ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE UNIVERSITE MENTOURI – CONSTANTINE –
FACULTE DES SCIECES DE LA TERRE, DE LA GEOGRAPHIE ET DE L’AMEAGEMET DU TERRITOIRE
DEPARTEMET DES SCIECES DE LA TERRE
N° d’ordre : Série :
MEMOIRE
Présenté pour l’obtention du diplôme de Magistère E GEOLOGIE
OPTIO
GEOLOGIE DES SUBSTACES UTILES
ETETUUDDE E CCOMOMPAPARARATTIIVVEE DDE E DDEEUUXX GGIISSEEMMEETTSS DDE E FFEERR EE CCOOTTEEXXTTEESSGGEEOOLLOOGGIIQQUUEESS DDIISSTTIICCTTSS..
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TETEBBEESSSSAA) )
ALALGGEERRIEIE OORDRD OORRIEIETATALLEE
PAR
MACHAR abil
Devant le jury :
Mr. MARMI R. Professeur Univ. Constantine Président Mr. BOUZEOUE A. Maître de conférences Univ. Jijel Rapporteur Mr. CHADI M. Maître de Conférences ENS. Constantine Examinateur Mr. BEABBAS Ch. Maître de Conférences Univ. Constantine Examinateur
2007
Remerciements
En amorçant le présent mémoire, une tâche m’est agréable, celle de rendre hommage et exprimer ma reconnaisse à tous ceux qui ont contribué à la réalisation, tant scientifique que matérielle de ce mémoire.
Ma plus profonde gratitude va à mon promoteur, M. A. Bouzenoune du département des Sciences de la Terre de l’université de Jijel, pour avoir accepté de diriger ce travail. J’ai pu ainsi bénéficier de son expérience et de ces connaissances sur les gisements de fer en domaine sédimentaire et sur la géologie de la région des diapirs de la frontière algéro-tunisienne. Il a bien voulu me consacrer tout le temps que je lui ai demandé. Les discussions fructueuses ainsi que ses remarques et ses critiques m’ont été très précieuses au cours de la rédaction de ce mémoire. Son caractère humain et son soutien moral m’ont beaucoup aidé.
Les remerciements s’adressent aussi aux membres du jury, MM. R. Marmi, Ch.
Benabbas du département des Sciences de la Terre de l’université de Constantine et M. M. Chadi de l’E.S de Constantine. Ils ont accepté de juger mon travail et m’ont toujours donné l’espoir d’avoir plus de connaissances durant toutes les années de mes études.
Je tiens également à remercier Melle Dj. Aït Abdelouahab, enseignante au département des Sciences de la Terre de l’université de Constantine, qui a manifesté à mon égard une attention et une disponibilité, les discussions sur le massif de Boukhadra, que j’ai pu avoir avec elle m’ont été très utiles. Ses connaissances pédagogiques, notamment la pétrographie et la sédimentologie des roches carbonatées, m’ont beaucoup aidé.
J’ai également bénéficié de son expérience lors des différentes missions sur le massif de Boukhadra.
Il m’est également agréable de remercier M. M. Boularak, enseignant au département des Sciences de la Terre de l’université de Constantine, pour m’avoir permis, suite aux nombreuses discussions que j’ai pu avoir avec lui, de bénéficier de ses connaissances sur la géologie régionale. Ses remarques méthodologiques m’ont été très utiles. Il était toujours comme un père.
Je tiens également à remercier M. K. Boufaa, enseignant au département des Sciences de la Terre de l’université de Jijel, avec qui j’ai eu la chance et le plaisir de travailler sur le terrain. Son expérience et son sens d’observation m’ont été très bénéfiques.
Je ne peux terminer cette liste sans remercier l’ensemble des enseignants du département des Sciences de la Terre de l’université de Constantine pour le savoir et les connaissances qu’ils m’ont instruit tout au long de mon cursus universitaire.
A mes ami(e)s qui m’ont aidé de près ou de loin, je leur dois ma réussite et ma joie de venir à bout du présent mémoire.
A mes frères (Zoheir et Chaouki) et mes sœurs (Zeyneb, Kenza, Ahlem, Assia et Rania), je leur dis merci pour leurs patience et leur soutien moral.
En fin, le grand merci à mes chers parents qui ont été toujours à côté de moi par leur soutien moral et matériel et surtout par leur affection et leur sacrifice.
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ديدحلا , تانوبرك , يسابرتلا , ساسدنا , سدلا قلاف ر
, يراھصلا ,
سايللا , يسبلأا , فورعم يديس ,
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اھماخ . جملل ةيلئابقلا ةدعافلا و ةلوحتملا روخصلا عم دودحلا ىلع يلتلا لاجملا يف فورعم يديس لبج عقي يوتحي يذلا يلخادلا لا
يلاوح هفحز لوط ىلع رسد قلاف ىلع 30
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ءاعولا يلفسلا سايلل ةيزينغملا ةيسلكلا روخصلا و ةيسلكلا روخصلا فورعم يديسب لثمت تاندعمتلل يسيئرلا
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برغ قرش هجتملا ءاوتللإا لكيھ لثمت تانوكملا .
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ةيجوينلا طغضلا عوقو عم تمخضت يتلا و ةقطنملا تسم يتلا ةفلتخملا .
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ةيسبأ .
ةليوط ةميدق ةيفارغج ةصق نع ةقطنملل ةيلاحلا ةروصلا تجتن ,
لك ىلع اھتمصب ةينوتكت جئاتن تكرت اھرثإ ىلع
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.
(Monts du Mellègue, Tebessa).
Mots clés : Fer, Carbonates, Trias, Diapir, Charriage, Magmatisme, Lias, Aptien, Sidi Marouf, Boukhadra.
Résumé :
Les massifs de Boukhadra et Sidi Marouf, situés dans le NE algérien, renferment deux gisements de fer actuellement exploités pour leurs minerais oxydés. Le massif de Sidi Marouf se trouve dans le domaine tellien à la limite avec les formations cristallophylliennes du socle kabyle du domaine interne affecté par un charriage sur une flèche de la trentaine de Km (Durand Delga, 1955). Le massif de Boukhadra appartient au domaine saharien autochtone ; il est caractérisé par les diapirs et les plis atlasiques à grand rayon de courbure.
A Sidi Marouf, les calcaires et les calcaires dolomitiques du Lias inférieur représentent le principal porteur des minéralisations. Ils constituent l’ossature d’un pli orienté sensiblement E-W. Leur évolution structurale a été influencée par les différentes phases tectoniques qui ont affecté la région et est exagérée par les compressions néogènes. En plan, le massif de Sdi Marouf est découpé en trois compartiments :bloc Ouest, bloc central et un bloc Est.
Pas loin de la région de Sidi Marouf, plus au Nord, la présence d’un magmatisme miocène fait un évènement qui particularise la région, où se développe des microgranodiorite et des microgranites aux environ d’El-Milia.
La minéralisation ferrifère est constituée par un minerai essentiellement hématitique avec des teneurs réduites en cuivre gris qui est pratiquement altéré en carbonates de cuivre (Malachite) et la barytine présentant des structures en lattes.
A Boukhadra, les calcaires néritiques albo-aptiens constituent le principal porteur des minéralisations ferrifères. Leur évolution sédimentologique a été influencée par le diapirisme, actif au moins dès l’Aptien, au Vraconien, au Miocène et au Quaternaire. L’extravasion des évaporites du Trias a induit des complications tectoniques dans les séries albo-aptiennes.
L’image actuelle de la région résulte d’une longue histoire paléogéographique, à travers laquelle divers processus tectoniques ont laissé leurs empreintes dans toute la série sédimentaire, visiblement imputable en partie aux compressions antérieures au dépôt du Miocène marin transgressif. Ces compressions sont responsables de l’essentiel du plissement de direction NE-SW.
Les minéralisations ferrifères sont constituées par un minerai primaire carbonaté, récemment découvert constitué de sidérites présentant des faciès fins et faciès spathiques, et d’un minerai secondaire essentiellement hématitique issu de l’oxydation du premier.
L’étude des gisements de fer appartenant à cette chaîne montre des similitudes et aussi des différences tant par leur position géologique et la nature des roches encaissantes que par la minéralogie et par le type morphologique des minéralisations.
Mellègue, Tebessa) – ortheastern Algeria
Key words: Iron, Carbonates, Trias, Diapir, Tangential thrust, Magmatism, Lias, Aptian, Sidi Marouf, Boukhadra.
Abstract:
The two studied iron ore deposits (Sidi Marouf and Boukhadra), currently exploited for their oxidized ores, are located in the NE part of Algeria. The Sidi Marouf deposit is situated in the tellian field near the metamorphic formation of the “Kabyle” basement which form part of internal domain and which are tangentially thrusted on an arrow of about thirty km (Durand Delga, 1955). The Boukhadra deposit is located in the saharian autochtonous domain characterized by the diapirs and the atlasic folds (NE-SW).
At Sidi Marouf deposit, iron mineralizations are hosted by liasic limestone and dolomitic limestone. They constitute the framework of a fold appreciably directed E-W. Their structural evolution was influenced by the various tectonic phases which have affected the area and are exaggerated by Neogene compressions. In plan, these liasic carbonates are cut out by faults in three compartments: western, central and eastern compartments. Not far northern from the area of Sidi Marouf, the presence of a Miocene magmatism makes an event which particularizes the area, where (approximately near El-Milia) develops microgranodiorite and microgranites. Iron-bearing mineralization consist of an ore primarily haematitic with reduced contents of “cuivre gris” which is practically altered to copper carbonates (Malachite). We note also the presence of barite which has slats structures.
At Boukhadra, iron-bearing mineralisation is constituted by the albian-aptian neritic limestone. Their sedimentological evolution was influenced by diapirism, which was active at Aptian, Vraconian, Miocene and Quaternary periods. The extrusion of the evaporate rocks have induced tectonic complications in the albian-aptian formations.
The current geology of the area results from a long paleogeographic history, through which various tectonic processes left their prints in all the sedimentary sequence, obviously ascribable partly to the compressions former to the deposit of transgressive marine Miocene.
These atlasic compressions (NW-SE) have induced folds which are characterized by NE-SW direction. Iron-bearing mineralization consist of a primary carbonates ore, recently discovered and made up of siderites presenting a fine and spathic textures, and of a secondary ore primarily haematitic resulting from the oxidation of the first.
The comparative study of the Sidi Marouf and Boukhadra iron deposits shows similarities and also differences as well by their geological framework and nature of the wall-rocks as by mineralogy and the morphological type of mineralization.
INTRODUCTION 8
SITUATION GEOGRAPHIQUE DES GISEMENTS DE SIDI MAROUF ET DE BOUKHADRA 10
PREMIER CHAPITRE : CADRE GEOLOGIQUE REGIONAL 12
I.1- Cadre lithostratigraphique 13
I.1.1Domaine interne 13
I.1.1.1- Le socle Kabyle 13
I.1.1.2- La chaîne calcaire 13
I.1.2- Domaine des flyschs 14
I.1.2.1- Flysch maurétanien 14
I.1.2.2- Flysch massylien 14
I.1.3- Domaine des nappes externe 14
I.1.3.1- Les séries telliennes 14
I.1.3.1.1- Les séries ultratelliennes 18
I.1.3.1.2- Les séries centralotelliennes ou tellennes au sens strict 18
I.1.3.1.3- Les séries pénitelliennes 18
I.1.4- Les séries stratigraphiques postérieures à la phase éocène 18
I.4.1- Le Nummulitique II 18
I.4.2- L'OMK 18
I.4.3- Le Numidien 19
I.1.5- Le domaine autochtone de l'Atlas saharien 19
I.1.6- Le magmatisme miocène 20
I.2- Principales phases tectoniques 21
I.2.1- La phase atlasique éocène 21
I.2.2- La phase burdigalienne 21
I.2.3- La phase fini-miocène 21
I.2.4- La phase néotectonique post-tortonienne 21
DEUXIEME CHAPITRE : CONTEXTE GEOLOGIQUE ET MINERALISATION DU MASSIF DE SIDI MAROUF 23
II.1- Géologie succinte 23
II.1.1- Les formations du socle Kabyle 23
II.1.2- Le Trias 23
II.1.3- Le Jurassique 29
II.1.3.1- Le Lias 29
a- Infralis (Rhétien) 29
b- Héttangien-Sinémurien 29
c- Lotharingien 29
d- Pleinsbachien 29
e- Domérien 31
f- Toarcien 31
II.1.3.2- Le Dogger 31
II.1.3.3- Le Malm 31
II.1.4- Le Crétacé 33
Le Crétacé type tellien 33
Le Crétacé type flysch 33
II.2.1- Position tectonique particulière 34
II.2.2- Position tectonique particulière 39
II.2.3- Structure du massif de Sidi Marouf 39
II.2.4- Rôle des formations triasiques 44
Halocinèse, diapir et diapirisme, 44
fluage (rôle de la plasticité); ascension (rôle de la densité), 45
II.3- Pétrographie de l'encaissant des minéralisations 48
II.3.1- Localisation et description des coupes étudiées 48
II.3.2- Description microscopique 53
II.3.3- Description des transformations diagénitiques 58
II.4- Les minéralisations 64
II.4.1- Localisation et description des differentes morphologies des corps minéralisés
et relation minerai-encaissant 64
II.4.2- Constituant minéralogiques et chimiques des minéralisations 69
II.4.2.1- Méthodologie 69
II.4.2.2- Constituants minéralogiques 69
A- Le minerai ferrifère 69
a- La limonite 69
b- La lépidocrocite 69
c- La goethite (FeOOH) 71
d- L'hématite (Fe2O3) 71
B- Les minéralisations associées 71
a- La barytine (BaSO4) 71
b- Les cuivres gris (Cu, Fe)12 (Sb, As)4 S13 72
c- Les carbonates de cuivre 72
C- Les minéraux de gangue 73
a- La calcite (CaCO3) 73
b- Le quartz (SiO2) 74
II.4.3- Caractéristiques chimiques du minerai ferrifère de Sidi Marouf 74
II.5- Conclusion 77
TROIXIEME CHAPITRE: CONTEXTE GEOLOGIQUE ET MINERALISATIONS DU MASSIF DE
BOUKHADRA 79
III.1- Lithistratigraphie 80
III.1.1- Trias 80
III.1.2- L'Aptien 83
III.1.2.1- Age et dimensions des calcaires 84
III.1.2.2- Les calcaires de Boukhadra 87
a- Les calcaires à polypier 88
b- Les calcaires à Milioles et Rudistes 88
c- Les calcaires à débris d'organisme 88
III.1.3- Le Clansayesien 88
III.1.4- L'Albien 88
III.1.5- Le Vraconien 89
III.1.6- Le Cénomanien 89
III.1.7- Le Turonien 89
III.1.8- Le Sénonien 90
III.1.9- Le Miocène 90
III.2- Cadre tectonique du massif de Boukhadra 91
III.2.1- Position tectonique du massif de Boukhadra 91
III.2.2- Description de la structure du massif de Boukhdra 91 III.2.2.1- La partie NE: l'anticlinal de Boukhadra 91 III.2.2.2- La partie SW: la zone effondrée de Bled Dhissa 93
III.2.2.3- Les limites bordières 93
a- les affleurements de la limite bordière NW (zone de la gare) 93 b- Les affleurements de la limite bordière SE (Oum es Sba) 93 III.2.3- Principaux traits tectoniques du massif du Boukhadra 97
III.2.3.1- Principaux accidents tectoniques 97
III.2.3.2- Diapirisme ou halocinèse ? 97
III.3- Les minéralisations 101
III.3.1- Localisation et description des corps minéralisés 101
III.3.2- Relation minerai- encaissant 103
III.3.3- Petrographie du minerai carbonaté 106
III.3.4- Minéralogie et caractères chimique du minerai oxydé 109
III.3.4.1- Les constituants minéralogiques 109
a- L'hématite 109
b- La goethite 109
c- La limonite 109
III.4.2- Les caractéristiques chimiques 113
III- Conclusion 115
VI- QUATRIEME CHAPITRE : APPROCHE COMPARATIVE ENTRE LES DEUX GISEMENTS 116
IV.1- Les conditions géographiques 117
IV.2- Le minerai oxydé et sa relation avec le minerai primaire 118
IV.3- Relation entre l’existence des deux gisements et le cadre géologique 118
IV.4- Genèse des gisements 122
IV.5- Comparaison des réserves respectives 123
CINQUIEME CHAPITRE CONCLUSION GENERALE 125
BIBILIOGRAPHIE
A.ZITZMANN et Ch.NEUMANN (1977) ont proposé une dizaine de types de gîtes de fer. Permis ces types qui sont à dénomination géographique sont distingués classiquement : le type Erzberg et le type Bilbao qui se distinguent par la nature de l’encaissant, la composition chimique du minerai… . Ces gîtes se développent essentiellement dans des calcaires ou des dolomies. Les corps minéralisés, le plus souvent oxydés en hématite dans la zone d’altération supergène, présentent des morphologies très variées : stratiforme, en amas plus ou moins lenticulaires, discordants sur les strates, en filons ou corps bréchiques. Les problèmes posés par leur genèse rappellent à bien des égards ceux encore imparfaitement résolus des concentrations de Pb, Zn, Ba, Cu des couvertures sédimentaires.
En Europe : le type Erzberg est représenté par les gisements d’Erzberg et de Radmer du district d’Eisenerz en Autriche. La minéralisation, essentiellement constituée de sidérite et d’ankérite dans des proportions variables avec accessoirement des sulfures, présentent une morphologie stratiforme ou en amas irréguliers. Elle est encaissée par des calcaires du Dévonien recouvrent un porphyre de quartz kératophyre du Silurien et sont surmontés par une série transgressive du Permo-mésozoïque (Holzer et Pirkel, 1977).
Le type Bilbao est représenté par les gîtes de la région de Bilbao en Espagne. Les corps minéralisés sont généralement stratiformes ou sous forme de lentilles, rangés suivant une direction NW-SE dans une série sédimentaire du Crétacé. Ils sont portés par des calcaires à faciès urgonien d’âge Albo-aptien riches en rudistes, polypiers et nérinées.(Madre, 1969 ; Gil, 1991). Le minerai composé essentiellement de sidérite et d’ankérite se développe surtout dans les volumes rocheux fracturés. Il contient aussi de la calcite, du quartz et des traces de sulfures, marcacite, chalcopyrite, galène, blende (Gil, 1991).
En Afrique du Nord et particulièrement au Nord Est algérien, on peut distinguer là encore differents types de gisements de fer qui sont semblables à la classification de ceux de A.Zitzmann et Ch.Neumann (1977) suivant la nature de l’encaissant, la composition chimique du minerai… ; dans le district Ouenza-Boukhadra par exemple c’est le type Bilbao qui prédomine (Bouzenoune, 1993).
De son coté Popov (1976) a pu donner une classification aux gisements de fer de l’Algérie, en mettant en évidence le type génétique et surtout le domaine tectonique auquel ils appartiennent. Il distingue ainsi six (06) types de gisements distribués dans les principaux domaines.
3) Gisements hydrothermaux filoniens (type filons à sidérite).
4) Gisements de substitution dans des roches carbonatées. Tels que le cas des deux gisements étudiés.
5) Gisements sédimentaires oolithiques
6) Gisements de remaniement, résiduels, ou dus aux eaux d’infiltration non thermales.
Les gisements de Sidi Marouf et de Boukhadra appartiennent à un même type de gisements selon la classification de Popov (1976) mais se trouvent dans des contextes géologiques différents.
L’étude comparative que nous proposons dans le présent mémoire a pour objectifs de faire sortir les similitudes et les différences entre ces deux gisements. L’ensemble des données permettant de mieux approcher la relation des minéralisations ferrifères et leur contexte géologique :
1- Une introduction pour situer la problématique du thème traité suivi d’un aperçu géographique pour localiser les deux massifs contenant les gisements de Sidi Marouf et de Boukhadra
2- Un premier chapitre intitulé « Cadre géologique régional » dans lequel on présente le contexte géologique régional succinct des deux massifs étudiés.
3- Un deuxième chapitre intitulé « Contexte géologique et minéralisations du gisement de Sidi Marouf » dans lequel on présente la géologie de la région de Sidi Marouf et une caractérisation pétrographique et minéralogique des minéralisations ferrifères et leur encaissant carbonaté.
4- Un troisième chapitre intitulé « Contexte géologique et minéralisations du gisement de Boukhadra » dans lequel on présente une synthèse sur la géologie du massif de Boukhadra et une approche minéralogique des minerais de fer.
5- Une synthèse dans laquelle seront résumés les principaux points communs et les différences entre les contextes géologiques et les minéralisations des deux secteurs étudiés.
6- Une conclusion permettant de résumer l’ensemble des points saillants relatifs aux massifs de Sidi Marouf et de Boukhadra.
DE SIDI MAROUF ET DE BOUKHADRA
Le massif de Sidi Marouf est situé dans le NE de l’Algérie plus précisément dans la Petite Kabylie, à 85km au Nord Ouest de Constantine, 15Km au Sud d’El-Milia et à 75Km au Sud Est de Jijel. (Fig.1). La région de Sidi Marouf est traversée par la route nationale de Constantine El-Milia (RN.27). Le massif de Sidi Marouf est orienté sensiblement E W et culmine à 1262m. Il est sillonné par Oued El-Kebir qui traverse le village de Sidi Marouf et Oued Itera qui descend au Sud de Djebel Sidi Marouf.
Le massif de Boukhadra se trouve à 44Km au Nord de la ville de Tebessa, à 200Km au Sud de Annaba, 20Km à l’Ouest du massif de Boujaber et à13Km de la frontière algéro- tunisienne (Fig.I.1). Son importance réside dans le gisement de fer qu’il recèle qui est considéré comme la deuxième source de minerai de fer, après celle de la mine de l’Ouenza, alimentant le complexe sidérurgique d’El Hadjar (wilaya de Annaba). Le Djebel Boukhadra est un anticlinal qui s’étend sur 7à 8Km du SW au NE, il constitue le massif le plus élevé dans la région et culmine« 1463m d’altitude ».
JIJEL BEJAIA
0 15Km
Premier chapitre Cadre géologique
régional
PREMIER CHAPITRE :
CADRE GEOLOGIQUE REGIOAL.
Les massifs encaissants les minéralisations de Sidi Marouf (Petite Kabylie) et de Boukhadra (Monts du Mellegue) font partie du tronçon nord- oriental de la chaîne des Maghrébides de l’Algérie du Nord. Cette chaîne qui s’étale sur plus de 2000km allant de Gibraltar à la Calabre, a été étudiée par de nombreux auteurs (Durand Delga, 1955 ; R.
Guiraud, 1973 ; Boullin, 1977; Vila , 1980 ; Wildi, 1983 ; Coiffait, 1992 ; Kazi Tani, 86 ; Chadi, 2004… ).
L’ensemble de ces études a permis de préciser l’évolution paléogéographique et structurale de cette chaîne. Il est de coutume de subdiviser cette chaîne en plusieurs domaines : domaine interne, domaine des flyschs, domaine des nappes telliennes externe et le domaine autochtone externe.
I.1. Cadre lithostratigraphique I.1.1. Domaine interne :
I.1.1.1. Le socle kabyle :
La Petite Kabylie montre les plus grands affleurements du socle (Fig.I.3) qui comporte à sa base des gneiss correspondant aux conditions de haute pression du faciès des granulites. au dessus desquels viennent des gneiss, des marbres, des micaschistes et des phyllades (Durand Delga, 1955). Les formations cristallophylliennes du socle kabyle affleurent au Nord de Sidi Marouf en contact anormal avec les séries telliennes.
I.1.1.2. La chaîne calcaire :
Constitue la couverture de la bordure méridionale du socle ; elle n’affleure pas dans la région de Sidi Marouf. Elle est constituée par des formations, allant du Permo-Trias au Lutétien (Raoult, 1969).
La chaîne calcaire admet une couverture gréso-micacée d’âge Priabonien à Oligocène supérieur.
Le massif de Boukhadra est constitué de formations géologiques autochtones du domaine externe. Elles se distinguent de celles appartenant au socle kabyle et la chaîne calcaire. Le massif de Sidi Marouf est constitué par des formations géologiques du Jurassique
présentant de nombreuses similitudes avec les formations de la chaîne calcaire qui se trouvent en continuité géographique (Fig.I.2).
I.1.2. Domaine des flyschs :
Deux grands types de flyschs gréseux ont été défini : le flysch maurétanien (Gélard, 1969) et le flysch massylien (Raoult, 1969).
I.1.2.1. Flysch maurétanien :
Il montre une série allant du Malm au Priabonien, il est représenté par des Radiolarites rouges du Malm, surmontée par des calcaires du Néocomien passant vers le haut à une puissante formation argilo-grèseuse. Cette série est datée par les étages du Barrémien à l’Albien (Bouillin, 1977). La série se poursuit par des calcaires au sommet d’âge Crétacé supérieur qui se termine par un ensemble complexe de marnes, de calcaires microbréchiques sableux et de conglomérats datés du Turonien au Priabonien inférieur (Bouillin, 1977).
I.1.2.2. Flysch massylien :
Il est représenté par une alternance de pélites et de grès d’âge Crétacé inférieur, surmontée par des niveaux de phtanites du Cénomanien. Au sommet de la série on y rencontre un ensemble marno-microbréchique sableux d’âge Crétacé supérieur.
Les formations de flyschs affleurent au Sidi Marouf. Elles sont représentées en contact anormal avec les séries crétacées telliennes. Elles sont absentes dans la région de Boukhadra (Fig. I.1)
I.1.3. Domaine des nappes externe I.1.3.1 Les séries telliennes :
Ce sont des séries épaisses à dominante marneuse et elles sont issues du sillon tellien.
Selon les caractéristiques des dépôts de ce sillon, il a été subdivisé (Wildi, 1983) du Nord au Sud en trois séries :
- Les séries ultratelliènnes ;
- Les séries du Centralotellien ou tellien au sens strict (ss) ; - Les séries pénitelliennes ;
Sidi Marouf
Légende
Fig.II.1 : Situation géologique des massif de Sidi Marouf et de Boukhadra. Carte géologique d’après J.M.Vila (1980)
I.1.3.1.1. Les séries ultra telliennes :
Largement développées à l’Est, ces séries comportent au Lias des dolomies puis des calcaires à silex ; le Malm montre des calcaires fins et de minces radiolarites verdâtres. Le Néocomien Barrémien se présente sous forme de marno-calcaires à Ammonites pyriteuses, il est discordant sur le Malm. L’Albo-Aptien et le Cénomanien, réduits ou absents sous un Sénonien discordant et transgressif, marneux à niveaux conglomératiques. Il est souvent rencontré sous forme de klippes sédimentaires. La série se termine par un Eocène marneux ou argileux.
Les séries ultra telliennes sont généralement caractérisées par des faciès à couleur claire.
I .1.3.1.2. Les séries centralotelliennes ou tellien au sens strict :
La région de Sidi Marouf appartient à cette subdivision paléogéographique. Les formations de ce domaine affleurent au nord du massif de Mcid Aïcha et le long de l’Oued El- Kebir (Sud d’El Milia) (Lahondère, 1989). Ces formations sont caractérisées par un Paléocène marneux, des calcaires gris à noirs à silex d’âge Eocène inférieur et des marnes à boules jaunes d’âge Lutétien.
I.1.3.1.3. Les séries pénitelliennes :
C’est l’éspace paléogéographique situé entre les séries néritiques franches à sédimentation calcaire continue jusqu’au Sénonien supérieur (Rocher de Constantine), et les formations issues du domaine tellien au sens strict à dominante marneuse (Vila, 1980). Elles se caractérisent par un Jurassique et un Crétacé inférieur plus ou moins carbonatés d’où leur affinité avec les séries néritiques. A partir du Crétacé moyen la sédimentation passe à des formations à prédominante marneuses, ce ci leur donne un cachet plus tellien.
I.1.4. Les séries stratigraphiques postérieures à la phase éocène : I.1.4.1. Le ummulitique II :
Ce sont des formations gréso-micacées, d’âge Priabonien à Oligocène supérieur qui constituent la couverture des séries de la chaîne calcaire et des flyschs maurétaniens (Bouillin, 1977).
I.1.4.2. L’Oligo-Miocène Kabyle (O.M.K) :
L’Oligo-Miocène Kabyle constitue la couverture transgressive et discordante du socle kabyle, il comporte des grès micacés, admettant des conglomérats à leur base et des silexites à
leur sommet. Il débute à l’Oligocène supérieur et est surmonté par des olistostromes à débris de flyschs d’âge Aquitanien et Burdigalien inférieur.
I.1.4.3. Le umidien :
Il est constitué par une trilogie de faciès qui sont de bas en haut (Vila, 1980) :
- Des argiles varicolores (argiles sous Numidiennes) à Tubotomaculum (Oligocène supérieur) ;
- Puis des grès épais en gros bans à quartz bien roulés ;
- Enfin des formations supra numidiennes, marneuses, admettant des silexites, qui atteignent le Burdigalien ;
I.1.5. Domaine autochtone de l’Atlas saharien :
En Algérie orientale, ce domaine se caractérise par une sédimentation mésozoïque épaisse marneuse à dominante pélagique, il se positionne dans le prolongement de l’atlas tunisien. Il est constitué en Algérie d’Ouest en Est par les monts du Hodna, de Bellezma, des Aurès et les monts du Mellègue.
Le Boukhadra fait partie des monts du Mellegue. Il est caractérisé par de puissantes séries sédimentaires du Mésozoïque dont les plus anciennes formations à l’affleurement sont d’âge triasique. Le Trias consiste en un complexe de marnes ou d’argiles bariolées gypsifères emballant des blocs rocheux divers, dolomies grises, noires à grains fins, le plus souvent en brèches, cargneules jaunâtres, grès verdâtres un peu micacés. Le Jurassique est absent à l’affleurement dans la région des monts du Mellegue. Le Barrémien est constitué par des marnes grises ou gris-jaunes, d’une épaisseur de 200m, avec quelques lits calcaires au sommet (Dubourdieu, 1956). Le Crétacé inférieur est caractérisé par ses énormes masses de calcaires de l’Aptien (datés de l’Albien inférieur dans les travaux de Nedjari (1984)) qui est, le plus souvent, porteur des minéralisations au Djebel Boukhadra. L’Albien est essentiellement marneux. Le Vraconien est caractérisé par des formations argilo-marneuses avec de minces intercalations de calcaires argileux. Il se trouve, à Slata (Tunisie), en position transgressive sur l’Aptien (Smati, 1986), il débute par une barre carbonatée qui devient par la suite marneux. Cette barre carbonatée a été datée récemment, à Boujaber, par Vila et al.
(1993) de l’Albien supérieur.
Le Crétacé supérieur est constitué par des marnes très argileuses, des calcaires crayeux et des marnes jaunes à intercalations de calcaires. Le Miocène comporte des conglomérats alternant
de couleur blanche vers le sommet. Les formations du Quaternaire sont essentiellement continentales, cailloutis et poudingues, éboulis et de brèche de pente, terrasses alluviales et limons.
I.1.6. Le magmatisme miocène :
La région de Sidi Marouf est caractérisée par un magmatisme miocène qui pourrait être d’origine crustale de BP et HT, où se développent des microgranodiorites, des microgranites des ignimbrites aux environs d’El-Milia et Collo. Ce magmatisme est de type calco-alcalin (Semroud, 1970 ; Semroud et Fabries, 1976 ; Semroud et al., 1992 ; Boullin, 1983 ; Ouabadi, 1987, 1994, in Chadi, 2004). Il apparaît également au Djebel Filfila, au Beni Touffoute et au Cap Bougaroune.
Les datations radiochronologiques effectuées sur les granites miocènes de la Petite Kabylie ont donné les âges de mise en place suivants :
Tab. I.1 : Datations radiochronologiques des granites miocènes de la Petite Kabylie (in Ouabadi, 2000).
Dans la région de Boukhadra, les seules et rares manifestations magmatiques sont représentées par les ophites que contiennent les formations évaporitiques du Trias. Ces ophites sont également présents dans le Trias de la région de Sidi Marouf.
Filfila El-Milia Collo
Beni Touffoute Bougarounne
15.3Ma+/-1Ma 16.2Ma+/-0.8Ma 15.8Ma+/-0.4Ma 15.8Ma+/-0.9Ma 15.4Ma+/-0.8Ma 16.4Ma+/-0.3Ma 15.6Ma+/-0.5Ma
Bellon, 1976 Bellon, 1976
Penven et Zimmermann, 1986
Penven et Zimmermann, 1986 Penven et Zimmermann, 1986
I.2- Principales phases tectoniques post Eocène :
La configuration structurale actuelle du Nord-Est algérien a laissé apparaître les traces de plusieurs phases tectoniques du cycle alpin. D’après la littérature géologique, les importants phénomènes tectoniques qui sont à l’origine de ce dispositif structural actuel sont :
I.2.1- La phase atlasique (Eocène) :
Cette phase d’âge Priabonien (Vila, 1980) à caractère tangentiel et à vergence Sud, est responsable de la création des nappes de charriage et des chevauchements de la chaîne tellienne, ainsi que des plissements NE SW du domaine autochtone externe (Fig. I.3).
I.2.2- La phase burdigalienne :
Cette phase distensive, à mouvements essentiellement verticaux et horizontaux à vergence nord, est responsable des déformations suivante :
1- Le bombement de l’aplomb de la Kabylie méridionale.
2- La mise en place des complexes volcano-plutoniques (Bouillin, 1977) ; in Chadi, 2004).
I.2.3- La phase fini miocène :
Cette phase à caractère tangentiel et vergence Sud (Vila, 1980) est à l’origine des structures en nappes des unités suivantes :
1- Nappe tellienne.
2- Ensemble allochtone Sud Sétifien.
3- Nappe néritique constantinoise et les unités allochtones orientales du Sud sétifien.
Cette phase a également eu des incidences sur la structuration de l’avant pays autochtone et l’accentuation de l’édifice structural hérité de la phase burdigalienne.
I.2.4- La phase néo-tectonique post-tortoniènne :
Cette phase s’est manifestée essentiellement par un style tectonique cassant, accompagné localement par des déformations plicatives et des décrochements (Vila, 1980)
Boukhadra Sidi Marouf
Axe anticlinal Axe synclinal
Deuxième chapitre
Contexte géologique et minéralisations du
massif de Sidi Marouf
DEUXIEME CHAPITRE
COTEXTE GEOLOGIQUE ET MIERALISATIOS DU MASSIF DE SIDI MAROUF
II.1- Géologie succincte :
II.1.1- Les formations du Socle Kabyle :
Les formations cristallophylliennes du socle kabyle, affleurent au Nord Ouest (Djebel Ta Fertas) et au Nord Est du massif de Sidi Marouf (Djebel Moule ed Demamene).
Au Nord Ouest, elles sont représentées essentiellement de bas en haut par les unités suivantes :(Fig.II.1 A, B)
- gneïs oeillés ;
- des micaschistes qui présentent des lentilles calcaires ; - Tourmalinites ;
Au Nord Est, elles sont constituées par des schistes satinés et calcschistes à séricite (Durand Delga, 1955 ; Bouillin, 1977).
II.2- Le Trias :
Le complexe triasique se montre, dans la région de Sidi Marouf, identique à ce qu’il est dans la majeure partie de l’Algérie. Il comporte trois sortes de constituants :
- des dépôts sédimentaires, qui en sont les éléments fondamentaux (essentiellement schisto-gréseux).
- des lambeaux arrachés à d’autres formations, plus ou moins bien datées.
- des roches éruptives basiques, les « ophites ».
Selon les travaux de Durand Delga (1955), le complexe triasique est constitué principalement par :
Des argilites et marnes bariolées de vives colorations, vertes, rouges, rosées, jaunâtres…. Ces formations bariolées constituent la plus grande partie du complexe triasique.
Elles contiennent, le plus souvent, des niveaux finement détritiques, sous forme de grès tendres à ciment calcareux et parfois on rencontre aussi de véritables microconglomérats polygéniques, à galets plus ou moins roulés.
Le gypse est aussi un élément essentiel du « complexe triasique ». De couleur blanche, beaucoup plus rarement rosée, le gypse triasique a un aspect compact et un grain saccharoïde.
Le sel gemme, à la différence de la répartition quasi-générale du gypse, n’est pas connu en affleurements. Le sel existe en profondeur, comme en témoignent des sources salées (Durand Delga, 1955), dont la plupart sont en rapport évident avec les affleurements triasiques.
Les dolomies se présentent en amas de dimensions très variables au milieu du
« complexe triasique ». Certaines sont noires : ces roches, très caractéristiques du Trias, possèdent souvent un litage net. D’autres sont grises, jaunâtres ou brunes : en général compactes, elles sont parfois difficile à distinguer de certains calcaires dolomitisés du Lias.
Dans la région de Sidi Marouf, le Trias se présente sous forme d’une bande schisto- gréseuse qui sépare au N le Lias du Sidi Marouf, des marnes sénoniennes. Du Bordj du Marouf jusque vers la Mat Dardja, cette bande se présente par des couches qui en sont litées, verticales, contre les calcaires dolomitiques du Lias inférieur, eux même verticaux. Il s’agit de schistes et de grès vert, rouges ou grisâtres (Fig.II.2).
Dans l’écaille des Kefs, située au NE du Marouf, le Trias offre, selon les points, les trois faciès principaux : complexe gypsifère, calcaires, série schisto-gréseuse. A l’W, près de Bou- Kabail, sous le Lias dolomitique se placent des grès blancs sableux à intercalations plus tendres, bariolées, et parfois aussi des grès rougeâtres.
Dj. Ta Fortas
Mat Tamekret
Sidi Marouf DOUAR OULED YAHIA
DOUAR OULED ASKEUR
B1
B2
B1 B2
Moule d Demamene
Fig. II .1 : Situation géologique du massif de Sidi Marouf
II.3- Le Jurassique :
Les principaux affleurements du Jurassique sont représentés par ceux du Moule ed Demamène, Sidi-Marouf, Mcid Aïcha et Kef Dardja (Fig. II.3). La lithologie des formations jurassiques est essentiellement carbonatée.
II. 3.1- Le Lias :
A Sidi Marouf, les formations liasiques constituent les crêtes les plus hautes. En général ce sont des faciès calcareux et peu dolomitiques vers la base. Partout où le Lias a percé la couverture crétacée, il est bien représenté du point de vue stratigraphique.
a- Infralias (Rhétien) : de 30 à 50 m d’épaisseur. Il a été localisé seulement dans les secteurs et aux alentours du massif de Sidi Marouf (Durand Delga, 1955). Il est constitué par des argilites noires séparant des lits calcaires et par des calcaires noduleux durs en petits bancs, des cargneules dans des schistes calcarrifères à patine brun-jaune ou noirâtre, en très minces couches. Ces couches sont redressées vers la verticale. Vers la partie supérieure se développent les calcaires dolomitiques avec une patine grise, gris noir à la base, blanchâtre vers le haut.
b- Héttangien-Sinémurien : de 75 m d’épaisseur moyenne à Sidi Marouf, ils sont constitués par des calcaires dolomitiques et dolomies en bancs grisâtres ou peu bleutés, avec une patine blanchâtre. Les calcaires dolomitiques et dolomitisés de l’Héttangien-Sinémurien sont hôtes pour plusieurs amas, apophyses, filons et nids de minerai de fer (SONAREM, 1974).
c- Lotharingien : L’épaisseur moyenne est de l’ordre de 125m à Sidi Marouf, il est constitué par des calcaires grisâtres jaunâtres avec une patine blanche souvent lités. Les bancs ont une épaisseur de 0.5-2m. Il possède aussi des calcaires finement oolithiques ou à grosses oolithes, mais qui sont souvent des fausses oolithes dans un ciment calcaire finement cristalisé. Ces calcaires subissent parfois un début de dolomitisation au niveau du ciment qui ne pénètre que très peu dans les oolithes.
d- Le Pliensbachien : d’épaisseur moyenne de 140 m, il est en continuité de sédimentation sur le Lotharingien. Il est formé par des calcaires grisâtres ou rougeâtres en bancs faiblement lités à Sidi Marouf. Généralement des nodules de silice qui sortent en relief, se trouvent sur les limites des bancs et dans des affleurements.
Le Lotharingien et le Pliensbachien sont les étages porteurs des minéralisations, ils feront l’objet, d’une caractérisation pétrographique détaillée.
e- Le Domérien : De 50 m d’épaisseur moyenne à Sidi Marouf, il est constitué par des alternances de calcaires gris-noir finement lités, où apparaissent des silex noirs (ébauchant des bancs ou en rognons isolés), et de calcaires durs à cassure claire.
f- Le Toarcien : De 20 m d’épaisseur, le Toarcien est constitué par des niveaux détritiques, schisteux, souvent pauvres en calcaire : argilites gréseuses verdâtres ou noirâtres… des lits microconglomératiques s’intercalent parfoit vers leur base.
II.1.3.2- Le Dogger :
Au Sidi Marouf, la série du Dogger, de 200 m d’épaisseur, est constituée par des marno- calcaires bien lités, avec intercalations marneuses (Fig. II.4). Cette série comprend un faciès assez constant : de petits bancs marno-calcaires, assez durs, épais de 10 à 20cm en moyenne, à patine jaunâtre mais à cassure grise, alternent avec des lits plus marneux.
II.1.3.3- Le Malm :
Le Malm débute par des bancs de calcaires à silex. Ces silex se différencient de ceux du Lias par leur teinte claire, en général blonde, exceptionnellement noirâtre. Ils forment des lits parallèles à la stratification, alors que, dans le Lias, il s’agit plutôt de rognons. Les bancs calcaires du Malm inférieur et moyen, toujours de patine claire et de cassure gris clair, deviennent de plus en plus épais, jusqu’à former, en haut de la série, de grandes dalles. Les délits marneux se raréfient eux aussi de plus en plus.
Le Kiméridgien est constitué de grosses barres de calcaires compacts, de cassure et de patine grise. Ces calcaires possèdent une nature lithologique assez constante, il s’agit de niveaux franchement oolithiques : les oolithes passent d’ailleurs à des pseudoolithes.
L’épaisseur de cette série calcaire décroît de l’W vers l’E du Sidi Marouf.
Le Tithonique constitue un talus très incliné, formé d’assises tendres, puissante de 100 à 300 m (Fig. II.4), avec de brusques changements latéraux de faciès. Le Tithonique débute par une dizaine de mètres de calcaires en bancs épais 20 à 40 cm, à silex blonds. Y font suite des lits de calcaires durs à grain fin, de couleur crème, grisâtre ou verdâtre avec cordons siliceux clairs. Des passées schisteuses vertes et lie-de-vin alternent avec ces calcaires. Au dessus de ces couches, un banc dur ayant l’aspect d’un fin conglomérat.
Fig. II.4 : Colonne lithostratigraphique des formations affleurantes au Sidi Marouf établie à partir des descriptions de M. Durand Délga, 1955.
De 50 m d’épaisseur moyenne à Sidi Marouf, il est constitué par des alternances de calcaires gris-noir finement lités, où apparaissent des silex noirs (ébauchant des bancs ou en rognons isolés), et de calcaires durs à cassure claire.
II.1.4- Le Crétacé :
Il est constitué par deux faciès :
Le Crétacé type tellien : Il est marneux, marno-calcaireux dans le Crétacé inférieur et aussi dans le Crétacé supérieur.
Le Crétacé inférieur à moyen est constitué par une série marneuse et marno- calcaire.
(Fig. II.3).
Le Crétacé supérieur est constitué par des marnes noires du Sénonien, ces marnes sont littéralement bourrées de débris jurassiques. Le Crétacé supérieur affleure à l’E du Djebel Sidi Marouf où il est directement en contact avec les Flyschs schisto-gréseux du Crétacé inférieur- moyen (Fig. II.3).
Le Crétacé type flysch : Il affleure au N du Kef Dardja, à Tissimiran et au N du Sidi Marouf où il constitue le matériel d’une petite écaille (écaille des Kefs) coincée à la bordure méridionale du cristallophyllien (Durand Delga,1955 ; Bouillin, 1979).
D’âge Crétacé inférieur à moyen, ces formations recèlent des flyschs gris typiques, à nombreuses intercalations gréseuses et niveau de phtanites, des bancs lenticulaires de calcaire gris-rosé à patine jaune, avec lits de micropoudingues calcareux roses, ces flyschs sont parfois violacés ou verdâtres. L’épaisseur de ces formations varie entre 150 à 400 m.
II.1.5- L’Eocène :
Les formations de l’Eocène affleurent plus loin au S de Sidi Marouf, au N et à l’E du M’cid Aïcha.
L’extrême base de l’Eocène revêt la forme de marnes à nodules jaunes, qui paraissent parfois reposer en légère discordance sur les marnes sénoniennes (Fig. II.1).
Des calcaires à patine blanche, avec souvent des silex noirs, surmontent en parfaite continuité les marnes précédentes. Il s’agit du classique faciès « suessonien » des calcaires à Globigérines, datés ailleurs de l’Yprésien et du Lutétien inférieur. Le Lutétien plus élevé est constitué par des marnes noires identiques à celles de l’Eocène basal.
II.1.6- L’Oligocène :
Les formations oligocènes affleurent au N et au S de Sidi Marouf. Elles sont constituées par une épaisse série, surtout argileuse et gréseuse, reposant en discordance majeure sur les terrains les plus variés (Paléozoïques au N, Mésozoïques et Eocène au S).
Les formations du Néogène sont absentes à Sidi Marouf, elles affleurent aux environs d’El Milia et la bordure N du bassin de Constantine.
Les formations du Quaternaire sont constituées par des éboulis et des Alluvions.
II.2- Le cadre tectonique du massif de Sidi Marouf : II.2.1- Position tectonique particulière :
Le massif de Sidi Marouf jalonne le contact frontal majeur (CFM). Ce CFM est affecté par des complications qui ont induit une tectonique d’écaillage des séries telliennes et de flyschs (Fig. II.5).
Le massif ancien de Petite Kabylie est charié vers le S sur les terrains mésozoïques sur une flèche d’une trentaine de Km (Fig. II.6). Le matériel métamorphique revêt l’allure d’un grand anticlinal couché vers le S (Durand Delga, 1955). Son noyau gneissique est parfois décollé de son enveloppe de micaschiste, dans le flanc inverse du pli et a glissé sur la masse plastique du Flysch crétacé (Durand Delga, 1955).
Au NW du Sidi Marouf, M. Durand Delga (1955) a signalé qu’une complication supplémentaire surgit. Le Flysch de l’écaille supérieure (écaille de Decheret Berkane) dessine en effet un profond mais étroit rentrant vers le N, au milieu du Cristallophyllien de la Mat Tamekrat. La Figure II.8 montre diverses coupes de cette curieuse demi– fenêtre, qui témoigne des irrégularités de la surface de base du Cristallophyllien chevauchant.
M. Durand Delga (1955) a appelé « écailles inférieures du Moule ed Demamène » un ensemble d’unités situées sous l’écaille des Achaiches dont il a distingué trois écailles principales soit structuralement de haut en bas : écaille du Dra el Kasba, l’écaille de Tissimiran et l’écaille des Kefs.
Les écailles des Kefs et de Tissimiran sont constituées par des noyaux calcaires à matériel jurassique- crétacé inférieur, enveloppés par des Flyschs d’âge albo- aptien à sénonien. Les limites des écailles sont difficiles à définir au niveau des flyschs (Bouillin, 1977), ce qui avait conduit M. Durand Delga à la notion d’une tectonique d’écaillage intercutané des masses calcaires au sein des Flyschs plus plastiques.
Bouillin (1977) a gardé la conception de cette écaillage de Durand Delga (1955) mais avec des modifications sur la stratigraphie et la structure des unités inférieures du Moule ed Demamène ; celles-ci, pour lui, ne résulteraient pas du découpage d’un domaine paléogéographique et d’une série stratigraphique unique, mais du débitage en écaille à valeur secondaire d’un dispositif structural antérieur, déjà complexe, constitué par la superposition de nappes de flyschs à un ensemble paléogéographiquement plus externe et de faciès tellien :
