inflow/water outflow) et l’endoréisme (absence d’exutoire), 2. Le degré d’aridité climatique à apports externes constants (déficit hydrique).
3. Le piégeage des solutions concentrées dans le bassin ou différentiel hydrostatique: (exemple de la méditerranée).
4. Taux évaporation des solutions (TE), inversement proportionnel à la concentration.
5. Augmentation de la densité.
II.5-Généralités sur le diapirisme salifère :
De nombreux travaux géologiques ont été consacrés depuis le 19ième siècle à l'étude du diapirisme salifère. Au début de 20ème siècle plusieurs exemples de structures salifères découvertes dans le monde ont bénéficiés d’études et de caractérisations. Ceci suite au développement des méthodes d’explorations géophysiques, tectoniques et géologiques.
Les explorateurs miniers ont donné une grande importance au diapir salifère, de part la présence de minéralisations importante dans et aux alentours immédiate de ces appareils. Ces études ont contribué largement à la connaissance de la géométrie et de la morphologie de ces intrusions évaporitique.
II.5.1- Définition du diapir ou dôme de sel
Un diapir ou dôme de sel est un corps géologique de forme kilométrique essentiellement cylindrique ou en ballon ayant des racines très profondes.
Il est composé par des formations évaporitique, notamment des sels et anhydrites, qui sont précipités à des niveaux très profondes et apparu à la surface ou sub-surface sous 1'effet de leur faible densité et pression par le phénomène de Halocinèse.
II.5.2-Facteurs favorisant le diapirisme II.5.2.1- La densité
Les évaporites sont souvent associées au roches sédimentaires suivantes : calcaire, grès, argiles, alluvions et autre types de roches ; donc la remonté des évaporites est due au déséquilibre de densité à des profondeurs très importantes. L'étude des densités des différentes roches du globe terrestre a donné le tableau suivant: (Tab.2). A partir du tableau on constate que la densité moyenne des évaporites varie de (1.65à 2.88 mg/cm3) ainsi la densité de l’encaissant varie de (1.55 à 2.3 mg/cm3).
Tab .II.2 : Densité des roches.
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
