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 géologie de annaba

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bent annaba
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MessageSujet: géologie de annaba   Ven 5 Nov 2010 - 18:50

Introduction

Le cadre géologique de la plaine conditionne les écoulements des eaux souterraines et des eaux superficielles. Nous voulons montrer ici la complexité géologique des diverses formations lithologiques qui contribuent à expliquer la nature des réservoirs des zones imperméable et des zones en voie de dissolution
Sont présentent dans la région d’étude les unités suivantes :
• Les formations métamorphiques
• La nappe numidienne
• Le Quaternaire

Les formations métamorphiques

- Le massif de l’Edough
Il s’élève brutalement au dessus de la mer et des plaines environnantes jusqu'à plus de milles mètre (1000m). Il est constitué par un empilement de plusieurs unités qui forment un dôme de foliation allongé selon la direction NE-SW (Hily,1975 ;1962 ; Brunel et al., 1988 Gleizes et al.,1988) . Les formations métamorphiques se subdivisent en deux unités principales.

* une unité inférieur constituée de gneiss œillés et de migmatites et de quelques horizons subordonnés de micaschistes et marbre. Au sein de gneiss œillés un petit corps de péridotites (Bossière et al.,1976) contient des metabasites à reliques d’une association éclogitique à clinopyroxène omphacitique, grenat, zoizite et rutile.
* une unie supérieur représentée par un ensemble de micaschistes alumineux, gneiss leucogranitiques et marbre. Des intercalation de quartzite et lydiennes dans les micaschistes ont livré une faune d’accritarches d’age Ordovicien supérieur à Dévonien( Ilavsky et Snopkova,1987) démontrant que la tectonique tangentielle à vergence NW de l’Edough ne pouvait être qu’hercynienne ou alpine.

Au Nord du massif les micaschistes encaissent un complexe d’emphibolites-metagabbros comprenant à la base une association de peridotite-kinzigites comparable à celle rencontrée en petite kabylie et dans bético- rifain (Caby et Hammor,1989).

Ces unités profonde de l’Edough ont été affectées par un métamorphisme de haut degré qui montre une évolution depuis des conditions de hautes températures, haute pression (P> 7-8 kbar) vers des conditions de basses pressions (P 3-4 kbar)bien traduites par des relations chronologiques entre les trois polymorphes Al2SiO5 (Gleizes et al.,1988 ;Brunel et al.,1988). On observe dans les micaschistes que les cisaillements ductiles extensifs à vergence NW sont matérialisés par des associations syncinematiques à biotite-sillimanite qui oblitèrent une paragénèse primaire à disthène-grenat-staurotide-rutile-muscovite, alors que l’andalousite apparaît dans les stades les plus tardifs de la déformation, en se superposant par fois directement au disthène .


A l’Ouest et au Sud du massif , l’unité supérieur des micaschistes comprend localement a son sommet des formations de type épizonal ( Berrhal, Boumaiza)dont l’age Paléozoïque ou Mezozoique est discuté (Brunel et al., 1988). La présence d’assemblages minéraux microscopiques à mica blanc, disthène, staurotide, rutile, grenat dans les schistes de Boumaiza (Caby et Hammor,1992) montre cependant que l’évolution métamorphique de ces formations est indissociable de celles des unités sous-jacentes.

En plusieurs points du massif, le socle cristallophyllien de l’Edough est surmonté par des formations attribuées au Mesozoique et qui sont affectées par un métamorphisme épi zonal ( Villa, 1970). Les déformations ductiles y ont une vergence NW identique à celle des gneiss et micaschistes sous-jacents (Hammor et Misseri,1986 ; Caby et Hammor,1992) et sont particulièrement bien développées au contacte socle-couverture où les associations minérales indiquent des températures proches de 400°C ( Caby et Hammor, 1992). Le contraste métamorphique entre socle et couverture peut être considéré comme une conséquence des déplacements tangentiels soustractifs qui contribueraient au rapprochement d’unité de degrés métamorphiques différents. La déformation ductile de l’Edough et la mise en place de la nappe des flyschs scellées par des rhyolites et micro-granites d’age Langhien à 15-16 Ma (Marignac et Zimmermann, 1983). Ces roches magmatiques sont affectées par une alteration hydrothermale à l’origine de minéralisation filonienne polymétalique (Marignac,1988 ; Laouar et al., 2002)

- Domaine des flyschs
Il est caractérisé par des sédiments de type flyschs, allant du Crétacé inférieur à l’Oligo-Miocène. Ce sont des pôles de mer profonde, mis en place, généralement, sous la lysocline, par des courants de turbidité. Il semble s’agir surtout de formations de plaine abyssales (Bouillin,1986). On distingue du Nord au Sud du bassin des flyschs : les flyschs maurétaniens et les flyschs massyliens, différents les uns des autres par leur position primitive et par leur alimentation .
L’ensemble est surmonté par le Numidien d’age Oligo-Miocène (Lahouandére,1989). Ce dernier a rempli une dépression qui était l’héritière du bassin des flyschs Crétacé-Paléogène .

Flyschs Maurétanien
Ce terme a ete proposé par Gelard (Bouillin et al.,1970) pour une série située au sud de la dorsale de Chellala( Djurdjura). La stratigraphie est la suivante de bas en haut : des radiolarites rouges du Malm surmontés par un flysch calcaire d’age Berriasien à Hauterivien; en suite un ensemble arilo-gréseux puissant caractérisé par des grés fins homométriques jusqu’à l’Albien.Le Cénomanien est représenté par des calcaires microconglomératiques à bandes siliceuses et le Turonien-Sénonien inférieur par des calcaires finement sableux . Du Sénonien supérieur jusqu’à l’Ypresien la série se poursuit par des conglomérats et des microconglomerats . Ces séries correspondent du Bériasien à l’Albien, au « flysch de Guerrouche » de petite Kabylie ( Durant- Delga,1955) et, au Crétacé supérieur et à l’Eocène au « flysch de Penthievre » ( Ain Berda)(Vila,1969) .

Les flyschs maurétaniens occupent une position relativement interne dans le domaine des flyschs . La comparaison de ces flyschs avec les séries de la dorsale magrebinne a permis de placer les dépôts des flyschs maurétaniens aux pieds de cette dernière.

Le flysch massylien :

Ce terme a été proposé par Raoult (1974) au bord du Kef Sidi-Dris pour une série allant du Néocomien au Lutétien. Cette série comporte, de bas en haut : un crétacé inférieur argilo -quartzique puis un Cénomanien pelito-microbréchique a niveau de phtanite. Le Crétacé supérieur est caractérisé par des microbréches c’est le classique flysch à microbréche. Le matériel remanié, est différent de celui des flyschs mauritaniens. A partir crétacé moyen et probablement avant les flyschs massyliens sont alimentés par les zones externes de la chaîne alpine, ils occupent une position externe dans le domaine des flyschs.

La nappe numidienne :

La nappe numidienne de Chihani et Drean est formée de roches sédimentaires d’âge Oligo-Miocene inférieur. Il s’agit de puissantes formations gréseuses constituées de bas en haut par :
- des argiles à tubotumaculum d’age Ologocéne inférieur dites sous- numidienne. Ce sont en fait des marnes argileuses rouges, vertes ou violacées ( butte de Bouzenzel) d’une épaisseur de 200m.
- des bancs gréseux a grains heterometrique qui forment les reliefs de cette région. Ces formations qui présentent des intercalations d’argiles vertes sont d’âge Miocène inférieur et ont une épaisseur de 100 à 150m.
- des argiles à silexites, dites supranumidiennes formant la partie sommitale de la série numidienne. Ces argiles sont d’âge Burdigalien inférieur ( Kherici, 1993).

le quaternaire :

il est constitué par les faciès suivants :
- faciès alluvionnaires ou fluviaux
- faciès éoliens (sable dunaires)
- faciès colluviaux
- faciès marins.

La chronologie mis eau point par Joleaud (1936) pour le quartenaire de la région d’Annaba, fait apparaître les traits essentiels suivants :

Pléistocène inférieur :

Le point de départ est le villafranchien supérieur (Cherrad, 1979). La plaine est une vaste zone d’épandage de l’ouest Seybouse et de l’oued Bounamoussa. Les apports provenant de la chaîne numidique sont très grossiers (blocs de grés anguleux).
Quelques lambeaux de gros galets gréseux peu émoussés et d’arènes gréseuses forment des terrasses subsistant à des altitudes de plus de 150 m (terrasses d’abrasions) au débouché de l’oued Seybouse. D’après Joleaud (1936). Durant cette période d’alluvionnement, un cordon dunaire littoral s’est formé, jouant ainsi le rôle de barrière à la transgression marine : a l'origine les massifs argilo-grèseux numidiens et gneissiques furent intensément érodés. Une grande quantité de matériel détritique fut charriée vers la mer puis dégradée en sable. Les éléments furent ensuite déplacés essentiellement par les vents à l'intérieur et se répartissent uniformémément dans les dépressions formant ainsi un matelas dunaire. Les niveaux d'argiles pulvérulentes provenant directement du massif numidien, s'intercalent dans les niveaux sableux. Le numidien confirmé par un certain nombre d'auteurs (D. Delga, F. Raoult, J.M. Vila), s'est déposé dans un grand sillon de plus de 2000 km de long.
La fin du Pléistocène inférieur est marqué par des dépôts argileux et des dépôts sableux.

Pléistocène moyen :

Il est marqué par une nouvelle régression ( régression post- sicilienne) . la plaine subit un remblaiement intense. Les alluvions sont formés de galets, de cailloutis aux arrêtes peu émoussées d’arènes gréseuses. A l’aval de la plaine un second cordon dunaire littoral est mis en place prenant appui dans sa partie occidentale sur le cap de garde, la kasba d’Annaba et le massif de Bouhamra , là Joleaud (1936) se réfère aux terasses d’abrasion marine situées aux altitudes comprises entre 81 et 117 m.
Au Tensiftien (régression post-sicilienne) , après une nouvelle période de soulèvement, les lits des oueds se créent à la suite de mouvements tectoniques : la phase post- villafranchienne.

Les cailloutis roulés, les sables , les galets et les grès constituant les terrasses sont portés à + 50 m. En profondeur, on observe les argiles grises sur prés de 15 m d’épaisseur. Ainsi les
formations tensiftiennes recouvrent unilatéralement l’ensemble de la plaine. Dans le cordon dunaire littoral actuel, la dune de base se serait formée à cette période.
La fin du quaternaire moyen est marqué par une nouvelle régression (régression post-tyrrhénienne).
Le Soltanien est marqué par un alluvionnement intense ( cailloux roulés galets, et des argiles riches en éléments ferrugineux). Les terrasses sont portées à des altitudes de 20 à 30m.

Pléistocène supérieur :
D’après Cherrad (1979) le pléistocène supérieur est caractérisé par un dépôt d’alluvions limoneux très fin à une nette dominance d’argile à la suite de la phase rharbien, les oueds construisent d’importants bourrelets alluvionnaux. Ces derniers canalisent les oueds, mais ils ont aussi pour effet de contribuer a la formation de vastes zones dépressionnaires.

Celles ci, situées de part et d’autre de ces levées alluvionnaires, se transforment par la suite en lagunes.

Evolution morpho-structurale :
Introduction :

Si la cartographie géomorphologique détaillée est privilégiée dans les zones montagneuses, à l’opposé, les plaines d’accumulation sont des énigmes sédimentologiques. En effet, un placage de sables et de limons subactuels et actuels voile complètement la plus grande partie de la plaine. Globalement, la carte structurale de la SONATRACH, 1969 (fig3) montre trois unités tectoniques superposées ; le Numidien, le Sous Numidien et le Tellien. La direction des couches de ces trois unités est NE-SW mais les axes des plis peuvent s’orienter S-N. ces unités charriées reposent sur le socle primaire. Les travaux de Villa (1980) montrent que ces trois unités sont affectées par une série de plis et de failles créant de petits chevauchements, les dernières manifestations datent du quartenaire.
individualisation de la grande plaine d’Annaba

La série Noégéne de la zone d’étude est fort incomplète. Le miocène inférieur et moyen n’y sont pas représenté . la transgression, peu profonde, a occupé les dépressions, laissant en saillie les collines qui donnent au littoral l’aspect d’un paysage insulaire. Ilots gréseux qui jusqu'à nos jours forment les élévations les plus importantes Koudiat Daroussa , Bouzenzel. Il est probable que ces îlots ont survécu a l’abrasion marine en raison de leur orientation parallèle aux mouvements des vagues. Cet alignement aurait une origine tectonique (horst) .
La période allant de la fin Miocène au début du Pliocène qui a connu le retrait total de la mer , aurait été marquée par le début d’effondrement du grabben (fosse) de Ben M’hidi qui constituait déjà la zone de confluence des Oueds Pliocène de Bounamoussa , Seybouse et Kibir Est.

Le policène : remplissage des fosses de la plaine :

Au pliocène débute le retrait de la mer et le soulèvement probable de l’arrière –pays Annabi ceci c’est traduit par un abaissement du niveau de base locale qui a certainement accentué la torrentialité des Oueds (Oued Cherf , Oued Bouhamdane ) qui par érosion régressive ont capturé les bassins intérieurs (Jolaud, 1936 ). Cette situation serait l’origine principale de l’augmentation de la capacité du charriage des Oueds et le remplissage des fosses de la plaine.
Ces formations surtout congloméra tiques à ciment argilo-limoneux , décrites aux forages d’El Kous et 525, et que les sondages électriques ont permis de suivre leur extension avec une certaine précision, se généralisent au fond des fosses. Elles montrent une forment lenticulaire d’une épaisseur très variable et remonte en forme de cône le long des l’oueds importants (Kebir, Bounamoussa, Seybouse). Les séries sont beaucoup plus homogènes aux débouchés des torrents et des Oueds ce qui complique passablement les coupes (Fig 4).

La fin du pliocène : ère d’intense activité tectonique :

Il semble que lors de cette période la morphogenèse est resté très active sur le continent. La plaine voyait s’accumulait des masses de matériaux très importants. Cette sédimentation est beaucoup plus irrégulière, discontinue en épaisseur, donne des variations latérales de faciès extrêmement rapides.
Il est probable que la subsidence accélérée de la plaine durant cette période ait contribue aux changements brutaux des matériaux charriés. En effet, il est vraisemblable que l’oued Seybouse, qui coulait jadis vers la nord-est suivant l’axe de la dépression de Ben M’hidi aie participé a son remplissage par des conglomérats.
D’autre part, la subsidence beaucoup plus accélérée du fosse de Ben Ahmed d’orientation N – S a aboutit a sa capture ; l’observation de la carte topographique montre que le tronçon de la Seybouse situe dans le prolongement de la dépression de Ben M’hidi est constitue d’une série de méandres.

En quittant cette zone de perturbation vers la mer méditerranée, l’Oued montre un trace rectiligne malgré la proximité de l’embouchure.

La quaternaire : ère des systèmes lagunaires et Garaâ.

La subsidence de la plaine, toujours active, a empêché les Oueds de se former et de dégager des terrasses qui nous permettent de suivre l’évolution morphologique de la plaine pendant l’ère Quaternaire.
Il est cependant claire que la plaine a connu une alternance de périodes humides et de périodes sèches. Les périodes humides sont caractérisées essentiellement, par la multiplication des lacs ou se décantent de sédiments argilo-limoneux de couleur rouge-grisâtre. Et les périodes sèches sont caractérisées par une déflation importante qui a comble ces dépressions asséchées. Il en résulte des lentilles alimentées par le vent et reparties selon la topographie héritée de la période humide.

L’alternance des périodes pluviales et inter-pluviales qui a détermine par la variation du niveau de la mer est certainement a l’origine de l’avancée de la mer sous forme de rias et de lacune, d’ou des épaisseurs assez importantes de sable, qui apparaît dans certains forages et qui renferme la nappe phréatique de la plaine.
A l’Est de la zone d’étude est situe un cordon dûnaire constitué de trois générations de dunes.

Conclusion

L’histoire de la plaine de Annaba remonte probablement au début du Miocène supérieur qui coïncide avec le régression de la Mer Miocène vers le Nord. Ce changement de niveau de base a accentué la torrentielle favorisant un charriage important vers le paleorivage.
La géométrie des fosses a largement conditionné le remplissage par les apports de conglomérats. A Mesure que le remplissage s’accroît, la vitesse de la subsidence augmente d’ou l’épaississement de la partie médiane, et l’amincissement sur les bords. En effets cette subsidence est confirmée a la surface par l’absence totale de niveaux de terrasses dans la plaine. Cependant, des terrasses témoins sont restées perchées aux pieds des massifs gréseux du Numidien dominant la plaine.
La continuité des réservoirs captifs est assurée par une passée mince. Cette continuité confirmée par le sondage, reste néanmoins insuffisante pour préciser l’extension et l’épaisseur exacte des formations conglomérations.
Ces formations conglomeratiques constituent le réservoir de l’aquifère captif.






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Hamzageo
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MessageSujet: Re: géologie de annaba   Sam 22 Jan 2011 - 1:03

merci bent Annaba
, mais ton article sera bien, si tu le rejoint par un bibliographie c'est mieux
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SIMA
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MessageSujet: Re: géologie de annaba   Ven 15 Avr 2011 - 21:21

SLT merci bcp pour ce docment vraiment il va m'aider dans le rapport de stage de la région de annaba .aseque tu peut annoncer la bibliographie .MERCI
I love you
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MessageSujet: Re: géologie de annaba   Aujourd'hui à 22:18

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