Contribution À L'étude Géologique Et Gîtologique Des Minéralisations De

N° d’ordre: 04/2006-M/S.T

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE MINISTERE DE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEUR ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE

UNIVERSITE DES SCIENCES ET DE LA TECHNOLOGIE H. BOUMEDIENE FACULTE DES SCIENCES DE LA TERRE, DE GEOPHYSIQUE ET DE L’AMENAGEMENT DU TERRITOIRE FSTGAT

MEMOIRE

Présenté en vue de l’obtention du diplôme de MAGISTER En: SCIENCES DE LA TERRE Option : Géologie Minière

Par

Brahim MERDAS

Contribution à l’étude géol ogique et gîtologique

des minéralisations de la région de Hammam N’bails (Nord Est algérien)

Soutenu le : 02 / 03 / 2006 devant le jury composé de:

Mr. O. KOLLI Professeur à l’USTHB Président Mr. A. BOUTALEB Maître de Conférences à l’USTHB Directeur de thèse Mr. D.E. AISSA Professeur à l’USTHB Examinateur Mr. A. CHOUABBI Maître de Conférences -Univ Annaba Examinateur Mr. A. AFALFIZ Chargé de Cours à l’USTHB Examinateur

Avant propos

Ce travail n’aurait certainement jamais vu le jour sans la précieuse contribution de nombreuses personnes auxquelles je tiens à exprimer ici ma profonde gratitude.

Tout d’abord, je voudrais exprimer ma profonde gratitude et ma reconnaissance à mon directeur de thèse Mr Boutaleb Abdelhak, qui a proposé ce sujet et a bien voulu suivre le travail jusqu’à sa finalisation, avec qui j’ai pu bénéficier de ces connaissance en métallogénie du plomb-zinc, dont il m’a initié, et des précieux connaissances, orientations et conseils durant tout le déroulement de mes travaux. Je le remercie vivement et je le prie de croire à ma profonde reconnaissance.

Mr le professeur O. Kolli me fait l’honneur de présider le jury, je le remercie vivement pour ses précieux conseils et son entière disponibilité, je le prie de bien vouloir trouver ici l’assurance de mon profond respect.

Je voudrais exprimer toute ma gratitude au professeur D.E. Aissa auquel je dois beaucoup de respect, pour son aide quotidienne, ces précieux conseils et de m’avoir fait l’honneur de faire partie du jury. Qu’il trouve ici ma profonde reconnaissance.

Je tient à remercier Mr A. Chouabbi pour son concours efficace et ses aides précieuses, il me fait l’honneur de siéger parmi les membres du jury.

Je remercie également Mr A. Afalfiz d’avoir accepter de lire et juger ce travail, c’est un grand plaisir que de le retrouver parmi les membres de mon jury de thèse.

Mes remerciements vont également à Mr Ait Ouali R, pour ses précieux conseils, à Mr Bounif pour son aide précieuse, à Mr Berguig M.C pour ses encouragements et son soutien moral.

Au cours de mes travaux j’ai eu recours aux conseils et services de Mr Benali, Mr Drareni, Mr Haddoum, Mr Ouabadi, Mr Kesraoui, Mr Chaalal, Mr Haouchine et Mme Bouchareb Haouchine, je leurs présente ici tout mes remerciements.

Je suis heureux de témoigner ma reconnaissance à Mr Laouar, Mr Mezghache, Mr Tlili, Mr Toubal, Mr Kouadria et Mr Bouabsa pour leurs encouragements et aides qu’ils me rendirent.

Je tient à exprimer mes sincères reconnaissances et vifs remerciements au personnel de l’ORGM, en particulier Mr Aoune. N, Melle Ould Cheikh. Z, Mme Sediki, Mr Tami, sans oublier Mohamed et Mr Cherif. R du service documentation pour tout les facilités qu’ils m’ont accordé. Je tient à exprimer aussi ma sympathie pour Mr Briedj, Mme Djebouri, Mr Abed, Mr Mouloud, Mr Cherigui, Mr Zeghouane, T. Achour et tout le personnel de la bibliothèque de l’ONIG à Alger. J’exprime aussi ma reconnaissance à Mme Belhadj, (CRD Sonatrach), F. Dahoumene (CRAAG).

Mes remerciements s'adressent également à tout le personnel de la FSTGAT en particulier Mr Kaci H, Mr Bailiche A et Mr Hadoun N pour leur encouragements et tout l’aide qu’ils m’ont apporté.

J’associe à ces remerciements mes collègue de la promo: L. Sami, A. Hamis, H Benramdhane, O. Haddouche, D. Mazari et N. Hadjmohamed. Je remercie également mes collègues L. Attoucheikh, N. Guessoum, I. Chaouche, L. Sahri, F. Oulebsir, et mon ami N Doghmani pour l’aide précieuse et l’ambiance agréable que j’ai toujours trouvées auprès d’eux.

Ma gratitude va également à mon ami R. Benrabaa pour sa grande générosité et gentillesse et son entière disponibilité. Mes ami de Bouchegouf m’ont toujours soutenu et encouragé pour mettre à terme ce travail, je leur suis très reconnaissant, qu’ils trouvent ici mes sincères remerciements.

Je suis heureux de témoigner ma reconnaissance à tout les membres de la famille de mon oncle Tarfa Mohamed à Larbaa pour leur chaleureux accueil et leur générosité pendant tout le séjour que j’ai passé à Alger, je remercie également la famille Chettabi à Alger, avec eux j’ai passé des moments agréables et je me suis toujours senti chez moi.

Ce travail n’aurait certainement pas vu le jours sans l’aide et le soutien de nombreuses personnes que je risque d’oublier de mettre leurs nom ici, j’exprime à tous ma sincère reconnaissance qui j’espère portera ses fruits au fil des ans.

Je dédie ce travail à ma famille, qui a su toujours me soutenir dans les moments les plus difficiles A ma très chère mère, mon cher père, mes frères et sœurs et leurs enfants.

SOMMAIRE

CHAPITRE I. GENERALITES I / Introduction ………………………………………………………………………... 1 I.1. Cadre géographique ………………………………………………………………. 2 I.2. Aperçu géologique ………………………………………………………………. 4 I.2.1. Le domaine interne ……………………………………………………………... 4 I.2.2. Le domaine des flyschs…………………………………………………….…… 5 I.2.3. Le domaine externe (domaine des nappes)……………………………………... 5 I.2.4. L’avant pays allochtone ou para autochtone …………………………………… 5 I.2.5. L’ensemble stratigraphique post-Priabonien……………………………………. 6 I.2.6. Les bassins "post-nappes"………………………………………………………. 6 I.2.7. Le magmatisme néogène ……………………………………………………….. 6 I.3. Historique des travaux antérieurs…………………………………………………. 7 CHAP II. CADRE DEOLOGIQUE DE LA REGION DE HAMMAM N’BAILS II.1. lithstratigraphie…………………………………………………………….……... 8 II.1.1. Trias……………………………………………………………………….……. 8 II.1.2. Jurassique……………………………………………………………………… 11 II.1.3 Crétacé ……………………………………………………………………..……. 12 A. Le néritique constantinois…………………………….……………………..……… 12 B. Ecailles des Sellaoua………………………………………………………………... 12 c. les séries ultratelliennes……………………………………………………….…….. 16 II.1.4. Paléogène………………………………………………………………………. 16 II.1.5. le Numidien ……………………………………………………………………. 18 II.1.6. Néogène………………………………………………………………………… 19 II.2. Tectonique………………………………………………………………………... 21 II.2.1 Les ensembles structuraux……………………………………………….……… 21 A. Les Sellaoua ………………………………………………………………………... 21 B. les nappes telliennes………………………………………………………………... 22 C. la nappe numidienne ……………………………………………………………….. 22 II.2.2. Comportement tectonique des formation triasiques.…………………………… 22 II.2.3. les fossés d’effondrement……………………………………………….……... 24 II.2.4. les accidents transversaux ……………………………………………………... 25 II.2.5. la néotectonique………………………………………………………….…….. 26 II.3. Evolution géodynamique………………………………………………………… 27 CHAPIT III. GEOLOGIE DU BASSIN D’EFFONCREMENT DE H. N’BAILS III.1. Généralités………………………………………………………………………. 29 III.2. Description du bassin d’effondrement…………………………………………... 29 III.3. La série stratigraphique…………………………………………………………. 31 III.4. Etude structurale………………………………………………….……………... 38 III.5. Les phases tectoniques majeures qui ont marqué la région……………………... 42 III.6. Cadre sismotectonique de la région……………………………………………... 43 CHAPITRE IV. GITOLOGIE ET CARACTERISATION GEOCHIMIQUE DES MINERALISATIONS

IV.1. Cadre métallogénique régional………………………………………………….. 45 IV.2. L es gîtes a antimoine plomb et zinc de la région de Hammam N’bails……… 48

IV.2.1 Le gîte de Ain Safra……………………………………………………………. 48 IV.2.2. Le gîte de Ain Achour (Pb, As)………………………………………………. 49 IV.2.3. Le gite de Koudiet Djedada…………………………………………………… 49 IV.2.4. L’indice de Dj Heimel………………………………………………………… 50 IV.3. Gisement de Hammam N’bails……………………………………..…………… 51 IV.3.1. Les corps minéralisés et leur Morphologie ..………………………….……… 51 IV.3.2 Les textures……………………………………………………………………. 53 IV.3.3. Minéralogie du gisement……………………………………………………… 55 IV.3.3.1. L es minéraux de gangue……………………………………………………. 55 A. La calcite …………………………………………………………………….……... 55 B. La dolomite………………………………………………………………….……… 57 C. La fluorite…………………………………………………………………….……... 60 D. La barytine………………………………………………………………….………. 60 E. Le quartz…………………………………………………………………….……… 60 F. La sidérite………………………………………………….…………..…………… 60 G. L’argilitisation……………………………….………………………..…….……… 61 H. La silicification……………………………………………………………………. 61 IV.3.3.2 Les minéraux utiles…………………………………………………………... 62 A. La nadorite…………………………………………………………………………. 62 B. La flajolotite………………………………………………………………………... 63 C. La galène…………………………………………………………………………… 64 D. Sphalérite…………………………………………………………………………... 66 E. Schalenblende………………………………………………………………………. 66 F. Pyrite………………………………………………………………………………... 67 G. Marcassite………………………………………………………………………….. 67 H. Chalcopyrite………………………………………………………………………... 67 I. Stibine……………………………………………………………………………….. 68 J. L’Or…………………………………………………………………………………. 68 IV.3.3.3. les minéraux secondaires…………………………………………………… 68 a. Cérusite……………………………………………………………………………... 68 b. Smithsonite…………………………………………………………………………. 68 IV.3.3.4. Les oxydes de fer……………………………………………………………. 68 IV.3. Caractérisation géochimique des minéralisations et des fluides………………... 71 IV.4. discussions et conclusions………………………………………………………. 75 IV.4.1. Les altérations hydrothermales………………………………………………... 75 IV.4.2. Modes de dépôts des minéralisations…………………………………………. 75 CHAPITRE V. CONCLUSION GENERALE V.1. Conclusion générale…………………………………………………….………. 78 V.2. Discussions V.2.1. Thermalisme, accidents majeurs et minéralisations 80 V.2..2. comparaisons avec quelques gisements épithermaux à Or (Sb, As)…….…….. 87 BIBLIOGRAPHIE……………………………………………………………………. 90

Liste des figures

Fig. 1. Localisation géographique du secteur d’étude avec répartition des gîtes métallifères Fig. 2. Schéma structural des Maghrébides (d’après M.Durand-Delga et J. M. Fontboté, 1980) Fig. 3. Conglomérat à brèche emballé dans les argiles du Trias. Fig. 4. Eléments de dolomies perforés typique du jurassique dans une brèche du Trias. Fig. 5. Carte schématique des affleurements du Trias et jurassique dans les limites du bassin de Hammam N’bails. Fig. 6. Le Jurassique de la mine de Ain Achour (d’après Chouabbi, 1987) Fig.7 . Carte géologique et structurale de la région de Hammam N’bails SE de Guelma, d’après A Chouabbi, 1987 Fig. 8. Corrélation des séries crétacées des Sellaoua d’après Chouabbi, 1987 Fig. 9 . carte des affleurements des unités telliennes à matériel éocène aux alentours du bassin de Hammam N’bails d’après Vila (1980) Fig. 10. Corrélation des séries telliennes médians d’après Chouabbi, (1987) Fig. 11. Carte d’affleurements du Mio-Pliocène continental dans le Nord Est algérien (d’après Vila, 1980) Fig. 12. Le Trias chevauche le néogène au niveau de la limite nord occidentale du bassin Fig. 13. Carte structurale du Nord Est algérien- zone des diapirs dressée à partir des levés aéromagnétiques (d’après Haddouche, 2003) Fig. 14. Carte tectonique de l’Atlas tellien oriental et les effets de la néotectonique (d’après Meghraoui, 1988 ; Harbi et al, 1999) Fig. 15. Esquisse structurale et géologique du bassin de Hammam N’bails d’après Vila, 1980 modifiée Fig. 16. Les conglomérats polygéniques à éléments jurassiques de la base du bassin de Hammam N’bails Fig. 17. Vue panoramique des argiles marneuses du bassins de Hammam N’bails montrant un ravinement intense qui a abouti à une morphologie de bad land Fig. 18. Calcaire micritique à structure caverneuse remplie de calcite (Ca) et oxydes de fer (Ox) Lame mince, LPN. G. X 10 Fig. 19. Calcaire détritique à texture mudstone à wackstone Lame mince, LPN. G. X 10 Fig. 20. Photos illustrant deux générations de gypses GI (gypse stratiforme, GII (veinule de gypse remanié) dans les argiles noires du niveau supérieur Fig. 21. Log stratigraphique de la mégaséquence fluviatile du bassin néogène de Hammam N’bails Fig. 22. Carte géologique de la région de Hammam N’bails d’après SONAREM, 1971, complétée Fig. 23. Coupe à travers le bassin d’après SONAREM, 1971 Fig. 24. Les calcaires lacustres affectés par la tectonique souple et cassante fig. 25. Carte linéamentaire établie à partir de l’étude des photos aériennes Fig. 26. Rosace des linéaments de la région du bassin de Hammam N’bails

Fig. 27. Photos illustrant la mise en place des travertins en discordance sur les argiles du bassin et les fractures qui les affectent Fig. 28. Deux fractures métriques qui affectent les travertins Fig. 29. Carte de répartition des gîtes et indices d’antimoine dans le Nord Est algérien d’après Boutaleb et al, 2000 ; modifié Fig. 30. Le gîte de Ain Safra Fig. 31. Diffractogramme RX montrant l’assemblage minéral dans un échantillon du Trias prélevé au niveau du gîte oxydé de Ain Safra Fig. 32. Coupe faite à partir des résultats du sondage S1 réalisé sur le gîte de Koudiet Djedada (ORGM, 2004) Fig. 33. Carte schématique des corps de minerais du gisement de Hammam N’bails (d’après Toubal, 1984) Fig. 34. Morphologie de la minéralisation encaissée dans les calcaires lacustres Fig. 35. Texture massive avec association galène cérusite Fig. 36. Galène (Ga) en dissémination associée aux oxydes de fer (Ox Fer) Fig. 37. Galène (Ga) en dissémination associée aux oxydes de fer (Ox Fer) Fig. 38. Texture lamellaire de la nadorite Fig. 39. Texture pulvérulante des ocres d’antimoine Fig. 40. Calcite vacuolaire et en dents de chiens (Ca1) transformant un mudstone et associée parfois aux oxydes de fer Fig. 41. Calcitisation des rhomboèdres de dolomites Fig. 42. La calcite (Ca3) associée avec la nadorite et les oxydes de fer Fig. 43. Calcite xénomorphe (Ca4) associée à la nadorite en grandes plages (Nad2) en veinules dans les dolomites ferrifères Fig. 44. Dolomite porphyrique zonée (D1) associée Aux oxydes de fer lame mincex10 Fig. 45. Purification des dolomites par recristalisation Fig.46. Association de dolomite (D1), galène (Ga2) Et oxydes de fer qui cimentent les vides Fig. 47. Encapuchonnement de la galène (Ga2) et de la dolomite (D1) Fig.48. Phénomène de dédolomitisation (calcitisation) lame mince, LPA x10 fig. 49. Dolomites xénomorphe (D2) et galène (Ga3) en remplissage de veinule, postérieurs à la dolomite porphyrique (D1) et galène de remplacement (Ga2) lame mince, LPA x10 Fig. 50. Aspect collomorphe de la dolomite (aragonite probablement) lame mince, LPA x10 Fig. 51. Aspect de la barytine en remplissage géodique Fig. 52. Aspect de la barytine qui se développe à partir d’un ancien sulfate Fig. 53. Sidéritisation des dolomites Fig. 54. Les argiles de néoformation en remplissage de vides Fig. 55. Aspect microscopique de La silicification Fig. 56. Aspect veinulé de la nadorite Fig. 57. La nadorite en remplissage géodique Fig. 58. La nadorite sous forme de petits prismes, postérieure aux oxydes de fer et antérieure à la calcite

Fig. 59. Aspect microscopique de la nadorite veinulée en grandes plages postérieure à la calcite Fig. 60. La nadorite en baguettes fibroradiés altérée en flajolotite Fig.61.Aspect macroscopique de la Flajolotite qui se développe à partir de la nadorite fibreuse Fig. 62. Aspect terne de la flajolotite dans une veinule associée à la nadorite (NAD2) remplissage de veinule Fig. 63. Galène qui se développe sur un nucléus de thiosulfates Fig. 64. Association de galène fine et de galène à aspect collomorphe Fig. 65. Aspect microscopique de la Galène fine Fig. 66. La galène (Ga2) en remplacement de cristaux de dolomite Fig. 67. La galène de remplacement et de remplissage ne présentant pas les mêmes PR Fig. 68. La galène (Ga2) de remplacement Fig. 69. La galène (Ga3) en remplissage d’espaces ouverts Fig. 70. La sphalérite cogénétique de la galène (Ga2) Fig. 71. Aspect microscopique de La Schalenblende associée à la galène (Ga2) Fig. 72. La pyrite qui accompagne la galène Fig. 73. La marcassite en remplissage d’espaces ouverts Fig. 74. La chalcopyrite associée avec la galène Fig. 75. les oxydes de fer qui accompagnent tous les stades de dépôt de la minéralisation Fig. 76. Inclusions biphasées observées dans la nadorite Fig. 77. Diagramme Cl/Br versus Na/Br montrant la dissolution et la cristallisation de la halite(d’après Prochaska 2003) FIG. 78. Diagramme Cl/Br et Na/Br des inclusions fluides du gisement de Hammam N’bails Fig. 79. Carte de répartition des résurgences thermales de l’Algérie et Tunisie et définition des quatre bandes thermique, d’après Verdeil, 1985 Fig. 80. Carte du gradient géothermique d’après Kazi Tani, 1974 Fig. 81. Carte du gradient géothermique d’après Bouchareb Haouchine et al, 1993 Fig. 82. Carte de répartition des sources thermales et des gîtes minéraux d’antimoine et leur lien avec les accidents majeurs Fig. 83. Model proposé pour l’évolution géologique des environs de la mine Senator, d’après Bernasconi et al, 1980

Liste des tableaux

Tableau. 1. Succession paragénétique probable Tableau. 2. Caractéristiques géochimiques des eaux de la sources thermales de Hammam N’bails Tableau. 3. Résultats d’analyses chimiques des travertins et des eaux thermales Tableau. 4. Résultats des analyses isotopiques de quelques sources (d’après Rezig, 1991)

Résumé

Le bassin d’effondrement intramontagneux de Hammam N’bails (30km au Sud Est de Guelma) se localise dans la zone de jonction moyenne seybouse-Haute Medjerda (Atlas tellien oriental). La région du bassin représente un domaine où affleure la majorité des séries qui constituent le domaine externe de la chaîne des Maghrébides. Le Trias évaporitique, le Jurassique, la série des Sellaoua, les nappes telliennes, la nappe numidienne, le Miocène marin et les séries post nappes affleurent selon différents modes structuraux.

C’est un bassin typique intra tellien limité par des failles normales, marqué par sa forte subsidence, qui est attestée par une série très épaisse (1500m) de dépôts fluvio-lacutres moi plio quaternaires (galets, poudingues, conglomérats, argiles et marnes à gypse, calcaires lacustres, travertins et alluvions). La forte subsidence du bassin reflète la forte activité des accidents qui le limitent et qui sont qualifié d’accidents de socle. Les fractures qui affectent l’épaisse série des travertins (et qui témoignent de l’intensité de l’activité thermale dans le bassin) indiquent le caractère sismotectonique de la région.

La région de Hammam N’bails recèle quatre gisements dont la majorité sont du type oxydé, ce sont les gîtes de koudiet Djedada, Ain Safra, Ain Achour et Hammam N’bails. Six corps minéralisé ont été décrits dans le gisement de Hammam N’bails et qui se présentent sous forme de lentilles, filons et couches pénéconcordantes. Les minéralisations polymétalliques à Zn, Sb, Pb, As de Hammam N’bails sont encaissées dans les calcaires lacustres mio pliocènes du bassin d’effondrement. Ces minéralisations sont considérées comme étant les plus jeunes du Nord Est algérien et sont caractérisées par la présence de phases minérales assez rares à travers le monde tels que la nadorite et flajolotite. Les accumulations minérales de Hammam N’bails sont épigénétiques. L’étude microscopique a permis de distinguer deux principales association, la première à sulfures et dolomite, la seconde est caractérisée par l’abondance de calcite comme gangue associée à la nadorite et aux oxydes de fer en remplissage d’espaces ouverts. Les fluides responsables de leur mise en place serait des fluides hyperchlorurés issues du bassin, mélangés avec des fluides d’origine profonde. La minéralisation épithermale de Hammam N’bails semble avoir un lien avec les eaux chaudes de la source qui émerge dans le bassin et à mettre en relation avec un champ géothermal qui caractérise tout le Nord Est algérien et qui a la région de Guelma comme centre. Ce gradient géothermique est interprété comme étant un signal d’un grand batholite magmatique en profondeur, matérialisé en surface par l’affleurement de roche mantélliques et l’émergence de sources hyperhermales présentant des rapports isotopiques mantelliques de l’Hélium.

La comparaison des minéralisations avec des gîtes similaires connues dans le monde et la mise en évidence de l’or même non exprimé minéralogiquement ouvre de nouvelles perspectives pour la métallogénie de l’or dans ce district qui s’étend depuis Hammam Debagh à l’Ouest jusqu'à Oued Mougras à l’Est.

Mots clés : Mots clés : Nadorite, galène, Or, dolomitisation, épigénétique, thermalisme, champ géothermal, Mio Pliocène, sismotectonique, Hammam N’bails, Guelma

I / Introduction

Les minéralisations polymétalliques à Zn, Sb, Pb, As de la région de Hammam N’bails sont encaissées dans les calcaires lacustres mio-pliocènes d’un bassin d’effondrement. Ces minéralisations sont considérées comme étant les plus jeunes du Nord Est algérien. Elles sont caractérisées par la présence de minéraux rares à travers le monde tels que la nadorite et flajolotite.

Ces gîtes ont été souvent rattachées à un type de minéralisations antimonifères encaissées dans des roches carbonatées à la différence d’un deuxième type de minéralisation d’antimoine liée au socle métamorphique de l’Edough (Bertraneu, 1955 ; Toubal, 1984 ; Aissa, 1985 ; Marignac, 1976). Ce type de minéralisation est caractérisé par une paragénése simple où prédomine une minéralisation antimonifère de type oxydé. Tel est le cas pour le gisement de Hammam N’bails.

Les concentrations polymétalliques du gisement de Hammam N’bails de par leur association avec un thermalisme toujours actif paraissent très comparables au type de gîtes minéraux liés aux sources thermales (Hot Springs deposits) tel que le cas de la mine Senator en Turquie avec présence de métaux précieux (Or, Argent).

Le travail que nous proposons s’inscrit dans le cadre d’une meilleure appréhension des minéralisations tant sur le plan minéralogique que géochimique, afin de pouvoir répondre à certaines points d’interrogation concernant la nature des fluides responsables de ces minéralisations, les conditions de dépôts et bien sure les sources probables de ces fluides et des métaux. Enfin nous soulevons aussi le problème d’un magmatisme probable en profondeur qui serai responsable de plusieurs phénomènes métallogéniques dans le Nord Est algérien.

Par le biais de ce travail on tente de soulever ainsi la problématique de la présence des métaux précieux (Or et Argent) mentionnés à maintes reprises dans plusieurs travaux, en essayant de comparer le type de minéralisation qu’on traite (en utilisant les moyens d’analyses adéquats) à d’autres paragénèses similaires dans la littérature

Pour la réalisation de ce travail, des travaux de terrain ont été réalisés (levé de coupes et de mesures, échantillonnage), étude des minéralisations au microscope optique, au MEB, aux rayons X, étude des inclusions fluides (inventaire des types d’inclusions fluides) et caractérisation géochimique des eaux thermales et des travertins ont été faites.

Le travail ci-après comporte quatre grands volets : d’abord une synthèse bibliographique sur la géologie des monts de la Haute Medjerda, suivi d’une étude géologique régionale et détaillée du bassin néogène de Hammam N’bails en mettant l’accent sur le caractère structural et sismotectonique de la région. Le troisième volet traite l’étude gitologique et métallogénique des minéralisations du bassin de Hammam N’bails avec la caractérisation géochimique des fluides responsables de leur mise en évidence, par la suite et à travers les travaux réalisés sur le thermalisme de l’Est algérien, nous mettons la lumière sur les liens génétiques qui peuvent exister entre les gîtes épithermaux tel que Hammam N’bails, les sources thermales et les grands accidents qui les contrôlent. Nous terminons notre travail par une synthèse de tous les résultats acquis avec proposition d’un modèle génétique

CHAPITRE I

GENERALITES

I.1. Cadre géographique

La région d’étude est située au Nord Est de l’Algérie. Elle fait partie du Tell algérien. (fig. 1). Elle se trouve à une trentaine de kilomètre de la ville de Guelma et à 60 km de la ville côtière de Annaba.

Coordonnées MTU (x : 378 500 ; y : 4 021 200)

Secteur d’étude

Fig. 1. Localisation géographique du secteur d’étude avec répartition des gîtes métallifères (1 : Ain Safra ; 2 : Ain Achour ; 3 : H N’bails ; 4 : indice Dj Heimel)

Le bassin d’effondrement intramontagneux de Hammam N’bails fait partie de la chaîne montagneuse de la Haute Medjerda, qui s’étend jusqu’aux confins algéro-tunisiens et dont la géologie a été détaillée par David (1956), c’est une chaîne de montagne complexe de direction NE-SW et appartient à la fois à l’Atlas tellien et l’Atlas saharien. C’est un bassin néogène qui est long de 15Km et large de 5Km (moins de 5 km dans sa partie méridionale au niveau du village). Il est limité au Nord par le complexe salifère de Nador-Souk Ahras, au Sud par le Djebel Zouara, à l’Est par les monts de Safiet Ain Kebch et l’Oued R’biba qui traverse la région du Sud vers le Nord et à l’Ouest par les monts de Sfahli.

La région est soumise à un climat humide de type méditerranéen, caractérisé par deux saisons, une saison sèche avec une température atteignant le maximum au mois d’août et une saison humide avec une moyenne annuelle de pluviométrie de 800 à 900 mm/an. La végétation est dense avec dominance de forêts de pins d’Alep, lentisques et genévriers en alternance avec des zones de broussailles formées de diss.

Les cultures changent selon la nature du sol, les argiles et les calcaires triasiques de la région de Nador assez impropres à la végétation, ne sont recouverts que de broussailles, il en est de même pour les marnes et calcaires crétacés.

Les cours d’eaux assez réguliers qui caractérisent la région sont l’Oued R’biba et Oued El Hammam, ce dernier coule sur 18 à 20km et traverse le village de Hammam N’bails par son centre pour rejoindre Oued R’biba au niveau de la terminaison périclinale de Draa Serdoune. On assiste dans la région à une érosion intense (qui atteint parfois le type bad land), ceci étant du à la nature du sol (argiles et marnes du Trias et les dépôts meubles du bassin) beaucoup d’affaissement de terrain et la présence de sources thermales à températures assez modérées caractérisent la région.

Hydrologie : les horizons aquifères les plus constants et les plus intéressants sont localisés dans les barres calcaires. Localement les sédiments triasiques renferment de faibles quantités d’eau souvent salées à cause de la présence du gypse et du sel, seuls les niveaux de calcaires bleus dolomitiques recèlent parfois un peu d’eau potable. Dans les limites du bassin de Hammam N’bails les calcaires éocènes présentent de bonnes perspectives de point de vue hydrogéologique et peuvent constituer de bons réservoirs (SONAREM, 1971).

La plupart des sources thermales de la région de la Haute Medjerda sont en relation avec les accidents tectoniques importants qui sont jalonnés par les remontées triasiques, tel est le cas de la source thermale de Hammam N’bails qui débite une eau chlorurée sodique (Dib Adjoul, 1985), elle jaillit à 42°c en moyenne et son débit moyen est de 500 l/min, elle est en relation directe avec la faille médiane du bassin d’effondrement (Guigue, 1940). Ces eaux thermales sont utilisées par la population locale à des fins thérapeutiques tels que les affections rhumatismales et cutanées.

I.2. Aperçu géologique

Les deux chaînes qui marquent la géologie générale de l’Algérie du Nord sont du nord vers le sud : La chaîne alpine dite des Maghrébides et la chaîne atlasique.

Fig. 2. Schéma structural des Maghrébides (d’après M.Durand-Delga et J. M. Fontboté, 1980)

Le secteur d’étude fait partie de la chaîne des Maghrébides (fig. 2) qui s’étend du Détroit de Gibraltar jusqu’au Nord de la Calabre (Italie) sur plus de 1000 km de long, en passant par le Rif marocain, le Tell littoral d’Algérie (Kabylie et Tell), de Tunisie (Kroumirie et Nefza) la Sicile et enfin la Calabre. Cette chaîne se trouve prise entre la plaque Afrique au sud et la plaque Europe au Nord, est caractérisée par un empilement tectonique de nappes. Son avant pays est complexe, il comporte : des bassins d'avant chaîne, des zones peu déformées (hauts plateaux), un autre édifice orogénique: Le système atlasique (Atlas saharien, Aurès), et plus au Sud, la plate-forme saharienne stable.

Du Nord au Sud, la chaîne des Maghrébides est constituée de trois ensembles principaux: - le domaine interne - le domaine des flyschs - le domaine externe - I.2.1. Le domaine interne

Il est constitué par des terrains cristallophylliens anciens de nature variée (socle kabyle) surmontés par un paléozoïque peu métamorphique. De nombreux auteurs admettent que les différents massifs internes de la chaîne des Maghrébide (zones internes bético-rifaines, Kabylies, massif péloritain de Sicile, socle calabrais) étaient initialement regroupés en un bloc unique, appelé l'AlKaPeCa (Bouillin,1986). Cet ensemble, probablement émergé pendant une partie du Mésozoïque et jusqu'à l'Oligocène, était bordé au sud par une marge continentale Jurassique et crétacée dont les tronçons rifains, kabyles et péloritains de la chaîne calcaire maghrébide sont les témoins.

I.2.2. Le domaine des flyschs

Il est constitué par un ensemble de nappes à matériel détritique, qui ont un caractère externe par rapport à la dorsale (Raoult, 1974). Ce sont ces dépôts de type flyschs allant du Crétacé inférieur jusqu’à l’Oligo-Miocène. On distingue du Nord au Sud du bassin des flyschs : Les flyschs mauritaniens et les flyschs massyliens, différents les uns des autres par leur position primitive et par leur alimentation.

L’ensemble est surmonté par le Numidien d’âge Oligocène à Burdigalien inférieur. Ce dernier a rempli une dépression qui était l’héritière du bassin des flyschs crétacés-paléogènes.

I.2.3. Le domaine externe (domaine des nappes)

Les unités telliennes forment un empilement complexe de nappes à vergence sud surmontant au sud l’autochtone pré-saharien des hautes plaines (zones hautes et rigides qui séparent les chaînes littorales de l'Atlas saharien).

L’allochtone tellien résulte du décollement et du clivage de la couverture sédimentaire mésozoïque–cénozoïque déposée sur la marge nord de la plaque Afrique. En Algérie orientale et aux confins algéro-tunisiens, on distingue du Nord vers le Sud : a. les unités ultra telliennes

Elles ont été définies au Djebel Bou-Sba, au Nord de Guelma, par Vila (1986) et au Nord de kef Sidi Driss par Raoult (1968). Elles ont un caractère marno-calcaire (faciès clair d’un haut fond) et elles apparaissent partout renversées (âge crétacé - infra lutétien). b. l’ensemble tellien ss

Il s’agit d’un empilement complexe de nappes de nature carbonatée. Ces unités sont probablement déposées dans les parties profondes du sillon tellien. Dans le secteur d’étude, cet ensemble est représenté par des séries marno calcaires d’âge paléogène, c’est le Suéssonien des auteurs, avec un Yprésien très riche en Globigérines. c. les unités méridionales (à calcaires à nummulites)

Ces unités sont composées d’une part par les nappes sud sétifiennes, et d’autre part, à l’Est, par les copeaux de Djebel Bardou, et du versant sud de Zouara, par les klippes de Dekma et Djebel Bou Kebch. Le Crétacé est absent dans ces unités en faveur de l’Eocène calcaire (Yprésien-Lutétien inférieur) riche en nummulites et l’Eocène marneux (Lutétien supérieur) à huîtres.

I.2.4. L’avant pays allochtone ou para autochtone

1- Les séries néritiques Constantinoises

Les séries néritiques affleurent au niveau de Constantine, Ain M’lila, Hammam Debagh et Guelma. Ces formations apparaissent sur plus de 160km E-W et sur 80 km du

Nord au Sud. Pour Vila (1980), ce domaine aurait émergé à la fin du Crétacé et aurait ultérieurement subi un léger déplacement vers le sud (nappes néritiques constantinoises).

2- Le sillon écaillé des Sellaoua

Ces formations se sont déposées dans un large sillon de direction NE-SW, situé entre la plateforme atlasique au Sud et le domaine alpin au Nord. Elles affleurent mal au pied des séries néritiques, on les rencontre dans les régions d’Ain M’lila, Ain Babouche, Ain Fakroun, Chebket Sellaoua et elles s’étalent largement de Ksar Sbihi à Souk Ahras. Il s’agit d’un ensemble marneux et marno calcaire puissant et monotone où domine le Crétacé.

Chadi (1993) pense que le néritique constantinois et la série des Sellaoua sont issues du même domaine.

I.2.5. L’ensemble stratigraphique post-Priabonien (Vila, 1980)

Se sont des formations détritiques syntectoniques, liées à la phase tangentielle priaboniènne et postérieure à celle-ci, cet ensemble regroupe la série détritique transgressive de l’Oligo Miocène kabyle, le Numidien, les séries mixtes, l’Oligo-Miocène tellien et les séries post nappes tel que le Miocène continental.

I.2.6. Les bassins "post-nappes"

Des bassins discordants, postérieurs aux grands chevauchements des zones internes, des nappes de flysch et des nappes telliennes se sont formés sur l'ensemble de la chaîne à partir du Langhien. On trouve de tels bassins sur les zones internes de Petite et de Grande Kabylie. Ils sont peu déformés mais ont néanmoins enregistré, par la fracturation, une succession d'épisodes tectoniques. D'autres bassins s'étendent sur les zones externes : bassins de Constantine, de la Soummam, du Chélif et de Guelma et de Hammam N’bails. Ils ont subi des déformations d’âge miocène à quaternaire (plis, petits chevauchements, fracturation) plus importantes que celles des bassins des zones internes.

I.2.7. Le magmatisme néogène

Enfin des phénomènes magmatiques se sont développés tout au long de la côte algérienne. Ils sont particulièrement développés en Petite Kabylie, où des massifs de granitoïdes se sont mis en place à partir de 16 Ma, mais des épisodes volcaniques d'âges variés affectent l'ensemble de la zone littorale, du Langhien au Pliocène-Pléistocène.

Ce magmatisme calco-alcalin (Semroud, 1980) affleure dans les régions suivantes : Bejaia-Amizour (Diorites, microgranites, granodiorites et complexe volcanique), El Aouana (diorites et microdiorites associées à des roches volcaniques), Kabylie de Collo (granites, microgranites, monzonites, gabbro et rhyolites), Dj Filfila (Granites) et au Cap de Fer et l’Edough (diorites, andésites, rhyolites et microgranites). Ce magmatisme est accompagné le plus souvent de phénomènes hydrothermaux auxquels sont liées la plupart des minéralisations polymétalliques de la partie septentrionale du Nord Est algérien (Aissa, 1996 ; Graine, 1999 ; Benali, 1993 ; Laouar, 2002)

I.3. Historique des travaux antérieurs

Les premiers travaux de recherche réalisés sur la région qui s’étend de Guelma à Souk Ahras remontent d’abord au XIV siècle (in Vila, 1993), à la fin du 19eme et au début du 20ème siècle. Dareste de la chavane (1910) a publié une étude sur les terrains tertiaire de la région et a levé deux cartes géologiques ; La feuille N° 54 (Guelma) et celle n°76 (Gounod), Blayac (1912) a établi une esquisse géologique du bassin de la Seybouse, ces travaux seront suivis par ceux de Flandrin (1934) qui réalise la première carte géologique au 1/50 000 de Souk Ahras.

En 1956 L. David publia sa thèse sur la géologie des monts de la Haute Medjerda en établissant plusieurs coupes géologiques et une esquisse géologique au 1/200 000.

Parmi les travaux récents, plusieurs ont été réalisés sur la région notamment ceux de Vila ( 1970, 1971, 1972, 1977, 1978, 1980), ceux de Chouabbi (1987), et enfin les travaux de Toubal (1984 et 2005) sur les minéralisations antimonifères du Nord Est algérien.

La plupart des géologues qui ont entrepris leurs recherches sur la région ont constaté toujours et depuis l’avant dernier siècle la richesse de la région de Guelma en minéralisations polymétalliques, en particulier les gisements à antimoine, plomb et zinc de Hammam N’bails.

Le gisement de Hammam N’bails a été découvert en 1845, et fut exploité par la société de la vieille montagne qui a produit plus de 45 mille tonnes d’Antimoine et de Fer et près de 2000 tonnes de nadorite, c’était l’un des plus importants gîtes de calamine en Algérie et l’un des plus grands d’antimoine en Afrique. Son exploitation a été reprise en 1940 avec la société des mines de Ain Kerma.

Sur toute sa période d’exploitation (de 1873 jusqu’à 1968) il a été extrait 400 000 tonnes de minerais dont : 300 000 tonnes de minerais de zinc, 2000t de plomb et 65000t d’antimoine. Les teneurs varient de 24-40% de Sb, 15-40% de Zn et 30% Pb. Les minerais riches en Sb étaient destinés pour l’exportation tandis que ceux riches en Zn sont calcinés préalablement dans les fours tubulaires montés prêt du puits du gîte principal puis expédiés en France.

Etant donné que les réserves du gisement sont épuisées et par manque d’information géologique détaillée sur le gisement de Hammam N’bails, des travaux de recherche géologiques ont été repris par la SONAREM sur les gisements de Ain Safra, Ain Achour et Hammam N’bails de juillet 1968 jusqu’à 1970. Les travaux de recherche et de prospection géologique ont mis en évidence six corps de minerai dans le gisement de Hammam N’bails et ont permis une bonne connaissance des autres gîtes oxydés. Récemment l’ORGM (2004) a réalisé des travaux de recherche sur le petit gîte de Koudiet Djedada et sur la zone de jonction entre lui et Ain Safra, autrefois exploités pour leur minerai oxydé de plomb et d’antimoine.

CHAPITRE II CADRE GEOLOGIQUE DE LA REGION DE HAMMAM N’BAILS

II.1. lithstratigraphie

Le bassin de Hammam N’bails se localise dans la partie occidentale des monts de la Haute Medjerda, qui est une chaîne de montagne complexe de direction générale NW-SE. Cette région représente un domaine où affleure la majorité des séries qui constituent le domaine externe. Le Trias évaporitique, le Jurassique, la série des Sellaoua, les nappes telliennes, la nappe numidienne, le Miocène marin et les séries post nappes affleurent dans la région selon différents modes structuraux.

II.1.1. Trias

Les formations triasiques sont considérées comme les plus anciennes connues dans la région. Elles sont représentées par le grand massif triasique de Nador-Souk Ahras, elles affleurent au Djebel Boulahreche (Machroha) et au Djebel Heimel, elles ont été décrites par David (1956).

Pour certains auteurs (Perthuisot et al, 1978), le Trias du Nador N’bails et de la Mechroha fait partie de la zone des diapirs qui est développé en Tunisie septentrionale, pour d’autres (Vila, 1980 ; Chouabbi, communication orale) ce serait plutôt un Trias allochtone (zones des nappes). Les formations du Trias dans cette région donnent souvent des bandes d’orientation sensiblement NE-SW sur une dizaine de Kilomètres, sauf à l’extrémité ouest où elles prennent une direction presque Nord Sud.

Dans la région de Hammam N’bails, le Trias affleure dans les points suivants (fig. 3 et 4 et 5) :

- Dj Heimel : calcaire dolomitique, gypse et argiles bariolés - Ain Safra : calcaire dolomitique et crayeux - Koudiet Djeddada : argiles bariolées (rouges), dolomies et calcaires crayeux oxydés. - Ain Achour : argiles bariolées - Sfa Ali : Argiles bariolées.

Description des principaux faciès du Trias

La description par ordre chronostratigraphique est difficile à établir vu la complexité structurale (diapirs), par ordre de fréquence décroissante on distingue :

- les argiles et marnes bariolées :

C’est la formation dominante, elles constituent les roches les plus abondantes à l’affleurement, elles sont de couleur verdâtre, rougeâtre ou violacé, elles sont caractéristiques du Trias que dans la mesure où elles renferment une quantité plus ou moins grande de minéraux de néoformation (quartz bypiramidés, oligiste, pyrite) (Dareste De La Chavane, 1910), trouvant leur origine dans les phénomènes de néogénèse qui ont accompagné les montées triasiques et résultants de la transformation secondaire liée à la mise en place anormale du Trias (Guiraud, 1990).

- les cargneules

Elles sont généralement brunes et jaunâtres en bancs désordonnés de différentes épaisseurs. Le degré de dissolution de ces roches calcaréo-dolomitiques est variable. Dans certains endroits, les cargneules sont réduites à leur armature soit ferrugineuses soit calcitique.

Fig. 3. Conglomérat à brèche emballé dans les argiles du Trias

- les calcaires et les dolomies

On y rencontre dans la région d’étude de remarquables affleurements, à Ain Safra, au niveau de la mine, et à Djeddada. Ce sont des bancs mal stratifiés épais et durs à la cassure, leur aspect évoque beaucoup les calcaires jurassiques (Chouabbi, 1987). Ailleurs on les rencontre le long de la route de la Mechroha et au bord de la route de Guelma-Bouchegouf.

Fig. 4. Eléments de dolomies perforés typique du jurassique dans une brèche du Trias

- le gypse et le sel gemme

Le gypse se trouve dans les argiles noires sous forme de petits filonnets de 2 à 5 cm d’épaisseur, à aspect saccharoïde, on le rencontre surtout à Dj Heimel. Quant au sel gemme, sa présence est attestée par l’existence de sources et de cours d’eaux salées.

- les schistes et les grés :

Autrefois considérées comme permiens seulement par Dareste De La Chavane (1910). Ils affleurent près de la station du Nador, les schistes sont de couleur verte ou violette ; ils renferment des cristaux de quartz et des indices de cuivre et chlorite.

- Les roches éruptives

Bien qu’elles n’affleurent pas dans la région, elles sont abondantes dans les marnes gypsifères dans la région de Souk Ahras et on les désigne sous le terme d’ophites ou roches vertes. Il s’agit de roches volcaniques très altérées et modifiées, mais procédant de laves plus acides, ce sont des syénites albitiques à épidote ou des albitophyres.

Fig. 5. Carte schématique des affleurements du Trias et jurassique dans les limites du bassin de Hammam N’bails

En résumé, les formations triasiques de la région de Nador N’bails et de la Mechroha présentent une grande analogie avec les diapirs des confins algéo-tunisiens décrites par divers auteurs (David, 1956, Dubourdieu, 1956, Perthuisot et al, 1978 etc.). Dans sa majeure partie ce Trias est représenté par un mélange d’argiles bariolées, marnes, grès et gypse emballant des blocs rocheux insolubles de dolomies noires (dans la plupart des cas), de grès micacés, de calcaires, cargneules et ophites (Dubourdieu 1956).

II.1.2. Jurassique

Dans le secteur de Hammam N’bails, on ne connaît le Jurassique qu’au niveau de la mine d’Ain Achour et dans les éléments des conglomérats du bassin de Hammam N’bails (fig. 4).

- Ain Achour

A 5 km de village de Hammam N ‘bails, entre la mine de Ain Achour et Chaabet Mekhloukha, affleurent, sous les formations continentales du bassin mio-pliocène, des calcaires dolomitiques gris bleu massifs à oncolithes (fig. 6), les bancs de calcaires dolomitiques à lamines, et qui rappellent les stromatolithes, présentent des pendages de 20° vers le sud et une direction E-W. Ils dérivent de calcaires oolitiques à ciment sparitique ou à bird eyes. On y rencontre une association de fossiles tels que les oursins, les gastéropodes et les huîtres (en débris). Il s’agit probablement de Lias inférieur à moyen.

C’est le seul affleurement en place connu dans la région, et sa mise en surface est liée à la remontée du Trias dans les fractures du bassin d’effondrement de Hammam N’bails (Chouabbi, 1987). Vila (1980) pense qu’il s’agit du substratum des séries type Sellaoua.

fig. 6. Le Jurassique de la mine de Ain Achour (d’après Chouabbi, 1987)

- Les conglomérats du bassin de Hammam N’bails

Des niveaux discontinues de conglomérats polygéniques à galets carbonatés se localisent sur le versant méridional de l’oued El Hammam à 1 Km au sud du village. Ils sont observables sur quelques mètres de large et sur plus de deux kilomètres de long selon une direction NE-SW. L’étude des galets de ces conglomérats et leur inventaire micropaléontologique, révèlent l’existence probable, à la base de l’unité allochtone d’avant

pays des Sellaoua, d’une série carbonatée jurassique et bériasienne de type plateforme interne/externe (Peybernès et al, 2002).

II.1.3. Crétacé

Les sédiments crétacés de la région se repartissent en plusieurs groupes de faciès différents :

- le premier au Nord appartenant à la nappe néritique constantinoise

- le second au Nord toujours, appartient au domaine tellien. Ce sont des marnes et marno-calcaires de teinte claire, appartenant à l’unité ultra-telliènne qui affleure près de la station ferroviaire du Nador, aux alentours des villages de Medjez Sfa , Bour Eddine et au Nord de Ain Tahmamine jusqu’au Dj Beni-Salah.

- Le troisième, au Sud, constitué par des marnes gréseuses et par des marno-calcaires appartient au sillon des Sellaoua. Ces terrains apparaissent dans des écailles qui affleurent d’une part à Sfahli et au Nord de Djebel Zouara jusqu’au village de Hammam N’bails sur la feuille de Abdi (76) et d’autre part au sud de Oued Cheham, au Djebel El Arous et à Besbassa sur la feuille de Souk Ahras (N°77) (Flandrin, 1934).

Le faciès marno-calcaire est dominant dans les deux domaines(tellien et Sellaoua), sauf dans les Sellaoua où le calcaire est plus épais et montre des alternances régulières avec des marnes noires, ce qui n’est pas le cas pour l’ultra tellien où l’épaisseur des calcaires est très variable.

A. Le néritique constantinois

selon Vila (1972) le massif néritique de la station du Nador fait partie du groupe oriental des massifs néritiques, qui se concentrent dans la région de Guelma (Hahouner, Taya, Debagh), il s’agit de bancs décimétriques calcaires dolomitiques attribués au Jurassique- Crétacé qui se mettent en contact anormal sur le Trias de la station du Nador et surmontés par des calcaires massifs à débris de rudistes (Barrémien probable). C’est le seul affleurement des massifs néritiques dans la région de Nador-N’bails.

B. Ecailles des Sellaoua

Les affleurements les plus septentrionaux du crétacé inférieur affleurent à 1 km au Sud Est du village de Hammam N’bails. Ils sont limités à l’Est par l’Oued R’biba, au Nord par le Miocène supérieur du massif de Dra Serdoune, et à l’Ouest par le bassin mio-pliocène à conglomérats remaniant des éléments du Jurassique. Ils présentent des marnes et des marno- calcaires sur environ 500 m d’épaisseur. a. Néocomien

Bien que l’on ne connaisse pas le Néocomien à l’affleurement, sa présence est indiquée par des galets remaniés dans le bassin mio-pliocène et provenant probablement des séries de type Sellaoua. Son absence à l’affleurement est due à la discordance du bassin mio- pliocène (Chouabbi, 1987)..

fig.7 . carte géologique et structurale de la région de Hammam N’bails SE de Guelma, d’après A Chouabbi, 1987

b. Barrémien

Il est constitué à la base par deux bancs gréseux d’environs 50 cm d’épaisseur chacun. Les grés sont surmontés par des marnes versicolores sur une vingtaine de mètres, puis par des calcaires argileux roses. Le sommet est marqué par des marnes feuilletées verdâtres, de 5à 10 m de puissance, avec quelques barres de calcaires esquilleux.

Les formes de fossiles récoltées dans ces faciès, indiquent un âge barrémien moyen à aptien; on peut supposer que les terrains sous-jacents sont d’âge barrémien (Chouabbi, 1987) c. Albien-Aptien

C’est une série apparemment de marnes bleutées à noirâtres, alternant avec des calcaires marneux de couleur bleue avec des cassures blanchâtres (environ 150 m d’épaisseur) A la base on a les microfaunes suivantes : Lenticulina ouachensis, l.sp.,Epistomina sp., Conorotalia cf aptiensis,Gavelenilla barremiana. Ces espèces indiquent un age barrémien supérieur aptien basal. Vers le sommet l’association des microfaunes récoltées indique un âge albien supérieur-vraconien. a. Vraconien-Cénomanien

Le passage de l’Albien au Cénomanien se fait par l’intermédiaire de calcaires crayeux blanchâtres. Puis viennent des marnes grises et des marno-calcaires gris esquilleux, surmontés par un ensemble marno-calcaire blanchâtre. Une microfaune recueillie à 2 km au Sud de Hammam N’bails a donné un âge vraconien, d’autres récoltées au Sud et à l’Ouest indiquent un âge cénomanien supérieur (Chouabbi, 1987). b. Turonien

Le Turonien existe au Sud-Ouest, à l’Oued Cheniour, où Vila, (1972) a décrit un Turonien basal constitué par un banc calcaire qui a livré de grosses Globigérines, Globotruncana renzi, G.Stephani, G.cf.turona et Clavihedbergella, qui indiquent un âge turonien supérieur. c. Coniacien

Vila, (1972) signale, au-dessus du Turonien, un banc constitué essentiellement de Rosalines, avec très peu de ciment sparitique, qui renferme : Globotruncana laparenti, G.cf.Sigali. d. Santonien

Il affleure à Ras El Kelaia, Ras El Arous, El Magroune (feuille 77 de Souk Ahras) et à Douar El Athamnia (Nord Est du village de Hammam N’bails), il est essentiellement marneux. Les échantillons étudiés (Chouabbi, 1987) ont livré des microfaunes telles que Globotruncana Fornicata, Gl Linneina, Gl. Coronata, qui donnent un âge santonien supérieur.

e. Campanien

Le Campanien inférieur est constitué par une barre calcaire de couleur jaune-miel riche en Inocérames. L’épaisseur des bancs varie de 30 à 70cm ; ils alternent avec des niveaux marneux grisâtres à verdâtres.

Le Campanien supérieur est essentiellement marneux, de couleur bleutée à verdâtre, avec quelques niveaux calcaires. Les marnes s’avèrent très riches en foraminifères avec une association d’espèces qui indique un âge campanien supérieur à maestrichtien. f. Maestrichtien

Il est représenté par une barre calcaire, différent de la barre campanienne par sa couleur grisâtre et sa cassure noirâtre. Les bancs renferment de rares niveaux marneux de quelques centimètres d’épaisseur, qui livrent des foraminifères mal conservés. Cette barre montre une direction SW-NE sur quelques kilomètres et une puissance qui varie entre 100 et 150m.

Fig. 8. Corrélation des séries crétacées des Sellaoua d’après Chouabbi, 1987

C. Les séries ultratelliennes

Il s’agit des séries de la station du Nador et de Medjez Sfa

Medjez sfa : ce sont les séries les plus internes du domaine tellien, elles effleurent au bord de la route nationale Annaba-Souk Ahras à 4 km au Sud Est de Bouchegouf et au Nord Est de Ain Tahmamine. Cette série est représentée par des formations marneuses allant du Barrémien jusqu’au Maestrichtien, il s’agit essentiellement de faciès marneux allant du noir verdâtre au verdâtres avec parfois des alternances de minces niveaux des calcaires bleus et calcaires micritiques.

Station du Nador : l’unité de la station du Nador est le prolongement des nappes de Djebel Aouara et Bou Sbaa à l’Ouest et celle de Medjez Sfa à l’Est, elle affleure au Nord Ouest du village de Nador, il s’agit de série marneuse allant du Barrémien jusqu’au Maestrichtien.

II.1.4. Paléogène

Les formations paléogènes sont absentes dans la région de l’autochtone des Sellaoua, où l’on assiste à cette période, à une émersion totale depuis le Maestrichtien jusqu’à la transgression de la mer miocène. Seuls les formations du domaine tellien y sont présentes. a. les séries telliennes méridionales

Les marnes noires à nummulites attribuées au Paléocène affleurent au niveau de Djebel Zouara et Djebel Bardou.

L’Eocène est représenté par des calcaires massifs à nummulites au niveau de Djebel Bardou, par contre à Zouara cet étage est représenté par des calcaires horizontaux surmontés par des marnes noires. b. les séries telliennes médianes

Le Paléocène : Il est représenté par des marnes noires à intercalations très rares de calcaires marneux de 0.3m de puissance. Il affleure au niveau de Zouara à une quinzaine de kilomètres au sud de Hammam N’bails dont la puissance peut atteindre 50m. Le Paléocène affleure aussi à l’Est de la région d’étude au niveau du klippe d’El Koutz et Safiet El Aouaied, ce sont des marno-calcaires feuilletés. La puissance totale des dépôts du Paléocène tellien avoisine les 200m.

L’Eocène: Il affleure à Ain Kebche, Draa Serdoune et Koudiet El M’sala (fig. 9). Les dépôts de l’Eocène recouvrent continuellement les marnes noires du Paléocène. Sur ces marnes viennent des bancs de calcaire à silex noirs et d’autres bleutés à cassures noires, bitumineux, contenant des nodules phosphatés. La microfaune recueillie dans ces calcaires, mal conservée, contient des espèces d’âge yprésien à lutétien.

Le Draa Serdoune (fig. 9) est une série de calcaire d’âge yprésien formant une colline allongée sensiblement SW-NE correspondant à un anticlinal, elle est bordée à l’Ouest par l’Oued El Hammam et à l’Est par l’Oued R’biba. A la base de l’Eocène de Draa Serdoune,

gisent des conglomérats à brèches monogéniques (constitués que de calcaires noires et bleus) cimentés par un ciment calcaire et à éléments de tailles variables et bréchiques, affectés par des failles d’extensions métriques remplies de calcite blanche.

L’affleurement de Koudiet El M'sala (fig. 10) est formé par une épaisse série de calcaire d’âge éocène inférieur d’une épaisseur d’environ 200m, à sa base on observe des calcaires à silex alternant avec des niveaux marneux, épais d’une vingtaine de centimètres.

Fig. 9. Carte des affleurements des unités telliennes à matériel éocène aux alentours du bassin de Hammam N’bails d’après Vila (1980)

Cette série à dominante calcaire est suivie par des marnes noires de l’Eocène moyen affleurant à une centaine de mètres au sud de Ain Drassen, sous les éboulis et les calcaires crayeux du Pliocène inférieur du Nador N'bails.

Il est utile de noter que ces formations calcaires paléogènes, constituent un bon réservoir aquifère ( SONAREM, 1971)

fig. 10. Corrélation des séries telliennes médians d’après Chouabbi, (1987)

L’Oligocène

L’Oligocène reste absent dans la région de Hammam N'bails, cependant il affleure au Nord Est de la carte, à Ain Affra et Sidi Afif.

A Ain Afra, l’Oligocène, franchement marneux, repose en discordance sur un Lutetien-Priabonien, marneux lui aussi, de la nappe telliènne d’Ain Tahmamine. A Sidi Afif il est argileux gréseux superposé à l’Eocène calcaire.

II.1.5. Le Numidien

Le terme numidien a été créé par A. Ficheur (1890) pour designer une puissante formation gréseuse dont on sait maintenant qu’elle s’étend sur plus de 2500 km de long de l’Andalousie jusqu’à la Calabre, passant par le Rif, le Tell d’Algérie, la Tunisie septentrionale et la Sicile. Son âge est compris entre l’Oligocène inférieur et supérieur et le Burdigalien.

En divers points de l’Algérie orientale, le Numidien est caractérisé par la trilogie suivante de bas en haut :

- Des argiles versicolores à Tubotomaculum dites sous-numidiennes : Elles sont de teintes vertes ou rouge violacés riche en Tubutomaculum.

- Une série gréseuse : ce sont des grés en bancs décimétriques sur plus de 1000m d’épaisseur, les grains sont hétérogènes. Les bancs sont parfois et par endroits séparés par des niveaux argileux.

- Des argiles à silexites appelées supra-numidiennes : elles forment le sommet de la série numidienne, des silexites leur sont associées. Ces argiles, parfois calcareuses, appartiennent au Burdigalien inférieur.

Dans le secteur étudié, les grés numidiens affleurent au Nord, ce sont des grés quartzeux, de couleur verdâtre, ils affleurent à Koudiet El M’sala et dans la région de Bouchegouf. Par endroits il est épais et en position normale.

II.1.6. Néogène

Le Miocène marin a été signalé pour la première fois en Algérie orientale par H.Coquand qui a cité quelques fossiles en 1854. En 1881, Tissot a publié des cartes où figurent de nombreux affleurements de Miocène continental. Plus tard plusieurs travaux ont été publiés, donnant de nouveaux résultats. Caire et Mattauer (1953) proposent de scinder le Miocène du Tell algérien sur des bases purement tectoniques, à cause des difficultés rencontrées dans l’utilisation stratigraphiques des microfaunes, en MI et MII, le MI est anté nappes, le MII est post nappes.

Récemment, la stratigraphie du Miocène algérien, comparé avec celui de la Sicile, a fait l’objet de la thèse de Courme-Rault (1985). Elle distingue : - Le Miocène anté-nappes - le Miocène allochtone - le Miocène post nappes

Le Néogène de la région de Hammam N'bails a été révisé par David, en collaboration avec Flandrin (1954), et ont livré une liste de foraminifères qui donnent un age Miocène inférieur marin des formations de Djebel Zouara.

• Miocène anté-nappes - couverture de la zone des Sellaoua

Il s’agit de couches argilo-gréseuses de mer peu profonde. Les grés sont de couleur brun roux, à grains moyens, homométriques parfois à ciment calcaire riche en débris d’huîtres On note la présence de grains de glauconie et de quelques niveaux carbonatés en bancs discontinus.

Ce Miocène affleure à Sfahli, il est en contact avec les argiles et les niveaux détritiques du bassin continental de Hammam N'bails, dune part, et d’autre part avec les klippes à matériel éocène à proximité du village de Hammam N'bails. Il affleure également au Djebel Bardou, dont le matériel est essentiellement argilo-gréseux, il est présent au Djebel Zouara, à El Koutz-Besbessa, à Ras El Arous et Sebaa-Thenaia et à Sidi Affif.

Les formations miocènes sont représentées par des grés très riches en glauconie et par des niveaux argilo-gréseux. La présence de galets, à la base, indique la transgréssivité de la mer Miocène sur les séries des Sellaoua (Chouabbi, 1987).

• Miocène allochtone lié aux nappes du tellien externe

Ce sont des dépôts marins essentiellement des marnes bitumineuses, et accessoirement des calcaires gréseux et des grés glauconieux. Ces terrains se sont déposés dans le sillon tellien au cours du Burdigalien, formant ainsi la couverture des séries du tellien externe.

Au cours du charriage des nappes du tellien externe du Nord vers le Sud, il s’est produit un certain écaillage qui a permis au Miocène d’être coincé entre les écailles. Dans

cette dernière, située au Sud Est de Guelma, on distingue deux affleurements d’âge burdigalien : Celle de Djebanet Sidi Brahim (feuille de Abdi N°76) et l’autre de Sidi Affif (feuille de Sedrata n° 99).

Miocène post-nappes et Pliocène (Mio-Pliocène continental)

Les bassins post-nappes sont le résultat d’une tectonique de réajustement de tout l’édifice après la tectonique de mise en place des nappes. Des sédiments divers se sont accumulés dans ces bassins, ce sont des dépôts continentaux de natures variées : des argiles rouges, des calcaires lacustres, couches à galets, des conglomérats, argiles noires et marnes.

Selon Vila (1980) le Mio-Pliocène continental correspond aux formations appelées post nappe. A l’exception de la zone côtière qui est dépourvu d’affleurements, la répartition des formations en partant depuis le méridien passant par Sétif vers l’extrême Est algérien sont les suivantes (fig. 11) : le bassin de Bousselem, le bassin de Beni Fouda (Sillegue), le bassin de Constantine-Oued Athmania, bassin de Zighout Youcef, le bassin de Guelma- Hammam Meskhoutine.

L’interprétation de la carte de répartition du mio pliocène continental (fig. 11) indique que la répartition des bassins suit deux directions privilégiées qui sont E-W et NE-SW.

On connaît plusieurs bassins mio-pliocènes dans la région d’étude comme celui qui se localise entre la Mechroha et Ain Tahmamine, il se place entre le massif triasique de Boulahrache et l’élément de la nappe numidiènne de Dj Mahbouba. Un troisième bassin celui de la Seybouse Guelma, il couvre tout le secteur compris entre les gorge du Nador à l’Est et la région de Medjez Amar à l’Ouest en passant par la plaine de Guelma, il est limité vers le Sud par le Numidien de Bensmih et le Trias de Nador N’bails et au Nord par le Numidien de Houara.

Les bassins de Khemissa, M’daourouche et Taoura et le bassin de la Haute Medjerda, (y compris celui de Hammam N’bails) sont comparable au bassin de Constantine et ont fourni des faunes identiques ne permettant d’identifier que le Pliocène inférieur (Vila, 1980).

fig. 11. Carte d’affleurements du Mio-Pliocène continental dans le Nord Est algérien (d’après Vila, 1980)

II.2. Tectonique

La région de Hammam N’bails fait partie de la chaîne alpine d’Algérie nord orientale. Les grands traits structuraux de la région sont marqués par l’empilement des unités telliennes du Nord vers le Sud sur un substratum relativement écaillé, les mouvements diapiriques qui se sont manifestés et la tectonique post-nappes viennent compliquer la structure de la région.

II.2.1 Les ensembles structuraux

A. Les Sellaoua

Ce sont des formations essentiellement carbonatées d’âge crétacé et qualifiées de formations allochtones selon J. M Vila (1980).

Les Sellaoua forment un domaine de transition entre la chaîne alpine au Nord et la chaîne atlasique au Sud et représentent le substratum méridional des nappes Telliennes. Elles sont marquées par deux types de structures : les écailles et les plis.

L’écaillage de ces formations serait le résultat d’une tectonique de compression durant la phase alpine qui est responsable du charriage des nappes du tellien externe, des flyschs numidiens et du Trias du Nador N’bails et de Souk Ahras (Chouabbi, 1987).

Les écailles de Sellaoua peuvent être observées à 1 km au Nord de l’école de Besbassa jusqu’au Djebel El Arous et au Nord du massif de Zouara (Chouabbi, 1987)

Les anticlinaux sont abondants au niveau des calcaires Campaniens d’El Aouaied où l’orientation majeure est atlasique (NE-SW) à (ENE-WSW).

A l’Ouest du bassin, les structures plissées de Sfahli indiquent un début d’écaillage, et se trouvent coincées entre le Trias de Souras et celui de Dj Heimel et limitée au Nord par les accidents d’effondrement du bassin.

B. Les nappes telliennes

Les unités telliennes qui affleurent dans la région sont en contact anormal avec les formations du bassin néogène de Hammam N’bails.

L’unité de Hammam N’bails forme un synclinal d’axe N-S, elle est charriée sur le Miocène anté nappes tandis qu’à l’Est, la présence des éboulis et les dépôts détritiques du bassin mio-pliocène ne permettent pas d’observer les contacts avec les formations avoisinantes.

L’unité de Dra Serdoune qui est constitué par des calcaires suessoniens (Thanétien - Yprésien) et affectée par une tectonique post nappes liée à l’effondrement du bassin, est séparée du bassin par une faille de direction N-S et se met en contact du Trias de Nador N’bails par une faille NNW-SSE. Cette unité affleure aussi au niveau de koudiet El M’sala, dont les dépôts continentaux à son voisinage, rendent difficile l’étude des rapports structuraux avec celles-ci et le Trias de Ain Safra.

C. La nappe numidienne

Le Numidien forme les principaux reliefs tels que le Dj Mahbouba, Houara, Beni Salah, et la Mahouna. Il est souvent en position normale est présente des épaisseurs considérables qui ne permettent pas l’observation des terrains sou-jacents.

A El M’sala, il est difficile d’observer le contact avec son substratum à cause des dépôts néogènes du bassin, à la station du Nador il recouvre les différentes unités ultra telliennes et le Trias.

Ainsi donc le Numidien prend des positions structurales différentes, par endroit il est épais et en position normale, en d’autres, il est repris par le Trias ou bien il le couvre.

II.2.2. La tectonique du Trias

Depuis les premières phases orogéniques du cycle pyrénéo-alpin, le Trias, fort épais et plastique, a eu tendance sous les poids des sédiments surincombants et sous l’action des pressions orogéniques à monter verticalement. Selon les dispositions locales, anticlinaux

simples, plis failles ou zones faibles, il à gagner plus ou moins tôt la surface. Alors il participe activement aux diverses phases tectoniques successives grâce à sa plasticité remarquable,

Le Trias de la zone des diapirs des confins algéro-tunisiens est caractérisé par des axes diapiriques d’alignement NE-SW, qui se poursuivent de Tunisie en Algérie et du Nord vers le Sud. Le massif triasique de Souk Ahras Nador - N’bails est aligné suivant l’axe Ghardimaou Cap Serrat (Perthuisot et al, 1978)

Nul part le Trias ne se présente en position stratigraphique normale, les modes de gisement en sont fort variées. Dans la région de Hammam N’bails, le Trias a pu profiter simplement des zones faibles créées par des grandes fractures verticales pour arriver au jour. Il faut évidement que les failles intéressent toute la couverture sédimentaire post-triasique. C’est ce qui se passe pour les grands accidents transversaux dus au rejeu d’anciens accidents et qui sont à l’origine des bassins effondrés.

Au niveau de Djebel Heimel au sud du bassin de Hammam N’bails, le Trias perce tous les terrains et recoupe les Sellaoua et il arrive jusqu’au contact du Pliocène. C’est le cas du vrai diapir (Chouabbi, 1987).

A Souras, c’est un affleurement de l’ordre de trois kilomètres carrés, on distingue les mêmes types d’accidents séparant le Trias de son encaissant. Au Nord, à l’Oued El Maleh il chevauche le Numidien, à l’Ouest les Sellaoua et leurs couvertures miocènes.

A l’Est et au Sud Est les accidents d’effondrement du bassin et la remontée du Trias dans cette zone ont permis l’apparition des formations Jurassiques de la mine d’Ain Achour.

A Ain Safra, le Trias lui-même limité par des failles est devenu l’encaissant de la minéralisation hydrothermale (SONAREM, 1971)

Le Trias de Nador N’bails et de la Mechroha est l’affleurement le plus important de la région, il s’étend de la station du Nador jusqu’au village de la Mechroha ce Trias est limité par des failles verticales avec deux directions privilégiées soit E-W soit N-S. D’après Vila (1972) le Trias au niveau de la station du Nador constitue la base de la nappe néritique, et considère le Trias comme étant allochtone.

Pour Rouvier (1977) le Trias de Souk Ahras qui n’est que le prolongement vers l’Est du Trias de Nador N’bails et de la Mechroha et les unités telliennes équivalentes à celles septentrionales et médianes, constituent un même ensemble allochtone. Cette hypothèse est basée sur la superposition des calcaires éocènes telliens sur le Trias, notamment celui des unités de Dra Serdoune, Oued Cheham et Mechroha.

Le diapirisme post nappe est déjà connu en Algérie, certains auteurs l’on signalé (Delteil 1974, Perthuisot et Rouvier, 1992) son existence dans la région de souk Ahras n’est pas un cas particulier, les travaux de kowalsky et al (2002) ont mis en évidence une phase de diapirisme mio-pliocène dans les confins algéro tunisiens en liaison avec le contexte distensif qui a donné naissance aux bassins d’effondrements. Dans la région d’étude nous avons relevé que le Trias chevauche par endroit la molasse du bassin néogène de Guelma au sud de la station de Nador (fig. 12).

fig. 12. Le Trias chevauche le néogène au niveau de la limite nord occidentale du bassin

II.2.3. Les fossés d’effondrement

Au Miocène supérieur une tectonique d’effondrement guidée par des accidents orientés NE-SW à E-W a conduit à la formation de dépression et de nouveaux reliefs. Le matériel provenant de ces derniers a remplit des bassins post-nappe qui se sont installés sur des terrains allochtones.. Tel est le cas du bassin de Hammam N’bails, qui n’est le résultat que d’une tectonique d’effondrement post -nappe.

La structure des bassins néogènes intamontagneux, qui sont par définition des bassins mobiles qui succèdent à la surrection d’une chaîne de montagne (Thomas, 1985), est caractérisée par les failles inverses dans l’Atlas tellien occidental et central, tandis que les décrochements sont bien exprimés dan la partie orientale, où les bassins sont complètement fermés (A.Harbi et al ; 1999).

Vers l’Ouest de la région d’étude, le bassin de Guelma couvre tout le secteur compris entre les gorges de Nador à l’Est et la région de Medjez Amar à l’Ouest en passant par la plaine de Guelma. Les deux principaux bassins subsidents qui existent dans les monts de la Haute Medjerda sont ceux de Taoura (qui fait partie de l’Atlas saharien) Hammam N’bails. L’orientation de ces bassins est NE SW à N-S (fig. 11).

Ces fossés d’effondrement ont les même caractères communs avec les bassins de la Tunisie (David, 1956) (Analogies de formations, de remplissage et d’évolution tectonique) et même avec ceux de la région de Morsott-Tébessa. Ces fossés résultent d’une intense activité tectonique distensive liée à la phase du Miocène (Kowalsky et al, 2002). Comparés avec le bassin néogène du Hodna, (Guiraud ; 1990), ces bassins ont les mêmes sédimentations détritiques, et les fortes épaisseurs qu’ils présentent résultent d’une active subsidence qui semble débuter dès le Miocène.

Fig. 13. Carte structurale du Nord Est algérien- zone des diapirs dressée à partir des levés aéromagnétiques (d’après Haddouche, 2003)

II.2.4. Les accidents transversaux :

Ces accidents ont été définis par Glangeaud (1951), ils correspondent à des accidents crustaux qui se traduisent par des décrochements senestres d’orientation moyenne N20. Ils sont appelés aussi geosutures du socle hercynien (Guiraud, 1990).

Ils se présentent généralement en faisceaux étroits qui combinent failles décrochantes et plis locaux et sont jalonnés de percements triasiques gypso-salins (David 1956) et sont en réalité plus complexe et plus étendues affectant à la fois l’Atlas tellien et l’Atlas saharien (fig. 13).

Ces accidents correspondent souvent à des jeux ou rejeux tectoniques récents liés à :

- tectonique tangentielle liée à la phase éocène (d’orientation NE-SW) - tectonique miocène liée à la mise en place des nappes (E-W) - la néotectonique des ces régions d’orientation N-S.

Depuis Glangeaud (1951) qui a décrit six de ces transversales, leurs existences ont été confirmées par les anciens auteurs (Blayac, 1919; Dareste, 1910; Joleaud, 1912) et d’autres auteurs se sont intéressés à ces structures et ont signalé leurs existences, en particulier Dubourdieu, (1956), Guiraud, (1967) et Guardia, (1975).

La mieux définie de ces structures est celle de Batna-Souk Ahras (N20) marqué par l’alignement des gîtes de Zn, Sb, Pb (Cu, Hg). Les accidents N20 et N50 (atlasique) ont probablement une origine hercynienne à tardi hercynienne. Le fait important est qu’il s’agit de traces de structures profondes ou accidents de socle. Il faut noter qu’Il existe une étroite relation entre ces accidents de socle et les sources thermales. C’est à l’intersection des systèmes de failles NE-SW et E-W qu’apparaissent les sources les plus chaudes (Issadi, 1992).

Une particularité à signaler est de ne pas avoir toujours joué à la même époque dans les différents tronçons qui les constituent. Les mouvements relatifs qu’ils ont provoqué peuvent varier (horizontaux, verticaux ou obliques), dans le cas d’un jeu en décrochement, les sens de déplacement que l’on observe dans la couverture post-triasique semblent être constants : dextres pour les accidents E-W et NW-SE, senestres pour les cassures NE-SW (Guiraud, 1990).

II.2.5. La néotectonique

Les déformations relatives aux phases alpines dans l’Atlas tellien sont la conséquence des mouvements de convergence entre les plaques Afrique et Eurasie, la reconstitution de ces mouvements à partir des anomalies magnétiques indique un rapprochement de la plaque Afrique depuis l’Oligocène suivant une direction N-S à NW-SE.

La néotectonique de l’Atlas tellien et des régions avoisinantes est dominée par des phases de déformation, extensives (E-W), et compressives avec un raccourcissement N-S (Groupe de Recherche Néotectonique Gibraltar, 1977, in Meghraoui, 1988).

Dans le bassin du Hodna, Guiraud, (1977) signale la présence d’une phase compressive durant le Plio Quaternaire de direction N-S dont l’expression sont les plis de direction NE-SW à E-W affectant des formations pliocènes et quaternaires.

La zone sismogénique de Guelma avec les deux bassins néogènes (Guelma et Hammam N’bails), associés aux failles de Bouchegouf et Hammam N’bails (fig. 14) est le résultat d’une tectonique récente affectant les formations plio quaternaires (Vila, 1980). L’association de ces structures avec les sources thermales laisse penser qu’elles sont actives (Harbi et al, 1999).

Fig. 14. Carte tectonique de l’Atlas tellien oriental et les effets de la néotectonique (d’après Meghraoui, 1988 ; Harbi et al, 1999)

II.3. Evolution géodynamique

La structuration des Maghrébides est l’aboutissement d’une série d’événements plus ou moins bien connus. Les avènements essentiels sont d’âge hercynien, crétacé supérieur, éocène moyen à supérieur, miocène inférieur, et la distension accompagnant l’ouverture de la Méditerranée manifestée par la formation de bassins post nappes (Saadallah et al, 1994).

Les terrains constitués de flyschs crétacés et paléogènes, de terrains calcaires jurassiques et crétacés et socle paléozoïque ont subi des déplacements à vergence sud et se trouvent en contact anormal sur les formations autochtones jurassiques et crétacées. Ces contacts sont soulignés par un front de nappe de direction E–W.

La période Trias-Lutetien est considérée comme pré-orogénique, car elle ne serait le siège que de déformations locales. La plupart des auteurs se mettent d’accord pour la succession des phases suivantes

Phase éocène

La phase fini lutétienne (Raoult 1974) est une phase à vergence sud appelée phase atlasique (Laffitte, 1939). Cette phase marque la fin du grand cycle sédimentaire commencé avec le Trias supérieur, et dont l’organisation n’a pas été perturbée malgré les contraintes compressives fortes mais locales. Le mole néritique constantinois semble ne pas avoir été affectée par cette phase éocène. Cette phase transpressive atlasique reconnue dans toute la chaîne tellienne (zone interne, zones externe et avant-pays) est considérée comme la plus importante de l’histoire post hercynienne de l’Algérie du Nord (Boutaleb et Al, 2000).

C’est à cette phase qu’on doit l’apparition des nappes de charriages et le plissement modéré de l’avant pays jusqu’aux limites du craton saharien. A l’échelle régionale, c’est la phase responsable de la déformation des Sellaoua, qui donne naissance aux plis anticlinaux sous l’effet d’une tectonique de compression de faible ampleur (Chouabbi, 1987).

La période éocène supérieur est responsable de la naissance du bassin numidien, l’extension serait alors dominante selon Delteil et al, (1971).

Vers la limite Aquitanien-Burdigalien puis pendant le Tortonien on observe deux phases de compression dont les effets peuvent être considérés majeurs.

La phase burdigalienne

Elle est responsable de l’écaillage de l’autochtone et le charriage des nappes du Nord vers le Sud. Au cours de cette phase on assiste à la naissance de la méditerranée occidentale manifestée par les bassins post nappes. Saadallah, (1994) pense que la relaxation générale des contraintes a conduit à une activité magmatique calco-alcaline localisée le long du littoral algérien (Semroud et al, 1992).

Au tortonien : de nouvelles nappes sont mises en places notamment le Numidien. Dans l’édifice tello-kabyle, les formations post nappes se trouvent légèrement chevauchées par les unités septentrionales (Boutaleb et al, 2000).

Après la régression de la mer vers le Miocène moyen une phase d’érosion intense a affecté les montagnes récemment crées en plus de l’érosion, la région a été l’objet d’une tectonique d’effondrement. Ces facteurs ont permis la naissance des bassins post-nappes cette période a été marquée aussi par des manifestations diapiriques du Trias surtout pendant le Pliocène.

Selon Burollet (1991) les deux phases compressives majeures de Tunisie occidentale se situent au Miocène moyen (Serravalien) et au Quaternaire, la direction de raccourcissement de ces deux phases sont respectivement N135 et NS.

Une dernière phase de compression se produira vers la base du Quaternaire, on lui doit de nombreux plis, failles inverses, et décrochement et le soulèvement du bassin de Taoura et Tamlouka, ce qui traduit un raccourcissement de direction NNW SSE à NS (Guiraud, 1977; Thomas, 1985) quelques indices de déformation et surtout la sismicité actuelle indique la persistance d’un régime de compression modéré jusqu’à nos jours (Guiraud, 1990 ; Meghraoui, 1988 ; Harbi et al, 1999).

CHAPITRE III GEOLOGIE DU BASSIN D’EFFONDREMENT DE HAMMAM N’BAILS

III.1. Généralités

Après le retrait de la mer du Miocène inférieur, et un peu partout dans ce tronçon du Tell algérien (chaîne de la Haute Medjerda-moyenne Seybouse), sont nés de l’orogenèse majeure post-Miocène, des bassins intramontagneux à remplissage fluviolacustre tel que le bassin de Taoura et de Hammam N’bails. Chaque cuvette subsidente a évolué pour son propre compte et montre un remplissage d’épaisseur considérable de dépôts essentiellement continentaux. De tels bassins se rencontrent dans toute la chaîne tellienne.

Le bassin néogène de Guelma, dont le bassin de Hammam N’bails peut être considéré comme étant son prolongement vers l’Est présente deux cycles sédimentaires, à la base gise la molasse de Guelma, qui est une épaisse série de grés jaunâtres avec des intercalations argilo- marneuses surmontée par des argiles et des conglomérats rouges, des argiles à gypse et des tufs, le tout est surmonté par un deuxième cycle discordant de calcaires lacustres.

Le bassin continental de Hammam N’bails a été décrit pour la première fois par Dareste De La Chavane (1912), il indiquait l’existence, au sud de Guelma, d’un fossé à remplissage fluvio lacustre, et fut ensuite décrit en détail par David et Jodot (1953) et David (1956), ce bassin est situé à 22 km à l’Est de Guelma, le village de Hammam N’bails est implanté au sein du bassin même. C’est un bassin intramontagneux post-nappes situé dans la série écaillée des Sellaoua.

Ce bassin est rempli par des dépôts continentaux mio-pliocènes représentés par des formations fluvio-lacustres. Il s’étale sur 15 km de long et 5 km de large entre le massif triasique de Nador N’bails au Nord et les Sellaoua au Sud.

III.2. Description du bassin d’effondrement

Il se présente comme un graben synclinal délimité à l’Est et à l’Ouest par des failles normales (Peybèrnes et al, 2002) sur toute sa longueur, certaines le traversent par son centre. Il est long, dans une direction presque méridionale, de 15km et large de 5km. Il se divise en trois parties délimitées par des failles transversales et encadrées par la série des Sellaoua (fig. 15).

1/ Zone méridionale de direction NE-SW, elle s’étend sur la vallée de l’Oued El Hammam depuis le Dj Heimel, au Sud Ouest, jusqu’au Hammam, au NE. Elle est limitée au Nord par le massif sénonien du Sfahli, au Sud par la chaîne du Dj Gabou-Dj Besbessa-Koudiet Dar Amara Ben Ali.

2/ une zone centrale orientée SSE –NNW : elle s’étend depuis le Hammam, au Sud, jusqu’à la vallée de l’Oued El Mellah, au Nord. Les limites sont de grandes failles rectilignes à l’Ouest, au Sud et au Nord; à I’Est, une série de redans de failles donne une limite plus irrégulière le long du koudiet El M’sala.

3/ une zone septentrionale d’orientation presque NE SW, c’est le massif du Nador proprement dit. Toutes les Limites sont dues à l’érosion et partout le Mio Pliocène repose sur le Trias.

0 001 1km002

Fig. 15. Esquisse structurale et géologique du bassin de Hammam N’bails d’après Vila, 1980 modifiée

III.3. La série stratigraphique

La série mio-pliocène du bassin intramontagneux de Hammam N’bails correspond à une mégaséquence fluviatile dont l’épaisseur moyenne dépasse les 1500m (Chouabbi, 1987). Ces dépôts sont représentés essentiellement par des sédiments détritiques d’origine variée, une mollasse jaune sableuse, argiles rouges et noires, calcaires lacustres et travertineux, à la base desquels reposent des conglomérats. Les restes fossiles recueillis par David (1956) au niveau des calcaires lacustres et d’après David et Jodot (1953) marquent le début du Pliocène, la sédimentation ayant commencé vraisemblablement à la fin du Miocène supérieur. L’âge de l’assise de base (les conglomérats à éléments jurassiques) est considéré comme tardi miocène.

Les dépôts continentaux sont représentés par les formations suivantes, on distingue :

- Miocène moyen à supérieur : galets, poudingues et conglomérats. - Miocène supérieur : un régime de sebkha s’installe avec dépôt d’argiles et marnes noires à gypse. - Pliocène inférieur : représenté par les calcaires lacustres qui traduisent un régime lagunaire. - Quaternaire : caractérisé par une intense activité thermale matérialisée par le dépôt d’une épaisse série de travertins.

Les géologues de l’équipe soviétique qui ont réalisé des travaux géologiques (de prospection et de cartographie) sur le bassin de Hammam N’bails proposent de subdiviser cette série fluviolacustres en six niveaux (fig. 21et 22).

Premier niveau ( N1)

Il débute par des conglomérats fluviatiles à éléments calcaires et dolomitiques du jurassique (Peybernès et al, 2002), des grés glauconieux et quartzeux, d’une puissance moyenne de 30m.

Ces conglomérats (consolidés par un ciment argilo gréseux rouge vif) à éléments du Jurassique ont fait l’objet d’un travail récemment publié. Ce niveau affleure à des endroits différents. Au bord de la route reliant le village de Hammam N’bails à Oued Cheham, affleurent des bancs décimétriques très fracturés. Un autre site se localise le long d’une nouvelle piste longeant la faille orientale du bassin qui est en contact de l’affleurement barrémien de Koudiet Dar Amara Ben Ali.

Ils sont constitués d’éléments calcaires et dolomitiques et dont l’inventaire et l’étude micropaléontologique prouvent l’existence, à la base de l’unité allochtone de l’avant pays des Sellaoua, d’une série jurassico-beriasienne à dominante carbonatée, inconnu à l’affleurement et qui a des affinités avec les séries nord atlasiques à l’Ouest et tunisienne à l’Est (Peybernes et al, 2002).

Fig. 16. Les conglomérats polygéniques à éléments jurassiques de la base du bassin de Hammam N’bails

Au-dessus on observe des microconglomérats et sables en petites intercalations puis des marnes gréseuses et calcareuses à lentilles de conglomérats (puissance 60m), le tout est surmonté par des marnes gréseuses (puissance 50m). La puissance totale du niveau atteint les 140m.

Deuxième niveau ( N2)

Il comprend des argiles grises et rouges à gypses en plaquettes, avec des traces de soufre, on y rencontre des lits de grés et d’argiles marneuses. Les argiles marneuses rouges grisâtres présentent des pendages moyens de 40 à 45° et montrent des figures d’érosion intense (ravines). La puissance totale de l’assise dépasse 800m.

Fig. 17. Vue panoramique des argiles marneuses du bassins de Hammam N’bails montrant un ravinement intense qui a abouti à une morphologie de bad land

Troisième niveau (N3)

Il s’agit des calcaires micritiques grumeleux à alternances d’argiles rouges métriques subverticales. Ils sont constitués de 95% de calcite, une minime quantité de quartz et limonite. Au bord de la route au niveau de l’agglomération d’El Bernous, la coupe qu’on a relevé montre une alternance de calcaire massif grumeleux mal stratifié et des argiles rouges qui évoque un dépôt sous faible tranche d’eau. Ces calcaires présentent des pendages forts, la direction des bancs change en allant du Nord vers le Sud, la teinte change aussi, au niveau de cette coupe elle est de couleur jaune à rougeâtre, en allant vers le Sud et à quelques centaine de mètres elle devient jaune à grisâtre. Il atteint 60m d’épaisseur.

Dans ce niveau on distingue une minéralisation disséminée de galène (ORGM, 1971). Qui se localise à l’Ouest du niveau qui encaisse la minéralisation (les calcaires rosâtres).

Quatrième niveau(N4)

Il est formé par une formation de marnes noires à gypse en filonnets interstratifiés avec des argiles rouges sableuses. La puissance de ce niveau est de 100m. lors du dépôt du minerai, ces formations marneuses ont servi probablement d’écran à la diffusion de la minéralisation.

Cinquième niveau (N5)

Représenté par des calcaires lacustres de couleur rosâtre à blanchâtre et à structure grumeleuse alternant avec des marnes argileuses gris foncé et d’argile brun rougeâtre. Dans ce niveau même on distingue une intercalation de calcaire détritique et des calcaires organogènes détritique. La puissance totale atteint environ 120m. ce niveau est appelé « niveau encaissant principal » puisqu’il encaisse la minéralisation. Le calcaire lacustre rose présente une structure micritique à dolomicrite, il contient du quartz détritique et de la calcite qui remplie des veinules et les ouvertures, les oxydes de fer, des minéraux argileux (fig. 18).

Fig. 18. Calcaire micritique à structure caverneuse remplie de calcite (Ca) et oxydes de fer (Ox) Lame mince, LPN. G. X 10

Les observations microscopiques des calcaires montrent qu’ils présentent un aspect détritique à pseudo bréchique avec présence de test d’organisme, de grains de quartz détritique (fig. 19)

Fig. 19. Calcaire détritique à texture mudstone à wackstone Lame mince, LPN. G. X 10

Sixième niveau (N6)

Il est formé par des argiles noires à gypse de plaine d’inondation/sebkha (peybernès et al 2002) avec des passés de calcaires lenticulaires de couleur ocre d’un demi-mètre de puissance. Les observations faites sur le terrain nous ont permis de différencier deux types ou deux générations de gypse, une première dite de sédimentation (S0), qui suit les plans de stratification du banc d’argile (160°, 60°W) et une deuxième génération de gypse en veinules qui la recoupent (142°, 50°N) (40°,30E), (20°,60°N) (fig. 20).

Ce niveau peut atteindre 120m d’épaisseur.

Fig. 20. Photos illustrant deux générations de gypses GI (gypse stratiforme, GII (veinule de gypse remanié) dans les argiles noires du niveau supérieur

Le quaternaire (Q)

Il est très fréquent, représenté par des travertins et des dépôts de nature alluviale composés essentiellement de blocs et cailloutis à ciment argilo-limoneux.

L’abondance des travertins et leur puissance considérable (45m) témoigne de l’intensité de l’activité thermale qui régnait dans le bassin. Un affleurement de travertins a été signalé au niveau de la mine de Ain Achour (SONAREM, 1971).

Les alluvions constituent les lits majeurs des plaines d’inondation et les terrasses de l’oued El Hammam. La puissance est de 40m.

Discordanc e

Fig. 21. log stratigraphique de la mégaséquence fluviatile du bassin néogène de Hammam N’bails

Faune et âge

La faune recueillis dans les calcaires supérieurs du Dj. Nador au-dessus des argiles noires à gypse (le niveau supérieur) (mollusques terrestres), récoltée par David et déterminée par Jodot est la suivante :

Hélix (Archelix ) subsenilis CR. Xerocincta) neglectoїdes PALL. Succinea (Amphibina) thomasi PALL Ferussacia atava CR. Limnea (Limnea) cirtana PALL. forme minor PALL Planorbis ( Goretus) jobae BOURG. forme minor JODOT Hydrobia sp.

C’est la seule faune permettant de donner un âge précis aux calcaires crayeux de Goutaya (point culminant du bassin). D’après Jodot (in David, 1956) elle caractérise le niveau de base du Pliocène inférieur. Il est alors probable que la série argileuse qui lui est subordonnée correspond bien à la formation «sulfogypseuse» du bassin de Guelma dans laquelle Dareste (1910, p189-191) a recueilli une faune ichtyologique et quelques fragments végétaux qui indiquent le sommet du Miocène ou la base du Pliocène.

On peut conclure que ce bassin est très subsident, cette forte subsidence est attestée par l’épaisseur des dépôts qui se sont accumulés dans ce fossé dan un laps de temps très court, et par conséquent, cela nous permet d’envisager que les failles responsables de l’effondrement étaient très actives.

Le remplissage du bassin a débuté avec la phase distensive de la fin du Miocène et s’est poursuivi au cours du Miocène supérieur et du Pliocène, devenant dans l’ensemble de moins en moins grossier et détritique. Des phénomènes de subsidence ont provoqué l’accumulation de plus de 1500 m de matériel détritique provenant des formations avoisinantes qui entourent le bassin, tels que les Sellaoua, les séries telliennes le Numidien et le Trias.

fig. 20.Carte géologique de la région de Hammam N’bails fig. 22. Carte géologique de la région de Hammam N’bails d’après SONAREM, 1971, complétée

III.4. Etude structurale

Le bassin de Hammam N’bails est situé à l’articulation entre les nappes ultratelliennes et numidienne au Nord et les écailles des Sellaoua au Sud, il s’agit donc d’un bassin d’effondrement intra tellien typique, il est limité par des failles normales. Les directions dominantes des failles sont, comme pour le bassin similaire situé dans la Haute Medjerda (celui de Taoura), NNW- SSE et NE-SW et localement NNE-SSW (fig. 15), qui sont parallèles aux plis telliens. La majorité de ces failles datent au moins de la phase majeure tortonienne (presque E-W dans cette zone). L’orientation majeure est N-S, qui correspond à la direction de la néotectonique.

L’alignement général du bassin est NE-SW mais en réalité la direction dominante des failles qui limitent le bassin est NNW-SSE très comparables aux bassins néogènes de la haute Medjerda et de l’atlas saharien.

Selon David, (1956) le bassin de Hammam N’bails est très comparable au bassin néogène de Taoura (Atlas saharien) mais seulement de point de vue nature de remplissage, pour le bassin de Taoura, il s’agit d’un synclinal tandis que pour le bassin de Hammam N’bails il s’agit d’un bassin d’effondrement néogène. a. Les différents systèmes de failles

Au premier système de failles (NNW-SSE) appartient la faille qui ferme le bassin au SW (fig. 13), elle met en contact les marnes et calcaires du sénonien supérieur avec le Mio- Pliocène du Dj Heimel. Elles sont nombreuses et parallèles les unes aux autres.

Ce faisceau d’accidents est dans le prolongement de la grande fracture qui, plus au N, limite le Trias du Nador et le Numidien.

Les failles de la bordure orientale sont de direction NNW-SSW. Elles sont assez courtes et se relaient d’Ouest en Est, découpant une série de redans qui enserrent tous des lambeaux de calcaires éocènes. Ainsi donc, Les unités de calcaire éocène de Hammam N’bails, Dra Serdoune et Koudiet El M’sala affleurent dans le bassin souvent en contact anormal avec lui avec des accidents d’effondrement.

La fracture bordière sud sépare le Sénonien du Dj. Besbassa du Mio-Pliocène. Vers l’Est, elle est relayée par un grand accident SSW-NNE qui limite l’Albien du Koudiet Amara Ben Ali et le long duquel les conglomérats à éléments jurassiques sont montés à l’instar du Trias. Les anciennes sources thermales quaternaires l’ont suivi pour venir au jour. Une autre grande fracture lui est parallèle : c’est la faille médiane du bassin, jalonnée par les griffons thermaux actuels et qu’empruntèrent les eaux responsables probablement de l’importante minéralisation du Plio Quaternaire.

On peut s’en rendre compte que les percements triasiques sont très développés le long des principales zones fracturées (fig. 23). Sur le terrain, on a pu mettre en évidence une extravasion ou un chevauchement du trias sur les dépôts néogènes, ce qui indique une activité halocinétique du complexe triasique du Nador N’bails

L’importance de ce bassin effondré est soulignée par le fait que les plis, plis failles et écailles de la région sont non seulement interrompues par lui mais légèrement déformés à son contact, ce fait est bien visible dans le massif de Sfahli. Ceci tend à prouver que la zone d’effondrement visible n’est le reflet que d’accidents profonds sans doute affectant le socle (David, 1956)

A l’Est et au Sud Est les accidents d’effondrement du bassin et la remontée du Trias dans cette zone ont permis l’apparition des formations Jurassiques de la mine d’Ain Achour.

Le Trias à Souras est un affleurement de l’ordre de trois kilomètres carrés, on distingue les mêmes types d’accidents qui le séparent de son encaissant (le Mio Pliocène et le Sénonien supérieur). C’est dans le secteur de Dj Heimel que le Trias perce tous les terrains pour arriver au contact des formations du bassin.

Fig. 23. Coupe à travers le bassin d’après SONAREM, 1971

Les épaisseurs des formations sédimentaires changent de l’Est à l’Ouest, elles sont plus forte à l’ouest qu’à l’Est.

Les couches de direction NE-SW (conformes à l’alignement du bassin) montrent partout des pendages d’au moins de 15°, elles plongent soit vers le Nord Ouest (demi graben) soit vers le Nord et avec des pendages qui varient de 15 à 70°.

Le pendage des couches surtout les calcaires lacustres changes du Nord vers le Sud. Les couches sont raides au Nord, subverticales au centre du bassin puis deviennent raides au Sud. cependant, le quaternaire (dépôts détritiques divers et travertins) n’est pas plissé mais affecté par des fractures d’ordre métrique

Les barres de calcaires lacustres, qui sont un précieux repère structural, affleurent dans la zone centrale en arcs convexes vers le Nord, avec un pendage de 30° SE, et à l’approche de la grande faille médiane elles deviennent verticales, se renversent même localement. A 150 m de profondeur, les travaux de mine les ont suivi en profondeur, s’enfonçant verticalement. (SONAREM, 1971) leur direction change de N10 à N30 jusqu’à N140.

Les calcaires roses et blancs (à 1km au Nord du village de Hammam N’bails) sont affectés par un réseau de faille qui les découpent en panneaux décalés (fig. 24).

Fig. 24. Les calcaires lacustres affectés par la tectonique souple et cassante

L’interprétation de la carte des linéaments, établie à partir des observations de terrain et de photos aériennes au 1/20000, montre la prédominance de trois directions la E-W et rarement la NE-SW (atlasique) et NW-SE.

La direction NE-SW est fréquente tant dans le domaine tellien que saharien, elle est parallèle à la direction des plis telliens

fig. 25. Carte linéamentaire établie à partir de l’étude des photos aériennes

fig. 26. Rosace des linéaments de la région du bassin de Hammam N’bails

III.5. L es phases tectoniques majeures qui ont marqué la région

L’étude des différents niveaux sédimentaires qui constituent le bassin et des structures qu’ils montrent nous permettent de reconstituer les phases principales de l’évolution paléogéographique depuis la mise en place des nappes jusqu’à l’actuel.

Apres la mise en place des nappes, des déformations de divers types vont intervenir, une première série post nappe va se déposer du Burdigalien au Tortonien moyen dans un contexte distensif souligné par les manifestations magmatiques calco alcalines. Apres la compression intra Tortonienne, on assiste à la distension jusqu’au Pliocène supérieur entraînant une forte subsidence des bassins. P.F Burollet (1991) signale la manifestation de deux phases compressives situées au Miocène moyen et Quaternaire, la direction générale de raccourcissement de la phase quaternaire est N-S. Ainsi donc, on distingue deux phases majeures responsables de la structure actuelle du bassin :

La phase de distension (phase de relâchement après la mise en place des nappes)

Elle est située à la fin du Miocène et marquée par la formation du bassin d’effondrement et son comblement par des dépôts lacustres et continentaux.

La phase de compression

Elle s’est manifestée à la fin du Pliocène, elle est responsable du plissement et fracturation des dépôts, elle a mis fin au régime de subsidence et donc responsable de la structure actuelle du bassin. Il semble que ce régime compressif persiste toujours :

Les travertins (quaternaires) sont affectés par un réseau de fractures (cf fig. 28)

On a relevé quelque part que le Trias chevauche les dépôts du Plio Quaternaire (fig. 12)

Reconstitution paléogéographique

Après la transgression miocène, a eu lieu le charriage des nappes telliennes sur un substratum écaillé (para autochtone des Sellaoua) au Burdugalien-Tortonien.

Au Miocène supérieur, la mer commence à se retirer vers le Nord, par la suite une tectonique d’effondrement (conséquence du relâchement de la tectonique compressive) affecte la région, le dépôt des conglomérats traduisent un régime fluviatile, puis le régime de dépôt se développe vers une sebkha avec mise en place d’argiles à gypse et enfin un système lagunaire responsable de la mise en place des calcaires lacustres. On assiste par la suite à la fracturation de ces dépôts même le Quaternaire en est affecté.

Les derniers mouvements tectoniques ont eu lieu à la limite Pliocène supérieur Pléistocène, ces mouvements sont responsables de la structure des dépôts, le chevauchement du trias sur ces derniers et l’affaissement de la partie sud du bassin. Au Quaternaire des accidents ont rejoué pour créer de nouvelles ruptures responsables de la mise en place des travertins.

III.6. Cadre sismotectonique de la région

La sismicité historique de la région de Guelma et ses environs immédiats rapportés par les différentes publications parus jusqu'à ce jour montre que cette région a été frappée dans le passé par de nombreux séismes, mais qui reste une région plus ou moins calme par rapport aux autres zones sismogéniques telles que la zone d’Alger, le Cheliff ou l’Oranie.

Des événements historiques significatifs se sont produit aux environs de la région de Guelma. Le séisme du 10 février 1937 avec une magnitude estimée à 5.4 sur l'échelle de Richter survenu dans cette région, reste le plus important ressenti à Guelma et ses régions avoisinantes (Dahoumene, 2003)

Les études sismotectoniques du Nord de l'Algérie indiquent que cette région est caractérisée par une tectonique active, représentée par des plis de direction NE-SW, des failles inverses et chevauchantes et des décrochements purs. Ces structures actives sont formées en réponse â la collision de l'Afrique par rapport à l'Europe et se concentrent sur la périphérie des bassins miocènes post-nappes dont celui de Guelma.

Le bassin de Guelma est qualifié de bassin "losangique" coincé entre 2 accidents d'orientation E-W décrochevauchants à jeu dextre. Sur les bordures de ce bassin en pull appart, il existe une série de failles normales d'orientation N-S à NNW-SSE qui entrecoupent les failles de cisaillement subparallèles. Un grand linéament E-W apparaît sur toutes les cartes structurales du nord de l’Algérie (Vila, 1980; Boutaleb et al, 2000) il apparaît clairement sur les images satellites.

La faille de Bouchegouf ainsi que celle de Hammam N'bails (fig.14) seraient probablement actives. Elles affectent les dépôts quaternaires en alignant des sources actuelles ou à hydrothermalisme actif (Vila, 1980). Sur le terrain on a relevé des déformations cassantes qui affectent les travertins plio quaternaires (fig. 27). Les bancs de travertins qui se mettent en place en discordance sur les argiles noires et grises à gypse, présentent des

pendages de 3 à 5°, montrent des épaisseurs considérables (30 à 40m) et des extensions latérales signifiantes.

Les travertins se développent au niveau de l’accident N-S appelé faille de la vallée, ils présentent des pendages très doux (3 à 5°S) et se mettent en place en discordance sur les argiles grises. Ils sont affectés par un réseau de fractures de différentes directions avec parfois un rejet métrique.

Fig. 27. Photos illustrant la mise en place des travertins en discordance sur les argiles du bassin et les fractures qui les affectent

On a constaté qu’il prédomine trois directions de failles : N10, N75 et N140. Deux failles N10 sont importantes en terme d’extension, la N75 présente un rejet métrique et est décalée par la N10.

Tous ces levés et observations confirment ainsi la manifestation d’une néotectonique liée à des accidents profonds et par conséquent le caractère sismotectonique de la région de Hammam N’bails malgré que cette région n’ait pas enregistré dans le passé des séismes considérables.

Fig. 28. Deux fractures métriques qui affectent les travertins

CHAPITRE IV GITOLOGIE ET CARACTERISATION GEOCHIMIQUE DES MINERALISATIONS

IV.1. Cadre métallogénique régional

IV.1.1. Généralités

Les minéralisations à Zn, Sb, Pb, As de la région de Hammam N’bails (30 km au Sud Est de Guelma) sont des minéralisations à caractère particulier puisqu’elles recèlent des espèces minérales uniques au monde et dont leur dénomination et propriétés furent décrites pour la première fois dans cette région et qui existent rarement ailleurs, tels que la nadorite et la flajolotite. Cette minéralisation est considérée comme la plus jeune des gîtes du Nord Est algérien, elle est pratiquement d’âge pliocène à plio quaternaire.

Les gîtes et indices d’antimoine (Arsenic) de l’Algérie dont fait partie celui de Hammam N’bails se localisent dans le Nord Est du pays et essentiellement dans la région Constantine-Guelma (fig. 29).

Fig. 29. Carte de répartition des gîtes et indices d’antimoine dans le Nord Est algérien d’après Boutaleb et al, 2000 ; modifié

Ces gîtes se repartissent en deux types principaux : les gîtes et indices encaissés dans le socle métamorphique de l’Edough et de la petite Kabylie en liaison avec le magmatisme néogène et les gîtes et indices en milieu carbonaté.

Pour les gîtes de l’Edough, à l'exception des indices de type Mokta-Marouania, toutes les minéralisations antimonifères de l'Edough sont situées dans la partie septentrionale, dans l'aire d'influence du volcanisme miocène (Aissa, 1996).

Il s'agit de filons et corps métasomatiques, constitués essentiellement de quartz et calcédoine sphérolitique, auxquels sont associées des aiguilles de berthiérite, stibine et autres espèces de minéraux antimono-plombifères ou argentifères, avec pyrite, arsénopyrite et traces d'or et rarement de la pyrrhotite. Les minéraux oxydés d’antimoine sont associés au stade supergène, comme résultat de l’altération des minéraux primaires tels que la stibine et les sulfosels de plomb (Aissa, 1996).

Le gîte d’El Goudi à As, Sb (Cu, Zn, Pb, Au Ag), dont la minéralisation est encaissée par la couverture sédimentaire du socle, présente une association complexe à plusieurs paragenèses. La présence de (Co, Ni, Bi) semble indiquer une origine méso à épithermale. L’Or (invisible, identifié au MEB) se présente en inclusion dans la chalcopyrite en association avec le quartz et la pyrite (Toubal, 2005)

Les gîtes du deuxième type sont localisés dans les séries carbonatés des zones externes de la chaîne tellienne : dolomies du Jurassique supérieur (Dj Taya), calcaires, marnes et marno calcaires du Crétacé inférieur (Koudiet El Melah (région de Guelma), Chaabet khalfa, Ain kerma et Dj Hamimet), calcaire du Crétacé moyen (Bouzitoun, Jemilia, et El Fedjoudj) et Plio Quaternaire (Hammam N’bails) (Toubal, 1984).

IV.1.2. Historique

Les deux types de gîtes d’antimoine du Nord Est algérien (liés au socle et dans les roches carbonatées) sont considérés comme faisant partie d’un grand phénomène métallogénique primaire d’âge post burdigalien (Bertraneu, 1955). Les associations deviennent de plus en plus simples et froides pour le type carbonaté suite à l’éloignement du magma.

Les gîtes d’antimoine (arsenic) en milieu carbonaté sont considérées autrefois par Bertraneu (1955) comme étant des gîtes du type téléthermal, leur âge est supposé post burdigalien, ils sont localisés à la partie supérieure des séries sédimentaires très puissantes sans manifestation magmatique apparente dans leur voisinage. Leur localisation est contrôlée par la tectonique verticale post Burdigalienne, et plus particulièrement par le rejeu de ‘‘failles actives’’ très anciennes dont le caractère profond a assuré une communication avec le socle.

Parmi les caractéristiques des gîtes encaissés dans la série néritique constantinoise et le para autochtone, on retiendra :

La morphologie des corps de minerais est variable : karst hydrothermal (Toubal, 2005) (dans les dolomies du Jurassique supérieur), amas, lentilles, stratiforme, remplissage de fissures et dissémination.

Les minéralisations d’antimoine sont représentées par : stibine, sénarmontite et nadorite, flajolotite avec sphalérite, galène, cinabre, réalgar et orpiment. La gangue et formée de barytine, quartz calcite, dolomite et fluorite. Les zones d’oxydations sont constituées d’ocres d’antimoine, oxydes de fer, hématite, smithsonite, valentinite, sénarmontite, stibiconite.

Selon les régions et d’un gisement à l’autre ces minéralisations forment des associations particulières :

Stibine, sphalérite, calcite, barytine, et quartz pour les gîtes de la région de Guelma.

Cervantite, Stibine, calcite, dolomite et stibiconite pour le gisement de Ain Karma.

Sénarmontite, stibine, réalgar, orpiment, calcite, barytine et valentinite pour le gîte de Hamimet.

Galène, sulfures d’antimoine et d’arsenic, smithsonite, nadorite, flajolotite, ocres d’antimoine et dolomite pour le gisement de Hammam N’bails.

Stibine, calcite, quartz et fluorite pour le gîte de koudiet Takouk.

Stibine et hématite pour le gîte de koudiet Hjar Essouda.

Il est utile de noter qu’une grande partie des gîtes encaissées dans les milieux carbonatés sont du type oxydé.

Parmi ces gîtes, le gîte d’Ain karma (à 20km au NW de Constantine) est le plus important au point de vue économique. Dans ce gîte découvert en 1906, exploité (pour le Sb) et étudié seulement depuis 1913, le phénomène d’oxydation est très accentué aboutissant à la cervantite, en dehors de celle-ci, il ne présente aucune autre espèce minérale utile, dans les remplissages les plus riches en cervantite, la stibine est souvent rencontrée dans les noyaux, ainsi que ses altérations habituelles (stibiconite et kermesite).

La minéralisation est post miocène, et dans ce gîte il existe une étroite relation entre l’existence de failles, où les fluides ont circulé, la minéralisation et les eaux chaudes présentes dans la région (Deleau et al, 1953).

IV.2. L es gîtes à antimoine plomb et zinc de la région de Hammam N’bails

La région de Hammam N’bails recèle quatre gisements, qui sont les gîtes de koudiet Djedada, Ain Safra, Ain Achour et Hammam N’bails et l’indice de Djebel Heimel. Ces gisements ont fait l’objet d’exploitation depuis 1873 jusqu’à 1968, et ont produit plus de trois cent mille tonnes de minerais de plomb et 45 mille tonnes de minerais d’antimoine. Actuellement des réserves existent toujours dans le gisement de Hammam N’bails, mais leurs conditions techniques d’exploitation restent délicates.

Dans le travail qui suit, l’effort est axé sur l’étude des minéralisations du gisement de Hammam N’bails, pour plusieurs raisons. La première est que la minéralisation de Hammam N’bails s’exprime mieux par rapport aux autres gîtes où la totalité de la minéralisation est très altérée et se présente sous forme d’oxydes ce qui rend difficile son étude, la deuxième raison est que le gisement objet de notre étude a été bien prospecté par la SONAREM et représente la majeure partie des réserves en Zn, Sb, Pb, et As de toute la région.

IV.2.1. Le gîte de Ain Safra

C’est un gisement qui a été exploité essentiellement pour les oxydés de zinc, il se localise à 4 km au Nord du gisement de Hammam N’bails et à 2 km à l’Est d’Aïn Achour, les travaux d’exploitation furent arrêté en 1928, jusqu’à cette date, on avait extrait 20000 tonnes de minerai oxydé avec (19% de Zn et 2.7% de Pb). (rapport SONAREM, 1971)

De 1968 à 1970, il a fait l'objet de travaux de prospection sur une petite superficie (sondages, tranchées, prospection électrique). En somme deux puits, deux tranchées, 16 tranchées de reconnaissance et 09 sondages ont été creusés. Les réserves totalisent plus de 120 milles tonnes de minerai à (Zn et Pb).

Trias

Fig. 30. Le gîte de Ain Safra

La minéralisation d'Ain Safra est encaissée dans des dolomies brèchiques formant des blocs allongés et noyés au sein des formations argilo gypsifères du Trias (fig. 30), ce qui a motivé les géologues de l’ORGM (2004) à rechercher cette minéralisation au niveau de Koudiet Djedada et sur toute la zone de jonction entre les deux gîtes.

Les minéraux métalliques cimentent les éléments de la brèche dolomitique (agrégats de smithsonite, cérusite, flajolotite (tripuhyite), nadorite, goethite, hématite) (fig. 31).

AS 10 MERDES4 AS10 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - 47-1734 (*) - Cerussite, syn - PbCO3 - I/Ic PDF 6.7 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 34-0372 (*) - Squawcreekite, syn - FeSbO4 - 17-0469 (I) - Nadorite - PbSbO2Cl - 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4

1300

d=2,77 1200

1100

1000

900

800

700

600 Lin (Counts)

500 d=1,72 400 d=3,57

300 d=3,28 d=2,56 d40,12 d=1,96 d=2,34 200 d=2,12 d=2,99 d=1,50 d=1,79 d=1,42 d=1,35 d=3,34 100 d=3,72

2 10 20 30 40 50 60 70 2-Theta - Scale

Fig. 31. Diffractogramme RX montrant l’assemblage minéral dans un échantillon du Trias prélevé au niveau du gîte oxydé de Ain Safra

IV.2.2. Le gîte de Ain Achour (Pb, As)

Se localise à 2km à l’Ouest du gisement de Ain Safra et à 4 km au Nord du gisement de Hammam N’bails, les réserves de minerais sont pratiquement épuisées. Il a été exploité essentiellement pour les oxydés de plomb et d’arsenic, où la minéralisation est associée à une couche de calcaire brun jaunâtre du Lias probable. Les corps sont de forme complexe, à allure générale de lentille de longueur de 100 à 120 m (rapport SONAREM, 1971).

IV.2.3. Le gite de Koudiet Djedada

Situé à Koudiat Djededa, près de la partie orientale du Djebel Nador, 8 km au Nord Est du gisement Hammam N’Bails. Il parait comme une ancienne petite exploitation où la minéralisation (des oxydes de zinc) est encaissée dans les dolomies du Trias.

Le gîte de Koudiat Djedada est connu depuis 1878 et exploité de 1900 à 1939. La quantité de minerai extraite est inconnue. I1 a fait l'objet d'un faible volume d'échantillonnage dans le cadre des travaux systématique sur la feuille n°77 effectué par Khamzine (1975) et lors des travaux régionaux ayant accompagnés les travaux de prospection des polymétaux dans les confins algéro-tunisiens (1991-1994) par Youssifov.

Il n'y a pratiquement pas d'informations sur les corps minéralisés et leurs caractéristiques, les teneurs de Zn de varient de 0.6 à 11.3% et en Pb de 0.05 à 0.4% (rapport SONAREM, 1975)

Des travaux de prospection ont été réalisés par l’ORGM en 2004 sur la région comprise entre le gîte de Ain Safra et celui de Koudiet Djedada, avec la réalisation de trois sondages au niveau de Koudiet Djedada. Ces sondages n'ont pas recoupé le corps minéralisé en profondeur. Ils n'ont traversé que les dolomies, argiles, marnes et le gypse du Trias (fig. 32).

0 50m

Fig. 32. Coupe faite à partir des résultats du sondage S1 réalisé sur le gîte de Koudiet Djedada (ORGM, 2004)

Les formations qui encaissent la minéralisation sont les brèches dolomitiques noyées dans les formations argilo-gypsifère du Trias. La minéralisation représente le ciment de cette brèche. Les analyses aux rayons X n'ont donné que de la smithsonite (Negrouche, 2004).

IV.2.4. L’indice de Dj Heimel

Il se localise à environ 5 km au Sud Est du gisement Hammam N’bails, la minéralisation qui se présente en filons est encaissée dans les calcaires ferrugineux du Crétacé supérieur, elle est à antimoine dominant. Le Trias affleure aussi dans cette région au voisinage de la zone minéralisée.

IV.3. Gisement de Hammam N’bails

C’est un gisement d’une nature un peu spéciale, Le gisement de Hammam N’bails a été découvert en 1845 et exploité avec interruptions de 1873 jusqu’à 1968. Son exploitation fut arrêtée en cette date à cause des venues des eaux thermales dans les galeries (rapport SONAREM, 1971). Par son importance en production et en réserves, il était l’un des plus important gîtes de calamine d’Algérie et le premier d’antimoine.

La minéralisation est essentiellement à antimoine et accessoirement plomb-zinc avec association d’arseniates et de cinabre (SONAREM, 1971) sur toute la période d’exploitation avec ses interruptions il a été extrait 400 milles tonnes de minerais repartis comme suit : 300000tonnes de minerais de zinc, 65000 tonnes de minerai d’antimoine (nadorite et oxyde d’antimoine) et 2000 tonnes de plomb. Les teneurs varient de 24 à 40% de Sb, 15 à 40% de Zn et 30% de Pb. Les minerais riches en Sb étaient destinés à l’exportation.

Les formations du Mio Pliocène forment un pli synclinal de direction méridienne et présentant une allure assymétrique. Les principaux corps minéralisés sont localisés dans la partie occidentale du bassin.

D’après les données de forage (rapport SONAREM, 1971) la minéralisation est connue jusqu’à 150 à 170 m de profondeur et se présente en filons et lentilles.

La minéralisation est liée à trois niveaux de faciès lithologiques:

- Le niveau de calcaire inférieur, il s’agit de filonnets de galène recoupant les bancs, cette minéralisation est de faible importance et n’a jamais fait l’objet d’exploitation.

- Le cinquième niveau de calcaires lacustres roses et blancs, c’est le niveau où se concentrent les principales minéralisations du gisement.

- Les lentilles de calcaires détritiques au sommet de la série mio pliocène, ces niveaux de calcaires sont intercalés dans les argiles grises à gypse. Ils forment l’encaissant d’une minéralisation disséminée d’antimoine et d’arsenic.

IV.3.1. Les corps minéralisés et leur Morphologie

Les travaux de la SONAREM (1971), ont mis en évidence six corps mineralisés localisés dans les calcaires lacustres compartimentés en blocs disloqués par des failles presque E-W.

On rencontre du Nord vers le Sud, six corps qui s’étalent sur une distance de 1.8 km et dont la puissance varie de 2 à 20m, il s’agit des gîtes suivants : Le gîte principal, Deb Deb, troisième gîte, quatrième, cinquième, cinquième intermédiaire (fig. 33).

Fig. 33. Carte schématique des corps de minerais du gisement de Hammam N’bails (d’après Toubal, 1984)

Le corps principal a été exploité pariellement par carrière et par galeries souterraines, son exploitation a commencé en 1872 jusqu’à une profondeur de 135m. L’étendue totale de ce gîte atteint 220m, la minéralisation se localise dans deux couches de calcaires lacustres séparées par les argiles (fig. 34). Dans la deuxième couche (corps ouest) se repartie une fine minéralisation de galène en dissémination dans les calcaires blanc et gris du troisième niveau.

Dans les corps minéralisés qui se montrent sous forme de lentilles et couches pénéconcordantes, les minéraux métalliques visiblement bien reconnaissables dans la mine sont la nadorite, galène, flajolotite et ocres jaunes vifs d’antimoine. En outre, les minéraux

présents dans le gisement sont la stibine, les arsénosulfures de plomb, les minéraux secondaires de l’arsenic, l’anglesite, maghemite, calamine, smithsonite sont à signaler (rapport SONAREM, 1971).

Il ressort des descriptions gîtologiques de ces corps que les sulfures (galène, sphalérite et stibine) se localisent dans les parties inférieures du gisement et ont été surtout mis en évidence dans la partie méridionale du gisement. Les oxydés sont très répondus dans la zone septentrionale du gisement et se localisent dans les parties supérieures des gîtes. L’association de la nadorite avec les sulfures est très peu fréquente.

Fig. 34. Morphologie de la minéralisation encaissée dans les calcaires lacustres D’après SONAREM, 1971

IV.3.2. Les textures

Les observations macroscopiques des échantillons et au microscope optique de la minéralisation nous ont permis de dégager les différents aspects texturaux que la minéralisation présente.

Texture massive : la galène et les oxydés de plomb présentent des textures massives à tel point où l’on ne peut pas voir les éléments de l’encaissant qui est complètement transformé (fig. 35).

fig. 35. Texture massive avec association galène cérusite

Texture disséminée : la galène et la smithsonite présentent l’aspect d’une minéralisation finement disséminée, et qui sont associées à la dolomite épigénétique porphyrique (fig. 36).

Fig. 36. Galène (Ga) en dissémination associée Fig. 37. Galène (Ga) en dissémination associée aux oxydes de fer (Ox Fer) aux oxydes de fer (Ox Fer)

Texture bréchique : les sulfures de plomb et d’antimoine cimentent les éléments de brèches calcaires, cette texture est observable dans la partie inférieure du cinquième gîte (A. Toubal, 2005).

Texture veinulée : la nadorite se met souvent en place sous forme de remplissage d’espaces ouverts, de ce fait elle présente des teintes brunes jaunâtres à mielleuses, les filonnets sont de tailles millimétriques à centimétriques formants un réseau anastomosé et entrecroisé (fig. 37).

Texture lamellaire : ou sphérolitique, la nadorite se présente aussi souvent sous forme fibroradiées et en sphérolites à aspect lamellaire, les teintes sont mielleuses à brunâtres associée aux ocres d’antimoine jaunes citron tels que la flajolotite et la cervantite (fig.38).

Nad Ocres jaunes d’antimoine

Fig. 38. Texture lamellaire de la nadorite fig. 39. Texture pulvérulante des ocres d’antimoine

Texture pulvérulente : les ocres jaunes d’antimoine présentent l’aspect terreux pulvérulent. Cette association de minéraux jaunâtres (flajolotite, cervantite, sénarmontite) se développe essentiellement dans les parties supérieures des gîtes (fig. 39)

Texture collomorphe : la galène et la sphalérite se déposent sous forme boïtroïdale, ce qui traduit un remplissage de cavité ouverte dans un milieu sursaturé en soufre réduit (Anderson, 1985, in Boutaleb, 2001). Cette texture est observable dans les parties inférieures au sud du gisement.

IV.3.3. Minéralogie du gisement

La minéralisation de la région de Hammam N’bails a une paragenèse simple représentée par la galène, la nadorite, la flajolotite, rarement stibine et sphalérite, la smithsonite, la dolomite, sidérite et calcite sont les principaux minéraux de gangue avec rarement du quartz, barytine et fluorite.

Les analyses aux rayons X réalisés au niveau du laboratoire du CRD SONATRACH, sur une dizaine d’échantillons de différents prélèvements donnent l’assemblage minéral suivant: smithsonite, nadorite, flajolotite, galène, sphalérite, sidérite, morélandite, goethite, cérusite, calcite, dolomite, fluorite, quartz et kaolinite (voir annexe).

IV.3.3.1. Les minéraux de gangue

La gangue qui accompagne les minéraux utiles dans le gisement de Hammam N’bails est constituée essentiellement de calcite et dolomite, la barytine et la fluorite se manifestent rarement ainsi que le quartz (silicification).

A. La calcite

La calcite présente plusieurs faciès et générations, elle accompagne surtout les stades de minéralisation à antimoine (nadorite), elle s’observe en remplissage de micro cavités

(Ca1), en cristaux subautomorphes issus d’une dédolomitisation (Ca2), et en remplissage de veinules (Ca3 et Ca4). a. La calcite vacuolaire de recristalisation (Ca1)

Cette calcite s’est déposée par remplacement d’un mudstone (calcaire lacustre). La métasomatose guidée par les fluides remplace complètement les éléments de la roche en calcite vacuolaire (groupées en amas et formant ainsi des gloméroblastes), par endroits les éléments de la roche se montrent isolés et transformés.

Dans une vacuole (fig. 40), La taille et la structure de la calcite commence par des formes complètement xénomorphes et en allant vers le centre, elle commence à se cristalliser et à augmenter de taille (0.8 à 1mm) pour donner une calcite automorphe sparitique présentant des macles, et contaminée par des impuretés (influence de silice), ce qui lui acquiert des teintes sombres. Par endroits cette calcite transforme l’aragonite préexistante. La calcite peut s’associer aussi au oxydes de fer dans des veinules.

Ca1

Fig. 40. Calcite vacuolaire et en dents de chiens (Ca1) transformant un mudstone et associée parfois aux oxydes de fer b. Calcite de dédolomitisation (Ca2)

un phénomène de dédolomitisation (calcitisation) (fig. 41) se développe après la mise en place des dolomies porphyroblastiques automorphes (D1) (c’est une calcite un peu particulière qui présente des teintes plus fortes que celles de la calcite ordinaire et qui évoque une contamination par la nadorite) tout en gardant leurs formes et leurs tailles ainsi que la zonation de galène (Ga1). Par endroits cette calcitisation peut aboutir à la disparition complète des dolomites pour laisser place aux calcites sub automorphes.

Ca2

Ox fer

Fig. 41. Calcitisation des rhomboèdres de dolomites 60

c. La calcite veinulée

Un troisième faciès de calcite dit de remplissage de veinule se met en place dans une phase tardive dans l’histoire du dépôt de la minéralisation en général, où la calcite est associée souvent aux oxydes de fer et à la nadorite. Un premier type (Ca3) (fig. 42) accompagne la nadorite prismatique (Nad1) en remplissage de veinules et de vacuoles, la calcite se met de façon tardive par rapport à la nadorite et aux oxydes de fer, ces derniers se montrent parfois affectés par la calcite qui les isolent complètement

Le deuxième faciès est représenté par une calcite xénomorphe (Ca4) qui tapisse les parois des veinules remplies de nadorite en grandes plages (Nad2) (fig. 43).

Nad1

Ox fer

Ca3

Fig. 42. La calcite (Ca3) associée avec la Fig. 43. Calcite xénomorphe (Ca4) associée nadorite et les oxydes de fer à la nadorite en grandes plages (Nad2) en veinules dans les dolomites ferrifères

B. La dolomite

La dolomite a été souvent décrite comme minéral de gangue dans les mineralisations antimoine - polymétaux encaissé par les séries carbonatées (Delau et al, 1953 ; Toubal, 1984). Les observations microscopiques permettent d’envisager qu’elle est associée aux deux stades de dépôt de la minéralisation sulfurée, qui sont le stade de remplacement et de remplissage, par conséquent, elle s’exprime sous plusieurs formes : une dolomite porphyrique zonée, une dolomite xénomorphe liée au stade de remplissage d’espaces ouverts et une dolomite collomorphe.

La dolomite porphyrique automorphe zonée (D1) : elle s’est mise par remplacement d’un encaissant micritique, qui est par endroits complètement dolomitisé. Il s’agit d’une dolomite spathique à auréole limpide et cœur chagriné, présentant une zonation sous forme d’auréoles de croissance souvent riches en fer elle est de forme rhomboédrique dont les tailles varient de 200 à 600 voire 700 microns.

Ce type de dolomite présente souvent des cœurs ferruginisés (fig. 44), parfois elles évoquent des dolomites ferrifères (sidérite qui a été attestée par analyses aux rayons X, ou ankerite), elle présente également un autre habitus plus clair (fig. 45) où le cœur des cristaux se purifie par recristallisation totale donnant des dolomites encapuchonnées. Elles présentent aussi des superpositions d’auréoles (rims).

Les vides entre les grains de dolomite sont occupés par les oxydes de fer (probablement de la goethite), qui se mettent en place après la dolomitisation et peuvent être aussi à l’origine de la ferruginisation des dolomites (fig. 46).

Les dolomites peuvent être substituées par la galène qui souligne la périphérie des grains, et occupe parfois les cœurs des cristaux (fig. 47).

Fig. 44. Dolomite porphyrique zonée (D1) Fig. 45. Purification des dolomites associée Aux oxydes de fer par recristalisation lame mincex10

Ga1 Ga2

Fig.46. Association de dolomite (D1), galène (Ga2) fig. 47. Encapuchonnement de la Et oxydes de fer qui cimentent les vides galène (Ga2) et de la dolomite (D1)

La dolomite peut subir des phénomènes de calcitisation ou dédolomitisation suite au changement du chimisme des fluides qui deviennent plus riches en calcium (fig. 48).

fig.48. Phénomène de dédolomitisation (calcitisation) lame mince, LPA x10

La zonation chimique (zonation de croissance) des cristaux reflète la variation de la composition des fluides au moment de la croissance du cristal, ainsi donc, la précipitation des oxydes et des sulfures est en rapport avec le changement de Eh.

Cette dolomite zonée a été décrite par A. M’rabet (1987) dans les séries du Crétacé inférieur de la Tunisie centrale, et présentée comme étant des dolomites pauvres en Mg et dont leur formation est liée au développement et à la fluctuation de l’aquifère. Ce type de dolomite a été signalé aussi à Boukdema et Ain Kahla (domaine sétifien-Hodna) (Boutaleb, 2001), il s’agit de dolomite à cœur trouble (cloudy) et auréoles limpides, un autre type ferrugineux assez particulier a été décrits aussi par Glaçon (1967).

La dolomite se rencontre aussi sous une forme xénomorphe claire, il s’agit de dolomites xénotopique (D2) associée au stade de remplissage d’espaces ouverts, elle accompagne la minéralisation de galène, elle s’associe aussi au oxydes de fer (fig. 49).

D2 Ga3

Ox fer

fig. 49. Dolomites xénomorphe (D2) et galène (Ga3) en remplissage de veinule, postérieurs à la dolomite porphyrique (D1) et galène de remplacement (Ga2) lame mince, LPA x10

fig. 50. Aspect collomorphe de la dolomite (aragonite probablement) lame mince, LPA x10

Un troisième type montre l’aspect collomorphe, elle est très férruginisée et associée aux oxydes de fer. La dolomite (aragonite) collomorphe traduit un dépôt rapide (fig. 50).

C. La fluorite

La fluorite n’a été attesté qu’à partir des analyses aux rayons X, cependant, elle a été signalée comme minéral de gangue dans les gîtes de la région de Hammam N’bails (compilation bibliographique éditée par Akrour et al, 1991). De petites fractures recoupant la structure minéralisée sont remplies de produits d’altération ou cicatrisées par la calcite plus rarement la barytine et la fluorite (rapport SONAREM, 1971).

D. La barytine

Elle est peu fréquente, macroscopiquement elle se présente en agrégats radiés cimentant la smithsonite. La barytine qui présente l’aspect de cristaux allongés et à clivages nets, groupés en amas, remplie des vides géodiques (fig. 51), elle est associée à la calcite, et se montre très tardive par rapport au dépôt des sulfures. Après que le milieu est devenu pauvre en soufre réduit le baryum se combine aux sulfates et précipite en barytine (Anderson, 1985).

Dol

fig. 51. Aspect de la barytine fig. 52. Aspect de la barytine qui se développe en remplissage géodique à partir d’un ancien sulfate

E. Le quartz

Il ne s’agit pas uniquement du quartz détritique qui se présente en cristaux subautomorphe mais aussi de quartz microcristalin. Ce type de quartz s’exprime sous forme de petits cristaux de taille inférieure à 50 microns, issues de phénomène de silicification.

F. La sidérite

Elle n’a été attestée que par rayons X, elle est responsable probablement de la férruginisation (sideritisation) des dolomites porphyriques (fig. 53) et du colmatage des vides entre les grains antérieurement au dépôt de la galène.

fig. 53. Sidéritisation des dolomites

G. L’argilitisation

C’est une argile de néoformation ou de type hydrothermal, qui présente des teintes jaunes verdâtres à ocres. Les minéraux argileux se développent dans des vides en remplissage d’espaces ouverts. D’ailleurs de la kaolinite a été mise en évidence par diffraction aux rayons X en association avec la galène, calcite, quartz et goethite.

Arg

Fig. 54. les argiles de néoformation en remplissage de vides

H. La silicification

Il s’agit du quartz qui s’exprime sous forme microcristaline de taille inférieure à 30 microns, en remplissage d’espaces ouverts et de fissures (fig. 55). Le quartz a été détecté par analyses (DRX) dans les travertins actuels de la source de Hammam N’bails, probablement sous forme amorphe, puisque la température est pratiquement basse.

Silicification Ca2

Fig. 55. Aspect microscopique de La silicification

IV.3.3.2 Les minéraux utiles

A. La nadorite (Pb Sb O2 Cl)

Généralités

la nadorite est un halogénure de plomb, il a été découvert et décrit pour la première fois par flajolot (1870) dans la région de Nador (Hammam N’bails) d’où il tire son nom. Il est très fréquent sur le gisement de Hammam N‘bails et s’exprime presque sur toute l’étendue des corps de minerai, il contribue considérablement à fournir de l’antimoine et du plomb lors de l’exploitation. Ce minéral unique au monde et bien spécifique à cette région a été mis en évidence dans le gîte oxydé de Ain Safra mais uniquement par diffraction aux rayons X.

Au point de vue cristallochimique et d’après ses propriétés, la nodorite fait partie de la classe des halogénures, sous classe des oxyhalogénures. C’est un minéral translucide qui cristallise dans le système orthorhombique et qui présente des couleurs allant du jaune et jaune miel au brun noir, il a l’éclat adamantin résineux, fragile, cassant puisqu’il se présente souvent en lamelles et en plaquette et se présente aussi sous forme tabulaire et prismatique. Il présente des duretés de 3,5 à 4 et une densité de 7,02. il se présente en lames minces groupées en éventail et en gerbes et agrégats radiés.

1cm 1cm

fig. 56. Aspect veinulé de la nadorite fig. 57. La nadorite en remplissage géodique

Macroscopiquement la nadorite se présente sous forme d’aiguilles fibroradiées et en lamelles groupées en gerbes (fig. 57) et en remplissage de veinules. La teinte varie du brun de foie pour les lamelles groupées en éventails au jaune miel pour les espèces remplissant les veinules (fig. 56).

L’observation microscopique montre qu’elle présente deux types bien distincts :

La nadorite1 : il s’agit d’un premier type de minéraux qui est associé à la calcite et aux oxydes de fer dans un remplissage de veinules et qui prend l’aspect de cristaux sub automorphe et en prisme (fig. 58). Les prismes dont les tailles ne dépassent guère 100 microns, présentent parfois des cœurs opaques.

Ox fer

Nad

fig. 58. La nadorite sous forme de petits prismes, postérieure aux oxydes de fer et antérieure à la calcite

La Nadorite2 : La nadorite qui remplie les espaces ouverts est associée à la calcite qui tapisse les parois des veinules, elle se présente en grandes plages xénotopiques, montrant des teintes du 3ème et 4ème ordre, elle ne présente pas les mêmes couleurs dans toutes les directions (fig. 59). Ce minéral précipite de façon tardive par rapport à la galène et aux sulfures d’une manière générale. Des cristaux automorphes de galène se présentent à l’intérieur de la nadorite, ceci démontre son caractère tardif de cette derniere. L’altération de la nadorite aboutit à la formation de la flajolotite et aux ocres jaunes d’antimoine. La nadorite qui présente au microscope métallographique un pouvoir réflecteur (PR) faible, montre l’aspect de baguettes fibroradiées avec parfois des macles (fig. 60).

Ca4

Nad2

Ox fer

fig. 59. Aspect microscopique de la nadorite fig. 60. La nadorite en baguettes fibroradiés veinulée en grandes plages postérieure altérée en flajolotite à la calcite

B. La flajolotite (Fe Sb O4)

Cette espèce fut décrite aussi pour la première fois à Hammam N’bails Elle est souvent associée à la nadorite, elle se présente en remplissage d’espace ouvert d’aspect pulvérulent de couleur jaune citron, facilement reconnaissable à l’œil nu, c’est la raison pour laquelle on a pas pu déterminer ces caractéristiques optiques. Ce minéral est le résultat de l’altération supergène de la nadorite (fig. 61).

Flaj

1 cm Nad2

Fig. 61. Aspect macroscopique de la fig. 62. Aspect terne de la flajolotite dans Flajolotite qui se développe à partir une veinule associée à la nadorite de la nadorite fibreuse (NAD2)remplissage de veinule

Au microscope optique, elle paraît Intimement liée à la nadorite et se développe sur elle en la remplaçant graduellement (fig. 62), ce processus se fait parfois de façon centripète. Les deux minéraux présentent des pouvoirs réflecteurs différents.

C. La galène

La galène est le sulfure le plus abondant et le mieux exprimé dans le gisement de Hammam N’bails. La galène se présente sous deux formes principales : disséminée et veinulée, ces deux formes sont associées successivement aux stades de remplacement et de remplissage. De ce fait trois types de galène peuvent être décrites.

• Une galène (Ga1) hyperfine précoce, de quelques microns à quelques dizaines de microns, cette finesse des grains témoigne de la richesse du milieu de dépôt en H2S(fig. 64 et 65). A l’intérieur des cristaux des textures de d’hypersaturation ou de thiosulfates(SO3) sont observables, ces textures formaient un nucleus sur lequel la galène s ‘est développée (fig. 63).

Fig. 63. Galène qui se développe sur un nucléus de thiosulfates

Ga1

Fig. 64. Association de galène fine Fig. 65. Aspect microscopique de la galène fine et de galène à aspect collomorphe Lame mince x10

• La galène de remplacement ou d’encapuchonnement (Ga2): Il s’agit d’une galène en gros cristaux qui se met en place par encapuchonnement des dolomites rhomboédriques et leur est parfois contemporaine ou postérieure à leur mise en place. Cette galène souligne la périphérie et les auréoles de zonation des dolomites, comme elle peut occuper le cœur des cristaux. Certains cristaux sont rhomboédriques, ce qui évoque une épigénie d’anciens cristaux de dolomites (fig. 66). Cette galène présente un pouvoir réflecteur faible et montre parfois des textures squelettiques (textures d’hypersaturation). La galène peut présenter l’aspect collomorphe qui montre un remplacement partiel des dolomites. Cette galène peut présenter des pouvoirs réflecteurs différents sur la même section (fig. 67).

Les gros cristaux de galène peuvent être parfois ourlés d’une myriade de petits cristaux de galène (Ga1). Cette galène automorphe est cogénétique de la schalenblende de la sphalérite et de la chalcopyrite.

Ga2

Ga3

Fig. 66. La galène (Ga2) en Fig. 67. La galène de remplacement remplacement de cristaux de dolomite (Ga2) et de remplissage Ga3 ne présentant pas les mêmes PR

• un troisième type de galène (Ga3) plus tardive associé à la dolomite en remplissage de veinule (fig. 69), ce type présente les arrachements triangulaires caractéristiques et a tendance à ternir plus vite.

Fig. 68. La galène (Ga2) de remplacement Fig. 69. La galène (Ga3) en remplissage d’espaces ouverts

D. Sphalérite

Peu fréquente au niveau du gisement, sa présence été attestée par diffraction aux rayons X en association avec la galène, l’observation au microscope a révélé que cette sphalérite disséminée est pauvre en fer (à réflexion interne claire) les cristaux sont petits, de l’ordre de 50 microns. La sphalérite est cogénétique de la galène de remplacement (fig. 70).

Sph Ga2 Ga2

Sph

Fig. 70. La sphalérite cogénétique de la galène (Ga2)

E. Schalenblende

Elle est plus abondante que la sphalérite, et présente l’aspect concrétionné en association avec la galène de remplacement (fig. 71).

Shal Shal

Ga2 Ga2

Fig. 71. Aspect microscopique de La Schalenblende associée à la galène (Ga2)

F. Pyrite

La pyrite est peu fréquente dans le gisement de Hammam N’bails, sur une section polie, elle est associée à la galène (fig. 72). Ce type est décrit comme étant une pyrite d’inversion, issue de la transformation de la marcassite suite au changement de la fugacité de l’oxygène et du pH de la solution minéralisante (Boutaleb, 2001).

Py Ga

Fig. 72. La pyrite qui accompagne la galène G. Marcassite

La marcassite peu abondante aussi est postérieure à la galène, et se présente en cristaux subautomorphes (fig. 73).

Marc

Fig. 73. La marcassite en remplissage d’espaces ouverts

H. Chalcopyrite

elle se rencontre sous forme de petites plages à l’intérieur de la galène (fig. 74), ce qui implique qu’elle lui est antérieure, elle accompagne souvent la sphalérite, la marcassite et la schalenblende.

Ga2

Chlp

Fig. 74. La chalcopyrite associée avec la galène

I. Stibine

Elle n’a pas été observée au microscope, néanmoins les rapports inédits de la SONAREM la décrivent, On a pas pu l’observer, elle aussi est peu fréquente, on l’a signalé en petits cristaux et en agrégats radiés dans les parties inférieures du gisement (rapport SONAREM, 1971).

J. L’Or

C’est pour la première fois qu’on met en évidence la présence de l’or à Hammam N’bails, mais uniquement par analyses chimiques (absorption atomique à l’ORGM), deux échantillons ont analysé, un des deux échantillons et qui présente l’assemblage minéral suivant (galène, smithsonite) (voir annexe) a donné 1,4 g/t d’or, ce métal précieux, n’a pas été observé au microscope probablement parce qu’il s’exprime sous forme ultramicroscopique.

IV.3.3.3. Les minéraux secondaires

Une caractéristique essentielle pour le gisement de Hammam N’bails à l’instar des gîtes de Ain Sara, Ain Achour et Koudiet Djedada ainsi que les autres gisements d’antimoine encaissés dans des séries carbonatées du Nord Est algérien est l’abondance des minéraux secondaires tels que smithsonite, cérusite et les ocres jaunes d’antimoine (valentinite, sénarmontite et cervantite). a. Cérusite

Elle présente un aspect rougeâtre, des reliques de galène sont observées à l’intérieur, elle est typique de la zone d’oxydation des sulfures tel que galène. b. Smithsonite

Elle est très fréquente, les analyses minéralogiques aux RX effectuées sur des échantillons (roche totale) montrent qu’elle est présente sur la presque totalité des échantillons parfois en association avec les sulfures et parfois d’autres avec la nadorite et flajolotite. La smithsonite se présente comme une masse compacte et se développe probablement à partir de la sphalérite qui existait au début et a laissé place à ce produit secondaire.

IV.3.3.4. Les oxydes de fer

Les observations microscopiques montrent que les oxydes de fer accompagnent presque tout les stades de dépôts de la minéralisation, ce qui prouve que les conditions étaient en partie oxydantes d’où une part de la minéralisation s’exprime sous forme d’oxydes même si les fluides entaient chauds. Les oxydes de fer forment parfois des accumulations sous forme de taches remplissant les vides entre les grains de dolomites, ferruginisent celle-ci et remplissent ou tapissent les veinules qui contiennent de la nadorite tardive.

• La Goethite présente l’aspect d’une hématite hydratée de couleur rougeâtre (fig. 75), elle précède généralement le dépôt de la nadorite (Nad1) associée à la calcite.

Ca3

Ght

Fig. 75. les oxydes de fer qui accompagnent tous les stades de dépôt de la minéralisation

D’autres minéraux ont été décrit dans le gisement de Hammam N’bails. C’est ainsi que Toubal (1984) signale la présence dans la partie sud du gisement de la jordanite (sulfosel de Pb/Sb), le réalgar, l’orpiment, le cinabre en association avec la pyrite et la galène.

la SONAREM a signalé la présence de la mimetite (PbCl) dans les gîtes de Ain Achour et Ain Safra, la présence de la célestine et la strontianite a été signalée aussi par la SONAREM (1971) chose qui n’est pas exclus vu l’abondance des affleurements triasiques dans le secteur étudié.

De ce fait et sur la base des observations macroscopiques et microscopiques on peut envisager les étapes du dépôt de la minéralisation dans le gisement de Hammam N’bails comme suit :

a. Phase diagénétique : c’est une phase stérile marquée uniquement par le dépôt de la calcite de recristallisation (Ca1), accompagné de l’aragonite et les dépôts sulfatés traduisant un milieu lagunaire à lacustre.

b. Une phase épigénétique: cette phase comprend dans l’ensemble deux grands stades de dépôt de la minéralisation : le stade à sulfures dominants avec de la dolomite comme gangue et le stade à nadorite plus oxydes avec de la calcite comme gangue.

Stade à sulfures : ce stade est marqué par l’abondance des fluides hypermagnésiens responsables du dépôt de la dolomite (D1) avec par endroit transformation complète de l’encaissant, suivi par la mise en place des sulfures, représentés essentiellement par la galène avec accessoirement de la sphalérite, la schalenblende, la chalcopyrite et marcasite, par remplacement des dolomies et remplissage d’espaces ouverts.

Stade à nadorite-oxydes : après le dépôt des sulfures et dans des conditions oxydantes et avec des changements dans le chimisme des fluides qui deviennent moins riches en Mg, se mettent en place les oxydes et hydroxydes de fer antérieurement au dépôt de la nadorite associé à la calcite comme gangue. Des phénomènes de dédolomitisation affectent les dolomites. Les oxydes de fer

accompagnent aussi le dépôt de la nadorite en remplissage de veinules, tandis que les sulfates (barytine) se déposent en remplissage des vides.

c. Une phase d’altération supergène : qui abouti à l’apparition de la flajolotite, smithsonite, cérusite et probablement sénarmontite et cervantite (ocres jaunes d’antimoine) comme résultat d’altération de la nadorite et des sulfures d’antimoine de plomb et de zinc

L’analyse de la succession minéralogique nous permet d’établir le tableau de la succession paragénétique (Tableau. 1).

Tableau. 1. Succession paragénétique probable

DIAGENE SUPERG PHASE EPIGENETIQUE SE ENE

Dolomite D1 D2 Calcite Ca1 Ca2 Ca3 Ca4 Fluorite ? barytine F F Quartz R ? R A A Nadorite C C fine grossière T T Nad1 Nad2 Flajolotite U U R R Galène A fine encapuch vide A T Ga1+Ga2 Ga3 T Sphalérite I I O O Pyrite N N marcassite chalcopyrite

Slalenblende

Smithsonite

Cerusite

Sidérite goethite

IV.3. Caractérisation géochimique des minéralisations et des fluides Un certain nombre d’analyses géochimiques et minéralogiques ainsi que des observations microscopiques ont été faites afin de mieux caractériser les minéralisations et les fluides responsables de leur mise en place 1. Une douzaine d’analyses chimiques sur roche totale et sur des échantillons, récoltés aussi bien dans les corps minéralisés qu’à partir des haldes, par diffraction aux rayons X a été réalisé pour avoir une idée sur la composition minéralogique globale du gisement de Hammam N’bails. Les résultats d’analyses, faites au niveau du laboratoire CRD Sonatrach (joints en annexe), indiquent la présence, outre les minéraux décrits à partir des observations microscopiques, la morélandite, la kaolinite et la fluorite. 2. Caractéristiques géochimiques des eaux de Hammam N’bails : La source thermale de Hammam N’bails possède une température à l’émergence de 42°, c’est une eau mésothermales qui appartient à la famille des eaux chlorurées sodiques, plusieurs auteurs pensent que ces eaux viennent au jour à la faveur d’importants accidents profonds.

Les caractéristiques géochimiques sont les suivants (tableau. 2)

Tableau. 2. Caractéristiques géochimiques des eaux de la sources thermales de Hammam N’bails En mg/l

Ca Mg Na K Cl- HCO3- SO4- 1 (d’après Haouchine, 1993) 382 70.4 1340 95 2443 681.3 330 2 (d’après Rezig, 1990) 370 157 1550 12 2425 702 450 3 (d’après Dib, 1985) en meq/l 13.4 14 68.7 0.5 78.8 12.7 10.4 4 (Prochaska, 2003) 370 80 1400 72 2228 - 370 5 356 45 1500 95 2406 732 423

SiO2 Fe Al Ba Sr Li 17.80 0.03 0.2 0.1 19.6 1.2

T : 42°C pH: 6.49 Débit (Q) : 500 l/min Conductivité : 12.95 ms/cm Minéralisation : 6200 à 6400 mg/l

Les valeurs appréciables en strontium détectées dans les eaux chaudes de la source sont dues aux évaporites triasiques de même pour le chlore et le sodium. Les solutions hydrothermales ont marqué leur passage par le Trias gypso salin qui affleure dans la région.

La température en profondeur a été défini à partir de l’étude des géothermomètres chimiques (Na, K, Ca), elle présente une valeur de 132°C (Dib Adjoul, 1985). L’utilisation de la géothermométrie silice (Qz1 et Qz2) a permis de déterminer la température en profondeur de 58°C et 64°C (Bouchareb Haouchine, 1993). Les géologues de la SONAREM (1971) mentionnaient que les travaux d’exploitation souterraines ont été arrêté dans le passé à cause des venues des eaux chaudes dans les galeries, ce qui indique probablement que la température en profondeur (à 100 ou 150m) était plus relevée que la température à l’émergence (42°C) 3. Les résultats d’analyses chimiques par absorption atomique des travertins actuels et des eaux de la source thermale de Hammam N’bails indiquent que les travertins et les eaux présentent des teneurs anomales en plomb et zinc, l’antimoine et l’arsenic n’ont pas pu être dosé faute de moyens d’analyses.

Tableau. 3. Résultats d’analyses chimiques des travertins et des eaux thermales

Pb Zn Cu Fe Ni Mn Travertins (%) 0.055 0.035 - 0.075 - 0.03 Les eaux (mg/l) < 0.1 0.2 < 0.01 < 0.06 - -

Les rapports de la SONAREM (1971) signalent des teneurs anomales en Sb, Hg, Pb, Zn, Ni, Co, Ag et Ba dans les eaux de la source et des valeurs qui varient de 0.02 à 0.5% pour le Sb, de 0.02 à 1% de Pb et Zn dans les travertins associés. Tous ces résultats indiquent le lien intime entre les eaux thermales de la source, les travertins associés et les minéralisations polymétalliques qui s’exprime dans la région. 4. L’inventaire des types d’inclusions fluides (IF) dans les cristaux de nadorite observées (pour la première fois) au microscope (Obj. 20 et 30) (fig. 76) montre que les cavités des IF sont assez grossières (> 100 microns) de formes géométriques, les IF sont biphasées (fluide aqueux et bulle de gaz), le taux de remplissage montre un ratio de 1/10 (Gaz/Fluide aqueux) ce qui nous permet de les classer dans les inclusions fluides de type « IF aqueuses ».

Inclusions fluides biphasées

Fig. 76. Inclusions fluides biphasées observées dans la nadorite

5. Pour la caractérisation géochimique des fluides minéralisateurs de notre secteur d'étude et avec l’amabilité du professeur Prochaska de l’université de Leoben en Autriche, qui a bien voulu nous analyser quelques échantillons prélevés dans les zones minéralisées, nous avons réalisé quelques analyses des salinités à partir de la méthode dite de « Crush-Leach » décrite par Botrell et al., (1988), Bancks et Yadley (1992),. Cette méthode est basée principalement sur les investigations des fluides minéralisateurs.

Les travaux de la chimie analytique des inclusions fluides (F, Cl, Br, I, Na, K, Ca, etc..) peuvent apporter de précieuses indications sur l’origine des fluides minéralisateurs. L’utilisation du contenu du Br dans la caractérisation de l’origine des saumures a été présentée pour la première fois par Rittenhouse en 1967.

Pour la détermination de la composition chimique du soluté, un (01) gramme de l’échantillon bien nettoyé avec 5 ml de solution de lixiviation sont mélangés et finement broyés. La solution de lessivage filtrée est analysée par chromatographie d’ions à l’aide d’un système Diomex (DN-500) avec un filtre à membrane. Seuls le chlore et le brome, sont les plus appropriés à fournir des indices sur l’identité des fluides très fortement salins (Fontes et Matray, 1993), le rapport Cl/Br est très constant lors d’éventuelles réactions fluides/roches. Il constitue donc un traceur assez fiable pour la caractérisation des fluides. L’eau de mer contient 19350 ppm de Cl et 67 ppm de Br (Fontes et Matray, 1993), les concentration en chlore et brome sont fonction du degré d’évaporation. le processus d’évaporation de l’eau de mer ne modifie pas les rapports Cl/Br qui se maintiennent jusqu’au début de la précipitation de la halite. A partir de ce point, le Br enrichi progressivement la saumure résiduelle durant la précipitation de la halite. La halite primaire précipitée contient entre 65 à 75 ppm de Br (Holster, 1979, Herrman, 1980). Le rapport Cl/Br de l’eau de mer est proche de 600, celui des fluides résiduels issue de la dissolution de la halite est largement supérieur à 600, celui des fluides résiduels des saumures ayant permis la précipitation de la halite est inférieur à 600 (Fig. 77).

1200

Na - Ca Exchange Halite (e.g. albitization) Dissolution

800 river water

seawater Halite 400 Precipitation

cont. crust 28000

0 0 400 800 1200

Na / Br molar Fig. 77. Diagramme Cl/Br versus Na/Br montrant la dissolution et la cristallisation de la halite(d’après Prochaska 2003)

D’après les résultats d’analyses (annexe) des six échantillons on constate que :

• La teneur en Br varie entre 6 et 20 ppm pour les échantillons minéralisés et de 957 ppm pour l’échantillon d’eau de la source thermale de Hammam N’bails.

• Le rapport Cl/Br est supérieur à 600, ce qui indique un liquide résiduel issu de la dissolution de la halite.

L’interprétation des résultats d'analyses et la projection des rapports sur un diagramme Cl/Br versus Na/Br (fig. 78) indique que les fluides responsables de la mise en place de la minéralisation sont des saumures et qui ne sont pas très comparables aux fluides de type MVT, mais appartenant plutôt au domaine des fluides issues de la dissolution de la halite. Ce sont donc des fluides hyperchlorurés qui ont percolé à travers le Trias gypso salin pour lui emprunter le chlore, le sodium et le magnésium.

hammam nbails MVT

5000

4000

3000

Cl/Br 2000

1000

0 0 500 1000 1500 2000 2500 3000

Na/Br

FIG. 78. Diagramme Cl/Br et Na/Br des inclusions fluides du gisement de Hammam N’bails

IV.4. Discussions et conclusions

En faisant références aux travaux réalisés (Möelo. Y, 1985 ; et autres) et qui traitent des phénomènes comparables aux types de dépôts des minéralisations de Hammam N’bails, nous pouvons envisager les discussions suivantes :

IV.4.1. Les altérations hydrothermales

Le phénomène d’altération hydrothermale le plus remarquable est la dolomitisation. Ce phénomène a été signalé dans des gîtes d’antimoine du Nord Est algérien, en particulier le gîte de Ain Karma (Deleau et al, 1953) où les calcaires oolitiques peuvent être complètement transformés par dolomitisation avec dépôt de dolomite cristalline

L’étude détaillée du niveau encaissant de la minéralisation montre que cette formation est très affectée par les altérations hydrothermales. L’encaissant micritique a été transformé, parfois complètement, par des fluides hypermagnésiens, avec dépôt de dolomite porphyrique zonée. Les cristaux de dolomites sont nettement zonés, la forme est soulignée par la zonation, ceci est du aux différences chimiques lors de la croissance du minéral. Ce sont des dolomites épigénétiques qui ont précipité à partir de saumures certainement magnésiennes.

Certains facteurs influencent la genèse des dolomites : la salinité élevée (excès de SO4 et Cl-) favorise la dolomitisation (Bourrouilh, 1973), la température conditionne la qualité du réseau cristallin, le rôle du pH ne semble pas déterminant, car la dolomite se forme à des pH différents. Ces facteurs ou ces exigences sont en concordance avec les caractéristiques des fluides minéralisateurs qui sont des fluides hypersalins.

La zonation chimique des cristaux de dolomite reflète les variations de la composition des fluides au moment de la croissance du cristal, la précipitation des oxydes et des sulfures est en rapport avec des variations du Eh

Apres la précipitation des dolomies, les fluides sont devenus moins riches en Mg, et par conséquent ont permis le dépôt de la calcite sous forme d’une dedolomitisation et en remplissage d’espaces ouverts comme minéral de gangue accompagnant la nadorite

IV.4.2. Modes de dépôts des minéralisations

Deux facteurs essentiels contrôlent le dépôt de la minéralisation, il s’agit de facteurs lithologique et structural.

- Facteurs lithologiques : la minéralisation est encaissée dans des calcaires lacustres très poreux et fracturés et qui représentent un bon réceptacle pour les fluides, les argiles noires et rouges qui forment le toit et le mur des calcaires lacustres ont joué le rôle d’écran pour leur diffusion.

- Les failles majeures qui limitent le bassin telle que la faille dite de la vallée de direction probablement N-S, et qui se trouve très proche des corps de minerai, a joué certainement le rôle de drain des fluides minéralisateurs.

Les observations de terrain, l’étude macroscopique et microscopique des minéralisations du gisement de Hammam N’bails montrent qu’elles se sont déposées dans les calcaires lacustres sous deux formes : par remplacement et par remplissage d’espaces ouverts.

La galène est le sulfure le plus abondant dans le gisement, elle se présente souvent sous deux formes, soit en remplacement où elle épigénise les cristaux de dolomite jusqu’à les substituer complètement tout en gardant leur forme, soit, elle présente des faciès en remplissage de veinules associées aux dolomites.

Si on considère que les sulfures se sont mis en place par encapuchonnement avec les dolomites, ceci revient à dire que la galène et les autres sulfures se sont déposés dans des conditions réductrices, tandis que les conditions oxydantes favorisent le dépôt de la dolomite et des oxydes de fer. Les conditions du milieu étaient fluctuantes entre oxydantes et réductrices.

• La nadorite est associé au stade de remplissage d’espaces ouverts, elle est associée aux calcites xénomorphes et aux oxydes de fer. A l’échelle macroscopique, la flajolotite, de couleur jaune citron, y est souvent associée.

Les inclusions fluides biphasées observés dans les cristaux de nadorite démontrent clairement qu’elle est issue de fluides chauds dont la température de piégeage est un minimum supérieure à 50°C (Reoder, 1984). Le caractère épigénétique de la minéralisation est attesté par les textures veinulées et remplissages d’espaces ouverts et prouve que la nadorite est un minéral primaire qui s’est formé dans des conditions oxydantes contrairement à ce que pense certains auteurs comme étant un minéral d’origine supergène. Par contre les minéraux oxydés d’antimoine tels que la flajolotite, sénarmontite, cervantite, smithsonite et cérusite sont des minéraux d’altération supergène.

L’une des remarquables caractéristiques des gîtes de la région de Hammam N’bails et en particulier le gisement de Hammam N’bails à l’instar de la majorité des gîtes d’antimoine (As, Pb et Zn) encaissés dans des séries carbonatées est l’abondance des phases oxydées en faveur des sulfures. Une grande partie de ces phases minérales trouve son origine de l’altération supergène des minéraux primaires tels que la galène, la sphalérite les sulfosels de Pb/Sb.

La nadorite qui est un minéral très abondant au niveau du gisement de Hammam N’bails, c’est un oxychlorure qui associe le plomb et l’antimoine. D’habitude cette association et dans des conditions de températures de 150 à 200°C et plus à la formation des sulfosels de Pb/Sb (qui sont des sulfures complexes) (Möelo. Y, 1985). Les sulfosels de Pb/Sb ne sont pas rencontrés au niveau de la région d’étude, ceci est du probablement à d’autres facteurs chimiques et thermodynamiques et aux températures de cristallisation.

La nadorite est donc un minéral primaire comme le témoigne les inclusions fluides observées et qui s’est donc formée dans des conditions oxydantes et à partir de fluides assez chauds et hyperchlorurés

Les travaux expérimentaux de Y Möelo (1985) montrent que pour la synthèse des sulfosels de Pb/Sb par voie aqueuse sous une température de 200°C, la précipitation des différents sulfures simples ou complexes et des oxydes, obéit à centaines exigences et que certains facteurs entrent en jeu pour favoriser la formation de tel ou tel produit.

Certains ions jouent un rôle déterminant pour la précipitation de certains produits, le (Cl-) en forte concentration peut conduire à la formation des de composés chlorurés, tandis que l’ion (OH-) en forte concentration conduit à la formation d’oxydes de plomb et + d’antimoine, alors que le (H ) intervient en se combinant au soufre sous forme de H2S et - (HS ). Au cours de ces travaux et parmi les composés synthétisés, à partir de l’usage de (NO3) ou (OH-) (milieu basique) figure la nadorite (fréquente), dans d’autres conditions s’est formée aussi la valentinite et la sénarmontite.

L’examen détaillé des divers résultats acquis par voie aqueuse et à 200°C montre la diversité des facteurs chimiques susceptibles d’agir sur la formation des phases sulfures et oxydés. Il convient de signaler le rôle majeur des facteurs fondamentaux dans les systèmes naturels qui sont : la fugacité du soufre, la fugacité de l’oxygène, le pH de la solution et la concentration en ions (Cl-). La température joue un rôle déterminant dans la stabilité des produits.

Le chlore présent en solution sous forme d’ions (Cl-) joue un rôle dans la formation des chlorosulfures, des solutions fortement chlorurées assimilables à des saumures sont susceptibles de conduire à la coprécipitation du soufre et du chlore sous forme de chlorosulfure, cela dans un rapport S/Cl toujours favorable au soufre. Dans des conditions oxydantes (fugacité de l’oxygène élevée) le rôle de ce dernier et de restreindre le domaine chimique de formation des sulfures en entrant en compétition avec le soufre dans le processus d’oxydation des éléments (Pb et Sb), il y’a donc compétition entre l’oxygène et le soufre pour la combinaison aux cations présents dans la solution hydrothermale, tout cela est lié à la fugacité du soufre et de l’oxygène (fS2 et fO2).

Le pH joue un rôle important dans la stabilité des sulfures et des oxydes. Une forte concentration en ions (H+) (pH acide) favorise la complexation du soufre en solution sous + forme (H2S). Pour un pH basique (concentration en ions H faible) et quand le milieu devient basique, l’antimoine et le plomb entrent en compétition avec l’hydrogène pour se combiner à l’oxygène.

Les conditions de basses températures correspondent à des conditions de fO2 élevée, qui diminue la fugacité du soufre par oxydation. Les conditions de surface peuvent permettre le dépôt du plomb sous forme sulfurée ceci peut se réaliser non seulement à partir de solutions épithermales, mais aussi à partir d’un milieu exogène à tendance réductrice, ce qui n’est pas évident pour la stibine.

A la lumière de ces résultats on peut envisager que la nadorite s’est formée dans les conditions suivantes : elle s’est déposée à partir de solutions épithermales hyperchlorurés (concentration en ion Cl- élevée et milieu basique avec une forte concentration en OH-) et dans des conditions oxydantes (de subsurface, températures presque égales à 50°C) (fugacité de l’oxygène élevée ce qui implique une fugacité du soufre faible).

CHAPITRE VI CONCLUSION GENERALE

V.1. Conclusion générale

Le travail présenté consiste en une contribution à l’étude géologique et gîtologique des minéralisations de la région de Hammam N’bails Au terme de ce travail nous avons pu démontrer le caractère épigénétique de la minéralisation avec formation de minéraux uniques et rares à travers le monde, dans des conditions particulières, nous avons pu mettre en évidence aussi la présence de l’or dans cette région par analyses chimique, un travail reste à faire pour déterminer l’aspect minéralogique sous lequel l’or s’exprime et les altérations hydrothermales qui l’accompagnent.

Le bassin néogène de Hammam N’bails est situé à l’articulation entre les nappes telliennes et nappes numidienne au Nord et les écailles des Sellaouas au Sud c’est un bassin d’effondrement typique intra montagneux limité par des failles normales (NE-SW et NNW- SSE).

Le bassin est rempli par des dépôts continentaux mio-pliocènes représentés par des formations fluvio-lacustres dont l’épaisseur moyenne atteint les 1500m. Cette mégaséquence fluviatile est représentée par l’alternance marnes-argiles et de calcaires lacustres, conglomérats à la base et travertins au sommet. L’importance des dépôts travertineux témoigne de l’intensité de l’activité thermale dans le bassin.

Les fractures qui affectent les travertins reflètent l’aspect sismotectonique de la région. D’après la sismicité historique, cette région assiciée à la région de Guelma restent des zones plus ou moins calmes par rapport à l’algérois ou la région oranaise. Les failles profondes qui limitent le bassin sont probablement responsables de cette activité.

La minéralisation polymétallique à Sb, Pb, Zn de la région de Hammam N’bails est considérée comme la plus jeune du Nord Est algérien, étant donné qu’elle est encaissée dans les calcaires lacustres partiellement dolomitisés du mio pliocène, elle est d‘âge pliocène à plio-quaternaire.

Ce sont des minéralisations à caractère particulier puisqu’elles recèlent des espèces minérales uniques au monde et dont leur dénomination et propriétés furent décrites pour la première fois dans cette région et qui existent rarement ailleurs, tels que la nadorite et la flajolotite.

Sur la base des observations macroscopiques et microscopiques on peut envisager que la minéralisation s’est déposée dans les calcaires lacustres par deux modes, par remplacement et par remplissage d’espaces ouverts et suivant deux stades : le stade à sulfures dominants et le stade à oxydes.

Stade à sulfures : ce stade est marqué par l’abondance des fluides hypermagnésiens responsables du dépôt des dolomites porphyriques zonées, avec par endroit transformation complète de l’encaissant, suivi par la mise en place des sulfures, représentés essentiellement par la galène avec accessoirement de la sphalérite, la schalenblende, la chalcopyrite et marcassite.

Stade à nadorite-oxydes : après le dépôt des sulfures et dans des conditions oxydantes et avec des changements dans le chimisme des fluides qui deviennent moins riches en Mg, se mettent en place les oxydes et hydroxydes précédants le dépôt de la nadorite qui est associée à la calcite comme gangue. Des phénomènes de dédolomitisation affectent les dolomies.

Une phase d’altération supergène abouti à l’apparition de la flajolotite, smithsonite, cérusite et probablement sénarmontite et cervantite (ocres jaunes d’antimoine) comme résultat d’altération de la nadorite et des sulfures d’antimoine de plomb et de zinc

Le phénomène d’altération hydrothermale le plus remarquable est la dolomitisation. L’étude détaillée de l’encaissant de la minéralisation montre que cette formation est très affectée par les altérations hydrothermales. Les calcaires micritique ont été transformé, complètement par endroits, par des fluides hypermagnésiens, avec dépôt de dolomite porphyrique zonée.

L’interprétation des résultats d'analyses et la projection des rapports sur un diagramme Cl/Br versus Na/Br indiquent que les fluides responsables de la mise en place de la minéralisation sont des saumures et qui ne sont pas très comparables aux fluides de type MVT, mais appartenant plutôt au domaine des fluides issues de la dissolution de la halite. Ce sont donc des fluides hyperchlorurés qui auraient percolé à travers le trias gypso salin pour lui emprunter le chlore, le sodium et le magnésium.

Les résultats obtenus permettent d’envisager que la minéralisation s’est déposée dans les calcaires lacustres du Mio-Pliocène par des fluides salins chlorurés (présence de nadorite) chauds (le fait de trouver des IF biphasées à température ambiante (room température) indique des températures de piégeage supérieures à 50°C). Le mode de mise en place est en relation avec le changement des conditions d’oxydo réduction lors du dépôt de la minéralisation.

Plusieurs gîtes épithermaux d’antimoine à travers le monde sont aurifères, mais le problème qui s’est toujours posé est de localiser cet or qui est dans la majorité des cas ultramicroscopique. La découverte de l’or à Hammam N’bails ouvre de nouvelles perspectives pour la recherche de métaux précieux dans les régions ou l’on a des gîtes epithermaux à (Sb, As).

Les fluides responsables de la mise en place de cette minéralisation seraient des fluides mixtes (mélange de fluides profonds et fluides de bassin), il s’agit de fluides assez chauds assimilables à des saumures qui ont percolé à travers des masses évaporitiques. Le rapport isotopique du plomb de la galène du gisement de Hammam N’bails (206Pb/204Pb) indique la participation d’un plomb magmatique d’ âge miocène (Toubal, 2005). Les formations magmatiques étaient considérées jusque là à la fois comme moteur thermique du processus magmatique et le magasin des éléments métalliques, par contre les formations sédimentaires et métamorphiques peuvent être porteuses de préconcentrations métalliques, tels est le cas pour le socle métamorphique de l’Edough qui présente une spécialisation en antimoine (Marignac, 1985), l’origine des métaux (Sb As, Hg) doit être recherchée dans le lessivage du socle type Edough rencontrés par les fluides, le magmatisme peut jouer le rôle de moteur thermique (champ géothermique régional).

Selon Toubal (1984), les indices d’antimoine encaissés dans des formations carbonatées du NE algérien, proviennent d’un piégeage, dans des structures favorables, d’un stock métal lessivé à partir d’un socle de type Edough masqué par des formations autochtones et allochtones.

Les concentrations minérales types Hammam N’bails, les minéralisations du Miocène post nappes de Beroughia et le district mercurifere de Azzaba sont de bons exemples de minéralisations liées aux fractures profondes encore actives actuellement et qui se caractérisent par un hydrothermalisme intense et de phénomènes de remobilisation, la circulation des fluides minéralisateurs aurait emprunté les fractures profondes (accidents de socles). (Boutaleb et al, 2000).

La minéralisation type Hammam N’bails est un gîte à Sb, Zn, Pb, As qui ne présente pas un lien génétique direct avec un magmatisme exprimé, une minéralisation polymétallique similaire du point de vue géochimique (à Sb, As, Cu, Ag, Bi et Ni) a été signalée dans le domaine sétifien (Boutaleb, 2001 ; Glaçon, 1967). L’apparition de cette paragenèse inhabituelle dans ce domaine serait le résultat d’une activité hydrothermale à mettre en relation avec un magmatisme tertiaire distal.

La remobilisation des métaux contenus dans les roches sédimentaires sous l’effet de gradient géothermiques a été signalée dans plusieurs travaux de métallogénie, surtout pour les gites à mercure. Selon Bouarroudj (1986), le développement de nombreux sources thermales et travertins associés dans la zone mercurielle Nord Nuimidique permet de conclure à la présence d’un dôme géothermique qui correspond à une chambre magmatique shoshonitique dont l’expression en surface serait les roches éruptives lamproitiques de la région de Kef Hahouner et Koudiet El Anzaza. Dans la région de Azzaba, le même auteur suggère le transport de mercure par des eaux thermales, dont les travertins associés présentent des teneurs anomales en Hg.

V.2. Discussions

V.2.1. Thermalisme, accidents majeurs et minéralisations

Introduction

Un certain nombre de dépôts minéraux (Alunite-Kaolonite, scorodite, Dussertite, Nadorite, Stibine, oxydes d’antimoine et éventuellement or et soufre natif) est lié à l’activité des sources thermales réparties suivant des accidents profonds de grandes extensions (une centaine de Km) de direction EW qui séparent souvent les zones externes des zones internes et servent localement de voies de mise en place de roches shoshonitiques.

La région de Guelma constitue un vaste champ géothermal dont le degré géothermique local est très élevé. En effet, diverses sources thermales et thermominérales émergent dans la région, dont certaines à températures relativement élevées, tel le cas de la source de Hammam Debagh (Hammam Meskhoutine) qui montre une température de 98°C à la résurgence.

Dans le bassin mio pliocène de Hammam N’bails, émerge aussi une source thermale qui laisse se développe une série épaisse de travertins thermaux liée à cette dernière. A proximité des émergences thermales s’est déposée une minéralisation très particulière d’antimoine et de plomb zinc.

Ces minéralisations peuvent être ainsi classer dans un type de dépôt lié aux sources thermales appelé Hot Springs deposits, et qui a été décrit à travers le monde (Turquie, USA..). Le travail que nous proposons ci-après est basé sur la synthèse des résultats concernant le thermalisme de l’Algérie du Nord en général et le Nord Est en particulier en faisant le lien qui peut exister entre la répartition des sources thermales, les accidents majeurs et la disposition des gîtes épithermaux à (Sb, Pb, Zn et As), tout en soulevant le problème de la présence d’un magmatisme ou d’un dôme géothermique en profondeur et qui serait responsable de plusieurs phénomènes métallogéniques.

L e thermalisme du Nord Est algérien dans son cadre géostructural Le Nord de l’Algérie est caractérisé par l’abondance de sources thermales et marqué par des valeurs élevée du gradient géothermique. La plupart des sources sont situées sur des failles ou des contacts anormaux, la remontée des eaux semble donc être contrôlée par la tectonique, vers la surface elle se fait préférentiellement dans les zones de moindre résistance de l’écorce terrestre et c’est le plus souvent une faille ou un système de failles qui serrent de cheminements privilégiés aux sources chaudes.

De ce fait, Il apparaît que l'Algérie du Nord est affectée par un système de failles qui s'organisent selon quatre directions principales (Issaadi, 1992) :

Des accidents directionnels qui se traduisent par des décrochements senestres d'orientation moyenne NO20 E. L'alignement des zones séismiques suivant ces directions atteste du rejeu récent de ce système.

Des accidents orientés NE-SW, d'orientation moyenne N050 E. Selon A.Issaadi (1992), au niveau des régions où prédominent les formations carbonatées, ces accidents morcellent le massif en grands panneaux déterminant un ensemble de horst et de grabens particulièrement propices à la remontée des eaux thermales (Monts de Constantine, Meseta oranaise).

Les accidents directionnels W-E, de grande extension à décrochement dextre (alignement des massifs jurassiques-crétacés au sud des massifs de petite Kabylie, flexure kilométrique entre zone bibanique et sud bibanique). Selon A.Issaadi (1992), l'alignement séismo-tectonique majeur de l'Algérie du Nord ainsi que la proximité de sources thermales témoignent de 1'impèrtance de ces accidents. D'autre part, comme l'indique les anomalies gravimétriques positives, ces failles peuvent affecter le socle cristallin (Ouarsenis, Bibans) entraînant une libération d'énergie.

Les accidents orientés NW-SE sont complémentaires des accidents transverses NE- SW. Signalons ceux des régions orientales de l'Algérie qui affectent le Quaternaire et déterminent les fossés d'effondrement.

Verdeil (1985), et en liaison avec la géodynamique des maghrébides défini quatre bandes thermiques (fig. 78), il indique que les efforts tectoniques libérés par le rapprochement des blocs s’amortissent dans un couloir large de plusieurs kilomètres et siège de séismes

fréquents et de haute intensité et une zone de circulation préférentielle par les eaux. Ce couloir est jalonné par une série de griffons qui libèrent vers la surface une partie de l’énergie née de l’activité macro et micro sismique.

Ce couloir présente une série de répliques qui sont autant de failles transformantes présentant une orientation similaire et jalonnées par des griffons thermaux, il décrit quatre bandes (fig. 79)

- la bande thermique d’Oran - la bande thermique de Cherchel-Tenes-Gafsa-Alexandrie - la bande thermique de Constantine - la bande Thermique d’Annaba

fig. 79. Carte de répartition des résurgences thermales de l’Algérie et Tunisie et définition des quatre bandes thermique, d’après Verdeil, 1985

Sur ces bandes, les griffons sont inégalement repartis, ils se regroupent en nids sur la zone d’interférence entre les accidents N40 à N150 et les réseaux de failles conjuguées quaternaires (N20). Donc les sources se repartissent selon deux directions privilégiés à savoir NE-SW (N20 et N40) et NW-SE (N115 à N140).

Gradient et flux géothermique

Les cartes du gradient géothermique (fig. 80; fig. 81) établies à partir des diagraphies thermométriques (Kazi Tani, 1974) et à partir des données des forages pétroliers (BHT et DST) (Bouchareb Haouchine et al, 1993) révèlent que l’Algérie du Nord est une zone plus ou moins

chaude et mettent en évidence deux secteurs à forts gradients géothermiques : Le premier concerne le littoral oranais et la région de la Macta, le second intéresse toute la région comprise entre Souk Ahras, Annaba et Guelma et se poursuit au sud vers Tébessa.

L’anomalie Annaba-Tébessa se situe dans la suite on shore et dans la direction de la zone à anomalie magnétique de type « Vine et Mattews » de la Méditerranée occidentale (Rezig. M, 1990), elle se poursuit plus au sud par les fossés d’effondrement des confins algéro tunisiens. Kazi Tani (1986) attribue celle d'Annaba-Tébessa à un amincissement crustal et une remontée du manteau. Sur le plan géodynamique, la région de Guelma Annaba est une zone relativement chaude caractérisée par un gradient géothermique plus ou moins élevée (5°/100m en moyenne) qui est du à un étirement lithosphérique toujours selon Kazi Tani (1986).

L’interprétation des données géothermiques calculées à partir de la thermométrie silice (Issadi et al, 1997) indique aussi le fort gradient géothermique que présente la région comprise entre Hammam Meskhoutine et Hammam Guerfa au Nord et la région de Khenchela au Sud.

fig. 80. Carte du gradient géothermique d’après Kazi Tani, 1974

Les mesures géothermiques (forages géothermiques) effectuées en Algérie sont celles des régions de Bouhadjar non loin de la frontière algéro-tunisiènne et de l'Oued Bou Namoussa et aux alentours du barrage de Hammam Meskhoutine. Les forages exécutés, d'une profondeur de 100m à 290m, montrent des valeurs très supérieures à la moyenne (1°/30m). Les fortes valeurs sont localisées dans la région de Bouhadjar (El Taref) et Hammam Meskhoutine avec des valeurs qui dépassent (1°/10m), celle estimée dans la région nord numidique (Azzaba) serait de (0,49°C/10m) (Mezghache et al., 1988).

fig. 81. Carte du gradient géothermique d’après Bouchareb Haouchine et al, 1993

La détermination du gradient géothermique à partir des données de forages pétroliers indique la présence d’une anomalie qui intéresse l’Est algérien et probablement due à un batholite dit « numidien » défini par G.E.M.P (1978), et qui couvre toute la région qui s’étale de Constantine jusqu’au frontières tunisiennes sur plus de 150km de long, son influence thermique se fait sentir au niveau de nombreuses sources telles que (Tassa, Mexa, Sidi Trad, Benissalah, N’bails, Belhachani et Meskhoutine) avec d’abondants dégagement de CO2 et qui présentent des températures à l’émergence variant de 35 à 98°C et des températures au niveau des réservoirs profonds variant de 110 à 120°C voire plus. Les valeurs élevées du gradient géothermique sont liées aux failles profondes qui affectent le socle, au magmatisme présumé et à la sismicité qui caractérise la région.

Ce batholite n’affleure nul part, le seul indice direct est la présence de pointements rhyolitiques de Zitouna en plein zone de nappes telliennes et les affleurements shoshonitiques de Kef Hahouner et Koudiet El Anzaza dans la zone comprise entre Azzaba et Hammam Meskhoutine. En se basant sur les caractéristiques physico chimiques des eaux, Verdeil conclut dans ce même secteur à une remontée du manteau avec mise en place d’un dôme granitique.

Plusieurs arguments militent à cette faveur tel que l’anomalie gravimétrique de Lagrula (1951), les températures élevées des sources thermales (la température de Hammam Meskhoutine est la plus élevée dans tout le bassin méditerranéen).

La carte gravimétrique dressée par Lagrula en 1951 et qui couvre toute l'Algérie du Nord, fait apparaître les zones à anomalies positives et les zones à anomalies négatives. Les fortes anomalies positives variant de +40 à +70 milligals sont observées sur le littoral algérien où affleurent les terrains paléozoïques. Dans les zones hautes de l'Ouarsenis, des Bibans et des Babors, A.Grandjean, R.Guiraud et J.Polvêche (1965) estiment que l'anomalie positive ne s'explique que par une position du socle très proche de la surface. Dans les zones à anomalies

positives émergent la majorité des sources chaudes en particulier les sources hyperthermales et mésothermales.

L’origine des eaux thermales de la région Guelma- Hammam N’bails

Le magmatisme engendre souvent un hydrothermalisme, mais l’occurrence de sources thermales dans une région donnée n’implique pas forcement la présence de magmatisme exprimé, car la manifestation du thermalisme peut être du à plusieurs facteurs.

Détermination de l’origine des eaux à partir des analyses isotopiques de l’Hélium :

l’hélium provient de la désintégration radioactive de l’uranium et du thorium. Il a deux isotopes stables 4He et 3He. dans l’atmosphère l’hélium est représenté par 4He, par contre Le 3He est produit par la désintégration du Lithium 6Li).

Dans l’air le rapport 4He/3He est égal à 1.384. 10-6, par commodité R est normalisé à la valeur de Ra.

Tableau. 4. Résultats des analyses isotopiques de quelques sources (d’après Rezig, 1991)

He/Ne R/Ra 2 sigma X (R/Ra)c H. Ben Hachani 14.7 0.134 0.01 51.8 0.12 H. Chellala 13.5 0.38 0.04 47.6 0.37 N. N’bails 1.1 0.426 0.04 4.0 0.28 H. Beni Salah 3.0 0.12 0.016 10.6 0.028 H. Sidi Djaballah 4.4 0.284 0.01 15.6 0.23 H. El Hamma 0.8 0.71 0.14 2.9 0.56

3 4 R/Ra = ( He/ He)ech Ra = (3He/4He)air = 1.384 . 10-6 2 sigma: incertitude sur la mesure de l’échantillon et celle de l’air.

(He/Ne)ech X = (He/Ne)air

(He/Ne)air = 0.283

- Pour un (R/Ra)c inférieur à 0.08 : origine purement radiogénique. - Pour un rapport compris entre 0.08 et 0.2 C’est une origine intermédiaire. - Pour Un rapport supérieur à 0.2 : l’origine est mantéllique c’est le cas hammam N’bails, Meskhoutine et El Hamma.

Ceci laisse supposer un signal magmatique dans la région comprise entre Constantine et Bouhadjar en passant par Guelma. Ceci est en parfaite concordance avec les autres arguments qui militent à cette faveur, il s’agit des pointements rhyolitiques de Zitouna (Région d’El Taref), les lamproites et shoshonites de Kef Hahouner et Koudiet El Anzaza (région comprise entre Hammam Debagh et Azzaba), et les anomalies géothermiques (gradient géothermique) mis en évidence à partir de différents méthodes (géothermomètres chimiques, et forages géothermiques) (Dib , 1985 ; Rezig, 1990 ; Bouchareb Haouchine, 1993) et enfin l’abondance de sources chaudes (tel que Hammam Meskhoutine : 98°C)

L’association minéralisation antimonifere et sources thermales et souvent fréquente, l’examen de la carte de répartition des gîtes à Sb (As) du Nord Est algérien montre l’évidence de l’association de ces gîtes à des sources thermales.

Les principaux gîtes et indices d’antimoine se repartissent selon deux directions privilégiées (EW) et NE SW. Ces deux directions traduisent des lignes de faiblesse de socle. La direction E-W est matérialisée par le grand accident « Hahouner-Debbagh » observable sur les images satellite Le long de ces zones de faiblesse et à proximité de ces gîtes, se manifestent des sources thermales

Pour certains auteurs (Verdeil, 1985 et autres), si les sources et les gîtes minéraux se trouvent sur les mêmes accidents, cela n’explique pas pour autant un lien génétique entre eux. . Les résultats d’analyses sur les eaux thermales de la source de Hammam N’bails et sur les travertins associés, montrent des valeurs anormales en (Pb, Sb, Zn, As) et bien d’autres métaux, ce qui démontre le lien génétique entre ces eaux et la minéralisation.

fig. 82. Carte de répartition des sources thermales et des gîtes minéraux d’antimoine et leur lien avec les accidents majeurs

La mise en évidence de l’or même non exprimé minéralogiquement ouvre de nouvelles perspectives pour la métallogénie de l’or dans ce district qui s’étendrait de Djebel Debbagh à l’Ouest à Hammam Mougras à l’Est.

V.2. Comparaisons avec quelques gisements épithermaux à Or (Sb, As)

Les minéralisations type Hammam N’bails de par leur assemblage minérale représenté par la stibine, galène, smithsonite, nadorite, pyrite, marcasite, sphalérite, réalgar, orpiment, cinabre, flajolotite, ocres d’antimoine et or microscopique, avec dolomite, calcite, quartz, barytine, fluorite et argile de néoformation comme minéraux de gangue et leur association au sources thermales, sont très comparables aux gisements épithermaux à métaux précieux (or et argent) de type Senator mine en Turquie ou au « Carlin type » au Nevada (USA).

La mine Senator (Turquie)

Il s’agit de minéralisation assez jeune encaissée dans les roches siliceuses et carbonatées du Néogène et qui sont liées à l’activité volcanique du Plio Quaternaire. Le Néogène se met en place en discordance sur les sédiments permo carbonifères. Les corps de minerais se localisent au niveau du contact Néogène-Paléozoïque. Le Néogène est constitué essentiellement de travertins, travertins siliceux et tuffs carbonatés noirs (fig. 83).

La minéralisation s’exprime sous forme de colonnes minéralisées donnant l’impression de veinules tout le long du contact Paléozoïque-Néogène, elle est constituée essentiellement d’oxydes (stibiconite, scorodite et dussertite), de quartz, barytine, pyrophylite, crisrobalite, muscovite et chlorite. La stibine et metastibine sont très rares. Les teneurs en métaux précieux sont insignifiantes (inférieur à 0.1 g/t pour l’or et < 1g/t pour l’argent).

La région est connue pour son abondance en sources thermales liées à une activité volcaniques récente et qui intéresse une grande partie de la Turque occidentale. Les travertins associés à la source chaude d’Illica, la plus importante dans la région de Kutahyia (la région ou se localise la mine Senator à 350 km au SE d’Istanbul) présentent des teneurs élevées en Sb, As, Pb et Zn. La comparaison entre les minéralisations et les dépôts des sources montrent une remarquable similitude des deux, Bernasconi et al, (1980) suggèrent des origines analogues pour les minéralisations et les eaux thermales.

Le mode de mise en place de ce type de minéralisation est à mettre en relation avec l’activité volcanique plio quaternaire qui affecte tout le plateau anotolien de Turquie occidentale et qui a donné lieu a une séquence néogène extensive, dans laquelle les solutions minéralisantes sont liées aux sources thermales et aux fumeroles (fig. 83).

fig. 83. Model proposé pour l’évolution géologique des environs de la mine Senator, d’après Bernasconi et al, 1980

Le Carlin Type

Les gîtes d’or de type Carlin peuvent se retrouver dans diverses régions dans le monde, cependant, les gisements de tailles considérables se concentrent essentiellement dans le Nevada, (USA). Il s’agit de gisements d’apparence variée, correspondant à des imprégnations d’or très fin, dans des séries souvent carbonatées, On utilise également les termes de gisement à or invisible du fait de la finesse de l’or, ou de type Carlin (Roberts et al., 1971).

Longtemps connus seulement dans l’Utah et le Nevada, ces gisements ont maintenant été décrits dans le Pérou central, en Chine (province du Ghizhou), en Indonésie (Mesel), en Russie, en Macédoine, au Yemen et en Iran, sans doute dans les Appalaches et la province de Grenville. Il s’agit de gisements à forts tonnages et teneurs souvent assez faibles.

La minéralogie est presque la même dans presque la majorité des gîtes, principaux minéraux sont: pyrite, arsénopyrite, marcasite, stibine, réalgar, orpiment, cinabre, minéraux d’argent, calcite, halloysite, barytine, fluorine. Les métaux de base (représentés par la galène et la sphalérite) sont rares. La pyrite est le minéral le plus commun de tout les gîtes et c’est le minéral porteur de l’or fin.

Les altérations sont discrètes, mais montrent parfois une zonalité, avec en s’éloignant de la zone minéralisée, des zones décarbonatées à jaspéroïde à kaolinite - dickite, puis siliceuse - argileuse (illite - séricite), entourée par une zone de dissolution des carbonates et une zone à veines de calcite. Le rapport K/(K+Al) et la densité des roches diminuent vers la zone minéralisée (Kuehn et Rose, 1992). L’intensité de la silicification et de la décarbonatation dépendent de l’encaissant . Une altération supergène à goethite se superpose à ces associations.

Ces gisements seraient épigénétiques, associés à des circulations hydrothermales peu après des intrusions de dykes. Les fluides d'origine météoritique, présentaient une température maximale autour de 150-250°C pour les jaspéroïdes à Mercure, et une salinité de 1 à 8% eq. poids NaCl (Jewell et Parry, 1988), avec présence d’H2S et CO2. l’or est transporté par des complexes bisulfurés (Joukin Zhou, 2003).

Ces gisements se mettraient en place à une profondeur relativement importante (4±2km) sous conditions de pression lithostatiques. La pyritisation serait due à la sulfuration du fer issus de la décarbonatation des dolomies.

Les gisements d’or disséminé sont difficiles à rechercher, les séries carbonatées riches en matière organique, recoupées par de petits intrusifs porphyriques sont favorables.. L’exploration tactique de ces gisements repose sur les altérations hydrothermales et la prospection géochimique. On recherchera en particulier les calcaires dolomitiques silicifiés, la décalcification et la dégradation des phyllosilicates; on peut utiliser le nombre de filonnets, en particulier s’ils sont à gangue siliceuse (Bagby et al., 1988). En géochimie, ces gisements peuvent être tracés par des anomalies en As, Ag, Hg, Sb, Tl, F, W, Ba. L’or, le mercure et l’arsenic sont des indicateurs plus précis du centre des minéralisations (Adams et Putnam, 1992).

BIBLIOGRAPHIE

Adams, A.E.; Mac Kenzie, W.S. & Guilford, C. (1994) : Atlas des roches sédimentaires, Ed. Masson.

Adams, S.S. et Putnam, B.R. (1992): Application of mineral deposit models in exploration: a case study of sediment-hosted gold deposits, Great Basin, Western United States. in A. E. Annels, éditeur, Case Histories and Methods in Mineral Resource Evaluation, Geological Society Special Publication No 63, pp. 1-24.

Aissa, D.E. (1985) : Etude géologique et métallogénique du massif de l’Edough. thèse de doctorat. 3eme cycle, USTHB, Alger.

Aissa, D.E. (1996) : Etude géologique, géochimique et métallogénique du massif de l’Edough (Annaba - Algérie). These doct d’état, USTHB, Alger, 420p.

Aissa, D.E. & Talbi, A. (1991) : Permanence géochimique, héritages et remobilisations: exemple du socle de l'Edough et de son pourtour régional. Bull. ORGM,Serv. Géol. Algérie, Vol. 2 , n°1, pp. 53-64 .

Aite, M.O. (1994) : Analyse de la microfracturation et paléocontraintes dans le Néogène post-nappe de Grande Kabylie .Thèse. Doct. Univ. Maine, fr, 196 p.

Ait Ouali, R. (1991): Le rifting des monts des Ksour au Lias : organisation du bassin, diagenèse des assises carbonatées, place dans les ouvertures mésozoïque au Maghreb. Thèse. Doc es sciences, IST, Alger.

Akrour, H.; Aoudjehane, M.; Thibiéroz, J.; Otmanine, A. & Touahri, B. (1991) : Gîtes et indices de fluorine d’Algérie du Nord : Inventaire et réflexions. Bull. Off. Nat. Géol. Algérie, vol.2, n°1, pp.11-28.

Anderson, G.M. (1975): Precipitation of M.V.T ores. Econ. Geol, vol. 70, pp. 937-942.

Baaouague, A. (1992) : Etude géologique et gitologique des minéralisations de Hammam N’bails, Algérie orientale. Mem. Ing, Univ. Annaba, 120p.

Bagby, W.X., Madrid, R.J. et Bakken, B.M. (1988): Alteration and vein relationships applied to exploration for sedimentary rock-hosted, Carlin type deposits. Bicentennial Gold 88, Melbourne, G.S.A. Inc., pp. 509-511.

Bancks, D.A.; Yadley, B.W.D. (1992): Crush-leach analysis of fluid inclusions in small natural and synthetic samples. Geochim. Cosmochim. Acta, 56, pp. 245-248.

Benali, H. (1993): les dômes périphériques des massifs volcaniques de Elaouana (Jijel) Algérie (petrolographie, minéralogie, géochimie, petrogénese). These. Mag, USTHB, Alger.

Bernasconi, A.; Glover, N.; et Viljoen, R. P. (1980): The geology and geochimistry of the Senator antimony deposit- Turkey. Mineral Deposita, 15, 3, PP.259-274. Spronger Verlag. Berlin

Bertraneu, J. (1955): Tectonique et minéralisation du département de Constantine. Trait communs à la plupart des gîtes dits « téléthermaux » d’Afrique du Nord. Cong. Cent. Soc. Ind. Min, Paris.

Blayac, J. (1912): Esquisse géologique du bassin de la Seybouse et de quelques régions voisines. Thèse. Sc, Paris, B.S.C.G, Algérie, n°6, 490p, 53 fig, 6pl, Alger.

Bolfa, J. (1953): Contribution à l’étude du gisement de Hammam N’bails (province de Constantine, Algérie). C. R. 78 Cong. Soc. Savants, Toulouse, pp. 171-182.

Bottrell, S.H.; Yardley, B.W.D.; Buckley, F. (1988): A modified crusch-leach method for the analysis of fluid inclsion electrolytes. Bull. Mineral, 111, pp. 279-290.

Bouarroudj, M.T. (1986) : Etude métallogénique du district mercurifère de la chaîne nord- numidique (région d’Azzaba, Algérie nord-orientale): Contrôle des minéralisations et perspectives de recherches. Thèse. Doct. Ing. Métallogénie, Lab. Géol. Appl. Univ. P. et M. Curie, Paris, 242 p.

Bouchareb Haouchine, F.Z. (1993): Apport de la géothermométrie et des données de forages profonds à l’identification des réservoirs géothermiques de l’Algérie du Nord, application à la région du Hodna. Thèse. Magister, Univ. Alger.

Bouchareb Haouchine, F.Z.; Issadi, A.; Ben Dhia, A. (1994): Estimation et interprétation du gradient géothermique en Algérie du Nord. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 05, n°2, pp69-74.

Boullin, J.P. et al (1986): “Le bassin maghrébin” : une ancienne limite entre l’Europe et l’Afrique à l’ouest des alpes. B. S. G. France, (8), T.II, n° 4, Paris.

Bourrouilh, F. (1973): Dolomitisation actuelle dans le monde : une revue. Sci. de la Terre, L XVIII, n° 3, p. 279-298, 4 fig.

Boutaleb, A.; Afalfiz, H.; Aïssa, Dj.E.; Kolli, O.; Marignac, Ch.; Touahri, B. (2000): Métallogénie et évolution géodynamique de la chaîne tellienne en Algérie. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 11, n°1, pp. 3-27.

Boutaleb, A. (2001) Les minéralisations Pb-Zn du domaine Sétifien-Hodna : Gîtologie, pétrographie des dolomies, microthermométrie et implications métallogénique. Thèse. Doct. D’Etat, USTHB (FSTGAT), Alger. Algérie.

Brives, A. (1924) : Observations géologiques, dans la région traversée par le tracé du chemin de fer projeté de Medjez-Sfa à Oued-Damous. B.S.C.G. Algérie, travaux récents des collaborateurs.

Burollet, P.F. (1991): Structures and tectonics of Tunisia, Tectonophysics, 195, pp. 359-369.

Carpenter, A.B.; Trout, M.l. & Pickett, E.E. (1976): Preliminary report on the origin and chemical evolution of lead and zinc rich oil field brines in central Mississippi. Econ. Geol, 69, pp. 1191-1206.

Carpenter A.B. (1986): Origin and chemical evolution of brines in sedimentary basins. Oklahoma. Geol. Survey , Circ. 79, pp. 60-77.

Chadi M. (1991): Géologie structurale des monts d’Aïn M’lila (Algérie NE). Thèse. Doct. Uni. Nancy I, 191 p, 1 carte géol H. T.

Chouabbi, A. (1987): Etude géologique de la région de Hammam N’bails (SE de Guelma, constantinois, Algérie) : un secteur des zones externes de la chaîne des Maghrébides. Thèse troisième Cycle, université Toulouse 3, 123p.

Caire, A. (1954): Sur l'origine et la date de la mise en place des nappes supérieures dans le Tell Algérien au Sud de Djurdjura. C.R.Acad.sc, t.238, pp. 597-599. Paris.

Caire, A. (1971): Les chaînes alpines de Méditerranée centrale in Tectonique de l’Afrique, Sciences de la Terre Unesco éds. Paris 6, pp. 61-90.

Caire, A.; Glangeaud, L.; Mattauer, M. & Polveche, J. (1953): Essai de coordination de l'autochtone et de l'allochtone dans l'Atlas tellien en Algérie. B.S.G.F, 6° série, t.3, pp.941-973, Paris

Coquand, H. (1854): Description géologique de la province de Constantine. M. S. G. F. (2),V, 1ére partie, pp. 1-155, Paris.

Coiffait, P.E. (1992): Un bassin post-nappes et son cadre structural : l’exemple du bassin de Constantine. Thèse Sc. Univ. Nancy I, 501 p, 87 fig.

Courme Rault, M.D. (1985): Stratigraphie du Miocène et chronologie comparée des déformations suivant deux transversales des Atlasides orientales (Algérie, Sicile). Thèse. Sc. 2 t., 456 p. Université d'Orléans.

Dareste De La Chavane. (1910): La région de Guelma. Etude spéciale des terrains tertiaires. Thèse Sc. Lyon. P. S. C. G. Algérie., Bull. n° 5, 256p.

David, L. (1953): Sur l'âge pliocène d'une partie des formations continentales de la région de Souk-Ahras (Est de Constantine). C. R. Acad. sc, t. 236, pp. 216-218, Paris.

David, L. (1956): Etude géologique des monts de la haute Medjerda. Thèse. Sci. Paris, Publ. Serv. Carte. géol. Algérie, n.s, Bull. n°11, 189p.

David, L. & Flandrin, J. (1954): Sur la présence de Miocène à Miegypsines dans les monts de la haute Medjerda (Algérie). Publ. S. G. F, (6), IV, pp. 415-420, Paris.

David, L et Jodot, P. (1955): Le bassin mio-pliocène du Nador N'bails entre Guelma et Souk-Ahras. Publ. S. C. G. A, N. S, Bull. n1, Trav. Collab, fascII, pp.151-164, 3 fig, Alger.

Deleau, P & Thiery, P. (1953): les gîtes d’antimoine du département de Constantine, le gîte de Ain kerma. Etude géologique et minière. Publ. Serv. De la carte d’Algérie, bull n°1, trav. Coll, 1953 fasc I.

Delfaud, J. (1954): le contexte dynamique de la sédimentation continentale, models d’organisation. Bull. cent. Rech. Exp. Elf Aquitaine, 8, 1, 27-53.

Delmas, M.R. (1975): La formation et l'évolution des micrites et dolomicrites. Bull. Centr. Rech. Pau-SNPA, vol. 9, (1), p. 77-97.

Delteil, J. (1974): Tectonique de la chaîne alpine en Algérie d’après l’étude du tell oranais oriental (monts de la mine de Beni Chougrane, Dahra). These. Sc . univ. Nice, 294 p.

Delteil, J.; Fenet, B.; Gardia, P. et Polveche, J. (1971): Géodynamique de l’Algérie Nord Occidentale. C. R. Somm, S. G. F, fasc. 08.

Dib Adjoul, H. (1985): le thermalisme de l’est algérien. Thèse. Doct. 3 cycle, univ .scien. tech . Alger, 281p.

Dubourdieu, G. (1956): Etude géologique de la région de l’Ouenza (confins algéro- tunisiens). Thèse. Sci. Paris. Publ. Serv. Carte. géol. Algérie, n.s, Bull., n°10, 659p.

Durand-delga, M. (1955): Etude géologique de l'Ouest de la Chaîne numidique. Thèse. sc. Paris, B. S. C. G. A, (2). Stratigra. Descrip, région, Bull. n°24, 533 p. Alger.

Durand-Delga M. & Fontboté, J.M. (1980): Le cadre structural de la Méditerranée occidentale, in Aubouin J., Debelmas J. et Latreille M. (Eds.), Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys. Colloque C5 du 26ème C.G.I., Mém. BRGM, 115, 67-85.

Dubourdieu, G. (1956): Etude géologique de la région de l’Ouenza (confins algéro- tunisiens). Thèse Sci. Paris. Publ. Serv. Carte géol. Algérie, n.s, Bull., n°10, 659p.

Fallot, P. (1942): Observations sur le Trias d'Algérie. B. S. G. Fronce, (5), XI, Paris.

Ficheur, E. (1890): Description géologique de la Kabylie du Djurdjura. Etude spéciale des terrains tertiaires. Thèse Paris. édit. Fontana et Cie. Alger.

Flandrin, J. (1932): Nouvelles observations sur le Trias de Souk-Ahras (Algérie). B. S. G. F, (5), III, pp. 497-504, Paris.

Flandrin, J. (1933): Sur la présence de Cartenien au Sud de Souk-Ahras (Algérie). B. S. G Frorxe, (5), III, pp. 397-399, Paris.

Flandrin, J. ( 1934): Carte géologique de l'Algérie au 1/50 000, feuille n° 77 de Souk-Ahras. S. C. G. Algérie, Alger.

Fontes J.C.; Matray J.M. (1993): Geochemistry and origin of formation brines from the Paris basin, France. 1. Brines associated with triasic salts. Chem. Geol. 109, pp 140-175.

Glaçon, J. (1967): Recherche sur la géologie et les gîtes métallifères du tell Sétifien. Bull. Serv. Carte. géol., Algérie, n°32, 2 t.

Glangeaud, L. (1951): Interprétation tectonophysique des caractères structuraux et paléogéographiques de la méditerranée occidentale. B.S.G.F, 6, t.1.

Graine Tazerout, K. (1997): les dépôts pyriteux et les minéralisations Zn, Pb, (Cu) du massif volcano plutonique miocène, volcanologie, altérations hydrothermales et typologie des minéralisations. Thèse. Mag, USTHB, Alger.

Grimaldi, M.H. (1988): la dolomie tidale du Jurassique terminal des pyrénées occidental, sédimentogenèse, diagenèse polyphasée et contexte dynamique. These. Univ. Pau, 470p.

Guardia, P. (1975): Géodynamique de la marge alpine du continent africain d’après l’étude de l’Oranie Nord Occidentale. Relations structurales et paléogéographiques entre le Rif externe, le Tell et l’avant-pays atlasique. Thèse Sc. Univ. Nice, 286p.

Guiraud, R. (1967): La transversale de Colbert, accident majeur du Hodna, C.R.Ac.Sc. Paris, 264, PP. 1245-1248.

Guiraud, R. (1977): Sur la néotectonique de la région ouest constantinoise. B.S.G.F.7, t XIX, n°3, pp.645-650.

Guiraud, R. (1990): Evolution post triasique de l’avant-pays de la chaîne alpine en Algérie d’après l’étude du Bassin du Hodna et des régions voisines. Mémoires n° 3 publications de l’Office National de la Géologie. ORGM.

Guigue, S. ( 1940): les sources thermominérales de l’Algérie, étude géochimique. TI. Pub. Serv. Geol. Alg, fas. 5.

G. R. N. A. (Groupe de Recherche Néotectonique de l'Arc de Gibraltar) (1977) : l’histoire tectonique récente (Tortonien-Quaternaire) de l’Arc de Gibraltar et des bordures de la mer d’Alboran. B. S. G. F, V.2, n4, p.11-28.

Haddouche, O. (2003): Contribution à l’étude géologique et gitologique des minéralisations à Pb-Zn, Fe, Ba (Sr) de la région d’EL Ouasta (Souk Ahras). Thèse Magister, FSTGAT.,USTHB Bab Ezzouar Alger.

Harbi, A.; Maouche, S. & Ayadi, A. (1999): neotectonics and associate sismicity in the Eastern Tellien Atlas of Algeria. Journal of seismology. 3,pp. 99-104.

Herrmann, A. G., (1980). Bromide distrubition between halite and NaCl-saturated seawater. Chemical Geology. Vol. 28, pp. 171-177.

Holster, W.T. (1979): Trace elements and isotopes in evaporites, in Burns R.G., ed. Marine minerals. Mineralogical Society of America Short Couse Notes. Vol. , pp 295-346.

Ilavsky, J & Snopkova, P. (1987): Première datation du Trias détritique d'Algérie septentrionale, dans la région de Guelma. C. R. Acad. S, Sér. II, t 305, pp. 397-401, Paris.

Issaadi, A. (1992): le thermalisme dans son cadre géostructural apport à la connaissance de la géologie profonde de l’Algérie et ses ressources géothermiques. Thèse. Doct. IST. Alger.

100

Issadi, A & Bouchareb Haouchine, F.Z. (1997) : Estimation du flux de chaleur en Algérie du Nord à partir de le thermométrie silice. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 8, n°1.

Jebrak, M. (1992): Les textures intra-filoniennes, marqueurs des conditions hydrauliques et tectoniques. Chron. Rech. Min., n° 506, 1992, pp. 25-35.

Jewell, P.W. et Parry, W.T. (1988): Geochemistry of the Mercur gold deposit (Utah, U.S.A.) Chemical Geology, 69: 245-265.

Joleaud, L. (1912): Etude géologique de la chaîne numidique et des Monts de Constantine. Thèse Sc. Paris. Montpellier. 438 p, 9 pl, 1 carte en couleur.

Kazi-Tani, N. (1974): Structure de l’Algérie du Nord post hercynienne. Rapport SONATRACH, inédit, 29p.

Kazi-Tani, N. (1986): Evolution géodynamique de la bordure nord-africaine : le domaine intraplaque nord-algérien. Approche mégaséquentielle. Thèse ès-Sciences, Univ. Pau, 2 tomes, 871 p., 347 fig.

Khamzine et al (1975): travaux ayant accompagnés les travaux de prospection des polymétaux dans les confins algéro tunisiens. Rapport SONAREM, inédit.

Kieken, M. (1962): Esquisse tectonique de l'Algérie. Exposé sur les connaissances actuelles de la structure de l'Algérie et présentation d'une esquisse tectonique. Publ. Serv. Carte Géol. Algérie, nlle série, Bull. n°31, 16 pages.

Kovalski, W.M. & Hamimed, M. (2002): les étapes d’effondrement des graben dans les confins algéro-tunisiens. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 11, n°1, pp 29-60.

Kuehn, C.A. et Rose, A.W. (1992): Geology and geochemistry of Wall-Rock alteration at the Carlin Gold deposit, Nevada. Economic Geology, 87: 1697-1721.

Lacroit, A. (1962): minéralogie de la France et des anciens territoires d’outre mer. T4, librairie du muséum. Paris

Land, L.S. & Prezbindowski D.R. (1981): The origin and evolution of salin formation water, lower Cretaciouscarbonates, south-central Texas, U.S.A., Journal of Hydrogeology, Vol. 14, pp. 931-935.

Laffite, R. (1939): Etude géologique de l’Aurès. Bull. Serv. Carte. géol. Algérie. 2ème série, strati. Descriptions régionales, n° 15.

Lagrula, J. (1951): Etude gravimétrique de l’Algérie-Tunisie. Bull. Serv. Carte. Geol. Alg. 4é série. Géophysique n°2.

Lahondere, J.C. (1987): Les séries ultralelliennes d'Algérie Nord-orientale et les formations environnantes dans leur cadre structural. Thèse sc, Université Paul-Sabatier Toulouse. 242 p.

101

Marignac, C. (1984) : Les minéralisations filoniennes polymétalliques d'Ain Barbar (Algérie) : un exemple d'hydrothermalisme lié à l'activité géothermique alpine en Afrique du nord. Thèse d'état Doc. Sc. 1. N.P.L. Nancy, 1163P.

Meghraoui, M. (1988): Géologie des zones sismiques du nord de l'Algérie: Paléosismologie, tectonique active et synthèse sismotectonique. Thèse de doctorat, Univ. Paris XI (Orsay),356p.

Mezghache, H.; Royer, J.J.; & Saupe, F. (1988): Estimation du flux géothermique dans la zone mercurifère nord-numidique (Azzaba, Willaya de Skikda, Algérie). C.R. Acad. Sc. Paris, t 307, Série 11, 1647-1650

Moëlo, Y. (1983) : contribution à l’étude des conditions naturelles de formation des sulfures complexes d’antimoine et de plomb. Document du BRGM N°55, 285 p.

Merdas, B & Boutaleb, A (2005): étude des minéralisations polymétalliques de la région de hammam N’bails (NE algérien) SGGC2. Constantine.

M'rabet, A. (1987): Stratigraphie, Sédimentologie et Diagenèse carbonatée des séries du Crétacé inférieur de Tunisie centrale. Thèse d'Etat, Univ. d'Orsay.

Negrouche, M.C. (2004): étude de la mineralisation oxydée en Pb et Zn des dolomies bréchiques du Trias allochtone des indices de Koudiet Djedada et Ain Safra, région de Hammam N’bails. Mem. Ing, Univ. Boumerdes.

ORGM. (2004): projet de prospection du Zn, Pb et Cu dans la région de Hammam N’bails- Souk Ahras. Bouanik, A et Benzéroual, M. Rapport inédit.

Ould Taleb Bent Kaci, Z. (1989): Etablissement de la carte des indices minéraux du Nord-Est algérien et son interprétation géologique. Thes. Magist, Univ. Constantine.

Perthuisot, V. (1978): Dynamique et pétrognèse des extrusions triasiques en Tunisie septentrionale. Thèse Sc. Paris, 312 p, 91 fig, 49 pl, 4 pl. h.t.

Perthuisot, V. & Rouvier, H. (1988) : Les relations métal-soufre-eau-hydrocarbures- microorganismes et la genèse des concentrations de sulfures et de soufre des diapirs évaporitiques. In : H. Pélissonier & J.F. Sureau (éds) : Mobilité et concentration des métaux de base dans les couvertures sédimentaires : Manifestations, mécanismes, prospection. Document du BRGM, n°183, pp. 269-278.

Perthuisot, V. (1991): Diapirs et halocinèse. Comment les évaporites refont surface. Géochronique, n°40, pp. 13-16.

Perthuisot, V. & Rouvier, H (1992): Les diapirs du Maghreb central et oriental : des diapirs variés, résultats d’une évolution structurale et pétrogénétique complexe. Bull.Soc. Géol., France, t. 163, n°6, pp.751-760.

Picot, P. & Johan Z. (1982): Atlas des minéraux métalliques. Mémoires du B.R.G.M. n° 90, 400 p.

102

Peybernès, B.; Chouabbi, A. & Vila, J.M. (2002): Reconstitution du substratum jurassique- crétacé basal du domaine des Sellaouas (marge sud-tethysienne, Algérie nord-orientale) à partir des galets du bassin mio-pliocène d’Hammam N’bails. C. R.Palevol 1. Académie des sciences, édition scientifique et médicales. Elsevier., pp.681-688.

Pomel A. (1888): Sur un gisement de quartz bipyramidés avec cargneule et gypse à Souk- Ahras (Algérie). C. R. Acad. S, t. 107, pp. 53-56, Paris.

Popov, A. (1968): Les types morphologiques et la répartition des gisements de zinc et de plomb en Algérie. Ann. Mines. Géolo. Tunis, n° 23, pp. 103-203.

Prochaska, W. (2001): Magnesite mineralization of the Eastern Alps and the Carpathians. Mineral Deposits at the Beginning of the 21st Century, Piestrzynski et al (eds), pp. 1017-1019.

Raoult, F. (1974): Géologie du centre de la chaîne numidique (Nord du Constantinois, Algérie). Thèse sc. Paris Mém. S. G. France, N. S, n° 121, paris.

Rezig, M (1991): Etude géothermique du Nord de l’Algérie. D.E.A. Univ Languedoc, France.

Rittenhouse G. (1967): Bromine in oil-field waters and its use in determing possibilities of origin of these waters. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull., 51 (12), pp. 2430-2440.

Roberts, R.J., Radtke, A.J. et Coats, R.R. (1971): Gold bearing deposits in north-central Nevada and southwestern Idaho. Economic Geology, 66: 14-33.

Rothé, J.P. (1950): Les séismes de Kherrata et la séismicité de l'Algérie. Bull. serv. Carte. Algerie, Serie4, 3.

Rouvier, H. (1977): Géologie et l’extrême-Nord tunisien : tectoniques et paléogéographies superposés à l’extrémité orientale de la chaîne nord-maghrébine. Thèse Un. P. et M. Curie, Paris. France. 898 p.

Rouvier, H. (1990): Les concentrations polymétalliques liées aux diapirs évaporitiques des confins algéro-tunisiens. Rapport interne EREM, Boumerdes-Algérie, 71 p.

Rouvier, H.; Perthuisot, V. & Mansouri, A. (1985): Pb-Zn deposits and salt bearing diapirs in southern Europe and North Africa. Econ. Geol., vol. 80, pp.666-687.

Saadalah, A & Caby, R. (1994): Structuration et exhumation des massifs cristallins des Maghrébides (Algérie) : les effets de la distension méditerranéenne. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 05, n°1, pp81-87.

Sami, L. (2004): Contribution à l’étude géologique et gitologique des minéralisations à Pb, Zn, Ba et F dans la région de Meskiana : exemple des indices d’Es Souabaa et de M’Khiriga (Atlas Saharien oriental). Thèse magister géologie minière . USTHB FSTGAT

Semroud, B. ( 1981) : évolution métrologique du complexe magmatique néogène de la région Béjaia-Amizour. Thès . Doct. Sc. Univ. Alger, 263p.

103

Semroud, B.; Ouabadi. A.; Belanteur, O. (1992): typologie des granites miocènes de la marge algérienne par la cristallochimie des micas. 14e réunion. Annu. Sci. Terre, Toulouse, France.

SONAREM (1970): Rapport des travaux de recherche et de prospection effectués sur le gisement Sb- polymétallique de Hammam N’bails 1968-1970. S. Batchourine. Inédit.

SONAREM (1971): Rapport des travaux géologiques effectués sur le gisement de Hammam N’bails, Ain Safra et Ain Kerma. Brekhov . B et Tchanito. O. Inédit.

Sverjensky, D. (1986): Genesis of Mississippi Valley-type Pb-Zn deposits. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986, 14, 177-99.

Talbi, A. (1987): Etude des minéralisations caractéristiques du Djebel Debagh occidental (Guelma). Thèse Magister. USTHB. Alger.

Thomas, G. (1985): Géodynamique d'un bassin intra-montagneux, le bassin du bas Chéliff occidental (Algérie) durant le Mio-Plio-Quaternaire, Thèse d'Etat, Univ. Pau, 594 pp.

Tissot, J. ( 1881): Carte géologique provisoire au 800 000e de la province de Constantine et du cercele de Bou Saàda. Alger, A. Jourdan édit.

Toubal, A ( 1984): contribution à l’étude des minéralisations antimonifères du Nord Est algérien : une province métallogénique hétérochrone. Thèse 3cycle, 141p, paris.

Toubal, A. (2005): les minéralisations antimonifères et associées du Nord-Est algérien : études gitologiques, minéralogiques et géochimiques. Comparaison avec les minéralisations de la méditerranée occidentale. Thèse doct. Univ. Annaba.

Verdeil, P. (1985): Les sources thermales et thermominérales dans le cadre de la tectonique globale, implications géologiques et géochimiques.

Vila, J.M. (1972): Signification des formations éocènes charriées sur le Miocène des régions de Hammam N’bails et de Gounod (Est du Constantinois, Algérie). C. P. 5amm. S. 6. Fronce„ p.383, 2 fig., Paris.

Vila, J.M. (1972): Les témoins méridionaux du niôle néritique constantinois au sud de Hammam Meskhoutine et Guelma (Algérie). Bull.Soc.Hist Nat. Afr.Nord, t. 62, fasc. 1-2, pp. 29-37, Alger

Vila, J.M. (1977): Notices explicatives des cartes au 1/200 000 de Constantine et de Sétif et des cartes au 1/50 000 de la même région.

Vila, J.M. (1978): La nappe néritique constantinoise : un élément majeure de la chaîne alpine d'Algérie orientale. 6 ème réun. Ann. Sc. Terre, orsay.

Vila, J.M. (1980): La chaîne alpine d’Algérie nord-orientale et des confins algéro-tunisiens. Thèse Doct. d’Etat, Univ. P. et M. Curie, Paris VI, 665p.

104

Vila, J.M. (1994): Mise au point et données nouvelles sur les terrains triasiques des confins algéro-tunisiens : Trias allochtone, « glaciers de sel » sous-marins et vrais diapirs. Mém. Serv. Géol. Algérie, n°6, pp. 105-152.

Vila, J.M. (1996): Halocinèse distensive albienne à « glacier de sel » sous-marin et plissements tertiaires du secteur Ouenza-Ladjebel-Méridef. Bull. Serv. Géol. Algérie, vol 7, n°1, pp3-34.

Vila, J.M.; Busnardo R.; Magne, J. & Sigal, J. (1972): Stratigraphie du Crétacé autochtone pré-saharien méridional : les séries de Hammam NBails et l'Oued-Cheniour (Est du Constantinois, Algérie). B. S. H. N. Aff. Nord, 63, pp. 39-50, Alger.

Wildi, W. (1983): La chaîne tello-rifaine (Algérie, Maroc, Tunisie) : Structure, stratigraphie et évolution du Trias au Miocène. Rev . Géol. dyn. Géogr. Phys., vol.24, fasc. 3, pp. 201-297.

105

ANNEXES

A. Définition d'une eau thermale

Selon la commission des eaux minérales et thermales de l'Association Internationale des Hydrogéologues (in Issaadi, 1992), une eau est dite thermale lorsque la température à l'émergence est supérieure à celle de la partie supérieure de la zone d'homothermie En d'autres termes, c'est une eau dont la température à l’émergence est supérieure de 4°C à la température interannuelle du lieu considéré.

B. Définition du gradient géothermique

La présence de phénomènes volcaniques, de fumerolles, de sources chaudes et d’autres manifestations naturelles tels que les séismes, ont conduit à supposer l’existence de hautes températures à l’intérieur de la terre. Les progrès réalisés dans l'exploitation minière depuis le 17eme siècle et les forages profonds, ont confirmé que la température augmentait plus ou moins rapidement avec la profondeur. Cette augmentation de température avec la profondeur exprime le gradient (ou degré géothermique) dont la valeur moyenne est estimée à 1°C pour 33 mètres.

C. Définition du flux géothermique

L'existence d'un gradient géothermique suggère un transfert de chaleur depuis l'intérieur de la terre vers la surface, transfert que l'on peut caractériser par un flux. Par définition, le flux géothermique est la quantité de chaleur qui traverse par unité de temps, une unité de surface perpendiculaire à la direction d'écoulement.

D. Les sources de chaleur

La découverte de l'existence d'un gradient géothermique qui traduit un transfert de chaleur depuis le centre de la terre vers la surface, posa le problème de l'origine de la chaleur ainsi dissipée. Pour L. Kelvin au 19ème siècle, cette chaleur perdue par la terre provenait d'un réservoir thermique, vestige de l'époque où l'ensemble de notre planète était en fusion". Mais la découverte de la radioactivité naturelle par Becquerel (1896) (in Bouchareb Haouchine, 1993), a démenti l'hypothèse de L. Kelvin. La radioactivité et les réactions de fusion nucléaire ont apporté un élément de réponse déterminant.

E. Le rôle de la radioactivité

La production de chaleur est considérée comme provenant de la désintégration d'isotopes radioactifs. R.Strutt (1906) (in Bouchareb Haouchine, 1993) montra que les principales roches de la croûte terrestre contenaient des quantités suffisantes d'isotopes radioactifs pour expliquer, sinon la totalité, du moins une partie importante du flux de chaleur terrestre interne. Mis à part certaines roches sédimentaires comme les calcaires où les teneurs sont faibles et les évaporites où elles sont pratiquement nulles, la plupart des roches contiennent de petites quantités de petites quantités d’éléments radioactifs, parmi tous ces éléments ceux qui ont un pouvoir calorifique particulièrement important sont: L’Uranium, le Thorium, le Potassium et leurs produits de désintégration: U238, U235, Th232 et K40.

Notons que c'est surtout la croûte terrestre et en particulier la croûte continentale qui concentre la majeure partie des éléments radioactifs.

F. Les autres sources possibles

Les autres sources de chaleur bien qu'elles soient d’importances secondaires, mettent en jeu pour la plupart de petites quantités d'énergie comparées au flux de chaleur terrestre observé. Parmi ces sources, citons: Les phénomènes tectoniques et les séismes associés, les phénomènes de réactions chimiques exothermiques. Pour l'origine de la température de certaines sources chaudes, on invoque parfois des processus géochimiques exothermiques telles que les réactions de réduction, d'oxydation et d'hydratation.

AM2 MERDES1 AM2 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - 29-0713 (I) - Goethite - FeO(OH) - S-Q 3.1 % - I/Ic User 3. 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - S-Q 34.5 % - I/Ic PDF 3.5 - 41-1480 (I) - Albite, calcian, ordered - (Na,Ca)Al(Si,Al)3O8 - S-Q 5.6 % - I/Ic PDF 1.1 - 05- 0592 (I) - Galena, syn - PbS - S- Q 4.4 % - I/Ic User 15. 29-0696 (*) - Siderite - FeCO3 - S-Q 32.9 % - I/Ic User 3.6 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - S-Q 4.3 % - I/Ic PDF 3.4 - 05-0586 (*) - Calcite, syn - CaCO3 - S-Q 15.2 % - I/Ic PDF 2. -

1100

1000

900

800 d=2,96

700

600

500 Lin (Counts) d=3,42

400 d=3,57 d=1,72 d=2,10

300 d=3,02 d=1,79 d=1,96 d=2,12

200 d=2,34 d=3,33 d=1,50 d=1,42 d=1,35 d=3,64 d=1,48

100 d=2,03 d=4,25 d=4,17 d=2,20 d=1,88

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

AM 10 MERDES2 AM10 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - 29-0713 (I) - Goethite - FeO(OH) - 05-0586 (*) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O - 05-0592 (I) - Galena, syn - PbS - 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4 06-0221 (D) - Kaolinite 1Md - Al2Si2O5(OH)4 -

2900 2800 d=3,03 2700 2600 2500 2400 2300 2200 2100 2000 1900 1800

) 1700 1600 1500 1400 1300 Lin (Counts 1200 1100 1000 900 800 700 600 500 d=1,91 d=1,87 d=2,09

400 d=2,28

300 d=2,49 d=3,85 d=1,93 d=1,60

200 d=1,52 d=1,52 d=1,44 d=2,95 d=1,63 d=3,34 d=1,42 d=2,84 d=6,49 100 d=3,58 d=1,47 0

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

AS7 MERDES3 AS7 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - File: Merdes3.raw - Type: 2Th/Th locked - Start: 2.000 ° - End: 70.000 ° - Step: 0.020 ° - Step time: 1. s - 05-0586 (*) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. 29-0696 (* ) - Siderite - FeCO3 - 31-0132 (I) - Morelandite - Ba5(AsO4)3Cl - 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O -

1400 d=3,03

1300

1200

1100

1000

900

800

700

=2 ,96 d Lin (Counts) 600

500 d=2,94

400 d=2,78 d=1,96

300 d=3,33 d=4,17 d=3,65 d=2,09 d=1,89 200 d=1,92 d=1,55 d=3,58 d=2,20 d=3,37 d=1,72 d=2,03 d=4,41 d=1,83 d=1,65 d=8,94 d=2,46 d=1,39 d=2,34 d=1,59 d=1,60 d=3,77 d=1,66 d=2,12 d=2,28 d=1,79

100 d=1,76 d=1,45 d=6,49 d=2,63 d=4,59

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

1300

d=2,77 1200

1100

1000

900

800

700

600 Lin (Counts)

500 d=1,72 400 d=3,57

300 d=3,28 d=2,56 d40,12 d=2,34 d=1,96 200 d=2,12 d=2,99 d=1,50 d=1,79 d=1,42 d=1,35 d=3,34 100 d=3,72

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale B2 MERDES5 B2 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - F 05-0586 (*) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O - 17-0469 (I) - Nadorite - PbSbO2Cl - 34-0372 (*) - Squawcreekite, syn - FeSbO4 - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 29-0696 (* ) - Siderite - FeCO3 -

1700 d=2,78

1600

1500

1400

1300

1200

1100 ) 1000

900

800 Lin (Counts

700

600

500 d=3,58 d=1,72

400

300 d=2,34 d=1,96 d=2,13

0 7 200 ,

2 d=1,50 = d=1,42 d=1,79 d d=1,35 d=3,28 d=2,56 d=1,39 d=3,03 d=3,34 d=6,49 100 d=1,64

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

B5 MERDES6 B5 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - F 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 - 05-0586 (*) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. - 34-0372 (*) - Squawcreekite, syn - FeSbO4 - 76-1729 (C) - Nadorite - PbSbO2Cl - I/Ic PDF 10.6 - 47-1734 (* ) - Cerussite, syn - PbCO3 - I/Ic PDF 6.7 -

d=2,75 500

400

300 d=3,28 Lin (Counts) d=3,57

2 d=1,71

0 d=2,82

, d=1,72 3 = d=2,56 d 200

d=3,06 2 7 , 2

= d=1,95 d d=2,33 d=3,72 d=3,50 d=1,85 d=2,12

100 d=2,49 d=1,50 d=2,07 d=1,41 d=1,78 d=1,38 d=1,39 d=6,13 d=2,24 d=6,49 d=2,21

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale B7 MERDES7 B7 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - F 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4 - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 - 36-0426 (*) - Dolomite - CaMg(CO3)2 - 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O - 05-0586 (* ) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. - 05-0592 (I) - Galena, syn - PbS -

d=2,76

4000

3000 )

2000 Lin (Counts

1000 d=1,71 d=3,56 d=2,33 d=1,95 d=2,12 d=1,50 d=1,42 d=1,78 d=1,35 d=1,38 d=3,34 d=1,36 d=3,03 d=2,96 d=1,52 d=2,88 d=6,48

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

B 15 MERDES8 B15 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4 - 05-0592 (I) - Galena, syn - PbS - 75-0931 (C) - Natrolite - Na2Al2Si3O10(H2O)2 - I/Ic PDF 1. - 05-0566 (I) - Sphalerite, syn - ZnS - I/Ic PDF 3.9 - 29-0696 (* ) - Siderite - FeCO3 - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 -

1700

d=2,96 1600

1500

1400

1300

1200

1100 d=3,43

1000

900

800 Lin (Counts)

700 d=2,10

600 d=1,79 500 d=2,77 d=3,58 400 d=3,12

300 d=1,71

5 3 , 0 3 7 d=1,91

200 d=1,48 = , d=1,36 2 d = d=1,63 d=1,96 d=2,49 d d=1,93 d=1,86 d=2,34 d=2,52 d=4,26 d=1,50 d=4,42 d=1,42

100 d=6,50

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale MN 5 MERDES9 MN5 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - File: Merdes9.raw - Type: 2Th/Th locked - Start: 2.000 ° - End: 70.000 ° - Step: 0.020 ° - Step time: 1. s - 17-0469 (I) - Nadorite - PbSbO2Cl - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 - 35-0816 (* ) - Fluorite, syn - CaF2 - 34-0372 (*) - Squawcreekite, syn - FeSbO4 -

1100 d=2,77

1000

900

800

700 )

600 d=2,81 500 Lin (Counts

400 d=1,72 d=3,28 300 d=3,58 d=2,56 d=3,72 200 d=1,96 d=2,72 d=2,34 d=3,06 d=2,13 d=6,13 d=3,15 d=1,64 d=1,93 d=1,39 d=2,07 d=2,04 d=1,42 d=1,38 d=1,62 d=1,59 d=1,50 d=1,79 100 d=1,35 d=4,07 d=1,91 d=2,24 d=1,47 d=6,50

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale

MN 10 MERDES10 MN10 D5MEAS - Program:LD701H.DQL D5MEAS - Program:LD701H.DQL - File: Merdes10.raw - Type: 2Th/Th locked - Start: 2.000 ° - End: 70.000 ° - Step: 0.020 ° - Step time: 1. s 05-0586 (* ) - Calcite, syn - CaCO3 - I/Ic PDF 2. - 46-1045 (*) - Quartz, syn - SiO2 - I/Ic PDF 3.4 - 08-0449 (*) - Smithsonite - ZnCO3 - I/Ic PDF 3.5 - 19-1185 (D) - Natrolite - Na2Al2Si3O10·2H2O - 2600

2500 d=3,03 2400

2300

2200

2100

2000

1900

1800

1700

1600

1500

1400

1300

1200

Lin (Counts) 1100

1000

900

800

700

600

500 d=1,91 d=2,28

400 d=2,09 d=1,87

300 d=2,49 d=3,85 d=1,93 200 d=1,60

trace d=1,52 d=1,44 d=1,62 d=3,34 d=2,84 d=1,42 d=6,48 d=1,47 100 d=1,36

2 10 20 30 40 50 60 7 2-Theta - Scale