CHAPITRE I Les Maghrébides

CHAPITRE I Les Maghrébides 5 6 Ibiza Mésta Ibérique Flysch Zone Externes Prébétique A Subbétique Alger Mssif de la Massif de la Petite Kabylie grande Kabylie Edough Tunis Sicile Zone Interne en passant par l’Afrique du nord ou l’Algérie du nord fait partie (Fig. 2) . la méditerranée occidentale touché par l’orogenèse alpine et qui va de Gibraltar à la Calabre Le terme «Maghrebides» ( Durand Delga, 1971) est utilisé pour définir une partie de CHAINE DES MAGRHEBIDES) II. 1. CADRE REGIONALE (LES GRANDES ENSEMBLES GEOLOGIQUES DE LA Calabre Socle Péloritain Sardaigne Baléares Atlas Tunisien Dorsale Bétique Alboran Détroit de Gibraltar N 0 Zone Externes Oran 100Km 200Km Hautes Plaines Fif Externe ATLAS SAHARIEN Rabat 1 Moyen Atlas 2 3 4 5 6 7 Fig. 2 : Schéma structural de l’édifice alpin dans le cadre méditerranéen occidentale, d’après (Durand Delgad, 1980), modifiée démontrant la position de d’une coupe schématiques en Algérie du nord. (A) : la grande Kabylie. Légende : 1. massifs Anciens bético_ rifain, Kabylie, Péloritain et Calabrais. – 2. Nevado filabrides (Andalousie) : Paléozoïque et Permo Trias soumis au métamorphisme alpin. 3. Dorsale calcaire (bétique, rifaine Kabyle à matériel mésozoïque, écaillé. 4. Flyschs (Crétacé et Paléocène) allochtones. 5. Rif externe, Tell algérien (Mésozoïque et Tertiaire). 6. Massif ancien externe (Edough). 7. Front des ensembles charriés. Le premier schéma structural de l’Algérie du Nord (Alpine) a été proposé par Kieken (1962). Raoult (1974), Bouillin (1977) et Vila (1980) ont définies l’ensemble de ces structures produites par l’orogenèse alpine comme la superposition d’unités allochtones charriée sur l’autochtone présaharien (Fig. 3). Cet ensemble peut être subdivisé en trois ensembles structuraux qui sont les zones internes, le domaine des flyschs et les zones externes qui sont couverts par du matériel mio plio quaternaire discordant. II. 1. 1. Les zones internes Elles sont caractérisées par des massifs de socle, localement revêtus d’une couverture de terrains paléozoïques (Bouillin, 1986). En Algérie du Nord, ces terrains sont représentés par les massifs littoraux cristallophylliens précambriens à carbonifères. Situées au Nord, les massifs cristallins les plus importants sont localisés en Grande et petite Kabylie et qui ont une couverture Méso Cénozoïque écaillée qui est la chaîne calcaire (dorsale calcaire), d’autres sont représentés par de petits pointements comme celui d’Alger où son âge est encore controversé et les massifs antémésozoïques de Chenoua. L’ensemble est largement chevauchant vers le sud; en Petite Kabylie, ce chevauchement peut atteindre 30 km d’après Bouillin (1977). II. 1. 2. le domaine des flyschs Bouillin (1986) divise le domaine des flyschs en trois formations allochtones : les flyschs maurétaniens et les flyschs massyliens, d’âge Crétacé inférieur au Paléogène, et les flyschs numidiens d'âge Oligo Miocène. Il s’agit de formations de mer profonde, mises en place par des courants de turbidité. a) Les flyschs Maurétaniens Ils sont relativement épais et sont composés d’une série qui comporte des radiolarites à la base. Au Maroc, dans le rif central ces radiolarites sont associées aux conglomérats à galets de dolérites et aux calcaires du Dogger (Andrieux, 1971). En Algérie, dans le massif de Chellata (Grande Kabylie), Gérald (1979) a observé un petit affleurement de radiolarites et des roches basiques à la base de ces flyschs. En petites Kabylie apparaissent de vastes affleurements du substratum initial de ces flyschs. Ils se situent au front des nappes du socle interne (Durand Delga, 1971; Bouillin, 1978) ou dans des fenêtres qui percent ces nappes (Bouillin, 1982). Les formations sont composées d'un ensemble pélito calcaro gréseux d’âge Néocomien, d'un ensemble pélito gréseux en gros bancs d’âge Albien inférieur à moyen et 7 d'un ensemble argilo calcareux à débris calcaires et quartz détritique caractérisant les séries maurétaniennes d’âge Vraconien à Lutétien. Le sommet de la série est formé par des niveaux conglomératiques d'âge sénonien supérieur et paléogène. b) Les flyschs Massyliens Raoult (1969), a utilisé le terme massylien pour désigner les flyschs schisto quartzeux Albo Abtiens de Glangeaud (1932). Ces flyschs comportent un ensemble pélito quartzitiques datées du Crétacé inférieur à la base et un ensemble pélito microbrichique du Cénomanien au Sénonien au sommet. c) Les flyschs Numidiens C’est le troisième type de flyschs. Ce sont des flyschs Oligo Miocène gréseux pélitiques d’age qui va de l’Oligocène supérieur au Burdigalien inférieur (Lahondère et al, 1979). Avant la fin du Burdigalien, ces derniers ont subit un décollement et charriage à vergence nord (Bouillin, 1977; Vila, 1980). II.1. 3. Les zones externes Elles présentent d’importantes variations du Maroc à la Sicile (Bouillin, 1986), ce qui rend difficile les corrélations entre elles sur d’aussi grandes distances. Situées plus au Sud, ce sont des nappes allochtones et para autochtochtones de flyschs comportant des terrains datés du Crétacé à l’Éocène. Ces formations ont subi une tectonique tangentielle majeure d’âge fini Lutétien ou fini Oligocène (Bouillin, 1977) et chevauchent l’autochtone saharien. En Algérie, il s’agit des nappes telliennes qui se disposent du Nord au Sud comme suit : a) La zone ultra5tellienne (Durand Delga, 1969) est caractérisée par des faciès bathyaux clairs au Crétacé et à l’Éocène et une composante détritique au Sénonien et à l’Éocène à sa marge septentrionale. b) La zone tellienne au sens strict regroupe l’essentiel des unités des Bibans, épi, méso et infra telliennes décrites par Kieken (1962). c) La zone péni5téllienne est caractérisée par des influences néritiques. Ces séries en étés confondues avec les formations de type plate forme réputée autochtone (Vila, 1980). 8 II. 1. 4. Les formations post nappes Ce sont des formations miocènes, pliocènes et quaternaires (le Mio Plio Quaternaire). Elles recouvrent en discordance toutes les autres formations antérieures. Y compris le Numidien et les olistotromes. Comme ces formations sont post orogénique, il existe une relation très étroite entre ces formations et le magmatisme néogène où les corps ignés se sont mis en place dans les bassins d’effondrement post nappes. N CH.CALC.DU M ASSIF DE DJURDJURA G RANDE KABYLIE Flyschs Flyschs 1 4 4 Mm Mm Nu 1 S n.m éso tell Nu Mi s A utochi sud tell 2 Dl Mioc n.épi et ultra tell HAUTES PLAINES D listal n.infra tell Légende: Zones Internes 1 4 2 M assifs Internes: 1: m icaschistes paléozoiques ; 2:gneiss; 4:couverture mésozoique ("Dorsale" calcaire; Ol,M io: molasse de l'oligocène sup miocène inf ("OM K"). Zones externes Flyschs mésozoiques paléogènes (flyschs Kabyles). Flyschs oligocènes sup miocène inf (flyschs numidien). Nappes telliennes: nappes ultra et épi telliennes, à sédiments déposés en bassins profonds: nappes méso telliennes,nappes infra telliennes Autochtone Plateforme néritique. Q1: Front des zones internes ("chevauchement Kabyle"); M iocène inférieur. Q2: Front sud tellien : M iocène superieur. M m: M iocène post nappe. M i s: M iocène de l'avant fosse sud tellienne. Fig. 3 : Coupe Schématique Synthétique représentant les différentes unités des structurales des magrhébides au niveau de Grande Kabylie Glaçon (1973). Position de la coupe (A), (voir fig. 2) II. 2. L’EVOLUTION TECTONIQUE DES MAGHREBIDES La structure actuelle des maghrébides (Fig. 4) débute au Crétacé par une première étape caractérisée par l’affrontement des deux plaques africaine et européenne qui sont le produit de plusieurs épisodes de coulissage sénestre conduisant à leur collision (Fig. 5). Cette collision qui s’intensifié au Crétacé supérieur (Dewey ., 1973; Taponnier, 1977). Aussi il 9 faut signalé que au Tithonien Néocomien, il y a eu individualisation du sillon des flyschs mauritanien et massylien entre la microplaque Alboran (massif internes actuels) et l’Afrique du Nord. (Durand Delga, 1980; Durand Delga et Fontboté, 1980). Une deuxième étape divisée en deux phases tectoniques successives détruit le dispositif paléogéographique mésozoïque mis en place par la première étape, pour aboutir à la chaîne actuelle. 4 ( " + 4 #$ " , , " $ " ! , " " " ). - " + % / ! ) # ( & * # # ) + # ) & ' $ % # 0111 1 2113, Fig. 4 : Schéma géologique des chaînes bordants la méditerranée occidentale et interprétation d’origine paléogéographique des grands ensembles structuraux. (D’après Bouillin, 1986). 10 A a1 N Dorsale Dj Sidi Dris Beni Toufout O.m.k S Méditerranée zones externes sér.des. Achaiches Texenna N Ser.de Sendouah Tabellout B a2 Dorsale Sérpentines Flysch maurétanien Socle Kabyle (marge européenne) Talus Fl.massylien Croûte amincie Sédiments du Trias Jurassique S Ophiolites Radiolarites Marge africaine Roches éruptives basiques Fig. 5 : Coupe Synthétique des Magrhebides interne au niveau de la petite Kabylie et sa reconstitution paléogéographique. (D’après Bouillin, 1986). O.M.K : Oligo Miocène Kabyle. γ : Granitoïdes miocènes. A : (a1 : Coupe de la dorsale au niveau de Djebel Sidi Dris. a2 : Coupe au niveau de Texana). B : Reconstitution paléogéographique à la fin du Crétacé inférieur. La phase fini lutétienne est une phase tectonique majeur entraînant le chevauchement de l’ensemble socle et couverture sur les flyschs maurétaniens et le début du chevauchement de cet ensemble vers les zones externes (Raoult, 1974). Il reste à marquer que cette phase correspond à au début de la collision du « microcontinent des zones internes » avec les masses continentales africaine et européenne « sous plaque ibérique » et la formation d’un arc de Gibraltar embryonnaire (Paquet, 1974). La phase oligo miocène est une importante phase de serrage qui se termine à l’Aquitanien. Elle est caractérisée par le chevauchement de l’ensemble des zones internes sur le domaine tellien tandis que la nappe numidienne se superpose aux olistostromes par glissement gravitaire vers le Nord. Cette période de compression se succède par un épisode de relaxation (Suzzoni ., 1992) avec formation de bassins discordants où s'est mise en place une sédimentation burdigalienne et langhienne. Enfin, il faut signalé une tectonique plio quaternaire avec des plissements à grands rayon de courbure, suivie de fracturations de direction E W et NE – SW. Cette phase à un rôle très important dans l’apparition des intrusions magmatiques comme le cas des Iles Habiba en Algérie et les îles de Galite en Tunisie. 11 II. 3. LE MAGMATISME II. 3. 1. Introduction L'étude systématique du magmatisme néogène est entreprise conjointement vers 1965 dans toute la structure alpine périméditerranéenne sur la base des premiers résultats obtenus dans le domaine andin, qui représente l'exemple type d'une marge active. On a pu d'ailleurs rapidement établir d'intéressantes relations entre les caractères spatio temporels et typologiques de formations ignées comparables. 150 Km 0 ' / / 0 0 * . ! " ! $ # ! # & & ( # ,- # ) # . % !* % ! ! % ' ! !" % + &!" # % ) # % ( + & Fig. 6 : Le magmatisme tertiaire du pourtour de la méditerranée occidentale (d’après Bellon, 1976, modifiée). L'étude statistique et comparative des données chimiques, typologiques et géochronologiques récentes sur les différents massifs a mis en évidence des variations locales et/ou générales considérées aujourd'hui comme significatives des mouvements relatifs des plaques impliquées dans le cadre méditerranéen (Fig. 6). 12 Il est utile pour la compréhension de dresser un inventaire rapide des produits magmatiques et des données actuellement disponibles sur les principaux domaines (essentiellement ceux de l'Espagne et de l'Afrique du nord), en se référant aux quelques synthèses établies récemment. (Glaçon, 1973; Marignac, 1976; Bellon, 1976; Bellon et Brousse, 1977; Girod, 1977 ;(Cherchi et Montadert, 1982); De Larouzière, 1988; Wortel et Spakman, 1992; Louni Hacini , 1995; Zeck , 1998; El Azouzi , 1999). II. 3. 2. Nature et Répartition spatiotemporelle du magmatisme tertiaire périméditerranéen , le volcanisme est représenté dans les provinces d'Almeria et de Murcia, en position interne par rapport à la chaîne bétique. Il est d'âge Miocène inférieur (17 à 18 Ma.) dans la région du Cabo de Gata, et se poursuit sans grandes interruptions jusqu'à la fin du Messinien (6 à 7 Ma.). L'activité volcanique a repris dans la province de Murcia entre 2 et 3 Ma. Les produits émis dans leur ensemble ont un à caractère calco alcalin au début qui passe à un magmatisme potassique et finalement des produits franchement alcalins (De Larouzière, 1988; Benito ., 1999). Zeck (1998) ont démontré le caractère calco alcalin de ce volcanisme qui montre une corrélation positive d’éléments incompatibles et une autre négative d'éléments compatibles en fonction de l'augmentation des teneurs en silice. D’après Bellon et Brousse (1977) (Fig. 7), le magmatisme de l'île d'Alboran présente deux séries, l'une relativement ancienne (25 Ma) pauvre en potassium, à affinité tholéitique, et l'autre plus récente (20 Ma) et plus potassiques composée d'andésites et basaltes. L'activité volcanique se poursuit dans les mêmes secteurs géographiques présentant deux phases : une première phase qui débute avec des dacites pauvres en K (17,8 Ma) suivie d'une série d'andésito dacites (17,8 à 13 Ma). La deuxième phase est également pauvre en K, avec des basaltes et andésites, suivie d'une série d'andésites et dacites riches en K au Tortonien terminal et au Messinien (8,8 à 7,5 Ma). Aussi la polarité d'augmentation de K depuis l'Alboran jusqu'à l'Espagne suggère un plongement de l'Afrique sous l'Espagne durant le Miocène moyen et supérieur. 13 1 16 7 13 8 22 3 20 2 19 3 4 25 26 4 7 9 17 5 21 2 13 23 24 S 20 0 10 18 0.1 17 2 14 10 16 22 45 30 6 Valence re lea Ba 25 29 4.5 6 26 27 28 8 15 31 s 3 8 10 15 2 9 9 7 7 Alger 13 16 30 8 10 10 15 0 2 Galite 11 9 15 4 Albaron 0 13 23 12 6 5 1 1 2 3 Légende : 1 : Volcanisme alcalin. 3 : Volcanisme calcoalcalin. 5 : Plutonisme. 7 : Magmatisme actif à 16 Ma. 9 et 10 : Localisation géographique. 2 : Volcanisme thoeilitique. 4 : Lamproïtes. 6 : Magmatisme d'origine crustale. 8 : magmatisme actif entre 13 et 20 Ma. Fig. 7 : Carte de l’évolution des séries magmatiques tertiaire et quaternaires de la méditerranée occidentale (d’après Bellon et Brousse., 1977). 1 (Rif septentrional) et en Algérie nord occidentale (Oranais), le volcanisme néogène apparaît également dans la zone côtière, mais occupe là une position externe dans la chaîne maghrébine. Dans cette région, l'activité s'échelonne entre 16 Ma et 5 Ma dans le Rif, et entre 12 et 8 Ma dans l'Oranais. Les produits sont plus variés que dans le domaine espagnol; ils s'étalent en composition entre potassique, fortement potassique, alcaline à shoshonitique dans le Maroc (El Azouzi (Louni Hacini , 1999), et généralement alcaline dans l'Oranais , 1995). D'après El Azouzi (1999), les caractéristiques du volcanisme marocain montrent les évolutions suivantes : (1) une évolution géochimique, avec passage progressif d'un volcanisme calco alcalin à un volcanisme alcalin; (2) une évolution 14 isotopique depuis le magmatisme calco alcalin ((Sr87/Sr86)i élevé, ∑Nb négatif) jusqu'à l'alcalin ((Sr87/Sr86)i faible, ∑Nb positif) et une autre temporelle (13 Ma au quaternaire) où se succèdent des périodes d'émissions allant du calcoalcalin à l'alcalin; (3) une évolution géographique où le magmatisme calco alcalin et transitionnel est cantonné dans le Nord du Maghreb par contre l'alcalin devient prédominante au centre puis exclusif dans le sud de Quilliz. Cette évolution a été mise en parallèle avec le passage d'un régime de compression à un régime d'extension dû à un effet de poinçon. 1 le magmatisme est bien représenté au niveau de la microplaque Corse Sardaigne. L’ouverture bassin méditerrané occidental a conduit depuis l’Oligocène au Miocène la subduction de la croûte océanique qui a existé à L’Est de la Sardaigne et la Corse (Cherchi et Montadert, 1982). Wortel et Spakman (1992) ont démontrés l’existence d’une forme de subduction d’une croûte dans l’Ouest de la méditerranée tandis que Wilson et Bianchini (1999) ont discutés le contexte géodynamique du magmatisme de la méditerranée. La Sardaigne est une partie d’une petite microplaque continentale qui a été déplacée vers le sud en contrôlant la majeur partie de a terre européenne durant le tertiaire (De Jong et Manzoni, 1968 ; Alvarez ., 1974 ; Coulon ., 1974). Au Sud Ouest de la Sardaigne, ces roches sont datées de l’Oligo Miocène et elles prennent naissances sous forme de petites centres volcaniques, au niveau du complexe volcanique montagneux d’Arcuentu qui est âgé du Miocène (26 17Ma). Il est constitué de basaltes (approximativement 8% de la surface exposé), des basaltes andésitiques, des andésites (80%), des andésites riches en K (2%) et des ignimbrites (10%). Les basaltes sont fortement porphyriques (35 40% de phénocristaux de plagioclases, d’augites, et d’olivine ± d’orthopyroxènes). Brotzu . (1997) ont donné des détails sur la composition minéralogique de ce complexe volcanique. Les andésites basaltiques contiennent des phénocristaux de plagioclases et de pyroxènes. Les andésites sont fortement plagiophyriques avec la présence de quelques cristaux d’orthopyroxènes, d’augite et de titanomagnétite. Les andésites, riches en K, sont les moins abondantes en phénocristaux. On trouve des plagioclases, de l’augite, des orthopyroxènes, de la magnétite et de l’ilménite. Les séries magmatiques du complexe volcanique du Mont Arcuentu (sud de la Sardaigne) sont le produit typique d’une subduction au dessous du Sud de la Sardaigne au Miocène, malgré que les roches montrent quelques affinités tholéitiques et dont les rapports entre les termes de K2O et SiO2 ressemblent aux laves calco alcalines (Downes ., 2000). Les variations isotopiques du Sr, Nd et O peuvent être attribués à un model de contamination 15 d’un magma dérivé du manteau par la croûte hercynienne continentale ou par un enrichissement extensif de la source mantellique par les sédiments subductés. Le Nord de la Sardaigne est caractérisé par une série tardi tertiaire calco alcaline formé de basaltes, de dacites, et des rhyolites qui recouvrent de grandes surfaces de la région, (Coulon ., 1973 ; Dostal Morra ., 1976 ; Dupuy ., 1975 ; Coulon, 1977; Rutter, 1985; ., 1997). Dans le centre et le sud de la Sardaigne, les roches volcaniques qui sont liées à la subduction ont des âges compris entre 13 et 30 Ma et ont une extension très limité. Elles montrent généralement une affinité tholéitique. (Coulon 1977 ; Dostal , 1974 ; Coulon et Dupuy, ., 1976). , le magmatisme est localisé sur l'archipel de la Galite et la région de Nefza. Dans l'archipel, les micro diorites est diorites d'environ 14 Ma; sont recoupées par des filons micro granitiques à caractère plus alcalin d'âge Tortonien (vers 10 Ma.), (Bellon, 1976 ; Juteau 5 1986). Dans le deuxième domaine, les formations ignées sont en position nettement externe au sens tectonique. Elles sont représentées par un dôme granodioritique à chimisme fortement sodique, présumé contemporain aux formations de la Galite, et des volcanites intermédiaires à basiques d'âge 8 à 7 Ma ; les dernières sont franchement alcalines, (Bellon, 1976 ;Haloul,1989 ; Mauduit,1978). . 1 le plutonisme et le volcanisme du Néogène fait l’objet d’une synthèse bibliographique qui à été fait par Glaçon (1971). Il est limité aux zones internes, au voisinage des côtes. En Algérie occidentale, ce que l'on voit est la suite de ce qui existe au Maroc septentrional et de celui de l’Espagne. Les manifestations éruptives paraissent bien postérieures aux charriages. Elles débutent au cours du Miocène supérieur, mis à part naturellement le cas de quelques petits massifs ultrabasiques plus anciens qui pourraient être déplacés par la tectonique néogène. L'évolution des roches est la suivante : Au Miocène supérieur, la mise en place de certains massifs qui présente les compositions comme suite : quelques basaltes anciens mais surtout des laves andésitiques essentiellement sous forme de brèches (région de Msidra Fouaga); basaltes anciens et rhyolites (Moyenne Tafna); rhyolites, dacites et andésites avec tufs, coulées, pyroclastites, cendres, brèches, projections, etc. (Sahel d’Oran "Tifraouin"), (Sadran, 1958). 16 Au Paléocène et au Quaternaire inférieur il y a eu des épanchements de basaltes et labradorites. En dehors de ces massifs volcaniques, il faut mentionner la présence d'autre intrusion qui s'agit de petits massifs de centaines de mètres constitués de" Diorites" qui affleurent rarement (ex : la mine de Banisaf), (Popov, 1969). En Algérie centrale, le magmatisme apparaît en divers points de la zone côtière, entre Tenès et Cherchell, et à l'Est d'Alger, au Cap Djinet. Dans cette région, le volcanisme est accompagné par des intrusions subvolcaniques et plutoniques. Cette activité débute à 16,5 jusqu'à 16 Ma., avec des produits volcaniques, ensuite de 13 à 9 Ma. avec des produits volcaniques accompagnés par des intrusions plutoniques. L'activité reprend vers 5 Ma. près de Cherchell avec quelques filons de basalte alcalin. L'essentiel de ce magmatisme est de type calcoalcalin, à tendance potassique à l'Ouest d'Alger, par contre à caractère tholéiitique au Cap Djinet (Glangeaud, 1935 et 1952 ; Popov, 1969). En Algérie orientale (le Constantinois) qui s'étend de Bejaia à Annaba, la quantité de vieux indices et gisements connus a incité à développer la recherche minière dans cette région plus qu’ailleurs en Algérie du Nord, que l'on peut faire intervenir le métallotecte magmatique. Dans cette région, les roches subvolcaniques et les roches plutoniques sont plus abondantes que dans le reste de l'Algérie du Nord. Elles sont de composition granitiques et dioritiques. Les roches volcaniques sont essentiellement rhyolitiques, dacitiques et andésitiques. Les roches éruptives sont menues après la mise en place des unités allochtones, c'est à dire durant le Miocène inférieur et moyen; quelques une au Miocène supérieur. Certaines roches sont affectées par des transformations telles que la silicification et kaolinisation (Glangeaud, 1925 ; Bolfa 1948 ; Bolfa 5 1952 ; Gravelle, 1960 ;Hilly, 1957 et 1962 ; Durand Delga, 1969 ; Bobier,1968 ; Fabriès et Semroud., 1969 ; Marignac ;1968; Popov, 1969). D’une façon générale le magmatisme néogène de l’Algérie du Nord est souvent accompagné par la mise en place d'une minéralisation assez complexe dépendant de la nature des roches ignées et de leurs encaissant. Le tableau 1 résume les principaux corps magmatiques, leurs âges radiométriques, les minéralisations, la morphologie des corps minéralisés et les principaux indices ou gîtes. 17 Tableau. 1 : Le magmatisme post orogénique du littoral algérien : nature, âge radiométrique et minéralisations associées. Nature des roches Effusives Intrusives Beni5Saf, Oran, Ain Temouchent Laves andésitiques, granite et basaltiques Dykes recoupant ces laves Tenès, Cherchell: Na andésites et Micro K andésites, monzonites, basaltes, Filons de Dacites et rhyolites kerantites Thenia: Dyke liparite, dyke et sill de diabase Laves et pyroclastites Andésitiques et Rhyo dacitiques Oued Amizour : Tufs andésitiques, pyroclastites, granodiorites coulées andésitiques et rhyolitoïdes microgranites El Aouana: Tufs, pyroclastites, igninbrites, laves andé sitiques, dacitiques et rhyodacitiques, laves andésitobasaltiques. Grano diorite Diorites, Minéralisation morphologie andésites : 8 9 basalte : 1 2 Cu, Ni, pyrite, Filons, impré (Au, As, Co, Cr) gnations dans les andésites Indices ou gîtes Référ. Djebel Touila Djebel M'zaila Djebel M'sirda (1,2,) Bou Khandek rhyolites : 15 16 Cu, pyrite, Pb, Stockworks, Beni Aquil andésites : 12 13 Ba, (Sb, Hg, Zn, filons, impré gnations dans Bou Chekif dacites : 9 As, Ag) les andésites. monzon.: 11 9 kersantites: 5 Granodiorite: 15 Cu, Zn, Sn, Filons, impré Bou Arrous pyrite, (As, W, gnations des Sidi Herout Mo, Bi, Cr, Au, dykes. Ag). Pyrite, Pb, Zn, Stratiformes, plutons : 22 16 stockworks, andésites : 18 16 Cu, Ba. griffons. rhyolitoïdes: 12 (3, 4, 5) (1) Bouzenad Ait Dali Ihadadène (1, 6, 7) Oued el Kebir Bou Soufa (1,8) Boudoukha Sidi Kamber Achaich etc. (1,10, 11) quartz monzonites Roches Grano diorites, plutoniques : 14 13 micro granites, diorites, et microdior. Kabylie de Collo : Ignimbrites, rhyolites, granites Rhyolites en filons, microgran. protrusions andésito monzonites dacitiques microgranodiorite Cap de Fer : Dacites, rhyolites, Microgranite Andésites. microdiorite Ain Barbar : Filons rhyolitiques Age (Ma.) microgranites. Pb, Zn, Cu, Ba, Stratiformes, (Ag, Au). stockworks, Griffons. granite : 22 Pb, Zn, Cu, Filons, microgranite : 16 pyrite, Ba, (Ag, stockworks Au, Co, Bi, Cd, In, Ga, W, Sn). microgr.: 22 16 microd.: 15,7 16 15 Pb, Zn, Cu. filons, stratiformes Kef Bougatous Kef el Gourou Kt. Cheraia, etc (1, 12) Pb, Zn, Cu. filons Ain Barbar Mellaha Guelaat Saf Saf (13,14, 15) Références: (1) Bellon, 1976; (2) Bellon et Guardia, 1980; (3) Bellon et al., 1976; (4) Lepvrier et Velde,1976; (5) Hernandez et Lepvrier, 1979; (6) Bellon et Semroud, 1978; (7) Semroud, 1981; (8) Glaçon, 1971; (9) Bouillin, 1977; (10) Ouabadi., 1994 ; (11) Gharbi,1998; (12) Hilly., 1962; (13) Marignac et Zimmerman 1983. (14)Marigniac, 1985 ; (15) Aissa 5 6772 18