N° D’ORDRE : 53/2012-M/S.T

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE MINISTERE DE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEURE ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE UNIVERSITE DES SCIENCES ET DE LA TECHNOLOGIE

« HOUARI BOUMEDIENE »

FACULTE DES SCIENCES DE LA TERRE, DE LA GEOGRAPHIE ET DE

L’AMENAGEMENT DU TERRITOIRE

MEMOIRE

Présenté pour l’obtention du diplôme de :

Magister en Géologie

Spécialité : Pétrologie/Structurologie

Par :

BELMOULOUD FAWZI

SUJET

ETUDE GEOLOGIQUE DE LA REGION D’AIN DEFLA :

CARTOGRAPHIE ET CARACTERISATION DES ROCHES MAGMATIQUES DU MASSIF DU DOUI ET DE SES ENVIRONS

Soutenu publiquement le 27/06/2012 Devant le jury composé de :

Mr - OUABADI Aziouz Professeur à l’USTHB Président Melle -AIT HAMOU Farida Maitre de conférences à l’USTHB Directeur de thèse Mr- BELHAI Djelloul Professeur à l’USTHB Examinateur Melle - ABDELLAH Nachida Maitre de conférence à l’USTHB Examinateur Mr-AFALFIZ Abdelhafid Maitre assistant à l’USTHB Examinateur

REMERCIEMENTS

Je tiens à exprimer mes remerciements les plus sincères à toutes les personnes qui m’ont aidé etsoutenu à réaliser ce travail. Je tiens à remercier en tout premier lieu Mme Farida.Ait Hamou (maitre de conférence) qui a dirigé cette thèse. J’ai pu bénéficier grâce à elle des connaissances approfondie de la géologie mais aussi d’une vision de synthèse fondamentale pour tout travail scientifique. Mes remerciements s’adressent aux membres de jury qui ont bien voulu accepter de juger et d’examiner ce travail. Monsieur le Professeur Ouabadi Aziouz (Doyen FSTGAT) qui nous fait l’honneur de présider le jury. Je tiens à remercier Monsieurs Belhai Djeloul (Professeur), Melle Abdelah Nachida (maitre de conférence) et Abdelhafid Afalfiz (maitre assistant) qui ont accepté d’examiner ce travail pour nous faire bénéficier de leurs critiques éclairées. Les résultats présentés ici sont le fruit d’un travail d’équipe. Mes plus vifs remerciements à Adel Bougandoura, Boulem Brahmi pour leur participation et contribution sur le terrain. Merci beaucoup au service de la post graduation, qui ont toujours répondu rapidement à mes sollicitations administratives. Je n’oublie pas d’adresser de vifs remerciements à tous mes collègues et amis de longue date qui m’on soutenu tout au long de ce travail. Enfin, j'adresse mes plus sincères remerciements à tous mes proches et amis, qui m'ont toujours soutenue et encouragée au cours de la réalisation de ce mémoire. Merci à tous et à toutes.

TABLE DES MATIERES

CHAPITRE I. INTRODUCTION GENERALE

I- PRESENTATION DU SUJET …………………………………………1

1. Objectifs et méthodologie………………………………………..2

2. Historique des travaux …………………………………………..3

II. SITUATION GEOGRAPHIQUE ET CADRE

GEOLOGIQUE GENERAL ………………………………………………6 1. Situation géographique…………………………………………..6

2. Cadre géologique général…………………………………….…7

Les Zones internes (Tell septentrional) ……………………………….. 8

Zone intermédiaire (nappes de flysch)………………………………..…9

Les Zones externes (Tell méridional)…………………………………..11

CHAPITRE II. ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

I. CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL…………………………..12

II. DESCRIPTION DES FORMATIONS GEOLOGIQUES…………..13 1- Le Paléozoïque………………………………………………………..13 a- le socle cristallophyllien du Doui………………………………13 b- La Série schisto-calcaire du Littré …………………………….13 c- La série schisto-quartziteuse du Zaccar…………………….. 14 d- La série volcanique du Zaccar et du Doui…………………… 14 e - La série schisto-gréseuse et conglomératique du Doui et du Zaccar…………………………………………………………………….....15 2. Le Trias…………………………………………………………………..15 3. Le Jurassique ………………………………………………………. …16

4. Le Crétacé inférieur……………………………………………………Formation Calcaire à 19 5. Le Crétacé supérieur…………………………………………………..lits siliceux 20

III. DESCRIPTION DES AUTRES UNITES GEOLOGIQUES DE LA ZONE D’ETUDE…………………………………………………………...20 1 L’unité inférieure dite de Boumaâd………………………………….…20 a. Le Crétacé inférieur (Néocomien – Albien)…………………………...20 b. Le Crétacé moyen (Albien supérieur- Vraconien et Cénomanien)...21 2. L’unité supérieure type « Quatre Mamelons » (Crétacé supérieur)..22 3. le Néogène post-nappe………………………………………………….23

IV. ÉTUDE STRUCTURALE DE LA ZONE D’ÉTUDE……………..25 1- Tectonique des massifs à schistosité ……………………………..25 a. Les phases de plissement dans les massifs du Doui et du Temoulga…………………………………………..…………………27 b- Les phases cassantes……………………………………………….32

2- Tectonique de la partie Nord-Ouest de Ain Defla……………….32 3. Étude des linéaments de la zone Ouest de Ain Defla…………..35 a- Données utilisées et interprétation……………………………. 35

b- Calage des linéaments sur les phases de déformations……35

4- Analyse structurale des unités telliennes du BouMaad…….38

Interprétation des coupes et cartes géologiques……………….. 39 a. Coupe El Abadia –Tachta ………………………………………...39 b. Coupe El Amra-Oued Khemis …………………………………..39

c. Coupe Lemkhatria –Lari Slimane………………………………...40 d. Le schéma structural……………………………………………...40

Conclusion à l étude structurale………………………………………..45

CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE

1. Etat des connaissances du volcanisme Paléozoïque en Algérie du Nord et au Maroc...... 46 Le volcanisme Paléozoïque au Maroc……………………………..48

Le volcanisme paléozoïque en Algérie………………………….....49

a. Dans la région de Tifrit-Saida………………………………....49

b. Au Doui et au Zaccar………………………………………….49

2. Etude du volcanisme du Doui et du Zaccar Ech-Chergui…..52

2.1. Les Observations de terrain …………………………..52

a. dans les différentes parties du secteur oriental du massif du Doui.. b. dans le Zaccar Ech-Chergui……………………………………52

2 .2. ETUDE PETROGRAPHIQUE DES ROCHES VOLCANIQUE………………………………….……………………61

3. Minéralisations et hydrothermalisme quelques réflexions …………………………………………….………..77 Conclusion à l étude du volcanisme………………………………..84.

CONCLUSION GENERALE ………………………………………86

REFERENCE BIBLIOGRAPHIQUE

Liste des figures:

Fig. I.1 : Représentation numérique de la zone d’étude……………………………………..……………..7

Fig. I.2 : les différentes unités géologique de l’Algérie du Nord (Durand-Delga, 1969)……..…8

Fig. I.3 : Coupe synthétique et interpretative N-S de la partie Centrale du domaine tellien (Durand-Delga et al, 1980)……………………………………………………………….………………….…………..9

Fig. I.4: différentes hypothèse relative au dépôt des flysch et leurs modes De mise en place (Belhai, 1996)……………………………………………………………………………………….………………………..10

Fig. II.1 : coupe synthétique montrant les différentes unités des séries du primaire du Chélif (Mattauer,1958)…………………………………………………………………………………………………………...13

Fig. II.2 Coupe montrant la position du complexe volcanique par rapport à la série schisto- calcaire de Littré dans le massif du Doui………………………………………………………….…………….14

Fig. II.3: colonne stratigraphique montrant les termes schisto-gréseux conglomératique à l’Ouest et au Nord-est du Doui……………………………………………………………………..………………..15

Fig. II.4 : le Trias dolomitique du Doui (Mattauer, 1958)…………………………………………………..16

Fig. II.5 : extrait de la carte géologique des bassins tertiaires périméditerranéens (CNEXO, IFP, 1974)……………………………………………………………………………………………………………………….25

Fig. II.6 : coupes à travers djebel Doui (Mattauer,1958)…………………………………….…………….26

Fig.II.7 : image satellite en fausses couleurs réalisée à partir de la combinaison Ternaire des Trois premières analyses en composante principale (RVB=Cp1 Cp2 Cp3)…………..……………36

Fig.II.8 : carte linéamentaire de la région d’étude réalisée à partir de l’image satellitaire Landsat 7 ETM+…………………………………………………………………………………………….….……………37

Fig.II.9 chronologie et évolution des déformations de l’atlas Tellien au cours du Néogène post-nappe et du quaternaire (Meghraoui,1982)…………………………………………….……..………38

Fig.II.10 : coupe synthetique S-N entre El Abadia-Tachta ………………………………………….…….39

Fig. II.11 : coupe synthétique S-N entre El Amra-Oued khemis………………………………..………42

Fig.II.12 coupe synthétique Sud-Nord entre Lemkhatria et Lari slimane…………………………..43

Fig.II.13 : schéma structural de la partie Ouest de ain defla …………………………………..……....44

Fig.III.1 : contexte géodynamique générale au cours du paléozoïque……………………………… 47

Fig.III.2 : situation des principaux massifs paléozoïques de l’ouest Algérien (Lucas,1952) ..49

Fig.III.3 : carte géologique de Miliana au 1/50.000 2 éme édition (Glangeaud et Mattauer,1952) ……………………………………………………………………………………………………………..51

Fig.III.4 : carte géologique du massif du Doui (d’après kireche)……………………………………….52

Fig.III.5 coupe passant à 80 mètres à l’Ouest d’Ain N’sour (Glangeaud,1932)………………..….57

Fig.III.6 carte des environ d’Ain N’sour Miliana ……………………………………………………………….58

Fig.III.7 : schéma montrant la structure d’un système hydrothermal et la circulation des fluides hydrothermaux……………………………………………………………………………………………………78

Fig.III.8 : représentation conceptuelle simple des processus d’altération et de Métasomatisme d’une roche………………………………………………………………………………..………..79

Liste des photos

Photo. II.1 : affleurements des calcaires dolomitiques du jurassique au Nord du Doui ……..17

Photo II.2 : calcaire bleu du jurassique-Temoulga (flanc Est)…………………………………………….19

Photo II.3 : calcaire détritique à silex-Temoulga ………………………………………………………………19

Photo II.4 : deux niveaux de formation calcaire au sommet du Temoulga ………………………..19

Photo II.5 : formation Albienne qui se débite en aiguille avec intercalations de bancs de quartzite ……………………………………………………………………………………………………………………….21

Photo II.6 : formation Triasique du côté de la maison forestière au Nord d’El amra …………22

Photo II.7 : structure plissée décamétrique sur le flanc Sud du Temoulga (carrière en exploitation)…………………………………………………………………………………………………………………..27

Photo II.8 : rognons de silex étiré dans le plan de foliation …………………………………………….28

Photo II.9 : mini -plissement dans les calcaires à niveaux siliceux (Niveau sombre)…………29

Photo II.10 : plissement centimétrique dans les calcaires à silex repris par deux failles inverse de la phase tardive……………………………………………………………………………..……………..29

Photo II.11 : structure montant des petits Plissement de la phase 2 à rognons de silex en forme sigmoïdale……………………………………………………………………………………………………………30

Photo II.12: structure plissé à silex boudiné…………………………………………………………………….30

Photo II.13 : vu général des formations schisteuse du Temoulga ...... 31

Photo II.14 : diaclase D2 décroché par le diaclase D2……………………………………………………….32 photo.III.1 : affleurement de dôme roche volcanique –sortie sud ville d’Ain Defla ……………53 photo.III.2 : affleurement de roche volcanique claire à la sortie du village Feghayiliya ……..54

Photo III.3 : remplissage secondaires de veines de quartz dans la roche volcanique...... 55

Photo III.4 : affleurement de roche aspect gneissique au sud du Doui………………………………56

Photo III.5 : affleurement de roches volcaniques surmontant la roche type « gneiss oeillé »(voir plus haut)…………………………………………………………………………………………………...56 Photo III.6 : Grosse veine calcitique (décimétrique) intercalée dans les formations calcaires jurassiques………………………………………………………………………………………………………………..…..59

Photo III.7 : roche à aspect satiné dans les quartzites du Zaccar ……………………………..………60

Photo III.8 : affleurement de roche verdâtre au alentours du village d’Ain N’sour

Photos III.9:Dah 4-2 -Au Sud-Est (série DAH4)…………………………………………..……. 63

Photo III.10 : Dah 4-4 Au Sud-Est (série DAH4)…………………………………………..……64

Photos III.11 : Fg3-1c- Au Nord Est du Doui (FG3)…………………………….………………65

photos III.12 : Fg3-1d - Nord Est du Doui (FG3)………………………………..……………...66 photo III.13 :Fg3-1a -Au Nord Est du Doui (FG3)………………………………..……………..66

photos.III.14 : ad1-2a -Au Nord du Doui (série Ad1)……………………………..…………...67 photos.III.15: ad1-3 Au Nord du Doui (série Ad1)……………………..……………………….68 photos.III.16 :ad1-4 Au Nord du Doui (série Ad1)………………..…………………………….69 photos III.17 :Ads7-a’ -Au Nord du Doui (Ads7) ………………….……………………………71

Photo III.18 :Ads7.b’-Au Nord du Doui (Ads7)………………………….………………………72

Photos III.19: Ns4 -Massif du Zaccar Ech chergui a Ain N’Sour ………..………...…………73

Photos III.20: Ns6 -Massif du Zaccar Ech chergui a Ain N’Sour…………………………….74

Photos III.21: Ns7 -Massif du Zaccar Ech chergui a Ain N’Sour…………………………….75

Photo III.22: Placage minéral de malachite et de fer sur une surface calcitique de quelques centimètres d’épaisseur………………………………………………………………………….81

Photo III.23 belles calcites en forme de stalactites (autre aspect des effets de l’activité hydrothermale sur les parois calcaires du Zacca……………………………………………..81

Photo III. 24 : (a). depôt de calcite associé à du fer dans une fracture calcaire au Zaccar (b). affleurement de roche massif avec Intrusion de filon ferrifère ……………….82

Photo III. 25 :Dépôt d Hématite sur les calcaires Jurassiques au Nord Du Doui………….82

Photo III.26 : Dépôt d ‘hématite dans les fissurations calcaires au Nord du Doui………..83

Résumé : Le secteur de notre étude compris entre Khemis Miliana et EL Attaf, fait partie du bassin du Moyen Chélif adossé à son socle du Dahra au Nord et des massifs à schistosité qui apparaissent en boutonnière de l'Est vers l'Ouest au Zaccar, au Doui et au Temoulga. Il fait partie des zones externes des Maghrébides. Deux principaux ensembles constituent notre domaine : le socle anté-néogène et les formations néogènes post-nappe du bassin du Chélif. Outre une étude structurale appuyée par des coupes de terrain et d'une interprétation photo satellitaire ainsi qu'une documentation bibliographique afin d'actualiser la cartographie de cette zone de Ain Defla et d'El Abadia, nous avons fait une ébauche d'étude du volcanisme carbonifère du massif du Doui et du Zaccar Ech-Chergui afin de mieux cerner la position stratigraphique de ce volcanisme par rapport aux formations en place et de caractériser les types pétrographiques en présence et les altérations qui y sont associées.

Le schéma structural fait ressortir plusieurs unités géologique du Nord vers Sud : Une unité tellienne d’âge Crétacé supérieur dans la zone Est (El Amra) et à l’Ouest une unité de flysch maurétanien (Crétacé inférieur) dans la région de Tachta. Des dépôts marneux d'âge Miocène et Pliocène couvrent en discordance tout cet édifice, tandis que les terrains Liasiques calcaires et schisto-quartzitiques, affleurent en boutonnière au Sud (massifs à schistosité de Doui et de Temoulga).

Le tellien et le flysch Maurétanien sont des nappes mises en place au Miocène inférieur, tandis que les massifs de Temoulga et de Doui sont respectivement d’âge Jurassico-Crétacé et Paléozoïque à Jurassique.

La structuration durant l’Hercynien du massif du Doui et du Zaccar a vu l’épanchement de roches volcaniques. L’étude pétrographique de ce complexe volcanique Paléozoïque, montre la présence de roches tuffacees, de tufs volcano-sédimentaires et plus rarement de laves. Ces roches volcaniques de type andésitique, dacitoidique à dacitique et exceptionnellement trachytique-andésitique évoquent les caractères intermédiaire et acide de ce magmatisme dont la nature géochimique et l’origine restent à contraindre. En outre, la présence de phases minérales d altérations secondaires, d'indices de déformations, de veinage quartzitique et calcitique secondaires, et les minéralisations associées connues dans la région de Miliana témoignent de l’importance de l hydrothermalisme qui a affecte cette région.

Le problème de l’âge de mise en place du complexe volcanique Paléozoïque du Doui et du Zaccar reste pose et pourrait être lie a la phase de distension hercynienne qui a affecte le massif du Doui. Les âges proposes dans la littérature sont discutes (Viseen ? Permien ?). Les caractéristiques pétrographiques de ces roches volcaniques (tufs, facies volcano-sédimentaire et lave) de type andésitique, dacitique a trachy-andésitique pourraient être rattachées a un contexte de subduction continentale un peu comparable a celui invoqué pour le volcanisme de la chaine hercynienne du Moyen Atlas au Maroc.

CHAPITRE I. INTRODUCTION GENERALE

Présentation du sujet

Situation géographique et cadre géologique général CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

I- PRESENTATION DU SUJET

Le bassin néogène du moyen Chélif compris entre Khemis Miliana et El Attaf est constitué de formations néogènes post nappes qui sont adossées vers le nord sur le Crétacé –Paléogène tellien et les flysch. Au milieu du bassin affleure en boutonnière un socle Pré-Néogène formé par une série allant du Paléozoïque jusqu’au Crétacé inférieur.

L’intérêt de ce travail est d’essayer d ‘apporter un certain nombre d’interprétations basées sur la relation sédimentologique et tectonique entre le Néogène post-nappe, le Crétacé septentrional et le socle des massifs à schistosité du DOUI et du TEMOULGA d’une part. Se basant sur les données de terrain et les observations microscopiques il s s’agissait d’apporter quelques éléments nouveaux concernant le volcanisme Paléozoïque qui affleure dans la partie orientale du Doui (caractéristiques pétrographiques, minéralogiques etc.) et d une partie du Zaccar (le Zaccar Echchergui) et l’activité hydrothermale qui lui est associée. Cette étude qui par ailleurs synthétise les données sur le volcanisme Paléozoïque notamment en Algérie du Nord, encore peu connu, mais aussi au Maroc, permet de recadrer le contexte géodynamique de mise en place et les questions fondamentales qui restent encore à élucider.

1. Objectifs et méthodologie

Le présent travail est une contribution à la connaissance de la géologie de la région du Tell septentrional, et plus particulièrement de la région d’Ain-Defla (ex-Carnot) et de Miliana et du volcanisme Paléozoïque qui y est associé.

- L’étude cartographique a été effectuée par le levé de deux coupes géologiques d’EL AMRA et d’EL ABADIA à l’aide des supports de cartes géologiques et topographiques (carte géologique de Miliana (1/50.000eme) publiée en 1951 ainsi que la carte topographique au 1/ 25000ème).

- La tectonique est basée sur une analyse structurale en effectuant une carte linéamentaire ainsi qu’un schéma structural.

- L’étude du volcanisme Paléozoïque associe a ces massifs (Doui et Zaccar) est basée essentiellement sur des observations de terrain et de lames minces. Cette 1

CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

dernière étude consiste à identifier au point de vue pétrographique cette série volcanique, de comparer ces roches à celles déjà décrites et d intégrer ces données dans une réflexion globale impliquant le volcanisme Paléozoïque dans le contexte général de l’Algérie du Nord. Quelques éléments de réflexion sur ce volcanisme fortement hydrothermalisé peu étudié en Algérie sont également apportés.

Sur le terrain : La méthodologie utilisée est basée principalement sur la vérification de quelques limites cartographiques, la reconnaissance des faciès, la prise de mesures et échantillonnage pour microfaune). Des prélèvements systématiques d’échantillons volcaniques représentatifs des différents secteurs du Doui et du Zaccar ont été effectués en tenant compte de leur position dans la série stratigraphique.

Au laboratoire : des photographies aériennes, image Google Earth, modèle numérique de terrain ont été utilisés. Une analyse des lames minces au nombre de 29 a permis une étude pétrographique classique (détermination minéralogique et analyse texturale) des différents faciès rencontrés. Ces dernières viennent compléter celles effectuées par Kireche (1977) notamment dans le Doui.

2. Historique des travaux

a- sur les massifs du Chélif

Les massifs du Chélif ou « massifs à schistosité » sont connus depuis longtemps pour leur complexité géologique. En effet, plusieurs auteurs ce sont succédés afin de cerner certaines questions entre autres, celles liées à leur couverture sédimentaire et a la mise en place du volcanisme qui y est associée (âge, nature etc..). Nous résumerons ici quelques éléments essentiels des travaux réalisés jusqu’a présent dans ces régions :

En 1873 Pomel, publia un mémoire concernant la géologie de la région de Miliana accompagné d’une carte au 1/200 000,

-Gentil (1904) affine cette étude avec une cartographie plus détaillé au 1/50 000 de la région de Miliana, il attribua l’âge primaire au schiste du Zaccar Chergui. ainsi qu’aux schistes et quartzite du Doui .

-En 1932 L Glangeaud étudie très rapidement les massifs du Zaccar et de Littré qu’il reprendra par la suite avec plus de détails. En 1933, P.Geoffroy attribue les terrains

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

connus comme étant du Primaire, au Néocomien, au Barrémien et a l’Aptien en s’appuyant sur des données paléontologiques qui s’avéraient par la suite totalement erronées.

-Les travaux entrepris par Glangeaud et Mattauer, (1949-50) consistaient à corriger les interprétations de Geoffroy, tout en confirmant l’appartenance des formations volcaniques au Primaire avec la persistance de l’incertitude concernant l’âge Secondaire des schistes de Littré. Berthiaux et Vataire (S.n REPAL, 1964) apportent des précisions d’ordre tectonique dans le massif du Chéliff, l’étude paléontologique et stratigraphique étant réalisée par Khodja (1968). Lepvrier e al. (1970),Lepvrier (1971, 1978) mettront en évidence un métamorphisme de type green-schiste dans les massifs de Boumâad tandis que les travaux de Kireche (1977) abordent leurs études microtectoniques. b) sur le domaine tellien

La zone tellienne ouest algéroise fut l’objet d’investigations géologiques dès la première moitié du XIXe siècle, on citera succinctement :

- A. Pomel (1858 et 1873), qui réalisa une étude stratigraphique et cartographique dans les régions de Miliana et de Chenoua, et il était le premier qui donna une classification rationnelle du Miocène algérien dont les principaux termes sont : le Cartennien,l’Hélvétien et le Sahélien.

- A. Péron (1883) critique dans son ouvrage description géologique de l’Algérie les divisions de Pomel et adopte la classification suivante du Système Miocène : Tongrien, Langhien, Hélvétien et Tortonien.

- E. Ficheur (1890) qui demeura la référence de futurs géologues, A. Brives, L.Gentil (1903) et J. Savornin (1920), réalisèrent des cartes qui servirent des supports et des documents de référence aux travaux récents de L.Glangeaud (1932).

- C. Deperet (1896), rangea les grès cartenniens dans le Burdigalien, les marnes sous- jacentes dans le Langhien et le terrain helvétien de A.Pomel dans le Vindobonien (Hélvétien et Tortonien).

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

- L. Joleaud (1908), estimait que le Cartennien englobait à la fois le Burdigalien et l’Hélvétien, tandis que l’Hélvétien de A.Pomel correspondrait au Tortonien de l’Europe.

- L.Glangeaud (1925), découvrit la nappe de flysch albo-aptien et il confirme l’existence des nappes de charriage en Algérie, en 1932 il défini clairement les différentes phases tectoniques qui ont structuré toute la région littorale centrale en Algérie, sa thèse est une œuvre capitale pour la compréhension de la géologie des environs d’Alger et sert encore de support à toute initiative appliquée (aménagement du territoire, géotechnique, hydraulique, et géologie minière).

- R. Laffite (1948) rangea définitivement les terrains sahéliens de A.Pomel et l’équivalent marin du Pontien (Deperet, 1896) dans le Tortonien.

- En 1952, la tenue du XIXe congrès géologique international à Alger, accéléra la réalisation de la carte géologique de l’Algérie au 1 /500 000 (Hoggar exclu)

- L.Glangeaud et al,. (1952), a étudié le Néogène de l’Ouest d’Alger en détail dans une publication du service de la carte géologique d’Algérie.

- M.Durand Delga (1952, 1955) signale l’existence d’une discordance entre les terrains

Paléozoïques et les terrains cristallophylliens à Beni-Afeur (Sud de Jijel).

- M.Durand Delga et Lambert (1955) ont mis en évidence la nappe de flysch tithonique-néocomien baptisée la nappe de Guerrouch.

- Les recherches pétrolières ont permis de cartographier la zone tellienne et ont abouti à la mise en évidence de nappes telliennes notées : A, B (nappes tellienne au sens strict) et C (les nappes de flyschs).

- A. Aymé (1965) publia la nouvelle carte géologique d’Alger au 1/50 000 mais sans apport structural car il ne reporta aucune structure cassante sur la carte.

- M.Cassan (1967), range le Cartennien dans le Serravalien moyen l’équivalent du Elveziano.

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

- C.Lepvrier et J.Magné (1975) ont pu préciser, grâce à la microfaune, le Néogène post-nappes du Tell occidental.

- M.Durand Delga (1967, 1969), établi une synthèse du Tell avec la proposition du terme de dorsale kabyle en remplacement de chaîne calcaire. Il définit également la zone pré kabyle pour désigner les formations telliennes dont la base est constituée par des terrains du Trias et du Jurassique de type Babors et du Crétacé de type flysch kabyle.

- J.M. Vila (1980), considéra cette zone pré kabyle comme la couverture secondaire du socle de l’Eddough.

- J.P Gélard et J.F Raoult (1969), définissent respectivement en Petite et Grande Kabylie deux séries de flyschs distinctes : La série maurétanienne et la série massylienne. Ainsi J.P Gélard (1969), reconnait la continuité stratigraphique entre l’unité de Guerrouch (Durand Delga et Lambert, 1955) et l’unité de Penthièvre (Neumann et Vila, 1967) équivalente de l’unité de Djebel Zima (Tefiani, 1967) et définit le flysch maurétanien

- J.F Raoult (1969), définit le flysch massylien comme étant une série composite formée de flysch albo-aptien (Glangeaud, 1932) et du flysch à microbrèche du Crétacé supérieur.

- M.Tefiani, 1970 et J.P Bouillin et al., 1973, ont défini en Grande Kabylie les Olistostrômes.

D’autres auteurs avaient reconnu antérieurement ces Olistostrômes ; cependant, ils refusaient d’utiliser ce terme à cause de son ambigüité.

- C.Lepvrier (1967, 1968, 1969, 1970, et 1974), réalisa, dans l’Ouest algérois, de nombreux travaux sur le domaine interne (Ténès et Chenoua) ainsi que sur les zones telliennes de Dahra.

- J. Andrieux et al., (1971), proposèrent le terme de microplaque d’Alboran pour désigner un bloc formé par des terrains du domaine kabyle (socle et sa couverture mésozoïque) alors que la théorie de la tectonique des plaques venait d’être lancée. 5

CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

- W.Wildi (1983), Réalisa une synthèse où tous ces aspects ont été largement signalés.

- D.Belhai ,1987 :a étudié la mise en place des flyschs en relation avec un cisaillement transcurant EW responsable de la structure en éventail au niveau du Massif de Chenoua (Algérie).

- (D.Belhai, 1996) qui intègre la région du Tell comprise entre Ténès et Chenoua a été réalisée, sans oublier les multitudes des mémoires d’ingénieur dans la région tous ont été dirigés par D. Belhai.

II. SITUATION GEOGRAPHIQUE ET CADRE GEOLOGIQUE GENERAL

1. Situation géographique

La zone d’étude est située à plus de 80 kilomètres au Sud Ouest d Alger et s’étend entre le massif schisteux du Bou-Maad et les premiers contreforts de l’Ouarsenis. Elle comprend la plaine du Cheliff, le massif du Doui et les monts du Zaccar. La région est limitée par les méridiens 36°22’N - 36°07’N et les latitudes 2°00’E-1°37’E ( Fig.I.1) qui correspondent globalement à la délimitation de la carte d’El Abadia ex- Carnot établie par Brives en 1901 avec une légère extension vers le Sud-Est qui intègre la partie orientale du Massif du Doui ( carte 1/50 000eme de Miliana levée par GLANGEAUD et MATTAUER). Elle comprend également le massif du Zaccar qui se trouve dans la partie nord orientale de la feuille de Miliana. Issue du découpage administratif de 1984, la wilaya d’Ain Defla à laquelle appartiennent ces deux régions, se présentent comme une zone relais entre l’Est et L’Ouest, le Nord et le Sud. Le territoire de la wilaya reste inséré entre les massifs montagneux du DAHRA-ZACCAR au Nord et l’OUARSENIS au sud avec une plaine au centre sous forme de cuvette, traversée d’Est en Ouest par l’oued Cheliff, cours d’eau d’importance nationale.

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

Fig. I.1 : Représentation numérique de la zone d’étude

2. Cadre géologique général

La région d’Ain Defla et de ses environs appartiennent aux différentes unités géologiques de l Algérie du Nord dont nous présentons ici quelques traits essentiels :

Les différentes unités géologiques de l’Algérie du nord

Le Nord de l’Algérie septentrional est constitué de plusieurs unités structurales dispersées le long de la côte méditerranéenne qui appartiennent à la chaine alpine d’Afrique du Nord appelé aussi les Maghrebides (Durand-Delga, 1969).

D’âge Tertiaire, cette chaine s’étend de l’Ouest à l’Est sur 2000 km depuis l’Espagne du Sud à l’arc calabro-sicilien (figure I.2). Elle est séparée de la plate forme saharienne par l’accident sud-atlasique en Algérie (KAZI-TANI, 1986) et par l’accident sud atlasique au

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

Maroc(LAVILLE’1985). C En Algérie cette chaine montre du Nord au Sud les trois domaines suivants :

Fig. I.2 : les différentes unités géologique de l’Algérie du Nord (Durand-Delga, 1969)

Les Zones internes (Tell septentrional) :

Elles sont constituées par :

• Le socle kabyle : Séries métamorphiques catazonale, mésozonale et épizonale, qui affleurent dans les massifs de Chenoua, Alger, Grande Kabylie et Petite Kabylie.

Le paléozoïque kabyle : Peu ou pas métamorphique, en contact cataclastique avec le cristallin et constitué des terrains représentées par des formations pélitiques, gréseuses et carbonatées allant de Cambrien supérieur jusqu'au au Carbonifère, c'est le substratum autochtone de la dorsale Kabyle (Saadallah, 1992). Il affleure dans les 8

CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

massifs de Chenoua, dans la petite Kabylie, et la grande Kabylie où affleure la série complète allant de Cambrien supérieur au Carbonifère moyen.

- La dorsale kabyle : C'est la couverture méso-cénozoïque du socle kabyle, situé au Sud immédiat du Paléozoïque. Elle est reconnue dans tout le domaine des Maghrébides (dorsale rifain, dorsale bétique et dorsale kabyle), et se présente sous forme d’écailles d’âge permo-triasique à Éocène moyen (Lutétien). La Dorsale Kabyle (Durand Delga, 1969) appelée parfois « chaîne calcaire » (Glangeaud, 1932) à cause de l’importance du Jurassique inférieur calcaire, affleure au cap Ténès, au Chenoua, au Sud-Est d’Alger (massifs de Larba et de Bou Zegza), dans le Djurdjura, au Nord de Constantine et au Sud d’Annaba (Zit Emba).

- L’Oligo-Miocène Kabyle: C’est une formation d’âge Oligocène à Miocène inférieur discordant sur le socle kabyle. Elle est composée essentiellement de conglomérats, de grès et de marnes à passées de silexites.

Fig.I.3 : Coupe synthétique et interprétative NS de la partie Centrale du domaine tellien

(Durand-Delga et al, 1980).

Zone intermédiaire (nappes de flysch)(Durand : Delga, 1969).

Ce sont des formations allochtones ou bien des nappes pelliculaires d’âge Crétacé- Paléogène chevauchant les unités telliennes. Les flyschs sont répartis en deux groupes fondamentaux : les flyschs Mauritaniens et les flyschs Massyliens (Bouillin et al, 1970), auxquels s’ajoute une troisième série plus récente d’âge Oligo-Miocène, se sont : les flyschs Numidiens.

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

Les flyschs occupent des positions internes, médianes et externes (fig.I.4). a) Le flysch Maurétanien: Il est relativement épais et occupe une position interne dans le domaine des flyschs. Il est composé d’alternances de bancs argileux, calcaires et gréseux. La série débute par des radiolarites rouges du Dogger-Malm et se termine par des niveaux conglomératiques du Paléocène. b) Le flysch Massylien : occupe une position externe dans le domaine des flyschs et comporte une série pélito-quartzitique d’âge Crétacé inférieur surmontée par une série pélito-micro-bréchique d’âge Crétacé supérieur.

Fig. I.4: différentes hypothèse relative au dépôt des flysch et leurs modes De mise en place (Belhai, 1996) c) Le flysch Numidien: constitué de niveaux gréseux d’âge Oligocène terminal– Aquitanien épais de plusieurs centaines de mètres qui reposent sur des argilites versicolores oligocènes. Ce flysch repose anormalement à la fois sur les zones internes et sur les zones externes.

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CHAPITRE I INTRODUCTION GENERALE

Les Zones externes (Tell méridional) :

Le Tell méridional est limité entre les zones internes au Nord et l’avant - pays au Sud. Il est constitué par un ensemble de nappes allochtones pelliculaires imbriquées les unes dans les autres, constituées principalement de marnes d’âge crétacé à néogène et qui ont été charriées sur une centaine de kilomètres vers le Sud. Il forme une large bande entre les zones internes et l’avant pays pré-atlasique.

Dans ce domaine des nappes, il existe aussi des massifs autochtones (Durand-Delga, 1969) représentés entres autres, par les massifs du Dahra-Boumaâd (dit autochtone nord tellien) et l’autochtone de Chélif, Blida, Babors….), seraient des zones anticlinales où les nappes allochtones sont inexistantes ou ont été mises à nu par la tectonique post-nappes. Mais les travaux récents ont démontré leur allochtonie (Lepvrier et al. 1970; Belhaï, 1996).

Le Tell est aussi représenté par un ensemble des zones parautochtones caractérisées par leur schistosité et l’écaillage avec des déplacements peu important comme les massifs à schistosité (le parautochtone Oranais).

En Algérie, les nappes telliennes s'étendent de l'Oranie jusqu'à la Tunisie et chevauchent l'Atlas saharien, qui sont : la zone ultra-tellienne (Durand Delga, 1969), la zone tellienne sensu-stricto, la zone péni-tellienne (Villa, 1977).

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CHAPITRE II - ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Contexte géologique régional

Description des formations géologiques

Etude structurale

CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

I . CONTEXTE GEOLOGIQUE REGIONAL

Les formations géologiques qui affleurent dans la région d’étude correspondent aux formations néogènes du Chélif, aux flyschs d’âge Crétacé et au paléozoïque qui affleurent en boutonnière (Massif du Doui et Temoulga).

Les bassins néogènes de l’Algérie occidentale sont des bassins synorogéniques dont l’histoire est étroitement liée aux phases ultimes et paroxysmales de l’orogénèse alpine (Perrodon,1957). Le bassin de Cheliff en fait partie; c’est une dépression intra montagneuse orientée E-W, situé dans l’Atlas tellien occidental. Il est constitué de terrains récents-néogènes et quaternaires, tandis que les massifs de bordure (Bou Maad, Dahra et Ouarsenis) sont formés de terrains plus anciens où le Crétacé prédomine (Belhai,1996)

Dans La zone centrale du bassin, affleurent en boutonnière des terrains d’âge Siluro- Dévonien et liasique (Kireche, 1977): il s’agit des massifs du Doui, Rouina et Temoulga. Le Doui sépare le bassin du Bas Cheliff à l’Ouest, du Moyen Cheliff à l’Est.

La série sédimentaire, qui distingue le bassin de ses bordures, est postérieure à la mise en place des nappes de charriage (période Alpine), dont la dernière phase se situe (Delteil, 1974), à la limite Miocène moyen-Miocène supérieur. C’est probablement à cette époque du Langhien probablement que débute l’individualisation du bassin, avec notamment une subsidence active (Perrodon, 1957) dont témoigne une formation marneuse épaisse (4 à 5000 m) et monotone.

L’évolution tectonique du bassin au cours du Néogène et du Quaternaire, prend le relais de la tectonique tangentielle. Plusieurs phases de déformations y sont mises en évidence (Perrodon, 1957 ; Thomas et Philip, 1977 ; Meghraoui, 1981).

Le style tectonique dominant au cours du Miocène post nappe fonctionne en graben limité par des flexures bordières (Perrodon, 1957).

La région orientale du Bas Cheliff est soumise après une première phase distensive NNW-SSE, d’âge Miocène moyen (Serravalien–Tortonien inférieur), à mécanisme essentiellement compressif (Tortonien supérieur – Quaternaire).

12 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

II. DESCRIPTION DES FORMATIONS GEOLOGIQUES Les séries géologiques de la zone d’étude sont relativement complètes puisqu’on y rencontre les termes allant du socle cristallophyllien paléozoïque du Doui jusqu’au Néogène post nappe au centre et au Nord de la zone. Associées a ces formations affleurent dans le Doui et le Zaccar des séries volcaniques.

1- Le Paléozoïque Les massifs du Chélif (Fig. II .1) sont constitués de bas en haut par la succession suivante : a- le socle cristallophyllien du Doui : Découvert par Glangeaud au sud du Doui plus exactement dans le secteur de Ouegnay, il s’agit du seul pointement du socle cristallophyllien connu dans la région tellienne autre que le littoral. Ce sont des pegmatites qui traversent un complexe métamorphique très altéré. Il a été daté par analogie aux socles littoraux au cambro-ordovicien voir même a l’antécambrien si on le compare au métamorphisme de l’Anti-Atlas et au Sahara (MATTAUER 1958).

Fig. II.1 : Coupe synthétique montrant les relations entre les différentes séries de Primaire du Chélif. 1 : Critallophyllien. 2 : Série de Littré (2a : schistes; 2b : calcaires). 3 : Série schisto- quartziteuse du Zaccar. 4 : Série volcanique du Zaccar et du Doui. 5 : Série schisto-gréseuse et conglomératique du Zaccar et du Doui. 6 : Trias. 7 : Jurassique (d’après Mattauer, 1958)

b- La Série schisto-calcaire du Littré : Son nom est tiré de l´´ancien village du Littré aujourd’hui Arib où elle affleure sur de vaste étendu ; on la trouve aussi dans les massifs du Doui, de Rouina et de Lamartine (El Karimia) ; elle est plus épaisse et plus complète dans la région du Doui et de littré (Arib). Elle se compose de bas en haut : de calcaires en gros bancslégèrement marneux à intercalations calcschisteuses, de schistes plus ou moins argileux et calcschisteux, bréchiques à pyroclastites, de calcschistes finement lités et de schistes argileux à quartzite mouchetés, formant un ensemble épais à faciès flysch (Kireche, 1977) ; (fig. II.2).

13 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig. II.2 : coupe montrant la position du complexe volcanique par rapport à La série schisto-calcaire de Littré (d’après Kireche, 1977). c- La série schisto-quartziteuse du Zaccar : Ce sont des dépôts azoïques que l’on retrouve dans le Zaccar Chergui sous une série volcanique (Caire A, 1970). On y distingue une série de Schistes verdâtres, feuilletés légèrement métamorphises, surmontés par une série gréso-quartziteuse blanche contenant des lentilles de Schistes noirs, d’âge peut-être Carbonifère. d- La série volcanique du Zaccar et du Doui : Elle affleure dans les massifs du Doui et du Zaccar à peu près de la même manière, sous forme d’intercalations de tufs rhyolitiques blancs dans la série schisto gréseuse du sommet ; dans le Doui, il repose en discordance sur la série schisto-calcaire de Littré, qui s’accentue pour donner une série franche avec des tufs et des brèches volcaniques, des roches d’épanchements vitreuses, des intrusions de rhyolitoïdes, d’andésites de dacitoïdes et des dolérites andésitiques (Glangeaud 1952). Ce volcanisme est souvent affecté par un hydrothermalisme important.

14 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

e - La série schisto-gréseuse et conglomératique du Doui et du Zaccar La série de schiste violacé de couleur lie de vin, des bancs de grès quartzitique rose ainsi que des conglomérats à ciment quartzeux, surmonte partout le complexe volcanique (fig. II.3). C’est dans le Doui qu’elle offre le plus grand affleurement avec plus de 200 m d’épaisseur où elle est plissée avec le Jurassique.

Fig. II.3: colonne stratigraphique montrant les termes schisto-gréseux conglomératique au Nord-est (1) du Doui et à l’Ouest (2) (d’après Kireche, 1977).

2. Le Trias Au Sud-Est du Doui, le Trias reposant sur le primaire est surmonté par les calcaires jurassiques. Il est formé d’un niveau dolomitique triasique ou infra-liasique (Mattauer, 1958).

15 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig.II. 4 : Le Trias dolomitique du Doui (d’après Mattauer,1958).

1/ brèche de base, blanchâtre, très nombreux éléments de pegmatite et de schistes violets de la série schisto-quartziteuse du Doui qui forme ici le substratum du Trias. 2/ cargneules bréchiques monogéniques de couleur brune 3/ calcaires brunâtre dolomitique et ferrugineux

3. Le Jurassique Les calcaires jurassiques sont fortement modifiés par l’action d’un léger métamorphisme et par la métasomatose et d’une intense minéralisation comme celle constatée dans le massif du Zaccar où on peut observer par endroit des dépôts métriques de calcite et une dolomitisation secondaire qui affecte certains niveaux du Lias. + Au Zaccar (Ain N’sour) où le Jurassique repose en discordance ou de façon transgressive sur le Paléozoïque recouvert par du Néocomien au Nord et au Sud du Massif, les calcaires francs du Zaccar sont couronnés à l’Ouest (Sidi Mjahed) et au Nord (Kef Tazrout) par un faciès Schisto-calcaire à Radiolaire attribué au Malm. Cependant, les grès quartzites à débris de plantes apparaissant au Tazrout peuvent être, par analogie rattachés au grès de l’Ouarsenis, au Dogger (Mattauer, 1958). Dans le massif du Doui (Photo II.1), le Jurassique constitue des affleurements réduits, le plus souvent effondrés sur les côtés Nord-Nord-Ouest et Sud du massif. C’est un conglomérat de base remaniant les séries volcaniques et schisto-gréseuse sous- jacentes qui souligne le caractère transgressif des calcaires jurassiques du massif (Mattauer, 1958).

16 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Photo II.1. Affleurement de calcaires dolomitiques du Jurassique au Nord du Doui

Dans la partie Nord du Doui, ce sont les affleurements de Sidi Slimane,Koudiat Telia ,Kef N’sour,Kef Debbouz,Koudiat Rosfa Beida, Ain Defla et Kef Dahmane (fig.II. 8). - A l’Est il affleure à Oued Mohamed, Oued Tlaouine, Oued Cheriech et Oued Ouaguenay. - Au Sud, ce sont les terrains de Oued Tizegha,Oued Doar,Ain El Hadj et Oued Mamorah. Le jurassique du Doui peut être subdivisé en cinq termes lithologiques (Kirèche, 1977): Terme A : les calcaires dolomitiques (50 m) Terme B : les calcaires massifs gris-bleu (80m) Terme C : les calcaires détritiques en petits bancs Terme D : les marnes schisteuses versicolores (30m) Terme E : les calcaires blancs massif

Dans le Temoulga, le jurassique est affectée par des plis complexes, de divers dimension, héritage des phases de plissements qu’à connu la région.  on peut y distinguer de bas en haut les formations suivantes : les calcaires dolomitiques gris –bleu massif, se débitant en gros blocs entouré de calcaire brun à aspect rubané, avec une épaisseur pouvant atteindre une cinquantaine de mètres, dépourvu de fossiles, attribué par analogie à l’Ouarsenis au Lias inferieur.

17 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Calcaire Dolomitique massif du Lias inf.

Photo II.2:calcaire bleu du jurassique-Temoulga (flanc Est)

Silex en rognon du jurassique moyen

Photo II.3 : calcaire détritique à silex-Temoulga Est

-plus haut, en retrouve les calcaires détritiques puis des calcaires à « rognons de silex » ( Photo II.3) d’une centaine de mètres d’épaisseur, en affleurement dans les flancs Nord- Est et Nord Ouest du massif. Ce sont des calcaires constitués de litage siliceux, discontinu, qui évoluent dans la stratifications pour donner des rognons de silex légèrement étirés . -Au niveau supérieur ce sont des calcaires à lits siliceux, riches, comme leur nom indique, en silice, azoïque, que Kireche (1977) regroupe avec les calcaires à silex pour rattacher l’ensemble au Dogger. -dans la partie sommitale, ce sont des calcaires schisteux et des marnes schisteuses, d’une quarantaine de mètres d’épaisseur de couleur brun-rouille à la patine assez visible dans le paysage général du massif (photo II.4).

18 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Formation Calcaire schisteux et marneux

Formation Calcaire à lits siliceux

Photo II.4 : deux niveaux de formation calcaire au sommet du Temoulga

4. Le Crétacé infèrieur Dans les massifs du Chéliff, l’épaisseur du Crétacé est très réduite en le comparant à celui de l’Ouarsenis et au Dahra. Il affleure au Nord du Doui près de Sidi Slimane, et au Sud près du socle. Ce sont surtout des Calcschistes, des Schistes argileux et Grès quartzites de la série de Littré (Mattauer 1958) qui pourraient représenter le Crétacé inferieur. On y distingue de bas en haut les séries suivantes : - les Calcaires en gros bancs métriques gris bleu à intercalations marneuses, schisteuses (50m) - les schistes argileux à galets mous et calcschistes à grain fin (50m) - les schistes bréchiques à pyroclastite. - les Calcschistes à bancs calcaires décimétriques peu épais.

Au Temoulga et dans sa partie méridionale, le Crétacé inférieur. est formé de marnes brunes ou grises avec des intercalations marno-calcaires en contact avec le Jurassique d’âge Sénonien (Mattauer, 1958) .à l’Ouest du massif des blocs de calcaires Sénonien borde la route des Attafs vers Lamartine . La surface de contact incliné Sénonien-Jurassique laisse suggérer une transgression Sénonienne sur le Jurassique (Mattauer, 1958) ou une surface de contact mécanique d’un allochtone sénonien reposant sur le jurassique. À l’Est du massif, un klippe sédimentaire formée de marnes beige –brune est attribuée au crétacé inférieur.

19 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

5. Le Crétacé supérieur : Dans les massifs du Chélif, le crétacé supérieur forme des lambeaux isolés ; ils sont constitués de marnes et calcaires marneux à Globotruncana. Ils n’ont pas été affectés par les transformations métamorphiques, et se présentent en de simples structures, différentes de celles du Crétacé inférieur et du Jurassique. Son allochtonie observée en certains endroits peut être étendue à tous les affleurements du Chélif.

III. DESCRIPTION DES AUTRES UNITES GEOLOGIQUES DE LA ZONE D’ETUDE

Le domaine tellien couvre la partie septentrionale de la zone d’étude, il constitue l’extension Sud du Dahra Ouest Algérois. Ces formations sont subdivisées d’après Lepvrier,1970) en deux unités fondamentales : dite l’unité de Boumaâd; elle est autochtone et marquée par une intense schistosité.

Quatre Mamelons. Le tellien du Dahra est rangé dans le haut tellien par W.Wildi (1983) (Belhai, 1996).

1 L’unité inférieure dite de Boumaâd : Le Crétacé inférieur et le Crétacé moyen correspondent à l’unité inférieure de C . Lepvrier. D.Belhai a observé au-dessus de l’Albien inférieur de Beni Akil, des formations marno- calcaires datées du Cénomanien. Il mit en évidence deux ensembles dont le premier où, seul le Crétacé inférieur est en position de bâti infra-unité franchement détachée, et le second, correspond à l’ensemble du Crétacé inférieur suivi du Crétacé moyen.

a. Le Crétacé inférieur (Néocomien – Albien) C. Lepvrier (1970) décrit l’unité autochtone de Boumaâd, et met en évidence deux ensembles : l ‘ensemble inférieur , se sont les schistes de Boumaâd et l’ ensemble supérieur à faciès flysch. - L’ensemble inférieur : Dans la partie Nord orientale de la zone d’étude, à environ cinq km du village de Lemkhatria, on a pu observer des niveaux marqués par une intense schistosité (débit en aiguilles). Il Ce sont des argiles dures d’aspect sombre à cassure bleue ardoise dans lesquelles existent

20 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE des nodules plus durs et des intercalations de quelques bancs quartzitiques (photo II.5).

Photos II.5 : formation albienne qui se débite en aiguilles avec intercalations de bancs de quartzite

Cette formation s’étend latéralement vers l’Ouest jusqu’à l’Oued El Kebir pour une largeur d’environ 5 Km et une cinquantaine de mètres d’épaisseur.

-L’ ensemble supérieur : Cet ensemble comporte un Albien inférieur riche en banc gréseux quartzitiques correspondant à une formation à faciès flysch : Grès mouchetés (Delteil, Lepvrier, 1969), cependant, cette formation n’à pas été observé dan notre zone d’étude.

b. Le Crétacé moyen (Albien supérieur- Vraconien et Cénomanien) : Il s’agit d’un niveau bien reconnaissable de teinte claire. Le Crétacé inférieur et le Crétacé moyen correspondent à l’unité inférieure de C.Lepvrier. C’est dans ce faciès que les microfaunes ont permis de dater l’Albien supérieur-Vraconien et le Cénomanien. Ce dernier est présent dans la partie centrale, au Nord de la zone d’étude et est constitué de formations essentiellement marneuses surmontées de calcaires en bancs réguliers que couronnent des marnes calcaires brunâtres. La carte géologique de Carnot réalisé par (Brives 1901), montre une extension assez importante, alors qu’elle se limite en réalité à des séries de bandes E-W pincées dans des synclinaux étiré (Glangeaud, 1932).

21 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

c. L’unité supérieure type « Quatre Mamelons » (Crétacé supérieur): Elle a été décrite pour la première fois, par C. Lepvrier (1970), a été reconnue notamment par D. Belhai (1996) dans la région de Larhat - Gouraya et à Beni Akil. -Les affleurements du Sénonien sont représentés par deux affleurements, le premier de dimension restreinte, autour de la maison forestière (au Nord d’El Amra),(confirmé par Glangeaud, Ces affleurements sont rencontrés essentiellement dans l’unité supérieure, et constituent la base du tellien supérieur allochtone : figuré sous les mentions C8-6 et C8-7 sur les anciennes feuilles de Glangeaud,(1932) Il est constitué par des marnes bleuâtres, feuilletées, avec des calcaires marneux jaunâtres. D’après L.Glangeaud, les dépôts du Sénonien inférieur présentent des faciès profonds sous forme de marnes et calcaires. Le Sénonien se termine par des couches détritiques, microbrèches à petits poudingues et lumachelles qui annoncent l’émersion de la région à la fin du Crétacé. - L'unité supérieure tellienne repose en contact tectonique majeure par le biais d'une semelle triasique sur Crétacé inférieur.

- Au Nord de la zone d’étude du côté de la maison forestière, le Trias forme des lentilles importantes, cumulées qui peuvent atteindre trois (3) kilomètres. Il s’agit d’affleurements chaotiques qui renferment quelques roches vertes (ophites, roches diverses avec chlorite et épidote) associées à des cargneules jaunes, des dolomies et un peu de gypse (photos II.6). Selon (Glangeaud,1932) l’affleurement triasique qui figure sur la carte de Carnot du côté d’Oued Khemis (au Nord d’El Amra), se situerait à la base d’un petit lambeau de flysch.

Fragment de Bloc de cargneule calco-dolomitique Roche éruptive ‘ophite’

Photos II. 6 : formation Triasique du côté de la maison forestière au Nord d’El Amra

22 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

d- le Néogène post-nappe Le Néogène post-nappes est représenté par des formations sédimentaires depuis le Néogène jusqu’au Quaternaire. Ces terrains dits post-nappes, scellent les contacts tectoniques qui juxtaposent le domaine interne des Maghrébides au domaine externe des nappes de flysch crétacés qui chevauchent à leur tour le domaine externe à affinité africaine (Belhai, 1996). Le caractère commun des bassins néogènes est leur mise en place, au cours d’une phase distensive miocène, postérieure à la phase alpine de serrage, responsable des charriages et des écaillages du domaine tellien. Ces bassins vont évoluer dans des conditions tectoniques et paléogéographiques assez distinctes, qui se traduisent par des différences notables de leurs séries sédimentaires Mio-pliocènes et quaternaires (Belhai, 1996 et Bougdal, 2007). Notre zone d’étude est comprise entre le bassin du moyen et bas chélif. Le bassin de bas Chélif représente un modèle typique de ces bassins. Il est caractérisé par une forte subsidence acquise lors des mouvements des failles bordières, qui a permis l’accumulation jusqu’à plus de 5000 m de sédiments. Il a été subdivisé par les auteurs en trois bassins sub-littoraux de direction générale E-W : le bassin du bas Chélif au centre, du moyen Chélif ou de Médéa à l’Est et celui de la Tafna à l’Ouest. Notre zone d’étude est intermédiaire entre le bassin du moyen et bas chélif. Le néogène du bassin du bas Chélif est caractérisé par la diversité de ses faciès lithologiques ainsi que par la rapidité de leurs variations dans l’espace et dans l’échelle stratigraphique. Le faciès qui prédomine de loin est celui des marnes bleues, la phase argileuse est constituée essentiellement d’illite. Les sédiments clastiques sont représentés par des sables et des limons ; les sables et les grès sont souvent calcaires, à brachiopodes, indiquant un milieu littoral souvent représentatif de niveaux de transgression ou de régression de la mer. La succession de faciès la plus souvent rencontré est : Grès, Marnes, Sables. Le cycle miocène des bassins sublittoraux se subdivise en miocène inférieur et supérieur. Au cours du miocène inférieur, les aires centrales du bassin de Chélif, se caractérise par une sédimentation assez complète, essentiellement vaseuse, contrairement à la bordure, où les mouvements tectoniques entrainent des discordances et des discontinuités plus ou moins importantes qui s’accompagnent de dépôts détritiques.

23 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Durant toute cette période le bassin du moyen Chélif se comporte comme un synclinorium, subsident, formant une grande vasière, entouré de massif rigide qui joue le long de failles ou de flexures, notons aussi que le premier cycle miocène s’achève par une intense activité orogénique. Les biofaciès révèlent d’abord, un milieu littoral d’influence saumâtre, qui devient de plus en plus profond, pour redevenir moins profond, littoral, au sommet de l’étage (Perrodon ,1957).

Au miocène supérieur, une transgression progressive succède à la régression Burdigalienne Cependant, une surrection tellienne et sud-tellienne empêche la mer d’avancé vers le sud. Dans le bassin du Chélif le Vindobonien succède en continuité de sédimentation au miocène inferieur .une évolution structurale va engendrer un seuil, évoluant en bassin fermé, associé à des conditions océanographiques spécifiques, responsables d’un milieu sédimentaire à gypse et tripolis qui s’achèvent par une intense évaporation, terminant ainsi et d’une manière exceptionnelle le cycle miocène ; Plus à l’Est les mouvements tectoniques ravivent l’érosion des aires marginales, avec des apports très importants en formations détritiques qui vont sceller l’histoire de cette partie du bassin (Perrodon,1957).

Le cycle pliocène débute par un conglomérat de base auquel se superposent : - Des marnes bleues et calcaires construits, d’âge Plaisancien, d’épaisseur pouvant atteindre700m dans les zones axiales du bassin, - des grès marins astiens, fins, de couleur jaune, à ciment calcaire et à stratifications entrecroisées (100m) - Des sables plus ou moins grésifiés, d’origine continentale, formant le comblement du bassin. Le Quaternaire est représenté par des grès Calabriens marins, qui traduisent une nouvelle transgression qui ne dépasse cependant pas, la partie occidentale du bassin (plaine de la Macta, plateau de Mostaganem, Oran). Au Villafranchien, des dépôts détritiques, continentaux et lagunaires, très épais (plusieurs centaines de mètres), marquent l’émersion définitive du bassin et lui donnent les grands traits de sa configuration actuellef.

24 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig. II.5 : Extrait de la carte géologique des bassins tertiaires périméditerranéens (CNEXO, IFP, 1974)

IV. ÉTUDE STRUCTURALE DE LA ZONE D’ÉTUDE

1- Tectonique des massifs à schistosité Les massifs à schistosité comme leur nom l’indiquent, se caractérisent par une schistosité bien visible. Ce sont les massifs du Doui, du Temoulga , de Rouina et plus à l’Est des Zaccars. Des plis synschisteux affectent les séries paléozoïques et mézosoïques au cours de deux phases de déformation superposées : la première est une déformation majeure associee à un métamorphisme épizonal de direction N120, et la seconde de direction qui lui est transversale, à schistosité de crénulation-dissolution moins étendue de direction N50° (Kireche,1993). Ce type de déformation est associé à une fracturation intense faisant apparaitre la rigidité du matériel plissé. Le style tectonique des terrains rigides Jurassiques et Primaires est complètement différent des autres formations d’âge tertiaire (affectées par de simple plis et peu de failles) ou celui du Crétacé (qui par sa plasticité permet de dégager les grands ensembles). La structure actuelle de toute la région est le résultat de plusieurs phases de plissements d’âge primaire, secondaire et tertiaire.

25 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig. II.6 : Coupes à travers le Dj. Doui, ( d’après Mattauer, 1958) h : série volcanique, r : série schisto-quartziteuse; j : Jurassique; ei : crétacé inférieur; c9-4 : Cénomanien-Sénonien

Le massif du Doui, Les coupes réalisées par Mattauer, (1958) (fig. II.06) donnent une idée sur la structure du massif : - dans sa partie NE on rencontre une série qui pend régulièrement puis disparait rapidement vers le sud où l’on rencontre des plis aigus affectant la série schisto-quartzeuse et la série volcanique. L’orientation de ces plis qui est fort bien soulignée par des crêtes de quartzites, est assez irrégulière et varie d’E-W à N-W par rapport à la tectonique souple qui oppose un style cassant net sur le flanc Nord et Ouest du Doui. En effet, plusieurs failles sont observées et deux d’entre elles forment un fossé subméridien dans le quel vient se déposer le crétacé supérieur. Cette phase cassante est contemporaine à la phase de plissement sus-citée et est probablement d’âge tertiaire mais vraisemblablement antérieur au Miocène du Chélif qui entoure le massif. L’aspect relevé de ce miocène laisse suggérer une surrection récente du massif (Mattauer,1958).

Le massif du Doui se caractérise par des plis de dimensions diverse qui affectent la série schisto-gréseuse ainsi que le jurassique sus-jacent. De petit plis affectent aussi les schistes de Littré, le complexe volcanique et le socle cristallophyllien. A travers le massif on a pu constater l’existence de réseaux de diaclases de maille métrique à décamétrique.

26 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

- le massif du Temoulga montre lui aussi des plissements accompagnés de schistosité. Ce sont des plis isoclinaux E-W d’échelle variable le plus souvent couchés. Tout comme dans le Doui un réseau de diaclases est également observé dans l’ensemble du massif. D’après Kirèche, 1977 quatre phases tectoniques sont responsables de la structuration de ces massifs : -phase 1 : responsable des plissements à schistosité et de métamorphisme. -phase 2 : de même nature que la phase 1 avec un métamorphisme de moindre intensité. -phase 3 : plissement tardive -phase 4 : qui serait contemporaine de la surrection des massifs, elle est caractérisée par une tectonique cassante (failles et diaclases)

2. Les phases de plissement dans les massifs du Doui et du Temoulga La première phase est bien représentée dans le massif de Temoulga, du Doui. Elle est semblable à celle décrite dans les massifs de Chenoua et de Boumâad par Lepvrier (1971) et dans le socle cristallophyllien. Elle est décrite comme étant la phase majeure de plissement, essentiellement représentée par des plis couchés particulièrement visibles dans le flanc Sud du Temoulga accompagné d’une schistosité. Le style tectonique varie selon le matériel affecté, mais il garde globalement le caractère souple des structures formées au cours de cette phase. Les grands plis de la première phase sont bien représentés dans le Temoulga et forment une succession d’anticlinaux et de synclinaux tectonique de dimension métrique. (Photo II.7)

N

Calcaire massif du jurassique

Photo II.7: structure plissée décamétrique sur le flanc Sud du Temoulga (carrière en exploitation 27 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Les schistes de Littré au Doui et au Temoulga montrent des plis d’échelle décimétrique à métrique accompagnés d’une schistosité de flux. Le complexe volcanique du Doui est affecté par une schistosité de flux très pénétrative, dans les tufs argileux, elle correspond aux débits des roches de même manière que dans les schistes de Littré.

La deuxième phase est semblable à la première, avec un degré de métamorphisme moins prononcé. Elle est visible dans les schistes du Doui ainsi que dans les calcaires du Temoulga. La taille des plis est variable (centimétrique à hectométrique), la nature de la schistosité qui les affectent varie entre une schistosité de flux et celle de fracture (Kiréche,1977) - les plissements majeurs de taille hectométrique sont fortement déversés dans le flanc Nord du massif. - les plissements mineurs on des axes de direction N00° à N10° avec des plans axiaux de direction variable (photo II.9) - les linéaments de deuxième phase sont en micro plissement et en étirement. - Les linèations d’étirement sont soulignés par les rognons de silex dans les formations liasique du Temoulga. L’étirement est marqué dans les rognons par l’allongement de leurs structures ainsi que leurs croissances minérales dans leurs zones d’ombres de pression (Photo. II. 8). Les rognons de silex sont parallèles à la direction de la structure de phase 2 (s2), parfois ils présentent des formes plissées (photos II.11) ou sigmoïdales qui indique leurs rotations autour d’un axe Nord-Sud .

Rognons à silex

N

Photo II.8 : rognons de silex étiré dans le plan de foliation

28 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

N

Photo II.9 : micro plissements dans les calcaires à niveaux siliceux (Niveaux sombres)

Photo II.10 : plissement centimétrique dans les calcaires à silex Repris par deux failles inverses de la phase tardive.

29 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

N

Photo II.11 : structure montant des petits plissements de la phase 2 à rognons silex en forme sigmoïdale

Photo II.12: structure plissée à silex boudiné

30 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Photo II.13 : vue générale des formations schisteuses du Temoulga

Lorsque l’on compare le style tectonique des deux phases de plissement, on remarque alors de grande similitude, vu leur contexte de formation dans les conditions de pression et de température presque identique responsable d’un métamorphisme léger de type schiste vert (Kireche, 1977). L’âge de cette déformation schisteuse accompagnée de métamorphisme est anté-crétacé, car les formations de ce dernier n’ont pas été schistosées.

Le massif de Boumâad à Blida, montre de grande similitude avec les massifs du Chélif (structure, direction, métamorphisme), il pourrait même s’agir d’une seule entité structurale. Selon Glangeaud, 1932 la phase compressive alpine de direction E-W est responsable de la formation des édifices schisteuse et métamorphique la Troisième phase dite post-schisteuse, correspond à une tectonique de compression N-S qui provoque des ondulations à grand rayon de courbure témoin du bombement qu’à subit le massif du Doui et du Temoulga, l’âge est probablement Miocène (Glangeaud.1932) à fini- Oligocène (Kireche, 1977), A cette période compressive lui succède une autre distensive responsable d’une tectonique cassante post-nappe

31 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

3- Les phases cassantes La phase cassante tardive, qui succède aux phases de plissements dans les massifs à schistosité, est représentée par des failles et des diaclases de direction générale NE-SW,au Nord du Doui les failles sont de direction N-S. Outre les failles associées aux mouvements compressifs contemporains à la phase 3 plicative, d’autres failles sont le résultat de mouvements distensifs (calcaire jurassique du Doui) avec une orientation générale NE-SW. Le réseau de diaclases se compose de 2 familles de direction orthogonale. Au Temoulga les carrières du flanc Nord du massif offrent de très bons exemples. -les deux familles sont de directions successives E-W (métrique D1) et N-S (décimétrique D2),sub-verticales ,et sont présentes dans tous les massifs étudiés. La diaclase D1 a subit un décrochement par la diaclase D2 (photo II.14), parfois les décalages subis ne sont pas toujours évidents.Kireche.(1977) les a donc attribué à un même épisode de cassure.

D1 D2 D2

Photo II.14 : diaclase D1 décrochée par la diaclase D2

2- Tectonique de la partie Nord-Ouest de Ain Defla

Dans le cadre de ce travail, nous avons réalisé une analyse structurale, de la partie comprise entre Ain Defla et El Amra jusqu’à El Abadia. Une étude cartographique suivante et des transversales géologiques Nord-Sud ont été exécutées dans le but de comprendre la géométrie des différents ensembles et de déduire la structure tectonique de cette zone du Moyen Cheliff. Ainsi, il était nécessaire de réaliser à

32 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE partir des photographies satellitaires une trame dense pour visualiser sur un plan cartographique les différents linéaments qui traversent la zone et de les analyser. En deuxième lieu, il s’agissait de faire à partir des coupes de terrain, une analyse géométrique de notre terrain.

Afin de comprendre les phénomènes qui ont engendré la déformation des terrains de la zone, d’étude, il est nécessaire d’aborder le cadre structural et de revoir l’évolution de cette déformation depuis le début du Tertiaire de cette chaîne tellienne. L’Atlas Tellien qui appartient à la branche sud de la chaîne alpine du pourtour de la Méditerranée, se compose essentiellement de terrains allochtones et chevauchants et de terrains autochtones appartenant au domaine africain. Les principaux traits structuraux se sont définis durant l’orogenèse alpine, avec des phases paroxysmales à l’Éocène et au Miocène inférieur (Mattauer, 1958 ; Delteil, 1974, Vila, 1980). Des nappes de charriages, formées d’unités de flyschs crétacés et paléogènes, accompagnées de terrain calcaires du Jurassique et de terrains métamorphiques du 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 nappes ayant une direction E-W le long de la chaîne atlasique. Les déformations relatives aux phases alpines dans l’Atlas Tellien sont la conséquence de mouvements de convergence entre la plaque Afrique et l’Eurasie. La reconstitution de ces mouvements indique un rapprochement de la plaque africaine depuis l’Oligocène suivant une direction N-S à NW-SE (Meghraoui, 1989). Selon (Belhai,1996), la tectonique néogène (Miocène et Pliocène) révèle deux événements majeurs: 1. La mise en place des nappes telliennes au cours du Miocène inférieur et moyen, par un glissement gravitaire du Nord vers le Sud, contemporaine à l’ouverture de la Méditerranée. A partir du Miocène supérieur, des chevauchements à vergence Sud accommodés par des décrochements conjugués NW-SE (dextres) et NE-SW (senestres) affectent toute la région. 2. L’individualisation des bassins tardifs néogènes, sur toute la frange littorale Ouest algéroise est orientée Est-Ouest, par une tectonique distensive postérieure à la mise en place des nappes de charriage. Cette distension a engendré un volcanisme calco-alcalin (Bellon et al, 1984). La tectonique post nappe liée à la fermeture du bassin méditerranéen connue depuis le Tortonien en compression N-S, est à l’origine des plissements d’âge Mio- Plio- Quaternaire, et est responsable de la structuration finale des zones telliennes Principales directions dans le Tell :

33 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

L’Atlas Tellien est structuré en plis, plis-failles et failles inverses sur une bande étroite E-W à NE-SW. Ces structures tectoniques résultent d’une déformation compressive de direction N-S à NNW-SSE, liées à la convergence des plaques africaine et européenne. Depuis le Crétacé supérieur (70 Ma), les mouvements entre les plaques tectoniques africaine et européenne connaissent un changement depuis le régime de coulissage vers une convergence qui progresse avec une vitesse au niveau du Tell estimée à 0.9 cm/an par McKenzie (1972) (in Tapponier, 1977). Les études plus récentes de Meghraoui (1989) l’estime à seulement 0.5 cm/an associant la convergence avec un léger mouvement de la plaque africaine (Fig. II.9) Ceci a conduit, sur la marge d’Afrique du Nord, à la création sur une bande large d’environ 300 Km d’un édifice alpin maghrébin de direction globale E-W, perpendiculaire à la contrainte de raccourcissement de direction moyenne oscillant suivant la transversale de NNE à NNW. La partie orientale du bas Chélif à laquelle appartient notre zone d’étude, renferme une partie de la bordure Sud du Dahra de formation crétacée, où le néogène est relativement peu épais, est fortement influencé par la tectonique cassante du substratum crétacé. Le réseau de faille qui l’affecte est de direction NE-SW et E-W (Perrodon, 1957).

Le réseau cassant en Algérie du Nord : Le réseau cassant nord algérien s’organise selon quatre directions majeures. A. Caire (1970) décrit ces directions comme étant deux familles conjuguées : - Une dite « fondamentale » ou encore accidents obliques de direction NW-SE et NE-SW. - L’autre dite « complémentaire » avec les directions (N-S) et (E-W). Dans la première famille, la direction NW-SE est dans la plus part de ses cas correspond à un mouvement dextre tandis que la seconde direction NE-SW correspond généralement à un mouvement senestre. Cette cinématique des accidents obliques est conforme avec le régime compressif actuel N-S qui règne en Afrique du Nord. Les failles subméridiennes jouent en divers sens, tandis que les E-W sont généralement des failles inverses si ce n’est des charriages, alors qu'elles ont joué en décrochement dextre à l'Eocène (Belhaï, 1987; Belhaï et al., 1990; Mahdjoub et Merle, 1990) ou depuis le Crétacé terminal (Djellit, 1987; Andrieux et Djellit, 1989). Actuellement, la continuité du rapprochement des deux plaques africaine et européenne fait que la compression est en grande partie absorbée par les failles inverses et les décrochements. (Groupe de recherches néotectonique, 1977).

34 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

3. Étude des linéaments de la zone Ouest de Ain Defla

a- Données utilisées et interprétation : En l’absence de photos aeriennes couvrant la région d’étude, nous avons utilisé comme supports pour tracer les linéaments une image satellitaire Landsat 7 ETM+. Cette scène aux cordonnées Path 196 et Row 35 est acquise le 16 Avril 2001, avec un prétraitement de niveau 1G qui correspond aux corrections radiométriques et géométriques (Fig. II.7). L’interprétation de cette image est précédée par un rehaussement en appliquant un filtre directionnel à 0° et à 45°, et une analyse en composante principale (ACP) des bandes TM1, TM2, TM3, TM4, TM5 et TM7. Ainsi, nous avons réalisé une composition colorée à partir des néo-bandes à savoir ACP1, ACP2, ACP3. La superposition des données à savoir les traitements apportés aux images brutes (filtre directionnels et analyse en composante principale), les images de Google Earth, le schéma structural de Lepvrier (1970) et la carte de Carnot (Brives, 1901), nous a permis d’interpréter visuellement les linéaments avec le logiciel Mapinfo. Ainsi, nous avons obtenu une trame linéamentaire peu dense (Fig. II.8) dû à l’effet de la couverture végétale qui masque les formations. L’analyse statistique des linéaments tracés est représentée par une rosace de directions et un histogramme de fréquences des longueurs cumulées. La rosace directionnelle (Fig. II.8) indique une orientation préférentielle NE-SW, d’autres directions moins importantes montrent une direction subméridienne et E-W. L’histogramme de fréquences (Fig. II.8) montre que les linéaments les plus longs sont dans la direction NE-SW à NNE-SSW.

b- Calage des linéaments sur les phases de déformations La zone d’étude a subit des déformations en alternance à dominante distensive ou compressive qui sont gouvernées par des mouvements décrochants. La direction NE –SW que dessine la carte linéamentaire est le résultat d’une déformation post- nappe (Tortonien–Messinien entre -8.5 et -5-5 MA) régie par une tectonique en transpression. Elle engendre des structures plissées ainsi que des failles inverses qui prennent naissance le long et à l’extrémité de décrochement E-W dextre.

La direction NW-SE moins importante, constitue un réseau conjugué avec la première direction soumise au même type de contrainte

35 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig II .17 : image sattelitale en fausses couleurs réalisée à partir de la combinaison ternaire des trois premières analyses en

Composante principales (RVB=CP1 CP2 CP3)

CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig.II 18 : Carte linéamentaire de la région d’étude réalisé à partir de l4image sattellitale Landsat 7 ETM+

CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig. II.9

4- Analyse structurale des unités telliennes du BouMaad Selon D.Belhai, 1996, les unités telliennes sont représentées par des terrains d'âge crétacé inférieur à éocène. Avec une base d'âge crétacé inférieur schistosée en infrastructure par rapport à des unités franchement allochtones visibles en surface, d'âge crétacé supérieur en général et admettant néanmoins des termes de l'Albien inférieur et moyen . Ces unités sont-elles mêmes écaillées et présentent plusieurs variantes comportant tantôt seul le Crétacé supérieur et l'Eocène tantôt du Crétacé inférieur associé aux termes allant de l'Albien à l'Eocène. L'unité crétacée inférieure de Boumaâd, présente à son sein des contacts de décollement (cisaillements plats à vergence sud ou nord).

38 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Les unités inférieures sont d'âge essentiellement crétacé inférieur schistosée et poly déformée appelée unité de Boumaâd, dépourvue en surface de niveau de décollement basal. Elle montre les marqueurs de la phase synschisteuse D1. Cette unité sub-autochtone apparaît en bombement (allure anticlinale), suite à des chevauchements kabyles, antérieurs à la mise en place de l’unité tellienne supérieure. Cette unité reste la plus inférieure structuralement et la plus schistosée (C. Lepvrier, 1970). A partir des coupes de terrain et une compilation cartographique, nous avons pu réaliser un schéma structural qui rend compte de la géométrie actuelle de la zone. Aussi, les données anciennes sont obsolètes, du moins concernant la nomenclature des terrains et leur âge.

4. Interprétation des coupes et cartes géologiques

a. Coupe (NNW-SSE) El Abadia –Tachta (fig.II.10) : Cette coupe géologique nous montre du Sud au Nord une succession de faciès miocène, d’abord, juste à la sortie d’El Abadia où affleurent des dépôts conglomératiques (poudingues) à galets centimétriques en contact avec des formations sablonneuses friables riches en faunes (bivalves) d’une cinquantaine de mètres d’épaisseur en alternance avec des bancs gréseux métriques plus ou moins durs. Plus au nord aux abords de la ville de Tachta zegara, un magnifique affleurement de grès d’une centaine de mètres d’épaisseur plissé, en contact avec des flyschs massyliens ? avec de bancs centimétriques en alternance de Grès –Schistes, lui succédant un faciès rouge dû à la forte oxydation conglomératique du Miocène inferieur à ciment argileux d’une vingtaine de mètres.

b. Coupe (NNW-SSE) El Amra-Oued Khemis (fig.II.11):

À la sortie Ouest d’El Amra (Ex Kherba) notre coupe s’amorce par des dépôts alluvionnaires, limoneux, ensuite ce sont les premiers dépôts pliocènes avec des alternances de Grès de conglomérats et de marnes de couleur jaune pale de quelque dizaines de mètres d’épaisseur de direction N040- 65. S’ensuivent des formations marneuses de quelques mètres de même direction, puis ce sont des conglomérats bréchiques et des grès calcaires d’une cinquantaine de mètres d’épaisseur du Miocène inferieur.

39 CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Plus en bas dans la série une alternance de bancs gris bleuâtre ,décimètriques ,de quartzites et de marnes pendent vers le Nord. Il s’agirait peut être du lambeau flysch décrit par Glangeaud,1932) lorsqu’il a decrit le Trias de Carnot (El Abadia),qui se trouve justement à une dizaine de mètres de cet affleurement ( voir la partie étude Géologique de ce travail)

c. Coupe (S-N) Lemkhatria –Lari Slimane (fig.II.12) :

Cette coupe démarre par des formations gréseuses représentées par quelques affleurements masqués par des formations limoneuses, mais un peu plus loin vers le village de sidi Lakhdar ,apparaît un bel affleurement de bancs de grès de direction N128° 15°S, d’une centaine de mètres d’épaisseur. En descendant dans la topographie, jusqu'au secteur de Allouba ce sont des marnes argileuses de quelques centaines de mètres. Au niveau du cours d’eau de Talla El hamra, on retrouve des poudingues, assez hétérogènes de couleur rougeâtre du Miocène inferieur, de quelques dizaine de mètres d’épaisseur, ensuite ce sont les formations schisteuses du crétacé qui font leurs apparition, de couleur gris sombre qui se débitent en aiguilles ,alternées avec des bancs de quartzites de direction N 160° 06 W ; Ll’ensemble est très friable, mais les bancs de quartzites durcissent au fur et à mesure que l’on progresse vers le Nord jusqu’à Lari Slimane.

d. Le schéma structural

Au nord, le prolongement Sud du Dahra est constitué essentiellement des formations Crétacé inférieur et supérieur Schisteux très déformées (fig. II.13), surmontées par des flyschs Maurétanien notamment dans la région de Tachta. D’âge Crétacé inferieur il est formé par des intercalations gréso- pélitique, surmontées d’un Sénonien calcaire et bréchique.

Les dépôts du Néogène poste nappe qui englobe le Miocène inferieur et supérieur ainsi que Pliocène est essentiellement marneux avec des passées gréseuses et conglomératiques recouvrant en discordance l’ensemble des formations. L’épaisseur est assez importante témoignant d’une forte subsidence, due, selon Perrodon (1957) à un effondrement gravitaire jouant le long de faille.

Plus au Sud sur les massifs autochtones à schistosité du Temoulga à l’Ouest, du Rouina au centre et du Doui à l’Est, individualisé par des mouvements verticaux du Miocène inférieur.

40

Fig. II.12 (TRAIT DE COUPE : A)

Schistes en aiguille (Albien)

Fig.II.11 NNW SSE

(TRAIT DE COUPE :B)

CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

SSW Fig. II.10 (TRAIT DE COUPE :C) NNW

17

CHAPITRE II ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE

Fig.II.13

A B

C

Trait de coupe

Fig.18-

CONCLUSION PARTIE STRUCTURALE :

La cartographie et les coupes de terrain ainsi que les compilations bibliographiques permettent de donner un aperçu de la structure de la zone du moyen Cheliff entre Ain Defla, El Amra et El Abadia.

Le Miocène moyen post-nappe est discordant sur le Crétacé supérieur tellien au Sud d’El Amra jusqu’à proximité d’El Abadia. Plus à l’Ouest, ce Miocène moyen-supérieur est directement transgressif sur le Flysch maurétanien (Flysch de Guerrouch). Plus au Sud, le Mio-Plio-quaternaire est discordant sur le massif du Doui et de Temoulga (El Attaf).

Le tellien et le flysch Maurétanien sont des nappes mise en place au Miocène inférieur, tandis que les massifs de Temoulga et de Doui et sont respectivement d’âge jurassico-crétacé et Paléozoïque à Jurassique.

Le massif de Doui a été structuré durant les phases hercyniennes et repris au cours du cycle alpin. Cette structuration est passée par des épisodes distensifs responsables d’effusion magmatiques au cours du carbonifère inférieur.

Une partie de ce magmatisme fait l’objet de la présente étude.

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CHAPITRE III -

LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Etat des connaissances du volcanisme Paléozoique en Algérie du Nord et au Maroc

Le volcanisme du Zaccar et du Doui

Minéralisations et hydrothermalisme

CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

1- Etat des connaissances du volcanisme Paléozoïque en Algérie du Nord et au Maroc :

Le volcanisme Paleozoique est assez peu étudié en Algérie, mis à part quelques travaux ponctuels réalisés par Kireche (1977) dans le Doui à Tifrit, dans la région de Saida

( Mahmoudi, 2009) et les caractéristiques géochimiques de ces séries ainsi que leur mode de mise place dans la série Paléozoique (âge, stratigraphie, contexte structural et géodynamique) restent encore très peu contraints. Ce volcanisme est en revanche mieux connu au Maroc ainsi que l attestent les travaux récents.

A la lumière de l’ensemble de ces travaux nous essaierons d’apporter sur la base de nos propres observations (de terrain et en lames minces) quelques éléments de réflexion sur la nature de ce volcanisme, l’hydrothermalisme qui l’accompagne ainsi que les interprétations possibles sur leur mise en place, en les comparant a ceux connus par ailleurs.

Contexte géodynamique régional au Paléozoïque:

Les modèles de reconstitution de la Pangée au Permien montrent que la chaîne Hercynienne de l’Algérie du Maroc fait partie des chaînes paléozoïques péri-atlantiques résultant de la Collision entre la Laurasia (Laurentia + Baltica) et le Gondwana. Elle se rattache donc, d’une part à la chaîne des Appalaches en Amérique, d’autre part à la chaîne hercynienne (ou varisque) d’Europe. (fig.III.I)

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CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Fig. III.1 : contexte géodynamique général au cours du Paléozoïque

La zone de suture entre Laurasia et Gondwana traverse l’Europe et se prolonge le long de la côte Est de l’Amérique du Nord. Elle est jalonnée par des témoins de la croûte océanique qui séparait les deux continents. Les chaînes paléozoïques péri atlantiques se divisent ainsi en 2 branches : une branche Nord où les structures sont déversées vers le craton de la Laurasia ; une branche Sud où les structures sont déversées vers le Gondwana.

La chaîne hercynienne de l’Algérie et du Maroc appartient à la branche Sud. Les terrains paléozoïques ne contiennent pas de témoins de croûte océanique, donc ils ne font pas partie de la zone de suture. Il appartient à la zone externe de la chaîne qui est restée rattachée à la marge continentale du craton ouest africain tout au long du Paléozoïque.

On suppose qu’au moins à partir du Dévonien la fermeture de l’océan qui séparait Laurasia et Gondwana correspond à la subduction de la croûte océanique sous le domaine de la Meseta.

Les déplacements résultant de cette convergence vont se traduire au Dévonien supérieur par la mise en place d’un volcanisme calco-alcalin de la Méséta orientale au Maroc et en Algérie (Doui, Zaccar,Tifrit) qui peut être interprété comme associé à un arc magmatique 47 dans un domaine en compression situé au-dessus de la zone de subduction. Le volcanisme

CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI alcalin et tholéitique de la Meseta occidentale est associé à un domaine en distension qui pourrait correspondre à un bassin avant-arc (Piqué A., Soulaimani A., Hoepffner C., Bouabdelli M., Laville E., Amrhar M.,Chalouan A ,2007).

A la fin du Carbonifère, la collision entre l’Amérique du Nord et l’Afrique est responsable de la phase majeure de raccourcissement dans les domaines de la Meseta et de l’Anti-Atlas, plus au Sud les nappes des Mauritanides sont charriées sur le Craton.

Le volcanisme Paléozoïque au Maroc

Le domaine mésétien constitue la principale zone orogénique de la chaîne varisque du Maroc. Il est caractérisé par une déformation hétérogène associée à des évènements magmatiques divers dans un climat métamorphique contrasté.

Les roches d’âge Paléozoïque sont fréquentes surtout au Sud Oudjda et entre Oudjda et Debdou. Elles traversent le Silurien le Dévonien et le Carbonifère et sont souvent recouvertes par le Lias moyen ou les autres horizons transgressifs du Jurassique (comme dans le Doui). C’est au Permien que se rapportent la plupart des grandes émissions de roches variées de diabases, de diorites, de porphyres de types divers qui forment des intrusions parfois fort étendues au Sud de Marrakech.

Le Permien est parfois exclusivement représenté par une zone de Tufs basaltoïdes que l’on voit interstratifiée dans les couches rouges.

Au NE du massif central la Méséta orientale est marquée par un volcanisme à dominance andésitique d’affinité calco-alcaline que l’on trouve généralement dans les zones de subduction d’une ancienne orogénèse. Or au Maroc oriental aucun indice ne permet de le confirmer.

Le laps de temps connu jusqu'à présent entre la collision et les premières manifestations volcanique est de 25 Ma au Tibet cette durée en Méséta orientale entre le volcanisme d’âge Viséen supérieur et les structures qui peuvent correspondre à une collision d’âge Dévonien supérieur est d’environ 50 Ma (Kharbouche F,1994).

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CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Le volcanisme paléozoïque en Algérie a.Dans la région de Tifrit-Saida : le massif de Tifrit dans la région de Saida et de Ghar Rouban (Algérie orientale) étudié par Lucas (1942-1952) représente le volcanisme Viséen (fig.III.2). On y rencontre des poudingues de brèches volcaniques, des basaltes, des rhyolites, des microgranites. Toute cette série est discordante sur le Dévonien et le Silurien. Cette activité magmatique a produit l’épanchement de laves basiques, acides et intermédiaires, postérieurement aux dépôts siluriens, (Lucas ,1952 et Hadj Mohamed 2004).

Fig. III.2 : localisation des principaux massif paléozoïque de l’ouest algérien (Lucas,1952)

Au cours du Carbonifère, l’activité magmatique est marquée par la remontée de laves et de brèches acides et intermédiaires.

Dans le massif de Ghar Rouban, le complexe volcanique commence au Viséen supérieur, avec des dacites, recouvertes de sédiments alternant avec des tufs, des brèches volcaniques des coulées de dacites ou de basaltes (Lucas 1952).

b. Au Doui et au Zaccar: La série éruptive primaire apparait au Sud-Est du Doui et au Nord -Est, dans la région du Zaccar (fig.III.3). Une étude a été réalisée par Kireche (1977) dans le massif du Doui (coupes stratigraphiques et lames minces) et quelques descriptions sont également fournies par Glangeaud.

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CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Cette série éruptive Primaire apparait sous le Permo-Trias dans le Doui et est interstratifiée entre les Schistes Paléozoïques et le Permo-Trias dans le Zaccar. Elle comprend dans les deux massifs des roches intrusives holocristallines (dans le Zaccar, ce sont des Dolérites andésitiques, des roches très altérées , albitisées, des rhyolites d’aspect fluidal, des andésites et des dacitoides, des roches volcaniques vitreuses et des tufs volcaniques renfermant des débris de ces roches ainsi que des fragments de roches sédimentaires (Grés, Schistes). Quartz, Plagioclases, Magnétite repris dans un ciment sériciteux argileux, chloriteux ou calcaire sont également présents.

Les descriptions faites dans le Doui (Kireche,1977) permettent de distinguer (1) des tufs (bréchiques, microbréchiques, tufs argileux bruns, tufs schisteux (Tab 1) et (2) des laves microlitiques porphyriques (couleur : lie–de-vin) à Plagioclase, Quartz, Biotite, Chlorite, Muscovite, Calcite, Zircon, Minéraux opaque et des laves noires sans Quartz sauf sous forme de microfilons secondaires à Plagioclase de type Andésine, Biotite, Mica blanc, Chlorite, minéraux opaques.

Type de tuf Taille des grains Fraction pyroclastique

Tuf 1 2-10mm >50%

Tuf 2 1-2mm >50%

Tuf 3 1-3mm >50%

Tuf 4 2-4mm >50 %

Tab 1 : classification des tufs du Doui (d’après Kireche ,1977)

L’âge de mise en place de ces séries volcaniques du Doui, plus ou moins contreversé ont été tour à tour attribuées au Permien, puis au Permo-Trias et enfin au Viséen.

Selon (Gentil,1902) ce volcanisme est attribué au Permien du fait qu’elles sont surmontées par des séries schisto-quartzeuses et conglomératiques analogues à celle des Traras à Oran, daté du Permo-Trias, tandis que (Mattauer,1958) rattache le volcanisme du Doui et du Zaccar au viséen par analogie au volcanisme Ghar Rouben . Dans les travaux de Kireche (1977) ces séries sont attribuées au Permien vu leur position sus-jacentes par rapport aux formations conglomératiques Permo- Triasiques. 50

AIN N’SOUR NS ZACCAR

Zone d’affleurement volcanique à l’Est du Doui

Fig.III.3 : carte géologique de Miliana au 1/50.000 (d’après Glangeaud et Mattauer,1952)

CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

2. Etude du volcanisme du Doui et du Zaccar Ech-Chergui

2.1. Les Observations de terrain

a. dans les différentes parties du secteur oriental du massif du Doui

Le complexe volcanique du Doui, plus précisément dans sa moitié Est, représente avec celui du Zaccar les seuls pointements du volcanisme Paléozoïque dans le Tell méridional (Fig.III.3 et Fig. III.4)

-a/Au NordFig.III.4 :du Doui

52 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

A la sortie sud de Ain Defla, affleurent les premières roches volcaniques. Ces roches d’aspect massif confèrent à l’ensemble un aspect sous forme de dôme.

Ce sont des roches de couleur marron à la patine, gris blanchâtre à la cassure avec des phénocristaux de Plagioclases centimétriques, avec de rares phénocristaux de Quartz. Ces roches sont traversées par quelque filons centimétriques de Quartz associés a de l’hydroxyde de fer (photo III.1).

Photo.III.1 Affleurement de dôme de roches volcaniques (sortie sud ville de Ain Defla)

Sur le même site un autre faciès volcanique de couleur grise avec des taches noirâtres à la patine montre à la cassure un aspect identique. Les phénocristaux de Plagioclases orientés E-W forment une sorte de litage attestant d une fluidalité bien marquée.

On trouve aussi des roches de couleur gris foncée à la patine avec des éléments de taille centimétriques anguleux, emballés dans une matrice recristallisée fine. A la cassure, apparaissent clairement des phénocristaux de Quartz et de Feldspath qui forment un litage. L’encaissant volcanique est recoupé par un filon de 1.5 m d’épaisseur et de 10 m de hauteur. Ce filon est composé de gros cristaux de couleur sombre baignant dans une matrice fine dont la bordure est soulignée par des oxydes de fer.

53 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Au NE du Doui (Douar Feghayliya). A la sortie de Feghayliya juste à 20 m de la route apparait un affleurement de roches volcaniques de couleur gris-clair à la patine, d’une superficie d’environ 500m2 et 50m de hauteur. A la cassure, nous avons pu observer trois faciès différents grâce à l’échantillonnage plus ou moins serré que nous avons effectue (photo.III.2). Cet ensemble est affecté par des accidents de direction NE.

Photo.III.2 : affleurement de roches volcaniques claires (sortie du village Feghayliya )

Ce sont des roches non déformées de couleur gris clair à la patine, à la cassure texture fine avec des cristaux de Plagioclase parfois un litage de minéraux est nettement visible.

Douar Dahmane (secteur Sud-Est) Cette station se situe dans le douar Dahmen, entouré par les massifs montagneux du Doui, dont le plus élevé peut atteindre les 650m. L’aspect général de l’affleurement volcanique est stratifié, de 1 à 2 mètres d’épaisseur. Les premiers affleurements sont de couleur plus ou moins sombre montrant de nombreuses injections de Quartz sous forme lenticulaire ou en veine, d’aspect diaclasé, souvent en échelons de direction générale N010° affecté par des fibres de direction N245° (photo .III.3). Ces diaclases et remplissages secondaires sont apparemment le témoin d’une importante activité hydrothermale.

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Photo III.3 : remplissages secondaires de veines de quartz dans la roche volcanique

Plus en haut dans le relief, les roches sont de couleur claire. Elles présentent à la cassure une texture fine, avec de phénocristaux de Plagioclases qui ressemblent fortement à une roche dacitique.

Proche du sommet, des roches de couleur gris foncé, apparaissent sous forme d’injection volcanique d’une dizaine de mètres d’épaisseur, à matrice plus ou moins fine avec des cristaux de Plagioclases, de Quartz et de Biotite.

Au SSE du Doui (à la sortie du village de Ain Defla Seghira)

Au SSE du Doui, à proximité du Marabout Sidi Said , des roches massives, ou en lambeaux, dispersées le long d’une petite colline correspondrait d’après la carte géologique de Miliana 2 à des roches intrusives et métamorphique.s

Cet affleurement est assez intéressant, par sa diversité (environ 04 faciès) pour une surface très restreinte, d’où la difficulté lors de l’échantillonnage.

Ce sont des roches sombres à la patine (photos III.4), hétérogènes, avec des minéraux d’altération secondaire, et gris plus ou moins clair à la cassure avec des passées de Quartz.

55 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

D’autres roches à quelques mètres de distance montrent un aspect « métamorphisé de gneiss œillé, » ondulés par endroits. Ces textures « métamorphiques » sont sans doute dûes à une déformation

Photo III.4 : affleurement de roche aspect gneissique au sud du Doui (socle cristallophyllien?). ductile, liée à une forte tectonique ductile. Des plaquages de Quartz dans les miroirs de failles de direction NE-SW, et des phénocristaux de Quartz centimétrique associés à d’autre éléments bréchiques, hétérogènes, volcano-sédimentaires sont remaniés dans une matrice sombre plus ou moins affectée par une altération hydrothermale.

Photo III.5 : affleurement de roches volcaniques surmontant la roche type « gneiss oeillé »(voir plus haut)

56 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Un autre affleurement (photo III.5) constitué de roches volcaniques en bancs massifs de 3m de haut et environ 6 m d’épaisseur : couleur jaune –marron à gris à la patine et gris- sombre à la cassure, avec une texture fine et de petit cristaux de Feldspaths et de Quartz, non déformé.

Dans le Zaccar Ech-Chergui

A Ain N’sour, un petit synclinal formé de schistes et de quartzite d’albien pincé entre deux masses de Lias et de Permien la coupe (fig.III.5) et carte ci-dessous donne des renseignements sur l’aspect de ce pli synclinal qui révèle l’écaillement important subi par le flanc Nord des Zaccars.

La partie méridionale du Zaccar chergui constituée par la crête allant des points 1579 jusque vers l’Ain Aidous correspond à un anticlinal plus au moins plissé secondairement qui renferme l’essentiel du matériel éruptive. L’anticlinal du point 1579 entre brusquement en contact, au sud avec une écaille anticlinale correspondant à la Sera de sidi bou Zahra et à son prolongement vers l’ouest jusqu’au col des Rhiras. Tout le long de la zone de contact, les calcaires Liasiques sont très plissés et présentent un écrasement assez manifeste, accompagné de minéralisations. La ligne de contact coupe indifféremment tous les niveaux du Lias ainsi que le Permien situé au Nord du petit synclinal albien d’Ain N’sour (Glangeaud,1932) (fig.III.6)

Fig.III.5 :

57 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Fig.III.6 :

-Selon les auteurs (voir plus haut), le volcanisme paléozoïque de Miliana, correspond à des roches magmatiques principalement des dolérites andésitiques et des roches très modifiées et albitisées, des rhyolitoides très cristallines et à aspect fluidal. Ces affleurements de roches très tectonisées, fortement redressées sont recoupées par de gros filons-dykes d’une dizaine de mètres d’épaisseur de direction générale N110, et dans lesquels cristallisent des phases minérales secondaires de Quartz, de calcite souvent associées à des placages de minéralisations d’aspect métallique et sous forme de petites paillettes brillantes de couleur brun-rougeâtre à gris métallique.

Cette zone est particulièrement affectée par une importante altération hydrothermale qui s’accompagne de minéralisations secondaires visibles à l affleurement. Dans les parois et les cavités, la calcite (en placage) et le Quartz y sont abondants. La Calcite est parfois, fibreuse, en placage fibro-radiés, et se retrouve également dans les

58 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Photo III.6 :grosse veine calcitique ( décimétrique) intercalée dans les formations calcaire jurassique

Grosses cavités sous forme de stalactites de plusieurs centimètres d ‘épaisseur, parfois même décamétrique (photo III.6) ou en bancs centimétriques à métriques et des cristallisations de malachite, de chalcopyrite. Près de la maison forestière, un faciès de couleur sombre, affleure a l’intérieur des Quartzites, sous forme de petits bancs dont l’ensemble pouvant atteindre les 50 m de hauteur et 20m d’épaisseur, en débit schisteux, à aspect satiné de direction N090.30NW,(fig. III.7)

59 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Photo III.7 : roche à aspect satiné dans les quartzites du Zaccar

Aux alentours du village de Ain N’sour , un affleurement de roches volcaniques de couleur verdâtre (photo III.8), très altérées, un peu oxydées à la patine d’où l’aspect rouillé qui montrent à la cassure une pâte fine de couleur grise d’aspect homogène, avec des petits cristaux de Feldspaths.

Le débit de ces roches volcaniques, de type schisteux laisse entrevoir un métamorphisme probablement lié aux effets de l’ hydrothermalisme auxquels sont probablement associées les mineralisations connues dans la région (mines du Zaccar)

60 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Photo III.8 : affleurement de roche verdâtre au alentours du village d’Ain N’sour

2 .2. Etude pétrographique des roches volcaniques

Cette étude est basée sur l’observation au microscope optique de lames minces confectionnées sur 29 échantillons de roches volcaniques prélevées sur le terrain, et représentatifs de chacun des secteurs du massif oriental (Nord et Sud) du Doui et du Zaccar Ech-Chergui. Il est à noter cependant que malheureusement

L’échantillonnage dans le Zaccar a été très partiel en raison des difficultés de prélèvement sur le terrain (conditions sécuritaires mauvaises).

Mis à part un ou deux échantillons frais, la plupart des roches volcaniques étudiées sont altérées. Il s’agit de roches de type andésitiques à Dacitoidique voire Dacitique d’aspect tuffacé à bréchique type volcano-sédimentaire. Les seules laves observées sont de type microlitique fluidale Trachy-andésitique à trachytique. Ces roches

61 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI volcaniques se distinguent dans l’ensemble par la dominance de phases minérales secondaires d’altérations (phyllites, sericite, chlorite, calcite, épidote etc..) souvent présents dans la matrice cryptocristalline à finement recristallisée. Les phases primaires de Plagioclase- type Andésine ou Albite et/ ou, Orthose parfois perthititique, avec parfois quelques phénocristaux complètement épigénisés qui semblent être d’anciens ferromagnésiens (Amphibole ? Biotite ?) Sont parfois associées à des minéraux de Quartz soit en amas xenomorphes soit exceptionnellement en cristaux subautomorphes à xenomorphes et des minéraux opaques disperses. Les cristaux de Quartz, lorsqu’ ils sont présents, montrent quasi systématiquement des extinctions roulantes témoignant de déformations, Les phases minérales primaires fraiches sont assez rares tandis que les phases d altération secondaire sont très abondantes (Phyllite, Sericite, Chlorite, Calcite, Quartz secondaire etc..).

a. Dans le massif du Doui

Au Sud-Est (série DAH4)

Description de la série DAH 4:

-On peut observer dans la photo DAH4-2 (a) un moulage phylliteux de globule de laves constitué de plagioclase, de quartz et d’opaques.. La photo (b) montre des grains de quartz en amas ou parfois sous forme de veine à coté de quelque rares plagioclases.

-la photo III.10 de (Dah4-4) montre une texture micro-conglomératique à petit grains de quartz qui semble être orienté parallèlement au litage calcique.

62 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Dah 4-2 (photos III.9)

Recristallisation minérale Gl

a) structure d’enroulement de globule de lave (Gl) avec recristallisation dans les ombres de pression

Pl .

pl. b)phénocristal de plagioclase associé à d’autres minéraux plus petit baignant dans une matrice phylliteuse produit d’altération

63 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Dah 4-4 (photo III.10)

roche à texture microcristalline très fine avec un litage calcitique

Au Nord Est du Doui (FG3) :

On peut observer à travers l’échantillon Fg3-1c (a) et (b) uneTexture microcristalline à porphyrIque de plagioclase de taille variant de 2 à 3mm,. Le calcul de l’angle d’extinction d’une population de Plagioclases montre qu’il s’agit d’Andésine. La matrice phylliteuse englobe aussi quelques minéraux opaques. Il pourrait s’agir d’une roche andésitique. Dans la Fg3-1d,(photos III.12) on peut observer une veine de quartz de quelques millimètres qui traverse la roche. La texture est finement microcristalline avec des grains de quartz de taille variable, et quelques rares cristaux de plagioclases. la Fg3-1a (photo III.13) représenté par une texture microlitique fine a phénocristaux de plagioclases.

64 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Fg3-1c (photos III.11)

Pl .

a) Phénocristaux de feldspaths fortement altérés en séricite dans une lave andésitique.

Pl.

Pl.

b) phénocristaux de plagioclases à macle d’albite dans une matrice cryptocristalline associé à quelques opaques

65 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Fg3-1d (photos III.12)

Veine

de Quartz

Qz

texture finement microcristalline avec veine de cristaux de quartz polycristallin

Fg3-1a (photo III.13.)

Pl.

Phénocristaux de plagioclases sub automorphe baignant dans une mésostase finement recristallisée

66 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Au Nord du Doui (série Ad1)( photo III.8) ad1-2a (photos.III.14) : la photo (a) et la photo b montrent la déstabilisation d’un mégacristal de plagioclase fracturé fortement affecté par l’altération dont le produit phylliteux entoure le minéral. ad1-4 (photos.III.16) : roche montrant des plagioclases automorphes avec un degré d’altération identique, cette roche présente des affinités andésitiques. ad1-3 (photos.III.15): D’autres roches montrent des cristaux xénomorphes de plagioclases très altères marqués par des phénocristaux complètement épigénisés (transformation en minéraux fins phylliteux) baignant dans une matrice phylliteuse calcitisée. La texture est cryptocristalline avec un aspect anastomosé. Le verre interstitiel est complètement recristallisé et semble fortement affecté par de l’hydrothermalisme, Quelques minéraux opaques sont aussi présents. La mésostase microcristalline de ces roches est principalement composée de séricite, de quartz et de chlorite Ad1-2a (photos III.14)

Pl.

a.)phénocristal de plagioclase morcelé ,phase de destabilisation avancée et recristallisation de minéraux opaques le long de microfissures qui affectent le cristal

67 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

b)texture finement recristallisée englobant des phénocristaux de plagioclases altérés

Ad1-3(photos III.15)

Pl.

a) phenocristal de plagioclase complétement épigénisé

Pl.

68 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

b)stade avancé d’altération de plagioclase avec recristallisation a l’intérieur du minéral

Ad1-4 (photos III.16)

Phy. Pl.

Pl.

a.phénocristaux de plagioclases trés altérés avec produits secondaires essentiellement calcitiques qui entourent le mineral

Pl.

Pl.

b. amas de plagioclases entourés de minéraux phylliteux D’altération secondaire (chlorite, muscovite) et de calcite Avec quelques cristaux de quartz

69 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Au Nord du Doui (Ads7)

Les roches échantillonnées présentent quasiment toutes des traces d’altération plus ou moins importante. Les cristaux de quartz montrent souvent des extinctions roulantes témoins de la présence d’une déformation (a) (Photo III.17). On le trouve également sous forme d’amas (b) (Photo III.17), l’ensemble baigne dans une matrice hétérogène ; d’aspect bréchique. Les éléments sont essentiellement des fragments de pyroclastiques tuffacés et de roches volcaniques.

Idem pour Ads7-1b’ (Photo III.18)où l’on peut observer en plus un grain de tourmaline (a) (en haut de la photo). Quelques minéraux opaques bordent les minéraux de quartz. Les cristaux de plagioclases sont très rares. Comme le montre la photo Ad7-1b’ (b) seuls des « fantômes » de ces plagioclases sont encore présents. L’orthose perthitique est tout à fait exceptionnel

Ads7-a’ (photos III.17)

Qz

a)texture microlitique porphyrique à phénocristaux de quartz xenomorphe montrant des extinctions roulantes

70 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

b)amas de quartz sous forme de veinules entouré de calcite

Ads7.b’(Photo III.18)

Tr

Qz

QZ

a).aspect très hétérogène, bréchique avec gros cristaux de quartz à extinction roulante, présence de grain de tourmaline (en haut de la lame)

71 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Phyllite

Pl. altéré

QZ

b.fantôme de plagioclase complètement altéré avec de rares phénocristaux de quartz dans une matrice phylliteuse.

b.Massif du Zaccar Ech chergui a Ain N’Sour Les quelques rares échantillons prélèves près du village de Ain N’sour ont permis de monter : la présence de roche volcanique de type lave trachytique ou trachy-andésitique Ns6 (photos III.20)relativement fraiche dans laquelle on observe de nombreuses lattes de Feldspaths plagioclases (le type Andésine est dominant) marquant une texture trachytique fluidale entourant des phénocristaux de plagioclases. Cette roche se distingue très nettement du reste des roches volcaniques altérées observées notamment dans le Doui. Notons que cet échantillon ne présente pas de Quartz. La roche Ns 7 (photos III.21)présente un autre aspect, le degré d’altération est plus avancé, Les feldspaths sont parfois damouritisés ou séricitisés, des phénocristaux de Plagioclase sont observés (b,c,f,g) . L’Andésine est la phase cristalline des Plagioclases la plus répandue. On y observe également des xénocristaux de quartz en amas souvent entourés d’une auréole de minéraux secondaires phylliteux verts rappelant la Chlorite (a,d,e) (résultat probable de l’altération d’un ancien minéral qui pourrait être de l’amphibole). Les agrégats polycristallins de Quartz auraient été arraches à la faveur de la remontée du magma.

72 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Ns4 Photos III.19:

Cet échantillon montre une texture cryptocristalline avec une mésostase fine associée à un veinage calcitique (a), formes amygdalaire (b) de grains de quartz et de mineraux secondaires.

a)petites veinules de calcite abondantes, témoins de circulation de fluides hydrothermaux

b)Forme amygdalaire de globule de lave avec minéraux secondaires dans une mésostase phylliteuse

73 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Ns6 (photos.III.20)

Pl.

a.lave fraiche à texture trachytique contitué de microlites de plagioclases parfois entourant des phénocristaux de plagioclases

b.Texture trachytique avec des microlites de plagioclase orientés conférant un aspect fluidal

74 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Ns7(photos III.21)

NS7

a) b)

c) d)

e)

75 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Veine phylliteuse Microlite de Pl QZ

f) texture trachytique à microlites de plagioclases , traversé par des veines de calcite et de mica blanc,muscovite quelque grains de quartz en amas sont également visibles

g) veine quartzo-feldspathique entrecoupé par des plagioclases allongés associés à quelques opaques.

76 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

3. Minéralisations et hydrothermalisme :quelques réflexions

. Généralités sur l’hydrothermalisme

Les systèmes hydrothermaux se forment dans des environnements variés, mais sont plus actifs dans des environnements où la source de chaleur provient d'intrusions magmatiques. - Un système hydrothermal est un système complexe alimenté par une source de chaleur, la recharge par des eaux météoriques et la roche hôte ou réservoir (figure III.7). - dans le cas où la source de chaleur est magmatique, elle engendre généralement des systèmes ayant un fort gradient thermique (de 350 à 100 °C à une profondeur inférieure à 8 km). - l'eau météorique qui s'infiltre en profondeur dans le système à travers des zones perméables est réchauffée et peut se mélanger aux gaz magmatiques. Les fluides remontent ensuite par convection. Le temps de résidence des fluides dans le système hydrothermal peut être très variable, de 100 à 1000 ans en moyenne.

- En dehors des périodes éruptives, les manifestations volcaniques se limitent à des fumerolles et des sources chaudes qui reflètent la circulation des fluides au sein de l'édifice volcanique dans un système hydrothermal. L'évolution du degré de dégazage des fumerolles ou de la composition des sources thermales peut servir à déceler des changements intervenant dans le système volcanique-hydrothermal. - les roches contenues dans le système hydrothermal réagissent et se rééquilibrent progressivement avec les fluides. Suivant la composition de la roche et les caractéristiques physico-chimiques des fluides, différents types de minéraux d'altérations peuvent se former. Cette circulation de fluides peut également engendrer des minéralisations avec la précipitation d'Au, Ag, Zn, Pb à certains niveaux du système

77 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Figure III.7: Schéma montrant la structure d'un système hydrothermal et la circulation des fluides Hydrothermaux .

La contribution des gaz magmatiques dans les édifices volcaniques jeunes est majoritaire par rapport à la recharge par les eaux météoriques. L'absorption de ces gaz dans le système hydrothermal profond entraîne la formation de solutions très acides et oxydantes contenant du Cl et du SO4 en proportions variables, proches du gaz magmatique de départ (figure 7). Lorsque la contribution des gaz magmatiques devient moins importante, les fluides évoluent vers des eaux de type neutre chlorure (NC). Les concentrations en Na/K sont dépendantes de la température à laquelle l'équilibre fluide-roche s'est établit. Le rapport Na/K est souvent utilisé pour estimer la température des fluides NC situés en profondeur. Mais ces géothermomètres peuvent refléter également des environnements de plus basse température (~150 °C) c'est à dire où l'absorption de vapeurs riches en CO2 se produisent. Les minéraux d'altération qui se forment à partir de l'interaction des fluides NC avec la roche sont entre autres la pyrophyllite, la kaolinite, la séricite, l'épidote, la chlorite,l'albite et les carbonates. Ces altérations sont de type propylitique et se retrouvent dans les sites miniers de types "high-sulfidation" et "low-sulfidation"ou "porphyry". Ce dernier type

78 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI se met en place dans le cas où l'intrusion magmatique se trouve à plus grande profondeur (~6 km); (figure III.7).

L’altération hydrothermale

Fig.III. 8- Représentation conceptuelle simple des processus D’altération et de métasomatisme d'une roche

Le processus d’altération est considéré comme un changement minéralogique de la roche alors que le processus métasomatique représente des changements chimiques . On peut envisager l’altération et le métasomatisme selon un modèle simple (Figure III.8). L’état initial est la roche ignée fraîche, non-altérée et non-métasomatisée, avec un volume et une masse donnée. La circulation de fluides hydrothermaux dans les roches modifie la composition chimique initiale de la roche (processus métasomatique), sa composition minéralogique (processus d’altération) et ses caractéristiques physiques (volume et masse). L’état final est une roche métasomatisée, dont la composition chimique est modifiée. Elle est également altérée (minéralogique); ses minéraux sont

79 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI différents de son état initial (roche fraîche). Finalement, sa masse et son volume peuvent avoir aussi été modifiés.

Ce modèle simple permet de considérer les méthodes de traitement de l’altération et du métasomatisme selon les aspects qui sont traités. Il permet de voir quelles sont les méthodes qui tiennent compte de l’ensemble du problème ou seulement de quelques- unes de ses parties.

- les transformations physico-chimiques qui s’opèrent au sein de la roche via des fissurations ou microfissurations, sont le résultat de circulation lente de fluide chauffé à plus de 100° c et une profondeur de 1500 m, ces conditions favorisent la dissolution des carbonates magnésiens par rapport au carbonate de chaux (kireche, 1977).

-La quasi-totalité des roches échantillonnées présente un degré d’altération hydrothermale très prononcé, les points suivants résument l’essentiel de nos observations :

L’assemblage minéralogique d’altération hydrothermale est formé essentiellement de Chlorite, de Séricite, la phase minérale existante sont les de Quartz et les Feldspaths, un peu de minéraux oxydes opaques.

- l’augmentation graduelle des indices d’altération s’exprime par la destruction des phénocristaux au profit d’une matrice recristallisée en phyllosilicates.

- le transfert progressif de la matière est plus intense dans les zones déformées. Les déformations ont joué un rôle très important dans la circulation des fluides par le biais de fracturations intenses favorisant la transformation en phyllosilicates des roches étudié. - ces roches on subi un léger métamorphisme synschistogène, de type schiste -vert avec les para genèse caractéristiques à quartz, plagioclase, micas blanc et chlorite, les transformations sont associé à une déformation plicative de la première phase .la foliation qui affecte les séries des massifs étudié, montre des recristallisations en zones abritées ou les agrégats de minéraux néoformé s’y développe (Kireche ;1993). Ce type de métamorphisme est Généralisé dans tous les massifs du Chélif lié à une déformation d’âge Alpin (Kireche 1977).

80 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Photo III.22: Placage minéral de malachite et de fer sur une surface calcitique de quelques centimètres d’épaisseur

Photo III.23 belles calcites en forme de stalactites (autre aspect des effets de l’activité hydrothermale sur les parois calcaires du Zaccar

81 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

a b

Photo III. 24 : a. depôt de calcite associé à du fer dans une fracture calcaire au Zaccar b. affleurement de roche massif avec Intrusion de filon ferrifère

Photo III. 25 :Dépôt d Hématite sur les calcaires Jurassiques au Nord Du Doui

Minéralisations de fer

- Dans les massifs étudiés (Doui, Temoulga, et Zaccar) la présence de minéralisations de fer est localisée dans les calcaires du jurassique, longtemps exploité à l ‘époque coloniale. Ces gisements de fer se sont mis en place à la faveur de cassures des grands mouvements tectoniques Tertiaire.

82 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

Au Doui, ce type de minéralisations se situe le long des failles affectant le Lias de direction N110° 20 NE, à Sidi Slimane,Kef N’sour, sous forme de filons perpendiculaires à la stratification de direction générale E-W et N-S (Kiréche,1977).

Minéralisation de fer dans fracture des calcaires liasique

Photo III. Dépôt de fer dans les fissurations calcaires au Nord du Doui

Les gisements de fer sont également présents dans les diaclases qui montrent de minces pellicules ferrugineuses. Au Temoulga ces filons peuvent s’élargir pour atteindre 80cm est présentent les mêmes caractères que ceux du Doui. -les amas de fer sont des gites de substitution de type métasomatique. Il s’agirait d’un mélange d’hématite brune et de limonite, l’hématite rouge (l’oligiste) étant la plus fréquente, cette dernière est considérée par les auteurs comme produit de métamorphisme fumerollien ou une manifestation des relations de l’éruptive avec les calcaires (Zaccar). -la mise en place des gisements de fer dans les calcaires du jurassique a été sujet de nombreux travaux, selon les auteurs (Pouyanne, 1879;Bleichert, 1910;Launay, 1913;Glangeaud, 1932), il ne s’agirait pas de remplissage d’ancienne cavités par de l’hématite, mais d’’échanges de substances minérales par circulation de fluides hydrothermaux en faveur de fractures existantes. C’est le résultat de l interaction entre des facteurs physico-chimiques et des éléments structuraux. -l’âge des amas de fer dans la zone d’étude est antérieur au Miocène et postérieur à la première phase Alpine, au même moment les calcaires jurassiques sont à 2000 m de profondeur ce qui correspond à la profondeur idéale aux interactions hydrothermales.

83 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

CONCLUSION :

Les différentes observations microscopiques des roches volcaniques représentatives du volcanisme Paléozoïque de la partie Est du Doui et celle du Zaccar (Est de Miliana) révèlent la présence de roches quasiment toutes altérees à des degrés variables. Cette altération omniprésente et relativement intense se traduit par des recristallisations de la mésostase, et des destabilisations des phases minerales primaires en minéraux secondaires de type phyllites, sericite, chlorite, mais egalement de la calcite et mineraux accessoire En définitive, l étude de ces roches nous a permis de montrer la présence de roches tuffacées, tuffites pyroclastiques à grains plus au moins grossiers.et plus exceptionnelement des laves ( de type trachytique et , outrachy-andésitique. -Les tufs volcaniques rencontrés dans la région sont de type Andésitique, à Dacitique et ont un aspect soit (1) tuffacé microbréchique à grains fin dépourvu de phénocristaux de Plagioclase et de Quartz, à fond phylliteux, recristallisé, (2) soit avec une texture finement microcristalline montrant quelques rares petits cristaux microlitiques phylliteux, des phénocristaux de Quartz et de Plagioclase (Andésine et Oligoclase) associé à d’anciens minéraux ferromagnésiens complètement opacifies (anciennes reliques d Amphibole ? Biotite ?). Les Plagioclases sont la plupart du temps très altérés. La séricitisation est la phase minerale secondaire d altération la plus fréquente.. Elle est souvent accompagnée de biotite hydrothermale et parfois de chlorite. Les séricites se développent au dépend des plagioclases qui sont partiellement ou totalement remplacés. La minéralisation se serait effectuée selon deux étapes, la première correspondrait à l’altération hydrothermale avec la formation des minéraux suivants : calcite, quartz, chlorite, épidote, séricite etc.,la deuxième étape dite minéralisatrice se caractériserait par la formation de l’oligiste et la magnétite , Les phénomènes physico-chimique qui se produisent entre les fluides chauffés à plus de 100° et la roche hôte, donnent naissance à d’autre phases minérales nouvelles qui seront intimement liées à la composition chimique du fluide en circulation et de l’encaissant.

84 CHAPITRE III LE VOLCANISME PALEOZOIQUE DU ZACCAR ET DU DOUI

-le contexte géodynamique lié ; a la genèse de ce type de volcanisme commence à partir du Dévonien avec la fermeture de l’océan qui séparait Laurasia et Gondwana qui va engendrer la subduction de la croûte océanique sous le domaine de la Meseta oriental.

Les déplacements résultant de cette convergence vont se traduire au Dévonien supérieur par la mise en place d’un volcanisme calco-alcalin de la Meseta orientale au Maroc et en Algérie (Doui,Zaccar,Tifrit).

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Conclusion générale

CONCLUSION GÉNÉRALE

Le secteur de notre étude compris entre Khemis Miliana et EL Attaf, fait partie du bassin du Moyen Chélif adossé à son socle du Dahra au Nord et des massifs à schistosité qui apparaissent en boutonnière de l'Est vers l'Ouest au Zaccar, au Doui et au Temoulga. Il fait partie des zones externes des Maghrébides. Deux principaux ensembles constituent notre domaine : le socle anté-néogène et les formations néogènes post-nappe du bassin du Chélif.

Le schéma structural fait ressortir plusieurs unités géologiques du Nord vers Sud : Une unité tellienne d’âge Crétacé supérieur dans la zone Est (El Amra) et à l’Ouest une unité de flysch Maurétanien (Crétacé inférieur) dans la région de Tachta. Des dépôts marneux d'âge Miocène et Pliocène couvrent en discordance tout cet édifice, tandis que les terrains liasiques calcaires et schisto-quartzitiques, affleurent en boutonnière au Sud (massifs à schistosité de Doui et de Temoulga).

Le tellien et le flysch Maurétanien sont des nappes mises en place au Miocène inférieur, dans la zone d’étude un lambeau de flysch Maurétanien se situe près de Oued khemis avec un sous bassement Triasique, on à même pu constater la présence de flysch Massiliens au contact des grès de Tachta formé de petits bancs de grès quartzitiques centimétriques.

Les massifs de Temoulga et du Doui sont respectivement d’âge Jurassico-Crétacé et Paléozoïque à Jurassique. Ils sont affectés par une tectonique polyphasée d’âge Alpin comme pour les massifs d’Oran, de Bou Maad et de Blida. Ce sont essentiellement deux phases majeures de plissement à caractère souple associées à un métamorphisme épizonal qui accompagne la schistosité. Celle-ci est dûe aux mouvements de serrage N-S lié au rapprochement de l’Afrique au continent européen.

Selon Andrieux l’origine du métamorphisme du type schiste vert sus-cité est responsable du flux de chaleur important sous l’emplacement du sillon Rifo-tellien dans la zone la plus interne du domaine externe.

La structuration durant l’Hercynien du massif du Doui et du Zaccar a vu l’épanchement de roches volcaniques. L’étude pétrographique de ce complexe volcanique Paléozoïque, montre la présence de roches tuffacées, de tufs volcano-sédimentaires et plus rarement de laves. Ces roches volcaniques de type andésitique, dacitoidique à dacitique et exceptionnellement trachytique-andésitique évoquent les caractères intermédiaire et acide de ce magmatisme dont la nature géochimique et l’origine restent à contraindre.

La quasi totalité des roches étudiées présente un degré de déformation plus ou moins avancé, la séricitisation est la plus fréquente et est souvent accompagnée de la formation 86

CONCLUSION GÉNÉRALE

de chlorite hydrothermale et autres minéraux secondaires phylliteux. Les séricites se développent au dépend des plagioclases qui sont partiellement ou totalement remplacés. Des indices de déformations, des remplissages secondaires notamment de quartz et de calcite dans les cavités et dans des filons parfois métriques de veinage traversant les roches volcaniques ainsi que la minéralisation témoignent de l’importance de l’hydrothermalisme associé au volcanisme qui a affecté cette région. Les échanges physico-chimiques entre la roche et les fluides hydrothermaux qui les pénètrent, modifient la composition de la roche avec une minéralisation secondaire néoformée. L’effet de l’altération hydrothermale se traduit également par la présence de minéralisations d’hématite, oligiste, et des placages de malachite et autres oxydes. Des injections filoniennes de d ‘oxydes de fer à la faveur des fracturations existantes dans les calcaires jurassiques sont nettement visibles à l affleurement. Selon les auteurs cette minéralisation est liée aux manifestations éruptives à l’échelle régionale. -Le problème de l’âge de mise en place du complexe volcanique Paléozoïque du Doui et du Zaccar reste posé et pourrait être lie à la phase de distension hercynienne qui a affecté le massif du Doui. Les âges proposés dans la littérature sont discutés (Viseen ? Permien ?). On suppose qu’au moins à partir du Dévonien la fermeture de l’océan qui séparait Laurasia et Gondwana correspond à la subduction de la croûte océanique sous le domaine de la Meseta.

Les déplacements résultant de cette convergence vont se traduire au Dévonien supérieur par la mise en place d’un volcanisme calco-alcalin de la Meseta orientale au Maroc et en Algérie (Doui,Zaccar,Tifrit) qu’on peut interpréter comme associé à un arc magmatique dans un domaine en compression situé au-dessus de la zone de subduction .Les caractéristiques pétrographiques de ces roches volcaniques (tufs, facies volcano- sédimentaire et lave) de type andésitique, dacitique à trachy-andésitique pourraient être rattachées à ce type de contexte géodynamique. Ce sont là les jalons d’une réflexion que seule une étude systématique plus exhaustive pourra élucider tant du point de vue du volcanisme (mieux contraindre les conditions de mise en place, géochronologie, géochimie, minéralogie, etc..) que du point de vue des formations géologiques (paléozoïques, secondaires et tertiaires) et structurales qui prévalent dans la région.

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