Nouvelles données sur la géologie du versant nord-est du Djebel Chettabah

(Environ de Constantine, Algérie) ; conséquences paléogéographiques : la notion de domaine pénitellien.

LAHONDERE Jean Claude

RESUME : Le massif du Chettabah n’est pas constitué, comme l’avait fait croire une précédente analyse, par un substratum calcaire à microfaune néritique, surmonté par une « nappe pénitellien » à dominante argileuse et à microfaune pélagique. Le contact séparant ces deux ensembles lithologiques est le plus souvent stratigraphique. Accidentellement il est d’origine tectonique, notamment à l’extrémité Nord-est du Djebel Karkara où les disharmonies observées sont dues à des étirements résultant d’une voussure anticlinale.

En définitive, entre la série du Rocher de Constantine, où les faciès calcaires néritiques atteignent le Sénonien et la série pénitellienne du Djebel El Akral, moins « externe », où la sédimentation argileuse débute dès la base du Crétacé, nous connaissons des séries intermédiaires – notamment au Djebel Chettabah- où les caractères néritiques ont disparu plus ou moins tôt. Il est préférable de ranger ces séries dans le domaine pénitellien qui se distinguera donc du domaine néritique par l’apparition souvent brutale, avant le Sénonien supérieur, d’une sédimentation argileuse, à microfaune pélagique et riche en niveaux conglomératiques.

Les levers effectués à partir de 1975 dons le massif du Chettabah, à l’Ouest de Constantine, d’abord seul, puis en compagnie de J.M. Vila, nous ont permis de caractériser, notamment ou Djebel Karkara, deux ensembles lithologiques superposés (Vila et Lahondère, 1977).

L’ensemble inférieur, constitué par une puissante formation calcaire, débute ou Jurassique supérieur et atteint le Cénomanien inférieur. La microfaune, souvent abondante et riche en formes benthiques, ainsi que les successions litho-stratigraphiques, rattachent cette série au domaine néritique constantinois.

L’ensemble supérieur, plus complexe, débute par des marnes renfermant une microfaune pélagique (Thalmanninella brotzeni SIGAL, Rotalipora cushmani MORROW) qui date le Cénomanien moyen.

Au-dessus, des calcaires contenant des niveaux conglomératiques n’ont pu être datés: ils ont été attribués au Cénomanien supérieur car ils ont surmontés par des marnes, des biomicrites et des calcaires à silex noirs d’âge turonien (Plaeglobotruncana stephani GAND., Globotruncona renzi GAND. et Globotruncana helvetica BOLLI). Le Sénonien, très épais (plus de 1000 m) et essentiellement marneux, rappelle le Sénonien .des séries telliennes. Cependant il renferme plusieurs niveaux conglomératiques, notamment au Santonine puis au Campanien basal. Les faciès des éléments repris dans ces conglomérats sont tous connus dans le domaine néritique et ils ont été vraisemblablement empruntés à ce domaine, La partie inférieure de ce deuxième ensemble (du Cénomanien au Santonien), présente les mêmes faciès au Djebel El Akral (Guellal et al.. 1978) type du domaine pénitellien et au Djebel Chettabah : elle a donc été rattachée à ce dernier domaine. Rappelons que le Sénonien supérieur manque au Djebel El Akral.

Cette superposition pouvait être d’origine tectonique, un ensemble de caractère pénitellien (par référence à la série du Djebel El Akral) chevauchant un ensemble de type néritique. Le meilleur argument pour accréditer cette façon de voir (Guellal et al.. 1978 et Vila, 1980) consistait à dater avec précision les assises les plus bosses de l’ensemble supérieur et de montrer qu’elles étaient plus anciennes que les termes sommitaux de l’ensemble inférieur. Or à l’extrémité Sud – Ouest du Djebel Chettabah (Guebar El Azéri), les datations montrent que l’ensemble supérieur à faciès pénitellien descend dons le Vraconien-Cénomanien inférieur, les faciès biosparitiques à silex étant ceux que l’on rencontre plus ou Nord dons les massifs d’Ahmed Rachédi et de Bou Cherf (Guellal et al.. 1978, Vila, 1980). Ainsi donc la base de l’ensemble supérieur – datée à Guebar El Azéri – apparaissait comme plus ancienne que le sommet de l’ensemble inférieur néritique qui, partout où il avait pu être doté, atteignait le Cénomanien inférieur, notamment ou Djebel Karkara.

A cette observation, qui présentait le défaut d’amalgamer des datations obtenues sur deux coupes séparées par plusieurs kilomètres et d’admettre implicitement qu’il n’y avait pas de variations de faciès, s’ajoutaient des arguments structuraux à la Mechtat Karkara, à l’extrémité Nord-est du massif (fig. 2), l’ensemble supérieur, souvent tronqué basalement, arrivait à reposer directement sur l’Aptien néritique ; plus au Sud, le Cénomanien supérieur de l’ensemble à affinité pénitellienne pouvait surmonter directement le Cénomanien inférieur de l’ensemble néritique, les marnes du Cénomanien moyen ayant donc disparu

De nouvelles observations, faites à l’extrémité Nord-est du massif du Chettabah (Djebel Karkara), me conduisent à reconsidérer complètement cette interprétation.

L’organisation structurale du Djebel Karkara (fig. 1 et 2).

Le dispositif structural de l’extrémité Nord-est du Djebel Karkara (Mechtat Karkara) est complexe. Les calcaires aptiens et leur couverture. Jusqu’a la base du Campanien, chevauchent vers le Sud-est les marnes et les marnocalcaires du Maestrichtien. L’ampleur visible de ce chevauchement est de l’ordre du kilomètre. Il se suit vers le Sud-ouest et se trouve alors fréquemment souligné par une bande de Trias gypsifère. Le front de l’unité chevauchante présente des plis très aigus. De ce fait, au-dessus des calcaires massifs aptiens, les couches fortement étirées et écrasées s’amincissent et parfois .disparaissent complètement: il arrive ainsi que les marnes santoniennes soient situées directement au-dessus de ces calcaires. Ces disharmonies, clairement liées à ce dispositif structural, ne peuvent même si elles ont paru conforter l’hypothèse de la nappe, être la conséquence d’une tectonique tangentielle de ce type. Par ailleurs les « superpositions li anormales observées plus au Sud, le long de la crête du Djebel ‘Karkara (amincissement et disparition des niveaux du Cénomanien moyen) résultent d’un jeu complexe de failles abaissant le compartiment et entrainant localement la disparition des assises du Cénomanien moyen.

L’organisation sédimentaire:

Ces occidents structuraux ne sont pas les seuls à compliquer l’analyse du Djebel Karkara. La sédimentation est celle des zones instables présentant et de rapides variations de faciès et des lacunes pouvant faire disparaître brutalement certains niveaux.

1) Les variations de faciès.

L’hypothèse de la nappe pénitellienne s’appuyait en partie sur les observations faites à Guebar El Azéri (partie Sud-ouest du Djebel Chettabah) où le Vraconien montre des affinités pénitelliennes (calcaire biomicritique à silex), Ce faciès ne se retrouve pas au Djebel Karkara, c’est à dire au Nord-est du massif, où les calcaires du Vraconien-Cénomanien inférieur reposent sur un mince niveau marneux (Albien p.p.) à mélobésiées, exogyres et oursins, ne dépassant pas 20 m d’épaisseur. Dans la partie centrale du massif (sensiblement à mi-chemin entre Guebar El Azéri et le Djebel Karkara) au Djebel Aougueb, l’épaisseur de ce niveau marneux augmente et des bancs de biomicrites apparaissent dans les marnes qui renferment « Globigérina» washitensis CARSEY. Il semble donc que des variations de faciès se produisent très rapidement d’Est en Ouest les marnes à mélobésiées étant remplacées par des biomicrites (avec ou sans silex) et des marnes à microfaune pélagique, le Cénomanien supérieur présente également les mêmes variations rapides de faciès, puisqu’au Djebel Karkara il est représenté par 25 m. de biomicrites intraclastiques à débris de tests de rudistes, à polypiers, orbitolines el néotrocholina sp., et qu’au Djebel Zouaoui, quelques kilomètres à l’Ouest, cette barre ne possède plus que quelques mètres d’épaisseur et qu’à sa place se sont déposées des marnes à riche microfaune pélagique, égaiement du Cénomanien supérieur (Rotalipora reicheli MORNOD et Plaeglobotruncana stephani BOLLI).

2) Les discontinuités sédimentaires et les niveaux conglomératiques :

Dès le Cénomanien inférieur la sédimentation devient lacuneuse et comprend des niveaux conglomératiques. C’est le cas à l’extrémité Nord du Djebel Karkara où les assises de cet âge présentent des blocs atteignant un mètre de diamètre de calcaire néritique, resédimentés dans des calcaires de même nature et de même âge. L’épaisseur de ces assises peut varier très rapidement de quelques mètres à plus de vingt mètres. On observe alors que les barres calcaires apparaissent tronquées sous les niveaux plus récents. La surface très irrégulière qui en résulte est souvent soulignée par un hardground. Au Sénonien inférieur, la sédimentation présente les mêmes anomalies. Elle deviendra beaucoup plus régulière dans la partie supérieure du Santonien représentée par des biomicrites puis par des marnes noires. Sous ces formations la sédimentation débute donc par des conglomérats.

Localement il s’agit de conglomérats polygéniques qui présentent une matrice marneuse et biomicritique à très riche microfaune pélagique; les éléments sont empruntés à la série sous-jacente (calcaire à caprines du Cénomanien, calcaire à orbitolines de l’Aptien et calcaire à rudistes du Barrémien). Les faciès marneux d’affinité pénitellienne et les faciès néritiques sont ainsi mélangés dans les mêmes bancs. Cependant ces conglomérats manquent le plus souvent et le Sénonien inférieur débute par des horizons présentent des remaniements intra-forma­tionnels. Ces horizons prennent l’aspect de conglomérats dont les éléments et la matrice sont des biomicrites à microfaune de même âge mais dont les teintes sont différentes (généralement vertes – éléments – et rouges – matrice -). Ces horizons peuvent reposer directement sur les calcaires aptiens Cependant le plus fréquemment ils surmontent la barre calcaire du Cénomanien supérieur, les étages turonien et conlacien (en partie) ayant été érodés auparavant sauf à l’extrémité Nord du Djebel Karkara.

Cette disparition brutale de certains niveaux et la présence d’horizons conglomératiques sont probablement deux aspects différents d’un même phénomène: l’érosion sous-marine de sédiments encore meuble, vraisemblablement à la suite de création de pente. Ceux-ci vont glisser en contre-bas pour donner ces niveaux conglomératiques. Ce phénomène se répète ou Cénomanien supérieur et à la base du Campanien avec les mêmes caractéristiques. On peut supposer que les conglomérats polygéniques résultent également de cette érosion sous-marine, mobilisant des niveaux déjà indurés. L’absence d’indice néritique dans la matrice des conglomérats est un argument fort pour penser que la sédimentation s’est faite .dons des zones déjà profondes. Cette érosion est sans doute due aux jeux de failles synsédimentaires qui accompagnent l’effondrement des zones telliennes durant le Sénonien et dont on retrouve des traces dans le Rocher de Constantine (Vila, 1974).

Les différentes surfaces d’érosion sous-marine qui affectent donc la série à affinité pénitellienne du Djebel Karkara contribuent beaucoup à donner l’illusion de troncatures confortant ainsi l’hypothèse de la « nappe pénitellienne ».

En définitive, les dispositifs structuraux décrits et l’instabilité de la sédimentation suffisent pour expliquer les anomalies stratigraphiques observées et qui un temps avaient fait croire à la superposition tectonique de deux unités différentes. Je n’ai en effet jamais observé sur une même coupe de superpositions anormales et il m’apparait évident aujourd’hui que l’on a dans ce massif une seule série à caractère néritique jusqu’à l’Aptien et prenant progressivement, à partir du Cénomanien, les caractères de la sédimentation pénitellienne. Cette variation de faciès serait une des conséquences de l’effondrement de la marge septentrionale du domaine néritique.

CONCLUSIONS :

Le domaine pénitellien a été défini au Djebel El Akrol. Le Crétacé se montre dans deux séries d’affleurements, Dans la première à l’Ouest du Kef Akrol, les marnes situées au-dessus des carbonates du Jurassique atteignent le Cénomanien : les différents termes du Crétacé inférieur entièrement marneux, ont été datés par des ammonites ; le Vraconien et le Cénomanien sont représentés par une barre calcaire à sections de caprinidés rappelant par ses faciès et sa microfaune les calcaires cénomaniens du Chettabah. La deuxième série d’affleurements est située plus ou Sud, le long de l’Oued Seguin. Le Crétacé inférieur riche en bancs calcaires intercalés dans les marnes présente des niveaux de brèches intra-formationnelles. Ce Crétacé inférieur est séparé du Crétacé supérieur par une surface de décollement située dons l’Albien. Le Turonien à silex noirs et le Sénonien inférieur y sont en tout point comparable à la série du Chettabah. Par contre les étages aptien et albien conservent l’aspect qu’ils avaient dons la première série d’affleurements.

Le domaine néritique Constantinois (Durand-­Delga. 1969) affleure ou Sud et à l’Est des formations à faciès pénitellien du Djebel Chettabah : ou Djebel Felten, et ou Rocher de Constantine. Il présente un Crétacé entièrement calcaire (sauf à son extrême sommet), doté par des microfaunes benthiques.

Il n’est donc pas possible d’y ranger le massif du Chettabah qui comprend un Crétacé supérieur essentiellement pélagique. Par contre ce massif correspond à la définition du domaine paléogéographique pénitellien donnée par J.M. Vila dons sa thèse (1980). Cl série caractérisée par des alternances qui sont soit franchement telliennes, soit envahies par des faciès de type plateforme il. La zone pénitellienne correspondrait donc paléo géographiquement à ce domaine situé à la limite des aires de sédimentation tellienne et néritique. Nous avons vu qu’il était vraisemblable de supposer que cette zone s’est effondrée durant le Crétacé. Cet effondrement est perceptible au Djebel Karkara dès le Cénomanien basal. Il est responsable de la mise en place d’une sédimentation détritique grossière, riches en conglomérats intra-formationnelles, résultant d’une érosion sous-marine particulièrement active durant le Sénonien inférieur.

En définitive les traits essentiels de cette sédimentation pénitellienne seraient:

– Une lithologie caractérisée par des alternances de faciès marneux telliens et de faciès carbonatés néritiques, les faciès marneux apparaissant au Djebel El Akral dès le Berriasien. Au Maestrichtien ils auraient totalement et partout envahi la série, y compris dans le domaine néritique Constantinois;

-Une microfaune essentiellement pélagique dons les niveaux marneux et benthiques dans les carbonates;

– Une sédimentation présentant les caractères des zones instables avec des lacunes dues à des érosions

Sous-marines entraînant des remaniements intra-formationnelles nombreux et variés.

BIBLIOGRAPHIE :

– DURAND-DELGA M. (1969). – Mise au point sur la structure du Nord-est de la Berbérie. Bull. Serv. Carte géol. Algérie. S.N., No 39, p. 89 – 131,9 fig. Alger.

– VILA J. M. (1974). – Le Rocher de Constantine : stratigraphie, microfaunes et position structurale. Bull. Soc. Hist. nat. Afr. Nord, 65, fasc. 1 – 2, p. 385 – 392, 1 fig., 7 pl., Alger.

– VILA J.M et LAHONDERE J.C. (1977). – Carte géologique du Djebel Chettabah. (In carte géologique de l’Algérie au 1/200.000, feuille de Constantine). Alger, Serv. carte géol. Algérie/SONATRACH.

– MARRE A., QUINIF Y., LAHONDERE J.C. et VILA J.M (1977). – Observations sur le relief karstique du Djebel Zouaoui (Constantine, Algérie). Rev. Méditerranée, No 2, p. 45 – 54, 3 fig., Marseille.

GUELLAL S., KAZI – T ANI N., LAHONDERE J.C., SIGAL J. et VILA J.M. (1978r:- Les formations de type pénitellien dans l’Est de l’Algérie : stratigraphie. faciès, position structurale et paléogéographique. Bull. Soc. Hist. nat. Afr. Nord. Alger.

– VILA J.M. (1980). – La chaine alpine d’Algérie Orientale et des confins Algéro – tunisiens. Thèse doctorat. Université Pierre et Marie Curie. Paris.

RHUMEL

REVUE DES SCIENCES DE LA TERRE  N° 03-04—ANNEE 1983

Publication de l’Institut des Sciences de la Terre de l’Université de CONSTANTINE