Géologie de Sinïa - Albert Malaba Kabobi - TP GAC

La géologie de Sinaï

INTRODUCTION

La Géologie de Sinaï

Le Sinaï est un massif montagneux qui occupe le Sud d'une presqu'île située au Nord-Est de l'Egypte. La presqu'île du Sinaï (Djebel Tor), qui correspond à l'essentiel de ce que les Anciens appelaient l'Arabie Pétrée, est un territoire triangulaire, à pointe tournée vers le Sud, compris entre les deux golfes de Suez (ou Héroopolis) et d'Aqaba (ou d'Aelana) qui terminent au Nord la mer Rouge; à l'Ouest, la dépression des lacs Amas, utilisée par le canal de Suez, continue celle du golfe de Suez jusqu'à la Méditerranée; à l'Est, la dépression du Ouadi-el-Arabah conduit du golfe d'Aqaba à la mer Morte.

Les roches de Sinaï sont issues de la phase tardive du bouclier arabo-nubien. Elles sont constituées de granite avec des intrusions de roches volcaniques incluant du porphyre. La montagne est soulevée de 140 à 65 Ma BP, au cours du Crétacé. Le BP est une abréviation anglaise Before Present, utilisée, en archéologie, en géologie et en climatologie, pour désigner les âges exprimés en nombre d'années comptées vers le passé à partir de l'année 1950 du calendrier grégorien, voire symboliquement à partir du 1^er janvier 1950. Cette date a été fixée arbitrairement comme année de référence et correspond aux premiers essais de datation par le carbone 14. Cette date est également légèrement antérieure aux premiers essais nucléaires qui ont perturbé la répartition d'isotopes utilisés en radiochronologie.

La mention « avant le présent » ou « BP » s'applique généralement aux dates obtenues par des méthodes de datation absolue, comme les dates déterminées à partir du carbone 1, mais aussi aux dates obtenues par d'autres méthodes (thermoluminescence, uranium-thorium, etc.) pour des périodes plus anciennes (Paléolithique inférieur et moyen).

Pour les périodes très anciennes, voire pour les périodes géologiques antérieures à l'apparition de l'homme, la mention BP est généralement sous-entendue : en effet, la différence de 1950 ans entre un âge BP et un âge avant J.-C. n'est pas significative par rapport aux marges d'erreurs obtenues pour les périodes en question.

Pour les périodes récentes de la Préhistoire (Épipaléolithique, Mésolithique, Néolithique) et pour les périodes historiques, il est nécessaire de corriger les imprécisions des dates obtenues par la méthode du carbone 14, de les étalonner.

Bouclier arabo-nubien

La région du BAN s’étend le long des côtes de la mer Rouge et elle est composée de deux boucliers (Figure II-3) : (i) arabique au Yémen, en Arabie Saoudite et en Israël; (ii) nubien en Egypte, au Soudan, en Erythrée, en Somalie et en Ethiopie. La compilation sur l’évolution du BAN réalisée par Blasband et al. (2000) permet de distinguer plusieurs épisodes dans le temps (Figure II-2) :

• Episode 900-750 Ma : à la formation de l’océan mozambicain et à l’apparition de zones de rifting sur le continent Rodinia vers 900-850 Ma, succède un épisode de subduction de la plaque océanique. Les ophiolites, reliques de croûte océanique, se retrouvent en Egypte, au

Soudan et en Arabie Saoudite. Elles sont formées de dunites, de péridotites, de gabbros lités, de basaltes fi loniens et en coussin, et de métasédiments dont des cherts et des marbres. Ces ophiolites représentent le plancher de l’océan mozambicain et possèdent une signature géochimique de type MORB (Mid Ocean Ridge Basalt).

• Episode 870-690 Ma : des complexes d’accrétion de croûte juvénile de type arc intraocéanique à bassin d’arrière-arc rentrent en collision et s’amalgament en formant des sutures de type arc-arc. La plus importante de ces sutures est la ceinture de Nabitah en Arabie Saoudite qui s’étend sur 1200 km du nord au sud, 100 à 200 km d’est en ouest, et où les ophiolites sont

mylonitisées et plissées. C’est le début de la genèse du BAN. Les témoins d’arc insulaire sont des tonalités, des gabbros, et des métavolcanites (basaltes et andésites) en Egypte; des basaltes, des andésites, des tufs, des tonalités, des trondhjemites, des cherts, des marbres, des graywackes, des turbidites et des argiles en Arabie Saoudite.

• Episode 750-650 Ma : la fermeture de l’océan mozambicain se poursuit et le BAN entre en collision avec les blocs crustaux de l’est et de l’ouest du futur Gondwana. Cet épisode est marqué par l’apparition de sutures arc-continent.

• Episode 640-530 Ma : la collision entre l’est et l’ouest du Gondwana provoque un raccourcissement crustal du BAN et l’apparition de zones de cisaillement sénestre et de failles normales indiquant une extension NW-SE. Celle-ci provoque la formation de ‘core complexes’ métamorphiques représentés par des dômes gneissiques. L’unité inférieure de ces complexes métamorphiques comprend des tonalites, diorites et granodiorites déformées, associées à des schistes d’origines métasédimentaire, métavolcanique et métaophiolitique.

L’unité supérieure est composée de roches volcaniques et de sédiments d’arc océanique, ainsi que d’ophiolites. Ces roches ont été affectées par un métamorphisme de faible degré de type schiste vert. N.B. : Le bouclier est une vaste étendue de terrains continentaux, formés de roches primitives érodées.

Granite

Le granite est une roche plutonique magmatique à texture grenue, cette texture étant à l'origine de son nom dérivé du latin granum, grain. Le granite est le résultat du refroidissement lent, en profondeur, de grandes masses de magma intrusif qui formeront le plus souvent desplutons, ces derniers affleurant actuellement en surface grâce au jeu de l'érosion qui a décapé les roches sus-jacentes. Ces magmas acides (c'est-à-dire relativement riches en silice) sont essentiellement le résultat de la fusion partielle de la croûte terrestre continentale. Certains granites (plagiogranites) rencontrés en petits plutons dans la croûte océanique sont, quant à eux, le résultat de la différenciation ultime de magmas basiques. Ses minéraux constitutifs sont principalement du quartz, des micas (biotite et/ou muscovite), des feldspathspotassiques (orthoses) et des plagioclases. Ils peuvent contenir également de la hornblende, de la magnétite, du grenat, du zircon et de l'apatite. En tout, on dénombre aujourd'hui plus de 500 couleurs de granites différentes.

Les roches volcaniques correspondantes sont les rhyolites.

La composition chimique moyenne du granite est : 74,5 % de SiO₂, 14 % de Al₂O₃, 9,5 % de (Na₂O, K₂O), 2 % d'oxydes (Fe, Mn, Mg, Ca).

Le granite est une roche acide et dense (densité moyenne : 2,7) ¹.

Le granite et ses roches associées forment l'essentiel de la croûte continentale de la planète². Les plus gros monolithes granitiques du monde se trouvent dans le parc du Yosemite, en Californie.

Les granites sont d'origine plutonique, par opposition aux roches effusives d'origine volcanique comme le basalte. Ils se forment en profondeur par refroidissement très lent du magma, mélangé à d'autres roches. Les minéraux cristallisent alors dans un certain ordre : d'abord les micas, puis les feldspaths, enfin le quartz. Certains granites naissent de la fusion de la croûte continentale lors d'une collision entre deux plaques tectoniques.

Les granites au sens large représentent un élément important de la croûte continentale terrestre. Dans certaines régions du monde (Afrique du Sud, Nord-Est du Brésil, Nord-Ouest de l’Australie), ils constituent jusqu’à 75 % de la surface des roches exposées. Par exemple, la collision de plaques continentales a pour effets essentiels la formation de grandes zones de déformation, mais aussi la production de granites. C'est un des moyens les plus efficaces d’évacuer l’énergie de la collision, soit thermiquement (fusion de la croûte), soit mécaniquement (cisaillements verticaux ou horizontaux). Les granites représentent le mode principal de transfert des éléments, en particulier ceux producteurs de chaleur (Th, U) de la croûte inférieure à la croûte supérieure. Ils conduisent donc à une différenciation chimique de la croûte. De plus ils sont souvent à l’origine de minéralisations dont l’intérêt économique est évident.

Ils sont d'origine mixte (mantellique et crustal) et majoritaires dans les zones de subduction où ils participent à la formation et au recyclage de la croûte continentale. Ce sont les granites de type I. Les granites calco-alcalins sont présents dans la croûte continentale proche duMoho (discontinuité de Mohorovi?i?). Ils ont la particularité d'être certes grenus, mais surtout, la présence de microlites (rare) prouve l'activité des enveloppes internes de la Terre.

Associés à la croûte océanique, ils résultent d'une différenciation poussée d'un magma à l'origine basaltique. Les plagiogranites sont très riches en feldspaths plagioclases, d'où leur teinte claire. Des plagiogranites peuvent être observées dans les ophiolites du Chenaillet.

Ils sont issus d'un magmatisme alcalin typique d'un contexte distensif. D'origine mantellique le rapport ⁸⁶Sr / ⁸⁷Sr de ces roches est élevé. Ce sont les granites de type M, ils ont un rôle essentiel dans la formation de la proto-croûte (épaississement et enrichissement en certains minéraux). Ils sont surtout constitués de minéraux appelés feldspaths alcalins. Ils sont reconnaissables par leur pâleur. On y trouve peu de pyroxène, mais plus de quartz. Ils sont rares et nécessitent des forages quasi-rivaux.

Les leucogranites (du grec λευκος / leucos, « blanc ») sont relativement riches en alumine et sont caractérisés par la présence de muscovite (mica blanc) à côté de la biotite.

La montagne de Locronan est formée sur un pluton de leucogranite.

Le granite d'anatexie (du grec ana, « en haut » et texis, « enfantement », « fusion ») a un aspect différent des autres granites. Il a souvent des hétérogénéités, avec des minéraux orientés. Il est issu de la fusion de la croûte continentale dans deux contextes géodynamiques différents. Dans les zones de subduction cette fusion a lieu suite à l'hydratation des roches de la croûte continentale par l'eau provenant de la déshydratation de la croûte océanique subduite. Dans les zones post-collision, la fusion est rendue possible par l'augmentation de la température grâce à la désintégration radioactive des éléments de la croûte continentale. Dans les deux cas la croûte continentale subit une fusion partielle. Le liquide peut alors rester sur place et constituer des batholites ou bien migrer via des accidents tectoniques. Dans les deux cas il est dit concordant et ne digère pas l'encaissant. Le granite obtenu peut former des milonites ou des gneiss mis à jour par l'érosion. Ces granites sont de type S (origine croûte continentale sédimentaire riche en aluminium).

Porphyre

Un porphyre est un terme général de pétrographie pour désigner toute roche magmatique filonienne qui présente une texture caractérisée par de grands cristaux de feldspath noyés dans une pâte aphanitique. Ces roches font souvent partie du groupe des andésites. On dit aussi qu'une roche a une texture « porphyrique » lorsque des phénocristaux de feldspath sont notablement plus grands que les autres cristaux qui les entourent.

Certaines variétés de porphyres sont utilisées depuis l'Antiquité comme pierre ornementale pour des sculptures, colonnes, vasques, plaques d'ornements, etc. C'est l'origine du terme « porphyre », du grec ancien (« pourpre »), en référence à la variété rouge qui était la plus connue.

Deux variétés ont été particulièrement utilisées dans l'histoire, notamment dans la Rome antique, ils sont classés dans les « marbres antiques » :

• le porphyre rouge antique (lapis porphyrites, pierre pourpre) qui est une andésite à faciès paléovolcanique dont les feldspaths et la pâte sont colorés par de l'épidote rose (piémontite). Les carrières se trouvent sur le djebel Dokhan (nom ancien : Mons Porphyrites ou Mons Igneus), une chaîne montagneuse située à l’ouest de Hurghada, en plein désert oriental égyptien. Il fut essentiellement connu et exploité durant la période romaine où il était une roche très prestigieuse, on en fit de grandes vasques, des sculptures, des colonnes monumentales, des sarcophages impériaux et des décors de placage.
• le porphyre vert antique ou serpentin (lapis lacedaemonius, pierre de Lacédémone), qui est une andésite à faciès paléovolcanique à pâte verte foncée, avec de nombreux grands cristaux de labradorite pseudomorphosés par de l'épidote vert pistache, et de rares pyroxènes noir. Il est issu des carrières de Lacédémone (actuelle Sparte dans le Péloponnèse en Grèce), il était déjà exploité aux époques minoenne (1700 av. J.-C.) et mycénienne, il connut une grande diffusion à Rome à l’époque Flavii et il était recherché au Moyen Âge et à la Renaissance. Sa disponibilité en petits blocs le destinait plutôt vers de petites colonnes, vases, plaques de revêtement (opus sectile) et mosaïques.
• Les fonts baptismaux de la Cathédrale de Magdebourg sont faits de porphyre rouge antique d'Égypte, exploité par les Romains dans l'Antiquité mais inconnu et inexploité durant le Moyen-Age, il s'agit donc de réemploie de porphyre de monuments romains.
• Le porphyre peut prendre de nombreuses couleurs, mais c'est le rouge qui est historiquement le plus prestigieux.
• Le porphyre rouge semble être inconnu et inexploité durant toute l’Égypte pharaonique (bien que d'autres roches assez proches et de couleurs différentes sont parfois utilisées pour la fabrication de vases dans l’Égypte pré-dynastique, mais plus par la suite). Il semble découvert et utilisé pour la première fois sous les Ptolémées. L'Égypte possède le seul gisement connu pendant l'Antiquité, situé en plein désert au niveau du Djebel Dokhan. C'est essentiellement durant la période romaine qu'il fut le plus intensément exploité. Le coût en main-d’œuvre pour son extraction et son acheminement en gros blocs était exorbitant. Ceci ajouté à l’extrême dureté de cette roche (énormément plus dure que les marbres calcaires) qui demandait des années pour être travaillée et sculptée avec les outils de l'époque, ainsi qu'à sa couleur rouge pourpre intense (la couleur du pouvoir), elle était naturellement considérée comme la roche la plus prestigieuse dans l'Antiquité romaine où elle était un des symboles de la toute puissance impériale et réservée à l'ornement des monuments de stature impériale. L’exploitation du gisement s'est arrêtée et sa connaissance perdue dans le courant de la première partie du Moyen-Age. Jusqu'au XVIII^e siècle on réutilise donc uniquement du porphyre provenant de monuments antiques, ce qui en faisait une roche d'autant plus précieuse car sa symbolique impériale ne s'est jamais perdue. Puis de nouveaux gisements importants sont mis au jour en Russie et en Suède.

Orogenèse

L'orogenèse panafricaine est une série d'événements orogéniques majeurs du Néoprotérozoïque relatifs à la formation des supercontinents du Gondwana et de la Pannotia, il y a environ 600 millions d'années (Ma). Cette orogenèse est aussi connue sous le nom de « Pan-Gondwanienne » et d'« orogenèse saldanienne ».

L'orogenèse panafricaine et l'orogenèse grenvillienne sont les deux plus grands événements orogéniques connus sur Terre. Selon Rino et alii, ces deux événements font du Néoprotérozoïque la période de l'histoire de la Terre pendant laquelle été produite le plus de croûte continentale.

Néoprotérozoïque

Le Néoprotérozoïque est la troisième et dernière ère du Protérozoïque. Elle s’étend de 1 000 Ma à 542 ± 1 Ma. Les bornes exactes peuvent varier quelque peu suivant les auteurs et l’ancienneté des publications. Cette ère couvre une période de temps pendant laquelle on trouve des fossiles de métazoaires, mais seules des algues et éponges peuvent être reconnues à partir de leurs formes modernes.

Par ailleurs, cette ère étant la dernière du Protérozoïque, elle clôt les temps dits précambriens.

Trois systèmes ou périodes constituent le Néoprotérozoïque¹ :

• Édiacarien (635 à 542 Ma)
• Cryogénien (850 à 635 Ma)
• Tonien (1 000 à 850 Ma)

   

   

   

   

   

   

   

   

   

   

   

  CONCLUSION

  La région sinaïtique est donc nettement délimitée, sauf au Nord-Est où elle confine au désert de la Palestine méridionale (Neguev). Elle forme entre l'Egypte à l'Ouest de l'isthme de Suez, Israël et l'Arabie Saoudite une région bien distincte de 25.000 à 30.000 km². Elle comprend deux parties : au Nord, le désert de Tih, vaste plateau calcaire qui s'abaisse insensiblement vers la Méditerranée où ses eaux descendent temporairement par l'ouadi El-Arich (torrent d'Egypte); à l'Ouest, il s'abaisse par gradins vers les lacs Amers, à l'Est vers la dépression, qualifiée d'ouadi El-Arabah. Ces monotones terrasses calcaires sont profondément ravinées. Elles aboutissent, au Sud-Ouest et au Sud-Est, aux escarpements montagneux du Djebel Tih dont l'altitude moyenne est de 1000 à 1200 m. De l'autre côté de celui-ci, la plaine sablonneuse et aride du Debbet-er-Ramleh (500 m), au delà de laquelle surgit le massif du Sinaï formé de plusieurs réseaux différents au Nord, près du Djebel Tih des collines de grès stratifiés, aux colorations puissantes, découpées en masses irrégulières par des ravins sinueux; l'oued Feiran à l'Ouest sépare ces roches stratifiées des roches métamorphiques qui forment la grande masse du Sinaï : granit et gneiss; les parties granitiques sont encombrées de blocs détachés et roulés; celles du gneiss forment des murailles monotones, encaissant d'étroits couloirs; le porphyre apparaît aussi.