Alougoum-Boutonnière de Bou Azzer.pdf

ROYAUME DU MAROC MINISTÈRE DE L‟ÉNERGIE, DES MINES, DE l‟EAU ET DE L‟ENVIRONNEMENT

DÉPARTEMENT DE L‟ÉNERGIE ET DES MINES DIRECTION DU DÉVELOPPEMENT MINIER

ISSN 0374-9789

NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N°534 bis

CARTE GÉOLOGIQUE DU MAROC AU 1/50 000 FEUILLE ALOUGOUM

NOTICE EXPLICATIVE

PLAN NATIONAL DE CARTOGRAPHIE GÉOLOGIQUE

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT

2013

Légende de la photo de couverture : Vue sur les falaises de brèches sédimentaires chaotiques volcano-détritiques recouvrant les roches volcaniques de la Formation du Jbel Boho. Ces brèches sédimenatires sont recouvertes par les grès et les argilites silteuses de la Formation Tikirt. Ces sédiments détritiques sont finalement recouverts par les dolomies de la Formation d’Igoudine. Références bibliographiques. Toute référence bibliographique au présent document doit être faite de la façon suivante : - pour la carte : BLEIN O., RAZIN Ph., BAUDIN T., CHÈVREMONT Ph., GASQUET D. (2013) – Carte géol. Maroc (1/50 000), feuille Alougoum – Notes et Mémoires Serv. Géol. Maroc, N°534, MEM/BRGM. Notice explicative par BLEIN O., RAZIN Ph., CHÈVREMONT Ph., BAUDIN T., GASQUET D., SOULAIMANI A., ADMOU H., YOUBI N., BOUABDELLI M., ANZAR Conseil (2013). - pour la notice : BLEIN O., RAZIN Ph., CHÈVREMONT Ph., BAUDIN T., GASQUET D., SOULAIMANI A., ADMOU H., YOUBI N., BOUABDELLI M., ANZAR Conseil (2013) – Notice explicative carte géol. Maroc (1/50 000), feuille Alougoum, Notes et Mémoires Serv. Géol. Maroc, N°534 bis, MEM/BRGM. Carte géologique par BLEIN O., RAZIN Ph., BAUDIN T., CHÈVREMONT Ph., GASQUET D.

ROYAUME DU MAROC MINISTÈRE DE L‟ÉNERGIE, DES MINES, DE l‟EAU ET DE L‟ENVIRONNEMENT

DÉPARTEMENT DE L‟ÉNERGIE ET DES MINES DIRECTION DU DÉVELOPPEMENT MINIER

ISSN 0374-9789

NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N°534 bis

CARTE GÉOLOGIQUE DU MAROC AU 1/50 000 FEUILLE ALOUGOUM

NOTICE EXPLICATIVE

PLAN NATIONAL DE CARTOGRAPHIE GÉOLOGIQUE

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC

RABAT

2013

Achevé d‟imprimer AZ Editions

TABLE DES MATIÈRES 1

SOMMAIRE

RÉSUMÉ ............................................................................................................................................................ 7

1 - INTRODUCTION ........................................................................................................................................... 9 1.1 - SITUATION GÉOGRAPHIQUE............................................................................................................................... 9 1.2 - PRÉSENTATION DE LA CARTE DANS SON CADRE GÉOLOGIQUE ................................................................ 9 1.3 - CONDITIONS D’ÉTABLISSEMENT DE LA CARTE ............................................................................................ 10 1.4 - TRAVAUX ANTÉRIEURS ..................................................................................................................................... 11

2 - DESCRIPTION DES TERRAINS ................................................................................................................ 15 2.1 - UNITÉS LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET MAGMATIQUES ............................................................................... 15

2.1.1 - Tonien à Cryogénien (NP1-2) ............................................................................................................................................. 15 2.1.2 - Édiacarien (NP3)................................................................................................................................................................ 18 2.1.3 - La couverture du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur ......................................................................... 27 2.1.4 - Plio-Quaternaire ............................................................................................................................................................... 47 2.1.5 - Quaternaire ....................................................................................................................................................................... 47

2.2 - CONDITIONS DE FORMATIONS DES ENTITÉS GÉOLOGIQUES ..................................................................... 49 2.2.1 - Tonien à Cryogénien (NP1-2) ............................................................................................................................................. 49 2.2.2 - Édiacarien (NP3)................................................................................................................................................................ 51 2.2.3 - La couverture du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur ......................................................................... 57 2.2.4 - Mise en place des minéralisations cobaltifères du district de Bou Azer ...................................................................... 65

3 - STRUCTURATION ..................................................................................................................................... 67 3.1 - DÉFORMATIONS DANS LES SÉDIMENTS DU TONIEN AU CRYOGÉNIEN ..................................................... 67 3.2 - DÉFORMATIONS DANS LES ROCHES MÉTAMORPHIQUES DU CRYOGÉNIEN INFÉRIEUR ....................... 67 3.3 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES AU CRYOGÉNIEN SUPÉRIEUR (NP2s) ................................................ 68 3.4 - MISE EN PLACE DU COMPLEXE OPHIOLITIQUE AU CRYOGÉNIEN SUPÉRIEUR (NP2s) ............................ 68 3.5 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES À LA LIMITE CRYOGÉNIEN - ÉDIACARIEN ........................................ 68 3.6 - DÉFORMATIONS DES ROCHES DE L’ÉDIACARIEN INFÉRIEUR DU GROUPE DE TIDDILINE ..................... 68 3.7 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES DE L’ÉDIACARIEN MOYEN .................................................................. 69 3.8 - STRUCTURATION DU GROUPE DE OUARZAZATE DE L’ÉDIACARIEN SUPÉRIEUR ................................... 69 3.9 - DÉFORMATION HERCYNIENNE ......................................................................................................................... 70 3.10 - EXTENSION FINI-TRIASIQUE À LIASIQUE ...................................................................................................... 70 3.11 - SOULÈVEMENTS ATLASIQUES ET RÉCENTS ............................................................................................... 71

4 - SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE ........................................................................................... 71 4.1 - CYCLE PANAFRICAIN ......................................................................................................................................... 71

4.1.1 - Extension en bordure du Craton Ouest Africain (800-800 Ma) ...................................................................................... 71 4.1.2 - Arc volcanique intra-océanique et bassin associé (760-770 Ma) .................................................................................. 72 4.1.3 - Arc volcanique intra-océanique et bassin (745-755 Ma) ................................................................................................ 73 4.1.4 - Phase de déformation (740-700 Ma) ................................................................................................................................ 74 4.1.5 - Arc volcanique intra-océanique et bassin arrière-arc (690-650 Ma) .............................................................................. 74 4.1.6 - Accrétion d’arcs volcaniques sur la bordure nord du Craton Ouest Africain (~650 Ma) ............................................. 74 4.1.7 - Marge active (630-605 Ma) ............................................................................................................................................... 74 4.1.8 - Déformation en transpression (580-575 Ma) ................................................................................................................... 76 4.1.9 - Magmatisme ignimbritique (575-550 Ma) ........................................................................................................................ 76 4.1.10 - Installation d’une vaste plate-forme carbonatée péritidale et magmatisme alcalin (Édiacarien terminal-Cambrien inférieur) ..................................................................................................................................................................... 76

4.2 - OROGENÈSE HERCYNIENNE ............................................................................................................................ 77 4.3 - DISTENSION FINI-TRIASIQUE À LIASIQUE ....................................................................................................... 77

5 - RESSOURCES NATURELLES .................................................................................................................. 79 5.1 - GÎTES ET INDICES MINÉRAUX........................................................................................................................... 79

5.1.1 - Filons de quartz à oligiste et/ou de manganèse ............................................................................................................. 79 5.1.2 - Filon de barytine ............................................................................................................................................................... 79 5.1.3 - Cuivre ................................................................................................................................................................................ 79

5.2 - CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES : RÉALISATION DES ESSAIS GÉOMÉCANIQUES SUR DES ÉCHANTILLONS DE ROCHES ............................................................................................................................ 80

5.2.1 - Définition des essais réalisés .......................................................................................................................................... 81 5.2.2 - Spécifications et exigences des normes marocaines .................................................................................................... 81 5.2.3 - Résultats des essais ........................................................................................................................................................ 84 5.2.4 - Conclusions et interprétations des résultats des essais ............................................................................................... 84

5.3 - RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE ...................................................................... 85 5.3.1 - Hydroclimatologie ............................................................................................................................................................ 85 5.3.2 - Schéma hydrogéologique ................................................................................................................................................ 85

6 - DOSSIER CARTOGRAPHIQUE ................................................................................................................ 89

7 - BIBLIOGRAPHIE ........................................................................................................................................ 90

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ALOUGOUM 3

LISTE DES FIGURES

Figure 1 : Cadre géologique simplifiée de la feuille Alougoum ...................................................................................... 8

Figure 2 : Schéma structural de la boutonnière de Bou Azer-El Graara. .................................................................... 10

Figure 3 : Graphique montrant les principales venues magmatiques datées au niveau de l‟Anti-Atlas. ...................... 13

Figure 4 : Diagramme SiO2 vs. FeOt/MgO (Miyashiro, 1974) pour les roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda. ........ 17

Figure 5 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour l‟ensemble des analyses sur les zircons du trachyte de

Tachdamt (ALDG 4). ................................................................................................................................... 18

Figure 6 : Diagramme R2 vs. R1 [R2=6Ca+2Mg+Al ; R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)] de De La Roche et al. (1980)

appliqué aux roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda, du Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad, du Complexe plutono-métamorphique de l‟Assif n‟Bougmmane-Takroumt, du Complexe ophiolitique de Bou Azer-El Graara et du Complexe volcano-sédimentaire de Skouraz. .................................................... 19

Figure 7 : Diagramme SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989) appliqué aux roches du Groupe de Tiddiline,

aux roches du Groupe de Ouarzazate et de la Formation du Jbel Boho. .................................................... 20

Figure 8 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour l‟ensemble des analyses sur les zircons de la volcanite du

Groupe de Tiddiline. .................................................................................................................................... 21

Figure 9 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour les analyses de la rhyolite du Groupe de Ouarzazate de la

feuille Alougoum (ALDG 20). ...................................................................................................................... 24

Figure 10 : Succession stratigraphique des formations du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien moyen basal

dans couverture sédimentaire de la boutonnière de Bou Azer. ................................................................... 28

Figure 11 : Succession stratigraphique des formations du Cambrien moyen dans le synclinal d‟Alougoum :

groupe des Feijas internes et Groupe de Tabanite. .................................................................................... 44

Figure 12 : Diagramme SiO2 vs. FeOt/MgO (Miyashiro, 1974) pour les roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda. ........ 50

Figure 13 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les laves du

Groupe de Tachdamt-Bleïda. ...................................................................................................................... 50

Figure 14 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les

laves du Groupe de Tachdamt-Bleïda. ........................................................................................................ 50

Figure 15 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les roches du Groupe de

Tachdamt-Bleïda. ........................................................................................................................................ 51

Figure 16 : Diagramme SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989) appliqué aux roches des groupes de

Tiddiline, Ouarzazate et à la Formation du Jbel Boho................................................................................. 51

Figure 17 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les roches

magmatiques du Groupe de Tiddiline. ........................................................................................................ 52


roches magmatiques du Groupe de Tiddiline. ............................................................................................. 52

Figure 19 : Diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour la discrimination

géotectonique des roches magmatiques des groupes de Tiddiline, Bou Lbarod-Iouraghene et des granodiorites de type Bleïda. ...................................................................................................................... 53


magmatiques de la Formation d‟Aourz du Groupe de Ouarzazate. ............................................................ 55


roches magmatiques de la Formation d‟Aourz du Groupe de Ouarzazate.................................................. 55


magmatiques de la Formation des Jbels du Groupe de Ouarzazate. ......................................................... 55


roches magmatiques de la Formation des Jbels du Groupe de Ouarzazate. .............................................. 56

Figure 24 : Diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour la discrimination

géotectonique des roches magmatiques des formations d‟Aourz, des Jbels du Groupe de Ouarzazate et de la Formation du Jbel Boho. ................................................................................................................ 56

Figure 25 : Log stratigraphique des séries du Paléozoïque inférieur dans l‟Anti-Atlas occidental (couverture

sédimentaire de la boutonnière de la Tagragra d‟Akka). ............................................................................. 58

Figure 26 : Géométrie des dépôts du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien basal dans l‟Anti-Atlas central et

occidental. ................................................................................................................................................... 59


magmatiques de la Formation du Jbel Boho. .............................................................................................. 62

4 NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ALOUGOUM


roches magmatiques de la Formation du Jbel Boho. .................................................................................. 63

Figure 29 : Diagramme (Th/Ta)N vs (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les laves des Groupes de Bou

Lbarod-Iouraghene, Tiddiline, Ouarzazate et la Formation du Jbel Boho. .................................................. 63

Figure 30 : A) Structure en hémigraben qui contrôlent la sédimentation des faciès volcanodétritiques du Groupe

de Ouarzazate ; B) Rosace directionnelle de la fracturation affectant le Groupe de Ouarzazate de la boutonnière de Bou Azer-El Graara (Azizi et al., 1990). .............................................................................. 70

Figure 31 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain au Cryogénien. ...................................... 72

Figure 32 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain au Cryogénien. ...................................... 73

Figure 33 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain à l‟Édiacarien. ....................................... 75

Figure 34 : Schéma hydrogéologique de la feuille Alougoum........................................................................................ 88

LISTE DES PHOTOGRAPHIES

Photo 1 : Alternance de carbonates et siltites, Groupe de Tachdamt-Bleïda.............................................................. 15

Photo 2 : Grès quartzite, Groupe de Tachdamt-Bleïda. .............................................................................................. 16

Photo 3 : Basaltes homogènes doléritiques................................................................................................................ 17

Photo 4 : Grès à litage oblique de mégarides. ............................................................................................................ 19

Photo 5 : Tuf lithique ignimbritique. ............................................................................................................................ 20

Photo 6 : Ignimbrite du Groupe de Tiddiline recouverte par une ignimbrite du Groupe de Ouarzazate. ..................... 20

Photo 7 : Conglomérat à éléments de socle néoprotérozoïque. ................................................................................. 22

Photo 8 : Ignimbrite aphyrique fiammée. .................................................................................................................... 25

Photo 9 : Jbel Bouddargat, Ignimbrite rhyolitique à patine jaune surmontée de tufs pyroclastiques rouges. Le

sommet est constitué d‟une nouvelle coulée ignimbritique. ......................................................................... 26

Photo 10 : Discordances progressives dans les brèches sédimentaires de la « Série de base » de la Formation

d‟Adoudou sur le flanc sud de la boutonnière de Bou Azer. Ces discordances progressives enregistrent une déformation tectonique pendant le dépôt de termes inférieurs de la Formation d‟Adoudou (Néoprotérozoïque terminal). .................................................................................................... 29

Photo 11 : Les unités stratigraphiques à la Néoprotérozoïque terminal – Cambrien inférieur sur la bordure sud

de la boutonnière de Bou Azer : brèches sédimentaires de la « Série de base » et dolomie à stromatolites des « Calcaires inférieurs » (Formation d‟Adoudou) puis la formation volcanique du Jbel Boho. Noter le filon d‟alimentation volcanique recoupant les formations sédimentaires antérieures........... 30

Photo 12 : Succession stratigraphique du Cambrien inférieur sur le flanc sud de la boutonnière de Bou Azer

(synclinal de Sidi Blal). Dans ce secteur, la formation volcanique du Jbel Boho est recouverte par les dolomies de la Formation d‟Adoudou. L‟épaisseur de la coupe est de l‟ordre de 600 m. ............................ 31

Photo 13 : Brèche sédimentaire recouvrant les roches volcaniques de la Formation du Jbel Boho. ............................ 33

Photo 14 : Affleurement de syénite à grain moyen, avec altération en boules, au sud du Jbel Boho (point

ALPC011). ................................................................................................................................................... 33

Photo 15 : Échantillon de syénite porphyroïde. ............................................................................................................ 34

Photo 16 : Onlap de la partie supérieure de la Formation de Tikirt sur la Formation du Jbel Boho. Cette

disposition témoigne de l‟enfouissement progressif du paléorelief formé par le volcan du Jbel Boho. ....... 36

Photo 17 : Onlap de la série argilo-gréseuse de la Formation de Tikirt sur un paléorelief volcanique de la

Formation du Jbel Boho. ............................................................................................................................. 36

Photo 18 : Formation de Tikirt dans le secteur de Sidi Blal. Cette formation est formée de trois barres de grès à

litage de mégarides intercalées au sein de dépôts hétérolithiques argilo-silteux rouges. ........................... 36

Photo 19 : Formation de Tikirt : faciès hétérolithique argilo-gréseux à rides de courant et rides de vagues. Dépôt

de fan-delta distal. ....................................................................................................................................... 37

Photo 20 : Association de faciès de fan-delta front dans la Formation de Tikirt : grès à litage de mégarides, silt et

grès à rides, argile silteuse rouge. ............................................................................................................... 37

Photo 21 : Brèche à éléments anguleux de roche volcanique issus du démantèlement du paléorelief du Jbel

Boho, intercalée à la base de la Formation de Tikirt. .................................................................................. 38

Photo 22 : Contact stratigraphique entre la série argilo-gréseuse rouge de la Formation de Tikirt (système de

fan-delta) et les dolomies à stromatolites de la Formation d‟Igoudine (plate-forme carbonatée péritidale). ................................................................................................................................................... 39

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ALOUGOUM 5

Photo 23 : Vue générale des formations du Cambrien inférieur (formations d‟Amouslek et d‟Issafène) et du

Cambrien moyen basal (Formation de Tazlaft) dans la région d‟Alougoum. ............................................... 40

Photo 24 : Fentes de dessiccation dans les dépôts lagunaires silto-carbonatés de la Formation d‟Amouslek. ........... 40

Photo 25 : Calcaire oolitique bioturbé marquant un épisode transgressif au sein de la Formation d‟Amouslek

(repère calcaire C1). ................................................................................................................................... 41

Photo 26 : La Formation de Tazlaft (Cambrien moyen basal), une association de faciès de fan-delta front : grès

fin à moyen à litage de mégarides et argile silteuse rouge. ........................................................................ 42

Photo 27 : Panorama des formations du Cambrien moyen dans le synclinal d‟Alougoum (Jbel Tag-Nza). Noter le

passage transitionnel entre les deux groupes lithostratigraphiques dans un vaste système de progradation de plate-forme silico-clastique. ............................................................................................... 43

Photo 28 : Association de faciès d‟offshore supérieur dans la Formation du Jbel Afraou (Cambrien moyen) :

couches lenticulaires grès fin à HCS et argile silteuse verte. ...................................................................... 45

Photo 29 : Association de faciès de shoreface dans la Formation de Rich Khlifa (Groupe de Tabanite, Cambrien

moyen) : couches lenticulaires grès fin à HCS et SCS amalgamées. ......................................................... 46

Photo 30 : Grès à « Tigillites » au sommet de la Formation d‟Azlag (Groupe de Tabanite, Cambrien moyen). Ce

faciès de foreshore ou d‟arrière-barrière marque le maximum de progradation au sommet du cycle cambrien moyen.......................................................................................................................................... 46

LISTE DES TABLEAUX

Tableau 1 : Subdivisions des terrains des boutonnières de l‟Anti-Atlas marocain. ........................................................ 12

Tableau 2 : Tableau des réactions de carbonatation des silicates. ................................................................................ 66

Tableau 3 : Tableau des datations géochronologiques de la boutonnière de Bou Azer-El Graara issues de cette

étude et de la bibliographie. ........................................................................................................................ 78

Tableau 4 : Catégories des granulats selon la résistance aux chocs et à l'usure. ......................................................... 81

Tableau 5 : Spécifications pour le béton selon la norme marocaine NM 10.01.B.025 « Technique des essais pour

les granulats, l‟eau de gâchage et de contrôle des bétons ». ..................................................................... 82

Tableau 6 : Les classes de résistance des bétons. ........................................................................................................ 82

Tableau 7 : Spécification des graves non traitées.......................................................................................................... 82

Tableau 8 : Spécification de la Grave Bitume. ............................................................................................................... 83

Tableau 9 : Points d‟échantillonnage - Localisation et nature lithologique ..................................................................... 83

Tableau 10 : Résultats des essais géomécaniques effectués sur les différents faciès pétrographiques

échantillonnés. ............................................................................................................................................ 84

Tableau 11 : Pluies enregistrées au niveau de stations proches: données statistiques................................................... 85

Tableau 12 : Paramètres climatiques pour quelques stations pluviométriques proches .................................................. 85


ABSTRACT

The area covered by the Alougoum sheet, scale 1:50.000, belongs to the central and eastern Anti-Atlas geographical domain fomred by the mountains of the Bou Azzer-El Graara inlier, which outlines the limit of the West African Craton. Precisely, the area covers the southwestern ending of the Bou Azzer-El Graara inlier. This inlier is composed of Tonian to Ediacaran rocks, highly deformed, and exposed on the northern part of the Alougoum sheet. These Neoproterozoic rocks are unconformably overlain by a late Neoproterozoic to Lower Paleozoic sedimentary cover.

On the Alugoum sheet, the formations which outcrop in the Bou Azzer-El Graara inlier are frm older to younger:

● the Tachdamt-Bleïda Group, attribuated to late Tonian – early Cryogenian (NP1-2), is composed of siltstones, carbonates, quartzites and basalts;

● the Tiddiline Group, Lower Ediacaran (606 ± 4 Ma), is composed of sandstones and rhyolitic pyroclastic tuffs;

● the Ouarzazate Group, Upper Ediacaran (566 ± 4 and 567 ± 5 Ma), is comosed of pyroclastic rocks of dacitic to rhyolitic composition, andesitic flows and volcano-sedimentary deposits.

The Tachdamt-Bleida Group is considered as the remnant of a late Tonian-early Cryogenian platform margin, on the northern border of the West Afraican Craton. On the Alougoum sheet, this group is composed by siltstones, carbonates, quartzites and basalts in the Tachdamt area. An age of 768 Ma for this magmatism suggests a back-arc basin context on the cratonic border for the Tachdamt-Bleida Group, partially contemporaneous of the Tichibanine-Ben Lgard Group.

The Tiddiline Group outcrop in WNW strike corridors which separated Cryogenian terranes. On the Alougoum sheet, the Tiddiline Group is represented only by the barrage de Tizgui Formation on the southern border of the inlier. This formation is composed of crossbedded sandstones and pyroclastic tuffs toward the top, affected by a folding and unconformably overlain by the volcanic deposits of the Ouarzazate Group.

The Ouarzazate Group overlies unconformably Tonian, Cryogenian and Lower Ediacaran rocks. The base of the group is frequently characterized by coarse detritic deposits with basement clasts. The Ouarzazate Group is characterized by two main volcanic cycles taking place in an extensive setting. The first cycle is characterized by ignimbrites of dacitic to rhyolitic composition (Aourz Formation). The second cycle is characterized by ignimbrites interlayered with andesitic flows (Jbels Formation). The volcanism of the Ouarzazate Group takes place between 575 and 550 Ma.

On the Alougoum sheet, the Lower Paleozoic sedimentary cover outcrops south of the Bou Azzer-El Graara inlier, and rests unconformably on deposits of the Ouarzazate Group. Above a sandy and conglomeratic sequence, the Lower to Middle Cambrian sedimentary deposits record a large transgressive-regressive cycle of sedimentary platform sequences from a carbonate pole to a silico-clastic pole. The alkaline magmatism (Jbel Boho Formation) takes place at the beginning of the Cambrian during the deposit of the Adoudou Formation, and continues in the deposits of the Tikirt sandstones, and locally at the base of the Igoudine Formation.

RÉSUMÉ 7

RÉSUMÉ

Le secteur couvert par la carte Alougoum appartient au domaine géographique de l‟Anti-Atlas occidental marocain, constitué par une chaîne montagneuse surbaissée qui matérialise la bordure nord-ouest du Craton Ouest Africain. Plus précisément, la carte s‟inscrit dans un périmètre localisé à la terminaison sud-occidentale de la boutonnière de Bou Azer-El Graara. Cette boutonnière est constituée de terrains du Tonien à l‟Édiacarien, fortement structurés, exposés dans la partie nord de la carte Alougoum. Ces terrains néoprotérozoïques sont coiffés par une couverture sédimentaire néoprotérozïque terminal à paléozoïque inférieure.

Sur la feuille Alougoum, les formations qui affleurent au sein de la boutonnière de Bou Azer-El Graara par ordre d‟âge décroissant sont :

● le Groupe de Tachdamt-Bleïda attribuée à la fin du Tonien début du Cryogénien (NP1-2) constituée de siltites, de carbonates, de quartzites et de basaltes ;

● le Groupe de Tiddiline de l‟Édiacarien inférieur (606 ± 4 Ma) constitué de grès et de tufs rhyolitiques ;

● le Groupe de Ouarzazate de l‟Édiacarien supérieur (566 ± 4 et 567 ± 5 Ma) constitué de roches pyroclastiques de composition dacitique à rhyolitique, de coulées andésitiques ainsi que de dépôts sédimentaires volcano-détritiques.

Le Groupe de Tachdamt-Bleïda est considéré comme la trace d'une plate-forme de la fin du Tonien début du Cryogénien, installée sur la marge nord du Craton Ouest Africain (WAC). Sur la feuille Alougoum, ce groupe n'est représenté dans le secteur de Tachdamt des siltites, des carbonates, des quartzites et des basaltes. Un âge de 768 Ma pour le magmatisme suggère un contexte de bassin arrière-arc en bordure cratonique pour le Groupe de Tachdamt-Bleïda, partiellement contemporain du magmatisme d‟arc du Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad.

Le Groupe de Tiddiline affleure le long de couloirs parallèles de direction WNW séparés par les terrains du Cryogénien. Sur la feuille Alougoum, seule la zone sud est représentée dans la Formation du barrage de Tizguit. L'ensemble de la série, constituée essentiellement des grès à festons et de tufs rhyolitiques dans la partie sommitale, est affectée par un plissement qui est scellé par les dépôts volcaniques du Groupe de Ouarzazate.

Le Groupe de Ouarzazate repose en discordance sur les terrains du Tonien, du Cryogénien, et de l‟Édiacarien inférieur à moyen. La base de la série est fréquemment caractérisée par des dépôts détritiques grossiers renfermant de nombreux éléments de socle. Le Groupe de Ouarzazate est caractérisé par deux grands cycles volcaniques distintcs se mettant en place dans un contexte extensif. Le premier cycle est caractérisé par la mise en place d‟ignimbrites de compositon dacitique à rhyolitique (Formation d‟Aourz). Le second cycle est caractérisé par l‟alternance de coulées pyroclastiques ignimbritiques et de coulées effusives andésitiques (Formation des Jbels). Le volcanisme du Gourpe de Ouarzazate se met en place entre 575 et 550 Ma.

Sur la feuille Alougoum, la couverture sédimentaire ou volcano-sédimentaire du Paléozoïque inférieur affleure au Sud de la boutonnière de Bou Azer-El Graara, et repose en discordance sur les séries du Groupe de Ouarzazate. Au dessus d‟une série de base grèseuse à conglomératique, la succession des dépôts du Cambrien inférieur au Cambrien moyen basal enregistre un grand cycle transgression – régression de systèmes sédimentaires de plate-forme allant d‟un pôle carbonaté à un pôle strictement silico-clastique. Un magmatisme alcalin (Formation du Jbel Boho) se met en place au Cambrien inférieur pendant le dépôt de la Formation d‟Adoudou et se poursuit localement pendant le dépôt des Grès de Tikirt et même jusqu‟à la base de la Formation d‟Igoudine.


Figure 1 : Cadre géologique simplifiée de la feuille Alougoum

INTRODUCTION 9

1 - INTRODUCTION

1.1 - SITUATION GÉOGRAPHIQUE

Le territoire de la carte géologique d‟Alougoum s‟inscrit dans le périmètre de la boutonnière précambrienne de Bou Azer, localisée sur le flanc sud de l‟Anti-Atlas central. Les coordonnées de la feuille sont comprises entre les latitudes 30°15‟ à 30°30‟N et les longitudes 7°00‟ à 6°45‟W.

La région couverte par la feuille (Figure 1) se situe à l‟extrémité occidentale de la boutonnière de Bou Azer-El Graara. La partie centrale de la carte est constituée par des hauts reliefs constituant la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer. Cette partie centrale sépare la boutonnière de Bou Azer de la vallée d‟Alougoum. L‟activité se concentre autour de la ville d‟Alougoum le long de la route reliant Foum Zguit à Taznakht.

Par sa situation aux confins du Sahara, le climat de la région est de type aride à semi-aride, marqué par de grands écarts de température entre le jour et la nuit, et entre l‟été et l‟hiver. La vallée du Drâa située à l‟aval de la boutonnière s'inscrit globalement dans l‟étage bioclimatique saharien à présaharien. La température moyenne est de 23°C, montrant des variations journalières et saisonnières très importantes, avec d‟importants pics de chaleur entre juillet et septembre. La pluviométrie moyenne annuelle est très faible (moins de 100 mm) et diminue du nord au sud : Agdz (100 mm), Zagora (74 mm) et Tagounite (54 mm). La période pluvieuse s‟étend de septembre à décembre. Les pluies sont de nature orageuse et peuvent atteindre une hauteur journalière de 50 mm.

La population est formée d‟un mélange de peuplements berbères et arabes, sédentarisés dans plusieurs agglomérations établies le long des principaux oueds. Leurs principales activités résident dans l‟élevage des caprins, ovins et dromadaires ainsi que dans des cultures entretenues dans d‟étroites terrasses alluviales aménagées le long des oueds.

1.2 - PRÉSENTATION DE LA CARTE DANS SON CADRE GÉOLOGIQUE

La chaîne de l‟Anti-Atlas constitue la marge septentrionale déformée du Craton Ouest Africain. Elle dessine, au sud et à l‟est d‟Agadir, un entablement continu de terrains sédimentaires paléozoïques, plissés lors de l‟orogenèse hercynienne. Au sein de cette couverture plissée apparaissent – par suite de l‟érosion – plusieurs boutonnières (combes antiformes) dans lesquelles affleure un substratum du Protérozoïque, constitué de formations magmatiques et/ou sédimentaires, localement métamorphiques, ayant subi globalement deux orogenèses protérozoïques : éburnéenne et panafricaine, puis les contrecoups de l‟orogenèse hercynienne. En outre, dans la partie centrale de l‟Anti-Atlas, se trouvent des formations magmatiques, essentiellement volcaniques, mises en place au Cambrien inférieur d‟après des datations radiométriques récentes sur zircons.

La carte au 1/50 000 d‟Alougoum se situe dans l‟Anti-Atlas central et concerne la boutonnière précambrienne de Bou Azer-El Graara.

La boutonnière de Bou Azer-El Graara constitue une zone charnière située le long de l‟accident majeur de l‟Anti-Atlas (Choubert, 1947), qui subdiviserait les terrains précambriens de l‟Anti-Atlas en deux domaines distincts, un domaine cratonique paléoprotérozoïque au sud-ouest et un domaine panafricain néoprotérozoïque au nord-est. La carte d‟Alougoum est un élément-clef de la chaîne de l‟Anti-Atlas car sur son territoire affleure une association complexe de blocs tectoniques ayant chacun des caractéristiques lithostratigraphiques propres. Ces blocs sont séparés par des décrochements senestres parallèles à la principale zone de suture avec le Craton Ouest Africain.

Dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara (Figure 2) affleurent les témoins des formations les plus anciennes, qui d‟après les connaissances régionales et quelques datations radiométriques, sont les suivantes, par ordre d‟âge décroissant :

● des siltites et des basaltes du Groupe de Tachdamt-Bleïda, attribuées à la fin du Tonien début du Cryogénien, et considérées comme l‟entité affleurante la plus ancienne ; ● des siltites fines du Cryogénien inférieur, qui ne sont présentes que sous forme de petits lambeaux, enclavés dans des granitoïdes du massif de Taghouni, sur le flanc sud du Jbel bou Khres, et qui appartiennent au Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad, affleurant principalement sur les cartes d‟Aït Ahmane et d‟Al Glo‟a où il est daté à environ 760 Ma ; ● des roches métamorphiques et plutoniques du Complexe plutono-métamorphique de l‟assif n‟Bougmmane-Takroumt et comprenant des orthogneiss du Cryogénien inférieur, dont les protolites sont datés à 755 ± 9 Ma (carte de Bou Azer) et 745 ± 5 Ma (carte d‟Aït Ahmane), des roches basiques plus ou moins métamorphisées, et des granitoïdes d‟anatexie du Cryogénien supérieur parmi lesquels la leucogranodiorite orientée à deux micas d‟Oumlil est datée à 695 ± 7 Ma ; ● le Groupe de Bou Azer-El Graara, rattaché au Cryogénien supérieur d‟après la datation radiométrique à 658 ± 9 Ma d‟une leucogranodiorite (carte d‟Aït Ahmane), et comprenant ici des péridotites mantelliques serpentinisées, recoupées par des filons de microgabbros-dolérites, des basaltes et diabases spilitisés et un ensemble volcano-sédimentaire ; ● des intrusions plutoniques de la fin du Cryogénien début de l‟Édiacarien (NP2-3), comprenant des massifs de diorites quartzifères-tonalites à amphibole et biotite de Bou Offrokh et de Bou Azer, et d‟autre part des granitoïdes divers avec une prédominance de granodiorites constituant le massif polyphasé de Taghouni ; ● des grès et siltites à intercalations de tufs ou de laves rhyolitiques, du Groupe de Tiddiline, de l‟Édiacarien inférieur (NP3i) d‟après la datation à 606 ± 4 Ma d‟un échantillon de rhyolite de la carte d‟Alougoum.


Figure 2 : Schéma structural de la boutonnière de Bou Azer-El Graara.

Toutes ces entités néoprotérozoïques sont recouvertes par les formations volcaniques et/ou sédimentaires du Groupe de Ouarzazate constituant l‟entité lithostratigraphique prédominante de la carte Bou Azer, notamment dans sa moitié septentrionale. Le Groupe de Ouarzazate présente un contenu lithologique varié, se traduisant par la distinction cartographique de quarante-sept caissons, se répartissant en deux Groupes :

● le Groupe de Bou Lbarod – Iouraghene constitué de tufs et de brèches pyroclastiques, d‟ignimbrites, de coulées andésitiques et d‟intrusions dioritiques, intrusions datées à 625 ± 8 Ma (carte d‟Aït Ahmane). Ce magmatisme est contemporain des dépôts sédimentaires du Groupe de Tiddiline ; ● le Groupe de Ouarzazate constitué de coulées pyroclastiques ignimbritiques de composition dacitique à rhyolitique, associées à des tufs et des brèches pyroclastiques ainsi qu‟à des dépôts sédimentaires volcano-détritiques. Son sommet se caractérise par l‟apparition de coulées andésitiques alternant avec les coulées ignimbritiques. Ce magmatisme est rattaché à l‟Édiacarien supérieur d‟après des datations à 566 ± 4 et 567 ± 5 Ma sur des échantillons d‟ignimbrites rhyolitiques (cartes de Bou Azer et d‟Alougoum).

1.3 - CONDITIONS D’ÉTABLISSEMENT DE LA CARTE

Les levers de terrain de la feuille Alougoum ont été réalisés au cours de deux campagnes de terrain, en mars-avril et novembre-décembre 2007. Ils ont été effectués par une équipe pluridisciplinaire comprenant :

● pour la couverture sédimentaire paléozoïque : P. Razin (Université de Bordeaux) ;

● pour le volcanisme du Jbel Boho (Cambrien inférieur) : O. Blein (BRGM), Ph. Chèvremont (BRGM), D. Gasquet (Université de Savoie) et N. Youbi (Université de Marrakech) ; ● pour le Groupe de Ouarzazate (Édiacarien supérieur) : O. Blein (BRGM) et N. Youbi (Université de Marrakech ; ● pour le Groupe de Tiddiline (Édiacarien inférieur) : T. Baudin (BRGM), Ph. Razin (Université de Bordeaux), et O. Blein (BRGM) ; ● pour les intrusions plutoniques cryogéniennes à édiacariennes, le Groupe de de Bou Azer-El Graara et le Complexe plutono-métamorphique de l‟assif n‟Bougmmane (Cryogénien inférieur) : Ph. Chèvremont (BRGM) et H. Admou (Université de Marrakech) ; ● pour le Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad (Cryogénien inférieur) : T. Baudin (BRGM) ; ● pour le Groupe de Tachdamt-Bleïda (Tonien à Cryogénien) : T. Baudin (BRGM) et D. Gasquet (Université de Savoie à Chambéry) ; ● pour les gîtes et indices minéraux : M. Ayt Agougdal (Université de Safi) et Ph. Chèvremont (BRGM).

D. Gasquet a participé à l‟échantillonnage géochimique et géochronologique, lors de la première campagne de terrain.

Les analyses et études de laboratoire ont été réalisées par les spécialistes suivants :

● séparation, tri et typologie des zircons pour géochronologie : P. Jézéquel (BRGM) ; ● géochronologie (datations radiométriques) : A. Cocherie (BRGM) par la méthode U/Pb sur zircons, soit à la SHRIMP de Canberra (Australie) pour 4

INTRODUCTION 11

échantillons, soit par couplage laser-MC-ICPS au BRGM-Orléans pour un échantillon ; ● pétrographie et géochimie des roches magmatiques : P. Chèvremont, D. Gasquet, O. Blein, G. Crévola (Université de Bordeaux) ; ● étude métallographique d‟échantillons minéralisés : L. Barbanson (Université d‟Orléans).

Le coordonnateur de la réalisation de la carte et de la rédaction de la notice est O. Blein (BRGM).

La Société ANZAR conseil (Maroc) a en outre pris en charge la compilation des données hydrogéologiques, leur synthèse et la rédaction du chapitre hydrogéologie.

Les caractéristiques du système de projection de la carte sont les suivants : Ellipsoïde de Clarke 1880, Système géodésique Merchich, Projection conique conforme de Lambert Sud-Maroc. Pour les points d‟observation de terrain (et d‟échantillonnage le cas échéant) nous avons procédé de la façon suivante : relevé au GPS en degrés décimaux en WSG84 ; utilisation du logiciel Mapinfo pour projeter les points sur la carte topographique en WSG84, puis transformer les coordonnées dans le système Lambert Sud-Maroc.

1.4 - TRAVAUX ANTÉRIEURS

La première carte géologique du Maroc, au 1/1 500 000, signale, dès 1936, la présence de massifs précambriens dans l‟Anti-Atlas, dont ceux de la Tagragra d‟Akka et du Kerdous, à l‟ouest. Ils sont attribués à un Antécambrien affleurant au sein de boutonnières : combes antiformes entaillées dans une couverture paléozoïque. Jusque-là, la carte provisoire de Gentil (1920) ne montrait, au sud du Souss, qu‟un domaine axial dévonien entouré d‟une ceinture crétacé.

C‟est la découverte du Cambrien à Archaeocyathes par Bourcart, en premier (1927), près de Tiznit, puis par Neltner (1929) près de Tiout, qui est à l‟origine de la reconnaissance du Précambrien anti-atlasique. Celui-ci sera rapidement subdivisé, notamment par les auteurs précédents, en un ensemble inférieur schisto-granitique, un ensemble intermédiaire quartzitique et un ensemble supérieur volcano-détritique, ce schéma préfigurant le découpage ultérieur en Précambrien I, II et III par Choubert (1945, 1948, 1952), momentanément complété par un P0 devant représenter l‟Archéen (Choubert, 1963 ; Choubert et Faure-Muret, 1970) mais jamais formellement identifié à l‟affleurement dans l‟Anti-Atlas (Tableau 1).

La boutonnière de Bou Azer-El Graara présente le premier exemple connu de suture du Néoprotérozoïque, décrit par Leblanc (1975, 1981), et caractérisé par un substratum paléoprotérozoïque, une couverture sédimentaire de marge passive, une suite ultrabasique à basique ophiolitique, des séquences volcano-sédimentaires et des intrusions témoins d‟un magmatisme de subduction.

Dans la partie sud de la boutonnière de Bou Azer-El Graara, une séquence de plate-forme déformée, constituée de quartzites et de calcaires stromatolitiques (Leblanc, 1975), recouvre un substratum du

Paléoprotérozoïque, interprété comme le Craton Ouest Africain. Les unités de marge passive affleurent à proximité de roches plutoniques (leucogranites, pegmatites à muscovite) et de roches métamorphiques (orthogneiss œillés ou non, paragneiss et amphibolites ; Leblanc, 1975), qui présentent des similitudes lithologiques et structurales avec les roches paléoprotérozoïques du massif de Zenaga. Sur la base de ces corrélations, les gneiss de la boutonnière de Bou Azer-El Graara et les granites associés avaient été considérés comme représentant un substratum éburnéen âgé d‟environ 2 Ga.

La partie nord de cette boutonnière est constituée de séquences volcano-sédimentaires représentant un système arc/avant-arc néoprotérozoïque. Entre ces deux bordures, se juxtaposent des écailles tectoniques constituées de fragments d‟un complexe ophiolitique, de roches volcaniques et de métasédiments (Leblanc, 1975). Ce sont essentiellement de roches ultrabasiques – en majeure partie des péridotites mantelliques serpentinisées – qu‟est constitué le complexe considéré comme ophiolitique (Leblanc, 1975, 1981), puis interprété comme un complexe de mélange (Saquaque et al. 1989 ; Hefferan et al., 2002) mis en place sous des conditions métamorphiques de schistes bleus (Hefferan et al., 2002).

Entre le socle et la couverture de la boutonnière de Bou Azer-El Graara se trouve, comme dans de nombreuses boutonnières de l‟Anti-Atlas, un complexe volcano-sédimentaire attribué au PII-III par Choubert. Dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara, une distinction a été faite entre un ensemble synorogénique panafricain (Série de Tiddiline, PII-III) et un ensemble volcano-sédimentaire post-orogénique : le PIII ou Groupe de Ouarzazate.

Depuis les premiers travaux dans l‟Anti-Atlas, il ressort que ce Groupe de Ouarzazate (PIII), caractéristique d‟un environnement continental en transtension, a plus d‟affinités structurales avec sa couverture transgressive qu‟avec son soubassement. Si on y ajoute le fait que les premières faunes cambriennes ne se développent que vers le sommet de la première méga-séquence, carbonatée, de cette couverture, cela explique les tentatives de regroupement de ces Séries intermédiaires dans un Cambrien basal (Choubert, 1943, 1948), puis dans un Précambrien supérieur-Infracambrien (Choubert, 1952, 1963), synonyme du terme actuel de Protérozoïque terminal.

Régionalement la nature du contact entre le Groupe de Ouarzazate et la couverture est encore discutée : alors que Choubert (1963) évoque une discordance faible, attestée par Hassenforder (1987) qui rapporte dans le Kerdous l‟existence d‟une discordance angulaire localement importante, Benziane et al. (1983) décrivent à cette limite, dans le Jbel Saghro, une discordance de ravinement, et Piqué et al. (1999) décrivent un passage

progressif.

La géochronologie permet de distinguer trois épisodes de magmatisme plutonique au Néoprotérozoïque (Figure 3 ; Mrini, 1993 ; Gasquet et al.,, 2005).


Tableau 1 : Subdivisions des terrains des boutonnières de l‟Anti-Atlas marocain.

INTRODUCTION 13

Figure 3 : Graphique montrant les

principales venues magmatiques datées au niveau de l‟Anti-Atlas.

Le premier épisode concerne l‟ophiolite de Bou Azer qui aurait un âge de l‟ordre de 788 Ma d‟après la datation des roches métamorphiques avoisinantes par la méthode Rb-Sr (Clauer, 1974, 1976).

Le second, bien contraint par des datations U/Pb sur zircons, s‟étale sur 85 Ma environ dans le cas de la

boutonnière de Bou Azer : 667 11 Ma pour la diorite

quartzifère de Bou Offrokh, 602 6 Ma pour la diorite

quartzifère d‟Ousdrat (Ducrot, 1979) et 579 1 Ma pour la granodiorite de Bleïda (Inglis et al., 2004) ; dans le cas du Kerdous, la granodiorite de Tarçouate est datée

à 583 11 Ma (U-Pb sur zircons, Ait Malek et al., 1998).

Le troisième épisode s‟étale sur environ 33 Ma dans le cas du Saghro où les datations U-Pb sur zircons

donnent des âges allant de 580 5 Ma pour la

granodiorite de Bouskour à 547 26 Ma pour la diorite de Mellab. Les volcanites du sommet du Groupe de Ouarzazate (Clauer et al., 1982 ; Mifdal et Peucat, 1985 ; Cheilletz et al., 2002) se situent dans cette même fourchette.

Longtemps, deux événements tectoniques majeurs ont été rapportés dans cette région : il s‟agissait de la phase « B1 » datée aux environs de 685 Ma et de la phase « B2 » datée à 615 Ma. L‟âge de ces phases reposait cependant sur des datations, de plutonites, Rb-Sr sujettes à caution ou U-Pb anciennes (Leblanc, 1975 ; Ducrot et Lancelot, 1977 ; Leblanc et Lancelot, 1980).Toutefois, récemment, Inglis et al. (2004, 2006) ont remis en cause se schéma et reconnu à Bou Azer un événement tectono-thermal entre 750 et 700 Ma, suivi d‟un événement plus discret vers 650 et 640 Ma correspondant au chevauchement vers le nord des entités géologiques régionales et une troisième phase, essentiellement cassante et localisée et dont l‟âge reste mal contraint mais plus ancien que 575 Ma âge des plus anciennes roches volcaniques du Groupe de Ouarzazate.

De nombreux travaux stratigraphiques ont été menés dans les séries de couverture, favorisés par la qualité des affleurements et aiguillonnés pour la plupart d‟entre

eux par la recherche de la limite Précambrien-Cambrien ainsi que par les recherches minières, nombreuses dans ces régions depuis des décennies. Une bonne revue historique est donnée dans les travaux de Choubert (1963), Boudda et al. (1979), Destombes et al. (1985).

La succession lithostratigraphique et l‟organisation des dépôts ont été reconnues très tôt (Neltner, 1938 ; Choubert 1942, 1952, 1963) et sont généralement bien acceptées. Seules les corrélations stratigraphiques des unités inférieures, à l‟exemple de l‟Adoudounien (Choubert, 1952, 1959) ont donné lieu à des controverses. Les premières subdivisions biostratigraphiques du Cambrien inférieur, appuyées sur la répartition des trilobites, sont l‟œuvre de Huppé (1952).

Par la suite, la coupe maintenant célèbre de Tiout, au sud-est de Taroudant, permettra, sur des arguments faunistiques (Sdzuy, 1978 ; Schmitt, 1978 ; Debrenne et Debrenne, 1978 ; Monninger, 1979 ; Sdzuy et Geyer, 1988 ; Geyer, 1990), confortés par les évolutions du rapport des isotopes du carbone (Tucker, 1986 ; Latham et Riding, 1990 ; Magaritz et al., 1991 ; Maloof et al., 2005) de situer de façon consensuelle le début du Cambrien à l‟intérieur de la Série lie-de-vin ou Formation de Taliwine.

En conséquence, le début de la séquence transgressive (Série des Calcaires inférieurs ou Adoudounien) est attribué au Protérozoïque terminal. Cela est compatible avec l‟âge du volcanisme adoudounien du Jbel Boho, au

Sud de Tazenakht (534 10 Ma, Ducrot et Lancelot,

1977) et l‟âge du trachyte d‟Aghbar (531 5 Ma, Gasquet et al., 2005) si on admet que la limite Précambrien-Cambrien se situe à 540 Ma (Odin et al., 1994) ou à 545 Ma proposée (Landing, 1998).

Historique de la prospection et de l’exploitation minière

Les gisements et indices miniers en métaux de bases ou autres se regroupent au Maroc au sein de provinces métallogéniques. Chaque province est définie par de


grands évènements géodynamiques. Les minéralisations économiques sont généralement caractérisées par une addition d‟évènements échelonnés sur plusieurs cycles géodynamiques successifs. Les principales provinces géodynamiques sont :

● les minéralisations liées au craton archéen (dorsale Reguibat) et aux nappes superposées (Ouled Delim) ; ● les minéralisations liées au socle éburnéen (boutonnières de l‟Anti-Atlas) ; ● les minéralisations liées au cycle panafricain (boutonnières de l‟Anti-Atlas) ; ● les minéralisations liées au cycle hercynien ; ● les minéralisations liées au cycle alpin.

Le secteur de l‟Anti-Atlas central, où se trouve la feuille Alougoum, est caractérisé par une importante quantité de mines. Ces dernières sont concentrées dans la boutonnière précambrienne de Bou Azer-El Graara et sa périphérie. Ces minéralisations sont liées au cycle orogénique panafricain, qui a profondément affeté la bordure septentrional du Craton Ouest Africain.

Elles sont de diffférents types : i) minéralisations à Co-Cr et Au-Cu au rifting et drifting pré-panafricain ; ii) minéralisations à métaux précieux en contexte d‟arc magmatique tardi-orogénique ; et iii) minéralisation de cuivre stratoïdes dans le Paléozoïque inférieur.

Le rifting et la création de domaines océaniques ont conditionné le développement de minéralisations dans deux domaines paléogéographiques distincts :

● dans la plate-forme, le rifting pré-panafricain est responsable d‟une activité exhalative à l‟origine des minéralisations de cuivre de Bleïda, et d‟or à Bleïda Far West ; les minéralisations sont encaissées dans les formations toniennes à cryogéniennes, avec une évolution polycyclique probable ; ● dans le domaine océanique, on note les minéralisations du district de Bou Azer à Co-Cr (liées aux serpentinites) et les minéralisations aurifères de Tafrent (massif du Sirwa) encaissées dans des amphibolites.

Les minéralisations à métaux précieux en contexte d‟arc magmatique tardi-orogénique sont principalement localisées dans l‟Anti-Atlas oriental, au sein des massifs du Saghro et de l‟Ougnat. Il s‟agit de minéralisations à Au-Cu de Tiout, du gisement argentifère d‟Imiter, des minéralisations aurifères de Qalaat Mgouna, de minéralisations à tungstène de Taourirt Talellalt, de nombreuses minéralisations filoniennes polymétalliques, ainsi que des disséminations dans l‟Édiacarien supérieur du Groupe de Ouarzazate.

Les minéralisations de cuivre stratoïdes sont localisées à la base de la transgression cambrienne (Formation d‟Adoudou) au-dessus du socle protérozoïque. Le contrôle paléogéographique de ces minéralisations cuprifères se manisfeste par leur localisation à proximité et autour des maléoreliefs précambriens (Tazalarht, Agigal) ou de volcans infracambriens (jbel n‟Zourk, jbel Laasal) et par leur localisation dans le même niveau stratigraphique à l‟échelle régionale.

Pour les minéralisations à métaux précieurs et du cuivre stratoïdes le rôle des remobilisations hercyniennes est important. Cette remobilisation a entraîné le développement de minéralisations, comme la mine de cuivre d‟Oumjrane, dans les séries sédimentaires de l‟Ordovicien au sud du Saghro.

Contrairement à ce qui se passe sur les cartes voisines de Bou Azer, Aït Semgane et Aït Ahmane, sur le territoire de la feuille Alougoum à 1/50 000 il n‟y a pas de serpentinites, à l‟affleurement du moins, de sorte qu‟il n‟y a pas de gîte ou indice de Co, Ni, Au, Cr, etc.

Dans l‟inventaire des gîtes minéraux du Maroc réalisé en 1952 (Agard et al., 1952), J. Bouladon et G. Jouravsky signalent (p. 48) la présence de filons de manganèse à gangue dolomitique dans la région de Tachdamt.

En 1987, le SEGM (Service d‟étude des gîtes minéraux) a effectué une prospection de l‟uranium dans la boutonnière de Bou Azer–El Graara, mais aucun des indices uranifères découverts ne se trouve sur la feuille Alougoum.

Cependant, des filons minéralisés en Fe (oligiste) et/ou Mn ont fait l‟objet de petites exploitations artisanales superficielles, que M. Aït Agougdal a relevé dans le cadre du présent projet : cf. plus loin « Gîtes et indices minéraux ».

Le gisement de cuivre du jbel n‟Zourk est encaissé dans les calcaires de la Formation d‟Adoudou, juste au dessus des formations volcaniques du jbel Boho. Ce gisement a fait l‟objet de travaux dès le Moyen Âge. Puis des exploitations artisanales dans les années 1980 ont visé des lentilles dans les siltites riches en minéralisations. À partir de 2010, des travaux de galeries et des forages ont été réalisés par la société Ouiselsat Mines et par le Groupe Managem.

La minéralisation est localisée dans une zone de brèche intraformationelle, témoin d‟une tectonique synsédimentaire, à la base de calcaires noirs dolomitiques. Les corps minéralisés se présentent dans des couches dont l‟épaisseur augmente à l‟approche d‟une charnière de pli de rampe d‟axe N-S.

Les rares tavaux réalisés sur ce gisement premettent de constater des similitudes avec le gisment de cuivre du jbel Laasal :

● l‟âge cambrien inférieur des roches encaissantes ; ● la présence de laves alcalines liées au volcanisme cambrien du jbel Boho ; ● l‟histoire tectonique polyphase ; ● la relation spatiale avec le plissement régional ; ● la paragenèse minérale primaire à bornite, chalcopyrite et pyrite.

TONIEN À CRYOGÉNIEN 15

2 - DESCRIPTION DES TERRAINS

2.1 - UNITÉS LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET MAGMATIQUES

2.1.1 - Tonien à Cryogénien (NP1-2)

2.1.1.1 - Groupe de Tachdamt - Bleïda

Ce groupe correspond à la série calcaréo-quartzitique décrite par Neltner (1938), puis Choubert (1952) comme le "système des Calcaires et des Quartzites" (Précambrien II

2), reconnu dans l'ensemble de l'Anti-

Atlas. Il est l'équivalent du Groupe de Taghdout (Thomas et al., 2004) dans la boutonnière des Zenagua, et à ce titre, constitue la base du Super Groupe de l'Anti-Atlas. Il est considéré comme le vestige d'une plateforme, de la fin du Tonien début du Cryogénien, installée en bordure nord du Craton Ouest Africain (WAC), bien qu'aucune datation directe n'ait pu confimer à ce jour, un tel âge (Gasquet et al., 2008).

Ce groupe est généralement formé par l'empilement de trois formations : à la base une série alternante de siltites, carbonates contenant une barre de grès quartzite, en position intermédiaire une série basaltique et au sommet une série de siltites puis de grès.

Sur la feuille Alougoum il affleure en bordure nord de la carte dans le secteur de Tachdamt, entre les longitudes 356 500 m et 360 000 m. Tous les termes stratigraphiques du groupe y sont représentés, allongés selon une direction NW-SE. Des coupes stratigraphiques sont décrites en détail dans la thèse de Bouougri (1992).

Du bas vers le haut (du sud-ouest au nord-est) on peut observer la succession suivante :

● un ensemble sédimentaire inférieur, réduit tectoniquement dans sa partie occidentale ; ● un ensemble volcanique basique médian ; ● un ensemble sédimentaire supérieur.

L‟ensemble sédimentaire inférieur est composé de trois membres qui ont subit un fort décrochement senestre et qui par conséquent montre aujourd'hui des épaisseurs variables. On distingue du plus ancien au plus récent : 1) l‟alternance carbonates-siltites, membre inférieur ; 2) des barres de grès quartzite ; et 3) l‟alternance carbonates-siltites, membre supérieur.

NP1-2sci : Alternance carbonates-siltites, membre inférieur

Cette formation silto-carbonatée peut atteindre 150 m d'épaisseur. On peut la subdiviser en trois unités (Bouougri, 1992), d'une cinquantaine de mètre d'épaisseur chacune, en fonction du rapport entre les faciès carbonatés et les faciès détritiques (Photo 1) :

● une unité argilo-carbonatée à la base où les calcaires, algo-sédimentaires, présentent en surface des indices de diagenèse subaérienne (birds-eyes et mud-cracks). On observe aussi des intercalations de bancs pluridécimétriques de calcaires à lithoclastes,

des calcaires oolithiques et des calcaires à stromatolites. Dans cette formation, les niveaux calcaires les plus épais ont été distingués en tant que niveaux repères notés NP1-2c ;

Photo 1 : Alternance de carbonates et siltites, Groupe

de Tachdamt-Bleïda.

● une unité terrigène composée essentiellement de siltites et de grès quartites où alternent cependant deux barres de calcaire à stromatolites de cinq mètres d'épaisseur. Le matériel détritique, surtout argilo-silteux mais aussi gréseux, est généralement induré et finement stratifié (en plaquette) et montre souvent un litage parallèle. Les interfaces de bancs présentent quelques rides symétriques ainsi que des figures de bioturbation ; ● une unité gréso-carbonatée formée par l'alternance décimétrique à métrique de bancs de grès et de calcaires. Ces carbonates montrent des litages obliques en chevrons, des mégarides de courant ou encore, dans les faciès plus massifs, des lits plans. Les stromatolites s'observent fréquemment. Les niveaux détritiques, quant à eux, sont à dominante de grès à joints silteux. Les figures sédimentaires observées sont des litages plans avec quelques rides d'interférences et des rides d'oscillation. Les surfaces de bancs montrent à l'accasion quelques fentes de dessication ainsi que des traces de bioturbation.

NP1-2c : Niveaux carbonatés

Ce sont les niveaux carbonatés, alternant avec des siltites, les plus épais qui ont été individualisés cartographiquement.

Ce sont des calcaires also-sédimentaires avec des niveaux à stromatolithes. Bouougri (1992) signale


également des calcaires à intraclastes et oolithes désposés dans des petits chenaux de marées et à des calcaires micritiques à lithoclastes.

Ces carbonates montrent des litages obliques en chevrons, des mégarides de courant ou encore, dans les faciès plus massifs, des lits plans, indiquant une interaction entre processus de marées, de vagues et de tempêtes.

NP1-2gq : Barre de grès quartzite

Cette barre de grès quartzite est affectée par une tectonique décrochante dextre qui peut réduire considérablement son épaisseur d'origine, que l'on estime néanmoins à une cinquantaine de mètres. Dans les parties très déformées, le quartzite, très silicifié et cataclasé a perdu toute structure sédimentaire et pourrait être, localement, confondu avec un filon de quartz. Le contact tectonique est parfois jalonné par des injections dolériques ou de diabase, à l‟instar des quartzites analogues observées sur la feuille Bou Azer.

Dans les zones préservées de la déformation, la barre de grès quartzite est plus massive dans les vingt premiers mètres où elle présente des bancs d‟épaisseur infra-métrique avec quelques passées grossières à éléments de quartz (Photo 2). Vers le haut, elle évolue vers des grès quartzite lités, en bancs de 5 à 20 cm d‟épaisseur et à inter-lits de siltite. La base, plus massive, est caractérisée par des mégarides de courant tandis que la partie supérieure, plus finement litée, affiche plutôt des litages plans, parallèles ou ondulés. Les rides d‟oscillation et d‟interférence s‟observent à tous les niveaux de la barre. Bouougri (1992) signale aussi des fentes de dessication à remplissage sableux ainsi que des traces de bioturbation.

NP1-2scs : Alternance siltites-carbonates, membre supérieur

Cette unité à dominante terrigène, ne dépasse pas 50 m d‟épaisseur. Elle consiste en une alternance de siltites, à grain fin ou grossier et de calcaires à stromatolites. Les faciès détritiques sont finement stratifiés en bancs infra-décimétriques et montrent des laminations planes parallèles ou ondulées, des traces de bioturbations, des fentes de dessication ainsi que des rides d‟oscillations au toit des bancs (Bouougri, 1992).

Les calcaires à stromatolites, quant à eux, sont constitués par des bancs isolés de 10 à 50 cm d‟épaisseur, qui contiennent parfois des décharges terrigènes où les mégarides de courant sont bien fréquentes. Bouougri (1992) signale également des calcaires oolithiques et à lithoclastes. Dans cette dernière séquence, on observe déjà les premières émissions de coulées basaltiques qui annoncent l'ensemble volcanique sus-jacent.

L'ensemble des faciès constitutifs de l'ensemble sédimentaire inférieur du Groupe de Tachdamt – Bleïda traduit des dépôts mixtes calcaréo-détritiques sur une plate forme interne sous très faible tranche d'eau voire en milieu subaérien. Bouougri (1992) envisage, pour ce premier ensemble, un milieu de dépôt interdidale, où la sédimentation carbonatée provient du développement de tapis alguaires et de stromatolites et où les épandages terrigènes sont faiblement modelés par l'activité des marées. Dans cette organisation sédimentaire, la barre de quartzite correspondrait à une régression majeure favorisant une reprise de décharge terrigène grossière.

NP1-2β : Basaltes homogènes plus ou moins doléritiques

Il s‟agit d‟un empilement d'environ 400 m de coulées basaltiques qui se sont épanchées sur les termes supérieurs des siltites (NP1-2scs) et avec lesquelles elles

Photo 2 : Grès quartzite, Groupe de

Tachdamt-Bleïda.

TONIEN À CRYOGÉNIEN 17

peuvent être interstratifiées. Des lentilles silto-gréseuses et/ou des tuffs sont parfois intercalées dans les basaltes. À leur sommet ces laves sont recouvertes en concordance par les siltites vertes homogènes.

Les basaltes présentent un aspect très sombre et massif, et sont parcourus par des fissures à quartz, calcite et épidote. En lame mince ils sont constitués par une matrice vitreuse dans laquelle on identifie du plagioclase en microlites, très altéré, des fantômes de pyroxène voire d'olivine, des amphiboles et chlorites secondaires ainsi que des épidotes très fréquentes. Les faciès microgrenus, quant à eux montrent des plagioclases automorphes et zonés mais passablement altérés (séricite et calcite), entourés d'amphibole plus ou moins altérée en chlorite, actinote et épidote mais bien reconnaissable : il sagit de hornblende brune (remplaçant des pyroxènes ?). Aucun autre silicate ferromagnésien n'est identifiable. On observe aussi des minéraux opaques et quelques cristaux de quartzinterstitiel. Il arrive souvent que, suite à un

hydrothermalisme important, la minéralogie primaire des dolérites ne soit plus identifiable et seuls restent présents la calcite, la chlorite, le quartz et/ou l'albite ainsi que de nombreux oxydes.

Selon Mouttaqi (1997), ces basaltes se sont épanchés dans un milieu marin peu profond selon une dynamique non explosive dans un contexte fissural en extension. Leur géochimie atteste d‟un caractère de tholéïtes abyssales pour les basaltes massifs, alors que les basaltes porphyriques montrent un caractère transitionnel à tendance alcaline.

Les échantillons analysés ont des compositions basique à intermédiaire (44%<SiO2<61,5% ; Annexe 1), avec des rapports FeO

t/MgO supérieurs à 0,5, ce qui les situe

dans le domaine des laves à affinité tholéïtique de Miyashiro (1974) (Figure 4). Dans le diagramme de classification R1-R2 (Figure 6), ces compositions se situent dans la lignée des tholéïtes transitionnelles.

Photo 3 : Basaltes homogènes

doléritiques.

Figure 4 : Diagramme SiO2 vs. FeOt/MgO

(Miyashiro, 1974) pour les roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda.


Figure 5 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour

l‟ensemble des analyses sur les zircons du trachyte de Tachdamt (ALDG 4).

La seule datation dont on dispose actuellement sur l'âge du Groupe de Tachdamt Bleida a été effectuée sur une trachy-andésite ALDG4 présente en filon. Cette trachy-andésite est caractéristé par des teneurs assez élevées en alcalins (Na2O+K2O=7, 5 %). Son rapport FeO

t/MgO

élevé de 6,4 la situe dans le domaine des laves à affinité tholéïtique de Miyashiro (1975) (Figure 4). Dans le diagramme de classification R1-R2 (Figure 6), ces compositions se situent dans la lignée des tholéïtes transitionnelles.

Les zircons de cette trachy-andésite sont assez nombreux. L‟indexation selon la méthode de Pupin (1980) montre une répartition assez dispersée depuis le type S5 jusqu‟au type S16 avec une forte représentation des types S12 et S13. Douze analyses ont été effectuées sur 11 zircons différents (Annexe 2). Toutes les analyses sont très proches de la concordia (Figure 5). Seules deux analyses (7.1 et 11.1) montrent une légère perte de Pb*. Les 10 analyses restantes ont permis de déterminer un âge bien défini à 606 ± 5 Ma

(Figure 5), avec un excellent MSWD de 0.30. Cet âge est beaucoup plus jeune que celui généralement affecté au Groupe de Tachdamt-Bleida. Cette trachy-andésite est certainement liée au volcanisme du Groupe de Tiddiline et non au volcanisme interstratifié dans les sédiments du Groupe de Tachdamt-Bleida.

NP1-2sv : Siltites vertes homogènes

Il s'agit d'un faciès homogène et monotone d'une puissance estimée à 300 à 400 m qui surmonte l'épaisse formation basaltique. On observe encore quelques minces épanchements volcaniques à la base de ces siltites. Cette formation montre généralement une teinte verte, plus ou moins foncée et évolue vers le haut à des faciès de pélites grises ou noires. À la base, on peut toutefois observer des niveaux plus gréseux qui

présentent quelques litages plans ou de rares rides de courant. Bouougri (1992) signale également de rares passées microconglomératiques, de minces lentilles carbonatées ainsi que des niveaux de jaspes ferrugineux qui selon cet auteur proviendrait d'une activité hydrothermale siliceuse et sulfurée. De discrets niveaux de tuf fin et de cinérite sont également signalés. Ce même auteur interprète l'ensemble des faciès de la formation comme des dépôts turbiditiques sur un talus de marge continentale, alimentés par des écoulements à forte charge argileuse. Les pélites noires, du sommet de la série visible pourrait traduire une raréfaction de ces apports en milieu anoxique.

2.1.2 - Édiacarien (NP3)

L‟Édiacarien est composé de trois groupes principaux : Bou Lbarod-Iouraghene, Tiddiline et Ouarzazate. Les groupes de Bou Lbarod-Iouraghene(NP3iB) et de Tiddiline (NP3iT) ont un âge édiacarien inférieur. Le

Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene, qui n‟affleure pas sur la carte d‟Alougoum, est composé de roches volcaniques de composition intermédiaire à acide. Le Groupe de Tiddiline est composé essentiellement de roches sédimentaires détritiques associées à quelques coulées pyroclastiques de composition acide. Le troisième groupe, le Groupe de Ouarzazate (NP3sW) est

discordant sur les groupes précédents, et composé principalement de roches volcaniques pyroclastiques et de roches volcano-sédimentaires.

2.1.2.1 - Groupe de Tiddiline (NP3iT)

On regroupe sous l‟appellation de Groupe de Tiddiline l‟ensemble des sédiments terrigènes non métamorphiques, et plus rarement volcaniques, qui reposent en discordance majeure sur un substratum panafricain, et qui sont recouverts en discordance angulaire, soit par le Groupe volcano-sédimentaire de Ouarzazate, soit directement par les séries transgressives adoudouniennes.

À l‟échelle de la boutonnière de Bou Azer-El Graara, le Groupe de Tiddiline affleure le long de deux couloirs parallèles bien distincts de direction WNW, séparés par une échine de terrains panafricains (PII inf.). Dans le couloir du nord (zone nord), on distingue d‟ouest en est, les lambeaux isolés de Bou Frokh et d‟Ambed-Tiddiline, puis ceux continus d‟Aït Ahmane-Dwissat-Ben Lgrad qui se prolongent sur plus de 40 km. Le couloir sud du Groupe de Tiddiline est, quant à lui, représenté par des unités isolées, dont les plus importantes sont celles du Barrage de Tizgui et de Tachdamt à l‟ouest et celui plus large de Trifya à l‟est. Chaque unité (Bou Frokh, d‟Aït Ahmane-Dwissat-Ben Lgrad pour la zone du nord, et Barrage de Tizguit-Tachdamt et Trifya pour la zone du sud) présente des faciès sédimentaires spécifiques, et quatre formations ont été distinguées sur l‟ensemble de la boutonnière de Bou Azer-El Graara.

640

620

600

580

0.056

0.058

0.060

0.062

0.064

0.066

9.4 9.8 10.2 10.6 11.0

238U/

206Pb

20

7P

b/2

06P

b

data-point error ellipses are 1s

Trachyte ALDG 4 (Tachdamt)

606 ± 5 Ma (2s)MSWD = 0.30 (n = 10)

11.1

7.1

ÉDIACARIEN INFÉRIEUR 19

Figure 6 : Diagramme R2 vs. R1

[R2=6Ca+2Mg+Al ; R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)] de De La Roche et al. (1980) appliqué aux roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda, du Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad, du Complexe plutono-métamorphique de l‟Assif n‟Bougmmane-Takroumt, du Complexe ophiolitique de Bou Azer-El Graara et du Complexe volcano-sédimentaire de Skouraz.

Le découpage du Groupe de Tiddiline en différentes unités résulte d'une tectonique décrochante sénestre intense si bien que la corrélation sédimentaire entre ces différentes unités demeure très incertaine.

Sur la feuille Alougoum, seule la zone sud du Groupe de Tiddiline est représentée par la Formation du barrage de Tizguit. Cette formation, composée de grès et de coulées pyroclastiques, est affectée par un plissement orienté WNW – ESE (B2, Leblanc 1975) qui est scellé par les dépôts à dominante volcanique du Groupe de Ouarzazate.

2.1.2.1.1 - Formation du barrage de Tizgui (NP3iT5)

NP3iT5g : Grès à litage oblique de mégarides

Sur la feuille Alougoum, le Groupe de Tiddiline est principalement représenté par le faciès de grès à festons (Photo 4). Il constitue une épaisse formation homogène (2000 m environ) de grès à grain moyen, riche en micas blancs flottés et à litages obliques 3D de taille décimétrique (figures en festons). Cette formation affleure au nord de la carte où elle forme une bande discontinue depuis Cha'bet Boulichart à l'ouest jusqu'au Jbel Imi n -Ouqchchab à l'est. La base de cette série gréseuse n'a jamais été observée. Le sommet de la formation est recouvert, en discordance, par les volcanites ou les brèches chaotiques de base du Groupe de Ouarzazate. Ces dernières peuvent reposer à l'horizontale sur des strates verticales des grès à

Photo 4 : Grès à litage oblique de

mégarides.


Photo 5 : Tuf lithique ignimbritique.

Figure 7 : Diagramme SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989)

appliqué aux roches du Groupe de Tiddiline, aux roches du Groupe de Ouarzazate et de la Formation du Jbel Boho.

Photo 6 : Ignimbrite du Groupe de

Tiddiline recouverte par une ignimbrite du Groupe de Ouarzazate.

ÉDIACARIEN SUPÉRIEUR 21

festons, redressées par un plissement tardif (phase B2 de Leblanc, 1975).

De teinte légèrement violacée à rousse, cette formation montre une stratification régulière organisée en séquences grano et stratocroissante d'ordre pluri-décamétrique. L'épaisseur des bancs varie de quelques décimètres à quelques mètres ; les bancs plus épais et plus indurés forment de petites barres rocheuses dans le versant. Vers le haut de la série apparaissent quelques lits de graviers à éléments non jointifs. C'est également vers le sommet de la formation qu'apparaissent, interstratifiés dans les grès des niveaux de tufs microlithiques rhyolitiques. La puissance de la formation et l'homogénéité de son faciès plaident en faveur d'un fort taux de subsidence compensé par un apport détritique régulier. Ce type de faciès pourrait correspondre aux dépôts d'une plaine deltaïque. La géométrie des mégarides indique un sens de courant vers le nord ou le nord-nord-ouest.

NP3iT5ρ : Ignimbrites (606 ± 4 Ma)

Des coulées pyroclastiques de tufs lithiques de nature rhyolitique sont intercalées dans la partie sommitale des grès à festons. Elles forment des barres massives, apparemment discontinues, d'épaisseur décamétrique (Photo 6). Ces tufs sont polygéniques à fragments lithiques de taille infra-centimétrique, ils peuvent montrer aussi des passées à grande densité de cristaux de plagioclase et de quartz (Photo 5).

L‟analyse chimique de l‟échantillon ALDG21 confirme le caractère très différencié de cette ignimbrite (SiO2=75,03% ; Annexe 3) avec une teneur élevée en potassium (K2O=5,98%). Dans le diagramme (Na2O+K2O) vs. SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989) cette roche est une rhyolite.

Figure 8 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour

l‟ensemble des analyses sur les zircons de la volcanite du Groupe de Tiddiline.

L‟ignimbrite ALDG21 a été datée par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP de Canberra (Australie). Les zircons de cette roche sont assez nombreux, de petite taille (~100 à 150 µm), limpides sans zonations concentriques. Les grains indexés donnent une

indication sur la répartition typologique (domaine mantellique, alcalin et hyperalcalin probable).

Quinze analyses ont été effectuées sur quinze zircons différents (Annexe 4). Ces analyses ont permis de déterminer un âge bien défini à 606 ± 4 Ma (Figure 8).

Cet âge est interprété comme celui de la mise en place de l‟ignimbrite. Il correspond à l'âge du sommet de la zone sud du Groupe de Tiddiline (Photo 6).

2.1.2.2 - Groupe de Ouarzazate (NP3sW)

Le Groupe de Ouarzazate est un complexe volcano-sédimentaire attribué entièrement au Néoprotérozoïque terminal sur les cartes géologiques de Ouarzazate au 1/200 000

ème (Choubert et Faure-Muret, 1970) et de Bou

Azer au 1/100 000ème

(Choubert, 1963 ; Leblanc, 1981). D‟après Choubert (1963), le Néoprotérozoïque terminal est caractérisé par un volcanisme à prédominance rhyolitique avec une puissance très variable. Des mouvements tectoniques sont contemporains de ces dépôts volcaniques qui sont séparés par de légères discordances. Deux de ces discordances sont plus importantes et permettent de séparer le Groupe de Ouarzazate en trois sous-étages :

● un étage inférieur caractérisé par un magmatisme andésitique ; ● un étage moyen caractérisé par un magmatisme rhyolitique ; ● un étage supérieur caractérisé par l‟alternance de rhyolites et d‟andésites.

De nouvelles données cartographique, pétrographique, géochimique et surtout géochronologique nous permettent de constater que les roches volcaniques antérieures à l‟étage moyen du Groupe de Ouarzazate sont contemporaines du Groupe de Tiddiline, et ont été regroupées au sein d‟un nouveau groupe, le Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene. Le Groupe de Ouarzazate est maintenant restreint aux étages moyen et supérieur défini par Choubert (1963).

Sur la carte d‟Alougoum, le Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene n‟affleure pas, nous observons seulement les roches volcaniques du Groupe de Ouarzazate exposées dans la boutonnière de Bou Azer. Une cartographie détaillée de ces secteurs nous a permis de diviser le volcanisme du Groupe de Ouarzazate en deux formations volcano-sédimentaires. La première formation, Formation d‟Aourz, représente principalement l‟étage moyen du Groupe de Ouarzazate défini par Choubert (1963). La seconde formation, la Formation des Jbels, est composé par des alternances d‟ignimbrites et d‟andésites du sommet de l‟étage moyen de Choubert (1963), et de roches volcano-sédimentaires de l‟étage supérieur. Les formations d‟Aourz et des Jbels sont séparées par une discordance angulaire soulignée par un conglomérat.

La succession lithologique montre une grande variabilité latérale et verticale de faciès, dont résulte la relative complexité des contours géologiques ainsi que l‟apparente discordance cartographique de la couverture carbonatée marine sus-jacente (Formation d‟Adoudou). Ainsi dans la boutonnière de Bou Azer, l‟épaisseur des

580

600

620

640

0.056

0.058

0.060

0.062

0.064

0.066

9.4 9.8 10.2 10.6 11.0

238U/

206Pb

20

7P

b/2

06P

b


Volcanite ALDG 21 (Tiddiline)

606 ± 4 Ma (2s)MSWD = 1.03 (n = 15)


dépôts volcano-sédimentaires varie de quelques mètres à plus de 600 m dans le secteur du Jbel Bouddargat. Les formations volcaniques sont particulièrement bien exprimées sur les feuilles Bou Azer et Alougoum. Sur les feuilles Aït Ahmane et Al Glo‟a, les formations volcaniques affleurent de façon plus discontinues au sein de sillons plus ou moins étroits.

Le Groupe de Ouarzazate repose en discordance angulaire nette sur un socle néoprotérozoïque. Ce socle formait vraisemblablement un paléo relief vallonné, comme l‟attestent les dépôts de base du Groupe de Ouarzazate, qui représentent un détritisme très grossier constitué de brèches et de conglomérats renfermant de nombreux fragments provenant du substratum.

2.1.2.2.1 - Dépôts sédimentaires de base

NP3sWb : Brèches chaotiques à éléments de socle

À la base du Groupe du Ouarzazate, apparaît localement une brèche chaotique, constituée par l‟accumulation de blocs hétérométriques provenant du substratum proche : granitoïdes, gneiss, quartzites, schistes gréso-grauwackeux, grès, gabbros-dolérites. La matrice arkosique est presque inexistante dans les faciès les plus grossiers. Ces brèches sont très localisées et marquent vraisemblablement d‟anciens chenaux. Les affleurements les plus spectaculaires se trouvent d‟une part à l‟ouest de Bou Azer, au fond de la vallée de l‟assif Agouni-n-Zaouit et en rive gauche de cet assif, et, d‟autre part, au nord de la fenêtre d‟érosion d‟Oumlil. Dans les deux cas les blocs, anguleux à légèrement arrondis et de taille variable (0,1 à 1 m), sont constitués de roches provenant du socle cristallin NP2i avoisinant : gneiss rubanés et leucogranites dans la vallée de l‟assif Agouni-n-Zaouit ; orthogneiss œillé et leucogranite à deux micas au nord d‟Oumlil, où la brèche chaotique présente la particularité de se situer en

bordure nord du massif de serpentinites d‟Aghbar–Tamdrost.

NP3sWc : Conglomérats à éléments de socle

Localement, des conglomérats reposent soit directement sur des entités du Tonien et du Cryogénien (Photo 7), soit sur de minces passées de roches volcaniques. Par exemple, en un point (BOPC077) situé en bordure occidentale de la fenêtre d‟érosion d‟Oumlil, on observe la succession suivante de bas en haut : le leucogranite d‟Oumlil, arénisé ; environ 1 m de roche volcanique ; un conglomérat à éléments arrondis de leucogranite, de longueur ≤20 cm, passant latéralement à une arkose avec de minces intercalations de microconglomérat ; un niveau de roche volcanique formant la partie supérieure de la petite butte.

Dans la boutonnière de Bou Azer, les premiers dépôts pyroclastiques, des tufs pyroclastiques andésitiques, appartiennent vraisemblablement au second membre de la Formation d‟Aourz. Ces tufs très localisés sont recouverts par des pyroclastites rhyolitiques dont les caractéristiques pétrographiques et lithologiques sont semblables à celles du troisième membre de la Formation d‟Aourz.

2.1.2.2.2 - Formation d’Aourz (NP3sW1)

La Formation d‟Aourz représente l‟étage moyen défini par Choubert (1963). Sur la base de nos observations, nous l‟avons divisé en trois membres distincts, séparés par de légère discordance angulaire. Tous ces membres sont caractérisés par une succession d‟épisodes pyroclastiques rhyolitiques avec de nombreuses ignimbrites massives soudées à chaud. Sur la carte d‟Alougoum, seuls les deuxième et troisième cycles ont été observés. Ils reposent directement en discordance sur le socle néoprotérozoïque déformé par les phases tectoniques panafricaines.

Photo 7 : Conglomérat à éléments de socle

néoprotérozoïque.


Membre du Jbel Tazarine (NP3sW1b)

Le Membre du jbel Tazarine affleure très localement dans la boutonnière de Bou Azer, et n‟est représenté que par des tufs pyroclastiques de composition andésitique.

NP3sW1bα : Tufs pyroclastiques andésitiques

Dans la boutonnière de Bou Azer, au nord du jbel Maslassene (X=351 700 ; Y=389 200), affleurent localement des tufs andésitiques non soudés présentant une forte altération. Ce sont des roches grises sombres constituées essentiellement de cendres (0,16 à 2 mm), et de quelques lapillis (2 à 64 mm) d‟andésite aphyrique à plagioclases.

Membre du Jbel Timeskrine (NP3sW1c)

Le Membre du jbel Timeskrine affleure largement dans la boutonnière de Bou Azer. Il débute généralement par des faciès sédimentaires détritiques, des conglomérats (NP3sW1cc). Le magmatisme est pyroclastique avec une

prépondérance de tufs pyroclastiques rhyolitiques (NP3sW1ct) sur des ignimbrites soudées (X=353 000 ;

Y=388 300). Les ignimbrites forment des barres n‟excédant pas la dizaine de mètres d‟épaisseur ; ce sont des ignimbrites porphyriques rubéfiées riches en fragments lithiques et clastes de minéraux (NP3sW1cρ1), des ignimbrites aphyriques grises (NP3sW1cρ2), des ignimbrites rhyolitiques fiammées (NP3sW1cρ3) et des ignimbrites dacitiques (NP3sW1cζ). Fréquemment, des

niveaux détritiques métriques de nature conglomératique s‟interstratifient entre les coulées pyroclastiques.

NP3sW1cc : Conglomérats

Ces conglomérats renferment des galets dont la taille (2 à 20 cm) et le tri varient, mais également des blocs arrondis (20 à 50 cm). La présence de niveaux conglomératiques à blocs est plus fréquente lorsque ces niveaux sont proches de la base du membre, proches de la limite avec le socle. Leur composition est dominée par des éléments de roches volcaniques, toutefois des blocs de grès de Tiddiline s‟observent localement. Lorsqu‟ils s‟interstratifient plus haut dans la séquence volcanique, les galets sont de tailles pluri-centimétriques (2 à 10 cm) et composés de roches volcaniques.

NP3sW1cρ1 : Ignimbrites rhyolitiques porphyriques

Cette ignimbrite constitue des horizons visibles dans la topographie, puissant de 2 à 10 m d‟épaisseur, avec un débit planaire. De couleur rouge brique à violacée, elle présente une texture porphyrique vitroclastique pseudo-fluidale avec de nombreux clastes (30 à 50%), des minéraux de taille millimétrique (feldspath alcalin, quartz) et quelques fragments lithiques de roches magmatiques, essentiellement des ignimbrites. L‟écoulement laminaire de ces ignimbrites se traduit parfois par la présence de fiammes. Leur taille est généralement pluri-millimétriques à centimétrique. Nous observons un plissement des échardes de verre autour des fragments lithiques et/ou de minéraux.

L‟analyse chimique de l‟échantillon ALYN112 confirme le caractère différencié de cette ignimbrite (SiO2=66,95% ; Annexe 5) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,61% ; K2O=3,24%) notamment en sodium. Dans le diagramme (Na2O+K2O) vs. SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989) cette roche est une

rhyodacite.

NP3sW1cρ2 : Ignimbrites rhyolitiques aphyriques grises (566 ± 4 Ma, 567 ± 5 Ma)

Cette ignimbrite constitue des horizons massifs, bien visibles dans la topographie. Puissant de 2 à 10 m d‟épaisseur, ces dépôts présentent un débit planaire associé à un débit prismatique. L‟accumulation de ces coulées pyroclastiques ne dépasse pas les 40 m d‟épaisseur. Ces ignimbrites sont fréquemment séparées par des tufs pyroclastiques rubéfiés peu ou partiellement soudés. Elles sont généralement grises avec une texture vitroclastique aphyrique à légèrement porphyrique, et renferment un faible pourcentage (<20%) de phénocristaux brisés (quartz, feldspath potassique, biotite, oxydes) et de très rares fragments lithiques. Lorsqu‟ils sont observés, les fragments lithiques se concentrent à la base de chaque coulée pyroclastique, formant un horizon brèchique d‟un mètre d‟épaisseur. Elles présentent des échardes de verres recristallisées en axiolites et en sphérolites avec quelques fiammes recristallisées.

L‟analyse chimique de l‟échantillon ALDG20 confirme le caractère différencié de cette ignimbrite (SiO2=76,60% ; Annexe 5) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,48% ; K2O=4,85%). Dans le diagramme (Na2O+K2O) vs SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989) cette roche est une rhyolite.

L‟ignimbrite ALDG20 a été datée par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP de Canberra (Australie). Tous les grains sont d‟un aspect assez similaire : limpides et généralement allongés. Ils atteignent souvent 200 à 300 µm. D‟après les grains de zircon indexés de l‟échantillon ALDG20, l‟indice moyen de cette population correspond aux domaines de répartition typologique des granites calco-alcalin et calco-alcalin K (Jezequel, 2007a).

Les dix analyses retenues ont permis de déterminer un âge très bien défini à 567 ± 5 Ma (Figure 9 ; Annexe 6),

interprété comme celui de la mise en place de la rhyolite. Une analyse entachée d‟une forte contribution de Pb commun ne figure pas sur ce diagramme (8.1 : 737 ± 32 Ma). Elle correspond à un zircon arrondi, très pauvre en U comme les zircons de l‟orthogneiss de Bou Azer. Ce zircon pourrait être une relique de ce gneiss.

NP3sW1cρ3 : Ignimbrites rhyolitiques fiammées

Dans les deux boutonnières, cette ignimbrite constitue des horizons visibles dans la topographie, épais de plusieurs mètres. Ces dépôts présentent un débit planaire avec un léger débit prismatique. Ce faciès s‟intercale dans des tufs pyroclastiques peu soudés.


Figure 9 : Diagramme de Tera et Wasserburg pour les

analyses de la rhyolite du Groupe de Ouarzazate de la feuille Alougoum (ALDG 20).

De couleur rouge brique à violacée, cette ignimbrite a une texture très fine avec peu de clastes et de minéraux (feldspath alcalin, quartz) et sans xénolites de socle. Le fort écoulement laminaire de ces ignimbrites se traduit par une coalescence des fragments de verre fondu formant des masses de verre lenticulaires, les fiammes et des bulles de verre formant des lithophyses remplies de minéraux secondaires. Les fiammes peuvent atteindre une longueur de plusieurs centimètres pour une épaisseur millimétrique. Nous observons également un plissement des échardes de verre autour des fragments lithiques et/ou de minéraux.

NP3sW1cζ : Ignimbrites dacitiques

Cette ignimbrite constitue des horizons massifs essentiellement dans la partie orientale de la boutonnière du Saghro. Bien qu‟elle soit massive, cette ignimbrite par l‟absence de débit planaire ne forme pas de belles falaises bien visibles dans la topographie. Ces ignimbrites sont imbriquées avec quelques faciès de brèches pyroclastiques présentant les mêmes caractéristiques pétrographiques.

Cette ignimbrite aphyrique est rouge brique foncé à marron, avec un faible pourcentage de fragments de cristaux compris entre 10 et 25%. Ce sont essentiellement des feldspaths potassiques et des plagioclases, les quartz sont rares. Au sein des ignimbrites, les fragments lithiques sont en nombre réduit et de taille pluri-millimétrique.

NP3sW1cb : Brèches pyroclastiques rhyolitiques

Ces brèches pyroclastiques rhyolitiques affleurent localement et représentent fréquemment une variation latérale de faciès des tufs pyroclastiques rhyolitiques.

Les brèches se caractérisent par de nombreux fragments lithiques jointifs de nature volcanique. La taille des fragments lithiques, anguleux, est comprise entre quelques centimètres et une dizaine de centimètres. Toutefois, nous observons parfois quelques blocs

arrondis de plusieurs dizaine de centimètres. Entre ces fragments jointifs, la matrice est composé de grains, fragments de ponces et lithiques, appartenant principalement à la gamme des cendres (0,16 à 2 mm) et associés à quelques lapillis (2 à 64 mm).

NP3sW1ct : Tufs pyroclastiques rhyolitiques

Ces tufs, de couleur rouge brique à violacé, se présentent en couches de quelques centimètres à plusieurs dizaines de mètres d‟épaisseur, peu à très peu classées, et dont la taille moyenne des grains appartient à la gamme des cendres (0,16 à 2 mm) ou des lapillis (2 à 64 mm). Ces grains sont des phénocristaux brisés de feldspaths potassiques, de plagioclases et de quartz plus de échardes de verre pouvant marquées une légère fluidalité. La mésostase est abondante et occupe plus de la moitié du volume de la roche. Ces tufs présentent localement de nombreux fragments lithiques de roches volcaniques de taille pluri-millimétriques à centimétrique.

Ce tuf comprend des proportions variables de ponces et fragments lithiques emballés par une matrice cendre avec ou sans cristaux libres. Ils se retrouvent fréquemment associés avec des niveaux ignimbritiques soudés à chaud. Il ne présente que rarement une stratification interne. Toutefois, une amorce de stratification peut être soulignée par l‟orientation des fragments lithiques dans les niveaux où ils sont abondants.

2.1.2.2.3 - Formation des Jbels (NP3sW2)

Membre du Jbel Maslassane (NP3sW2a)

L‟étage supérieur défini par Choubert (1963) correspond

à la Formation des Jbels qui a été divisée en deux membres, Membre du Jbel Maslassene et Membre du Jbel Bouddargat, séparés par une légère discordance angulaire.

Le Membre du jbel Maslassane (NP3sW2a) débute par

des faciès andésitiques, essentiellement des faciès pyroclastiques associés à quelques coulées. Ces faciès sont recouverts par des ignimbrites rouges aphyriques fiammées (NP3sW2aρ2) formant des falaises de plusieurs

dizaines de mètres de hauteur, notamment dans le secteur du jbel Maslassene (X=353 000 ; Y=387 800). Cet horizon est caractéristique de cette partie occidentale de la boutonnière de Bou Azer. Ces ignimbrites bien fiammées sont surmontées par des tufs rhyolitiques (NP3sW2at), et des ignimbrites aphyriques légèrement fiammées (NP3sW2aρ1). Nous retrouvons

ensuite le Membre du jbel Bouddargat caractérisé également par une alternance de roches volcaniques de composition andésitique et rhyolitique.

NP3sW2aP : Brèches et tufs pyroclastiques andésitiques

Ces dépôts sont intimement liés aux coulées de laves andésitiques. Ils se rencontrent à la base, au sommet ou au sein de ces coulées. Les brèches pyroclastiques forment des niveaux non stratifiés, sans prismation ni litage. Les fragments de taille centimétrique à

820

780

740

700

660

620

580

540500

0.054

0.058

0.062

0.066

0.070

0.074

0.078

7 8 9 10 11 12 13

238U/

206Pb

20

7P

b/2

06P

b


Rhyolite d'Alougoum

(ALDG 20)

567 ± 5 Ma (2s)MSWD = 1.5 (n = 10)

14.1

13.1

6.1

11.1


décimétrique représentent 40% du volume de la roche. Ils sont monogéniques et de composition andésitique (andésite à texture microlithique et phénocristaux de plagioclases).

NP3sW2aρ1 : Ignimbrites aphyriques

Sur la carte d‟Alougoum, ces ignimbrites s‟observent au sommet du Membre du jbel Maslassane dans le secteur de Tizi-n-Boufqqoust (X=364 800 ; Y=387 000) au dessus des tufs pyroclastiques rhyolitiques. Elles forment des horizons d‟épaisseur plurimétrique. Elles sont fines aphyriques généralement grises, avec peu de fiammes n‟excédant que rarement plusieurs centimètres de longueur. Les phénocristaux peu abondants (<20%) sont essentiellement des feldspaths potassiques, des plagioclases et de quartz.

NP3sW2aρ2 : Ignimbrites aphyriques rouges fiammées

Cette ignimbrite est très bien développée dans la boutonnière de Bou Azer, et forme un horizon caractéristique de la partie occidentale de la boutonnière, une falaise dont l‟épaisseur varie d‟une trentaine à plus d‟une centaine de mètres d‟épaisseur.

Ces ignimbrites ont une texture très fine avec peu de clastes et de minéraux et sans xénolites de socle. Le fort écoulement laminaire de ces ignimbrites se traduit par une coalescence des fragments de verre fondu formant des masses de verre lenticulaires, les fiammes et des bulles de verre formant des lithophyses remplies de minéraux secondaires. Les fiammes atteignent des longueurs pluricentimétriques à décimétriques (Photo 8). Lorsque les fiammes sont très développées, l‟ignimbrite présente un aspect folié.

NP3sW2at : Tufs pyroclastiques rhyolitiques

Ces tufs pyroclastiques, de couleur rouge brique à violacé, se présentent en couches de quelques centimètres à plusieurs dizaines de mètres d‟épaisseur. Ils sont peu indurés avec parfois des horizons infra-métriques plus indurés de type ignimbritique. Ces tufs ont des éléments peu à très peu classés, et dont la taille moyenne des grains, très variable, appartient à la gamme des cendres (0,16 à 2 mm) ou des lapillis (2 à 64 mm). Ce faciès ne présente pas de stratification interne et comprend différentes proportions de ponces et fragments lithiques emballés par une matrice de cendre avec ou sans cristaux libres. Les cristaux observés sont essentiellement des feldspaths et des quartz.

Ces tufs pyroclastiques rhyolitiques affleurent au dessus des ignimbrites aphyriques rouges bien fiammées. Ils sont presque systématiquement recouverts en discordance par les dépôts volcano-sédimentaires du membre du jbel Bouddargat. L‟épaisseur de ces tufs varie de quelques mètres à une cinquantaine de mètres.

Membre du Jbel Bouddargat (NP3sW2b) Le Membre du jbel Bouddargat (NP3sW2b) affleure dans

le secteur du jbel Bouddargat (X=363 000 ; Y=389 000) et sur la bordure sud de la boutonnière. Il débute par un conglomérat à éléments volcaniques (NP3sW2bc) bien

développé sur la bordure sud de la boutonnière formant une barre de plusieurs mètres. Par contre, ce conglomérat se limite souvent à un niveau d‟épaisseur métrique.

Dans le secteur de jbel Bouddargat (Photo 9 ; X=362 000 ; Y=390 200), le conglomérat de base est surmonté par une ignimbrite rhyolitique grise (NP3sW2bρ) très riche en fragments lithiques à sa base.

En allant vers l‟est, cette ignimbrite est de moins en moins bien soudée et passe à un tuf pyroclastique rhyolitique peu soudé. Cette ignimbrite est surmontée par un niveau détritique de quelques mètres, puis par

Photo 8 : Ignimbrite aphyrique

fiammée.


Photo 9 : Jbel Bouddargat, Ignimbrite

rhyolitique à patine jaune surmontée de tufs pyroclastiques rouges. Le sommet est constitué d‟une nouvelle coulée ignimbritique.

des tufs pyroclastiques (NP3sW2bt). Ces tufs

pyroclastiques sont surmontés par des andésites porphyriques, à phénocristaux de feldspaths (NP3sW2bα). Ces coulées andésitiques, d‟épaisseur

métrique à l‟ouest du jbel Bouddargat, deviennent de plus en plus épaisses vers l‟est, pour atteindre plusieurs dizaines de mètres d‟épaisseur (jusqu‟à 50 m).

Ces andésites sont recouvertes par des tufs pyroclastiques rhyolitiques plus ou moins soudés (NP3sW2bt) semblables à ceux qu‟elles recouvraient.

Puis, nous retrouvons des coulées pyroclastiques ignimbritiques bien soudées de composition rhyolitique (NP3sW2bρ). Ces rhyolites sont aphyriques, rouges, à

phénocristaux de quartz avec des faciès de type pyroméride à sphérolites pluri-centimétriques accolés.

Sur la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer, ce membre volcano-sédimentaire présente également une forte variation latérale.

À l‟ouest de l‟oued Dat Boughalim (X=356 500 ; Y=385 500), le membre débute par des conglomérats volcaniques de plusieurs mètres d‟épaisseur (NP3sW2bc). Une brèche pyroclastique rhyolitique (NP3sW2bb), semblable à celle composant la deuxième

barre dans le secteur d‟Agouni-n-Oulghoum (X=360 000 ; Y=391 000) sur la carte de Bou Azer, recouvre ce conglomérat. Nous observons ensuite des tufs pyroclastiques fins rouges briques (NP3sW2bt), puis une brèche volcano-sédimentaire (NP3sW2bs) avant de

passer aux premiers dépôts carbonatés de l‟Adoudounien. Au niveau de l‟oued Dat Boughalim (X=350 000 ; Y=385 000), le membre est caractérisé par des brèches pyroclastiques (NP3sW2bb) et des tufs pyroclastiques (NP3sW2bt) recouverts par des brèches volcano-sédimentaires (NP3sW2bs). Tous ces dépôts sont très

épais dans l‟axe de l‟oued, et leur épaisseur diminue vers l‟est et vers l‟ouest. Cela indique une forte chenalisation de ces dépôts volcano-sédimentaires suivant un axe parallèle à l‟oued actuel.

Les affleurements les plus orientaux (X=368 500 ; Y=386 000) sont caractérisés par des dépôts détritiques constitués de conglomérats et de grès (NP3sW2bc),

surmontés par des coulées ignimbritiques de quelques mètres d‟épaisseur, de tufs pyroclastiques et de conglomérats et de grès avant d‟observer les premiers dépôts carbonatés de l‟Adoudounien.

Uniquement observé dans la partie occidentale de la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer, ces conglomérats forment une barre de 5 à 10 m d‟épaisseur bien visible dans la topographie. Ils renferment des galets, plus rarement des blocs arrondis, dont la taille (2 cm à 20 cm) et le tri varient. Leur composition est dominée par des éléments de roches volcaniques.

NP3sW2bc : Conglomérats et grès grosseirs

Ces faciès gréseux se rencontrent principalement sur la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer et dans les affleurements les plus orientaux de cette formation. Ils en constituent la base et le sommet, encadrant des tufs pyroclastiques rhyolitiques et quelques rares coulées pyroclastiques ignimbritiques. Ils représentent des variations latérales des conglomérats observés en base de séquence, et des brèches caractérisant le sommet.

Ces grès sont de couleur clair, à grain moyen, et de composition quartzo-feldspathique. Ils sont stratifiés en bancs de 30 à 50 cm. Ils alternent localement avec des lentilles conglomératiques constituées de galets pluri-centimétriques de roches volcaniques.

NP3sW2bρ : Ignimbrites rhyolitiques

Les ignimbrites forment plusieurs horizons massifs bien visibles dans la topographie, puissant de 3 à 10 m d‟épaisseur. Ces dépôts pyroclastiques présentent un débit planaire. Leur base est fréquemment brèchique, riche en fragments lithiques pluri-centimétriques. Ces ignimbrites sont grises à la base de la formation, et rubéfiées de couleur rouge au sommet. Elles ont une

ÉDIACARIEN SUPÉRIEUR À CAMBRIEN INFÉRIEUR 27

texture vitroclastique généralement porphyrique. Elles présentent de nombreux fragments cassés de phénocristaux (>50%) de feldspath potassique, de plagioclase, de quartz et de biotite. Les faciès rubéfiés sont caractérisés par une fluidalité marquée par l‟orientation et l‟étirement des échardes de verre. Par contre, les faciès non-rubéfiés gris présentent des échardes de verre non étirées en X, Y ou H.

L‟analyse chimique de l‟échantillon BOYN106b confirme le caractère différencié de cette ignimbrite (SiO2=70,97%) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=0,14% ; K2O=10,45%) contrôlées essentiellement par le K2O. Dans le diagramme (Na2O+K2O) vs. SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989) cette roche est une rhyolite.

NP3sW2bt : Tufs pyroclastiques rhyolitiques

Ces tufs se présentent en couches de quelques centimètres à plusieurs dizaines de mètres d‟épaisseur, peu à très peu classées, et dont la taille moyenne des grains très variable appartient à la gamme des cendres (0,16 à 2 mm) ou des lapillis (2 à 64 mm). Ce faciès ne présente pas de stratification interne et comprend différentes proportions de ponces et fragments lithiques emballés par une matrice cendreuse avec ou sans cristaux libres. Ces tufs de couleur rouge brique à violacé sont peu ou partiellement soudés.

NP3sW2bb : Brèches pyroclastiques rhyolitiques

Cette brèche pyroclastique violine constitue un horizon massif bien visible dans la topographie, puissant de 3 à 10 m d‟épaisseur, ces dépôts présentent un débit planaire. Cette brèche pyroclastique est constituée de nombreux fragments lithiques (essentiellement des rhyolithes fines aphyriques) de plusieurs centimètres. Malgré leur abondance (40 à 50%) ces fragments ne sont pas jointifs. La matrice de cette brèche est un tuf fin dont la taille moyenne des grains appartient à la gamme des cendres (0,16 à 2 mm). Ces grains sont essentiellement des fragments ponceux.

NP3sW2bα : Andésites

Ces andésites présentent une importante variation latérale d‟épaisseur. Absentes dans le secteur de Zouriz sur la carte Bou Azer, elles apparaissent sur le versant ouest du Jbel Bouddargat, où leur épaisseur attend 30 m maximum. À l‟est de ce jbel, elles se développent largement pour atteindre un maximum de 150 m d‟épaisseur dans le secteur du jbel Taghouni (X=367 000 ; Y=380 000).

Ces andésites ont des textures porphyrique à microgrenue. Les phénocristaux sont des plagioclases automorphes séricitisés et des clinopyroxènes transformés en oxydes de fer et phylites. La mésostase est très riche en microlithes de feldspaths et en quartz.

L‟analyse chimique de l‟échantillon ALOB698 confirme le caractère intermédiaire (SiO2=62,03% ; Annexe 5) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,01% ; K2O=4,72%) surtout en sodium, ainsi

dans le diagramme (Na2O+K2O) vs SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989) cette roche est une trachy-

andésite. Cette roche alcaline riche en TiO2 (1,18%) appartient au groupe des shoshonites, compte tenu de sa teneur élevée en K2O.

NP3sW2bs : Brèches sédimentaires sommitales

Les brèches sédimentaires affleurent sur la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer. Elles sont présentes essentiellement dans le secteur de l‟oued Dat Boughalim où elles atteignent plus de 50 m d‟épaisseur. Ces brèches sédimentaires se rencontrent au sommet de la séquence volcano-sédimentaire avant de passer aux premiers faciès carbonatés de l‟Adoudounien.

D‟une épaisseur variable, de 5 à 50 m, ces brèches à une patine orange, sont massives et litées en bancs plurimétriques. Elles sont composées de nombreux fragments lithiques anguleux non jointifs et mal triés (1 mm à 10 cm). Ces fragments sont des roches volcaniques de composition rhyolitique.

2.1.3 - La couverture du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur

Sur la feuille Alougoum, la couverture sédimentaire ou volcano-sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur affleure au sud de la boutonnière de Bou Azer-El Graara. Elle est particulièrement bien développée au droit de deux structures synclinales alignées selon une direction NW-SE : le synclinal de Sidi Blal (ou de Tragragra n‟Oudmane) au nord-ouest et le synclinal d‟Alougoum au sud-est. Cette série, épaisse ici de plus de 2000 m, repose en discordance sur la série du Groupe de Ouarzazate. Elle est constituée de six groupes lithostratigraphiques (Figure 10) :

● le Groupe de Taroudannt, Néoprotérozoïque terminal - Cambrien basal ; ● la Formation du jbel Boho, Cambrien basal ; ● le Groupe de Tata, Cambrien inférieur à moyen basal ; ● le Groupe des Feijas Internes, Cambrien moyen ; ● le Groupe de Tabanite, Cambrien moyen à supérieur ; ● le Groupe des Feijas Externes, Ordovicien inférieur.

2.1.3.1 - Groupe de Taroudannt

2.1.3.1.1 - Formation d’Adoudou

ЄiAd : Formation d’Adoudou

La Formation d‟Adoudou (Choubert, 1952) constitue l‟unité lithostratigraphique la plus basale du cycle néoprotérozoïque terminal-cambrien inférieur. Elle surmonte en discordance les séries continentales volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate (Photo 10 et Photo 11). Cette formation fossilise une phase de soulèvement et d‟érosion enregistrée à la fin de l‟épisode volcano-sédimentaire du « Précambrien III ». Si dans ce domaine de l‟Anti-Atlas central, un hiatus stratigraphique accompagne l‟onlap des dépôts


Figure 10 : Succession stratigraphique des formations du Néoprotérozoïque terminal au

Cambrien moyen basal dans couverture sédimentaire de la boutonnière de Bou Azer.

ÉDIACARIEN SUPÉRIEUR À CAMBRIEN INFÉRIEUR 29

Légende générale des coupes sédimentologiques des figures 10 et 11.

Photo 10 : Discordances progressives

dans les brèches sédimentaires de la « Série de base » de la Formation d‟Adoudou sur le flanc sud de la boutonnière de Bou Azer. Ces discordances progressives enregistrent une déformation tectonique pendant le dépôt de termes inférieurs de la Formation d‟Adoudou (Néoprotérozoïque terminal).


Photo 11 : Les unités stratigraphiques à

la Néoprotérozoïque terminal – Cambrien inférieur sur la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer : brèches sédimentaires de la « Série de base » et dolomie à stromatolites des « Calcaires inférieurs » (Formation d‟Adoudou) puis la formation volcanique du Jbel Boho. Noter le filon d‟alimentation volcanique recoupant les formations sédimentaires antérieures.

de la Formation d‟Adoudou, il s‟attenue et disparaît dans l‟Anti-Atlas occidental où cette phase de soulèvement et d‟érosion ne s‟exprime que par le développement d‟un prisme terrigène progradant puis rétrogradant à la limite entre les deux groupes lithostratigraphiques, sans aucune évidence de discontinuité stratigraphique majeure (Chèvremont et al., 2006).

La Formation d‟Adoudou s‟inscrit dans un contexte de subsidence généralisée responsable de l‟ennoyage progressif du bassin de l‟Anti-Atlas, ou bassin du Souss (Geyer, 1990), qui favorise l‟installation d‟une première plate-forme carbonatée péritidale de très grande extension (Boudda et al., 1979 ; Geyer, 1990 ; Benssaou et Hamoumi, 2004 ; Alvaro et al., 2005). La forte

différence du taux de subsidence entre l‟Anti-Atlas occidental et l‟Anti-Atlas central explique la réduction d‟épaisseur de la Formation d‟Adoudou qui passe d‟une puissance de plus d‟un millier de mètres à l‟ouest (bordure sud du Kerdous ; Chèvremont et al., 2006) à seulement 150 m dans la région de Bou Azer, avant de se biseauter totalement sur le flanc sud du Jbel Sarho plus au nord-est (région de Agdz). La production sédimentaire à dominance carbonatée parvient néanmoins à compenser ce différentiel de subsidence comme en témoigne la permanence de faciès homogènes et très peu profonds sur l‟ensemble du domaine considéré.

Sur la bordure sud de la boutonnière de Bou Azer, la Formation d‟Adoudou débute partout par une unité bréchique de plus de 50 m d‟épaisseur, correspondant à la « Série de base » des auteurs (Choubert, 1963 ; Photo 11). Elle est composée d‟éléments subanguleux issus du remaniement des séries volcano-sédimentaires sous-jacentes. Un litage frustre horizontal apparaît localement dans ces faciès témoignant d‟un processus de dépôt de haute énergie dans un système de fan-delta. Localement, cette série détritique présente une structure interne en éventail, correspondant à des discordances progressives, qui témoigne d‟un

basculement synsédimentaire vers le sud du substratum pendant le dépôt des termes de base de la couverture (Jbel Imi-n-Ouqchchab ; Photo 10). Ce basculement pourrait s‟expliquer par l‟existence d‟une faille à composante normale au sud de la boutonnière de Bou Azer, aujourd‟hui fossilisée par les séries paléozoïques plus récentes.

La série de base est rapidement surmontée par une première barre de quelques dizaines de mètres, à dominante carbonatée, composée d‟une succession de couches dolomitiques d‟épaisseur pluri-décimétrique, séparées par des lits centimétriques à pluri-décimétriques de silt plus ou moins argileux rouge et de grès fin, avec quelques récurrences bréchiques locales. Les couches dolomitiques, lorsqu‟elles ne sont pas massives, se caractérisent fréquemment par la présence de lamines horizontales d‟origine microbienne et plus rarement de structures stromatolitiques en dômes. Des structures bréchiques et/ou vacuolaires ainsi que de rares fenestrae peuvent également être observées dans ce lithofaciès. Des silicifications secondaires affectent les dolomies de manière parfois intense. Les niveaux argilo-silteux, parfois légèrement dolomitique, peuvent présenter des rides de vagues ou de courant unidirectionnel, ainsi que de rares fentes de dessiccation et des pseudomorphoses de sel. Aucune trace de bioturbation ni aucun débris d‟organisme n‟a été observé au sein des dépôts de la Formation d‟Adoudou. Cette association de faciès transgressive témoigne de l‟installation d‟une plate-forme mixte très peu profonde, pouvant subir des émersions épisodiques. La production carbonatée d‟origine microbienne se développe au droit de vastes platiers péritidaux, périodiquement détruits pendant les périodes d‟apports terrigènes relativement importants. L‟influence de fluctuations climato-eustatiques pourrait être envisagée pour expliquer les alternances silto-dolomitiques de haute fréquence.

Depuis l‟angle nord-ouest de la feuille et en se déplaçant vers le sud-est, des coulées de laves et des couches de

CAMBRIEN INFÉRIEUR 31

Photo 12 : Succession stratigraphique du Cambrien inférieur sur le flanc sud de la boutonnière de Bou Azer (synclinal

de Sidi Blal). Dans ce secteur, la formation volcanique du Jbel Boho est recouverte par les dolomies de la Formation d‟Adoudou. L‟épaisseur de la coupe est de l‟ordre de 600 m.

brèches à éléments volcaniques de plus en plus fréquentes s‟intercalent au sein des carbonates stromatolitiques, témoignant de la proximité de l‟édifice volcanique du Jbel Boho (e.g. Alvaro et al., 2006). Cet édifice volcanique se trouve dans la partie centrale et orientale de la bande de terrain formant la couverture de la boutonnière sur la feuille d‟Alougoum. Au droit du Jbel Boho, un empilement de plus de 400 m de roches volcano-sédimentaires (Formation du Jbel Boho) surmontent les « Calcaires inférieurs » de la Formation d‟Adoudou. Ce complexe volcanique synsédimentaire constituait alors un édifice émergé de plus de 200 m d‟altitude dont les produits de démantèlement transportés sous la forme de coulées de débris se trouvent interstratifiés au sein des dépôts de plate-forme péritidale de l‟Adoudou. On retrouve ainsi sur la feuille adjacente d‟Aït Ahmane, les témoins du flanc oriental de l‟édifice volcanique avec, comme sur le flanc ouest, une alternance de coulées et brèches volcaniques au sein des carbonates de l‟Adoudou sur une épaisseur de l‟ordre de 300 m (canyon d‟Assaka – Asmli). Il apparaît donc que l‟activité et les émissions volcaniques ne perturbent aucunement la production carbonatée microbienne sur la plate-forme alentour. On peut même envisager que la production de CO2 d‟origine volcanique ait favorisé cette production. Sur les flancs du volcan, les dernières accumulations volcano-sédimentaires sont surmontées par une série de dolomie à stromatolites qui forme l‟unité supérieure de la Formation d‟Adoudou (Photo 12). Cette barre est très continue et enregistre une période de stabilité qui favorise une nouvelle phase de développement de la plate-forme carbonatée péritidale. À ce stade, la topographie du système sédimentaire devait être très plate, seul le volcan du Jbel Boho devait être émergé. Ce paléorelief volcanique ne sera ensuite entièrement recouvert que par la dernière séquence de la Formation de Tikirt, clôturant ainsi l‟onlap des séquences sous-jacentes sur les flancs du volcan.

Sur la bordure nord de la boutonnière de Bou Azer, la « Série de base » ainsi que toute la série carbonatée Adoudou à intercalations de dépôts volcano-sédimentaires s‟amincit fortement pour n‟atteindre plus qu‟une centaine de mètres au lieu des 350 à 400 m de la

bordure sud. Cette évolution traduit (1) l‟existence d‟un paléorelief vers le nord au toit du Groupe de Ouarzazate, recouvert en onlap par les dépôts détritiques de la Série de base et (2) une subsidence plus forte vers le sud favorisant la préservation d‟une épaisse série volcano-sédimentaire accumulée pour l‟essentiel à une altitude et où une bathymétrie proche du niveau marin à la périphérie de l‟édifice volcanique. L‟hypothèse d‟une relation entre volcanisme et subsidence differentielle (basculement ?) ainsi que le rôle de discontinuités tectoniques aujourd‟hui masquées par les séries plus récentes pourrait être envisagée.

Les analyses géochronologiques par méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP réalisées pour des dépôts pyroclastiques de la première séquence Adoudou à proximité de Bou Azer donnent un âge le plus récent à 541 ± 6 Ma. Cette datation est compatible avec les données géochimiques qui indiquent l‟existence dans la partie supérieure de la Formation d‟Adoudou d‟un pic du δ

13C, interprété comme caractéristique de la limite

Néoprotérozoïque – Cambrien (Tucker, 1986 ; Latham et Riding, 1990 ; Magaritz et al., 1991). Elle est cependant plus ancienne (mais dans la fourchette d‟erreur) que les datations réalisées sur le complexe volcanique du Jbel Boho à 534 ± 10 Ma (Ducrot et Lancelot, 1977) et à 531 ± 5 Ma (Gasquet et al., 2005). Nous considérons ici la Formation Adoudou comme d‟âge néoprotérozoïque terminal à cambrien basal, sachant par ailleurs que n‟est représentée ici que de la partie sommitale d‟une série Adoudou qui est bien plus épaisse et complète dans l‟Anti-Atlas occidental.

2.1.3.1.2 - Formation du Jbel Boho

Au sein de la couverture sédimentaire qui borde la boutonnière précambrienne de Bou Azer-El Graara, se trouvent d‟abondantes manifestations d‟un important volcanisme du Cambrien inférieur, représenté par (i) des coulées de laves basiques à trachytiques voire rhyolitiques et des dépôts pyroclastiques interstratifiés dans les calcaires dolomitiques de l‟Adoudounien et (ii) deux anciens volcans bien préservés, affleurant l‟un dans le Jbel Boho, sur la feuille Alougoum, et l‟autre à Al Glo‟a. Ces manifestations volcaniques se trouvent pour


l‟essentiel au sud de la boutonnière précambrienne sur les territoires des feuilles Alougoum, Aït Ahmane et Al Glo‟a à 1/50 000. Elles apparaissent également plus au nord, sur le territoire de la feuille Bou Azer : en bordure nord de la boutonnière de Bou Azer-El Graara et, de façon discrète, en bordure sud de la boutonnière du Jbel Saghro, au sein de la partie basale des dolomies adoudouniennes. En outre, le volcan du Jbel Boho présente la particularité de renfermer en son cœur un massif de syénite et des filons de microgranite. Les principaux affleurements de cette manisfestation volcanique sont localisés dans l‟Adrar-n-Tirtiwt (X=351 000 ; Y=375 000), dans le massif du Jbel Boho (X=366 000 ; Y=383 000), dans le secteur de la Mine d‟Aghbar (X=363 000 ; Y=392 500) et à proximité de la localité d‟Al Glo‟a (X=395 000 ; Y=364 000).

Parmi les roches effusives issues du volcan du Jbel Boho, deux horizons pétrographiquement distincts sont identifiables :

● un horizon inférieur basaltique s‟étendant sur un rayon de 20 km par rapport au cœur syénitique du volcan et concernant, corrélativement, la moitié méridionale de la carte de Bou Azer à 1/50 000 où une datation radiométrique par la méthode U-Pb sur zircon, réalisée dans le cadre du présent projet, lui confère un âge de 541 ± 6 Ma ; ● un horizon supérieur trachytique, entourant principalement le cœur syénitique mais également présent, de façon discrète, dans le secteur d‟Aghbar, sur la carte de Bou Azer, où il constitue notamment un sill daté à 531 ± 5 Ma par la méthode U-Pb sur zircon (Gasquet et al., 2005).

Sur la bordure nord de la boutonnière de Bou Azer (carte Bou Azer), le volcanisme de la Formation du Jbel Boho apparaît localement au sein des premiers dépôts dolomitiques de la Formation d‟Adoudou. Il y est réprésenté par des sills et des coulées de basalte s.l. ou de trachyte, ainsi que par des tufs et brèches pyroclastiques renfermant de nombreux fragments de roches volcaniques.

Dans le secteur d‟Aghbar, ce volcanisme est développé sur une épaisseur comprise entre 20 et 100 m et représenté essentiellement par des coulées et des sills de trachyte porphyrique. En allant vers l‟ouest l‟épaisseur de la formation volcanique diminue et à l‟ouest du douar de Bou Azer des coulées de basalte s.l. se disloquent pour donner des blocs de taille variable dispersés au sein des dolomies basales de la Formation d‟Adoudou. La mise en place de ces coulées basaltiques disloquées est donc synchrone des premiers dépôts adoudouniens, à cet endroit du moins. Cela est d‟autant plus intéressant que la datation radiométrique de l‟un de ces blocs basaltiques donne un âge de 541 ± 6 Ma par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP (Cocherie, 2008) : cf. plus loin « Conditions de formation des entités géologiques » pour détails et interprétation.

Dans l‟Adrar-n-Tirtiwt (carte d‟Alougoum), la Formation du Jbel Boho est constituée de grès à éléments volcaniques, de tufs pyroclastiques et de rares coulées

basiques interstratifiées dans les calcaires dolomitiques de l‟Adoudou.

Dans le massif du Jbel Boho (cartes d‟Alougoum et d‟Aït Ahmane), le volcanisme cambrien s‟étend sur plus de vingt kilomètres, et six kilomètres du nord au sud. Il forme un relief topographique positif par rapport à la couverture sédimentaire cambrienne. Ce complexe volcanique représente un ancien édifice volcanique, constitué d‟une intrusion syénitique hypovolcanique localisant un ancien centre d‟émission, de coulées, de tufs et de brèches pyroclastiques de nature basaltique, trachy-andésitique et trachytique. Les roches volcaniques les plus anciennes, tufs et coulées, affleurent sur le versant nord de ce complexe, et sont interstratifiées avec les calcaires dolomitiques de l‟Adoudounien. Sur ce même versant des filons de syénites orientés nord-sud recoupent la base des l‟Adoudounien. Sur son versant sud, le complexe volcanique est composé par une intrusion syénitique, des coulées et des brèches pyroclastiques de composition trachytique. Ces roches volcaniques sont recouvertes par des brèches sédimentaires et des grès de la Formation de Tikirt.

Sur la carte d‟Aït Ahmane, nous observons la partie orientale du massif du Jbel Boho. Le volcanisme est représenté essentiellement par des brèches pyroclastiques à éléments trachytiques, des tufs pyroclastiques et quelques coulées ou sills de trachytes. À l‟est du douar d‟Igrane, les produits du volcanisme, tufs pyroclastiques et coulées basaltiques, sont interstratifiés avec les dolomies de l‟Adoudou en niveau de moins en moins puissants. À l‟est de l‟oued Soukras, nous observons l‟extension maximale de quelques coulées basaltiques et quelques brèches pyroclastiques à éléments trachytiques interstratifiées dans des dolomies de plus en plus prépondérantes sur les produits du volcanisme.

Єibc : Brèches sédimentaires chaotiques

Cette brèche massive chaotique, polygénique, recouvre directement les roches volcaniques constituant le volcan (Photo 13). Son épaisseur varie de 1 à 30 m, et augmente dans la partie centrale caractérisée par la présence de faciès plutoniques. Cette brèche est composée principalement de fragments centimétriques à métriques et de blocs métriques de roches volcaniques. Les fragments, très homogènes pétrographiquement, sont anguleux. Le granoclassement est absent, et une stratification planaire ou en chenaux est peu développée. Les blocs sont vaguement orientés. La matrice est composée de quartz, de feldspaths K, de fragments volcanogéniques, et d‟une fraction argileuse à silteuse.

Le dépôt de ces brèches chaotiques semble lié à des mouvements de masse le long de pente. Toutefois, aucune structure sédimentaire interne de type debris-flow n‟a été identifiée. Les variations d‟épaisseur sont principalement liées au remplissage de la paléotopographie.


Photo 13 : Brèche sédimentaire

recouvrant les roches volcaniques de la Formation du Jbel Boho.

Photo 14 : Affleurement de syénite à

grain moyen, avec altération en boules, au sud du Jbel Boho (point ALPC011).

Le sommet des brèches chaotiques est constitué par des brèches sédimentaires stratifiées. Elles forment des couches tabulaires décimétriques à métriques avec des contacts plans tranchés et légèrement érodant mais sans structures chenalisées distinctes. La partie inférieure de chaque couche est constituée de clastes à granoclassement inverse, alors que la partie supérieure montre un granoclassement normal depuis des brèches composées principalement de clastes puis de matrice, de blocs puis de fragments, à des conglomérats puis des grès grossiers. La brèche contient des fragments polygéniques, d‟une taille atteignant 30 cm, anguleux à sub-arrondis, de basaltes, de syénites et de trachytes. La matrice peut être silicoclastique puis secondairement calcarénitique. Le rapport fragment-matrice est variable, avec un pourcentage de fragments compris entre 40 et 80%. La transition graduelle entre les brèches et les grès suggère que ces coulées changent graduellement

de régime depuis des coulées de type debris-flow à des courants turbiditiques gréseux de haute densité.

Єiχ : Syénites

La Formation volcanique du Jbel Boho est caractérisée par la présence, sur le versant sud de Jbel Boho, d‟une importante intrusion plutonique à hypovolcanique (Photo 14, Photo 15), à composition de syénite, marquant l‟emplacement d‟un ancien centre d‟émission. La syénite est porphyroïde grenue au centre du massif, puis passe progressivement à un faciès à grain moyen puis fin jusqu‟à une microsyénite porphyrique à grandes lattes feldspathiques sur sa bordure. Cette bordure est constituée de blocs bréchiques de plusieurs mètres dans une matrice trachytique. La taille des blocs diminue rapidement vers l‟extérieur, où alternent des coulées et des brèches pyroclastiques de composition trachytique.


Photo 15 : Échantillon de syénite porphyroïde.

Au cœur de la syénite, la texture est porphyroïde, caractérisée par l‟abondance de grandes lattes de feldspaths roses (Photo 15), de longueur ≤64 mm, tandis que dans le faciès à grain moyen la longueur des lattes feldspathiques est ≤10 mm. Dans les deux cas, des silicates ferro-magnésiens de teinte verdâtre sont visibles macroscopiquement dans les interstices entre les feldspaths. L‟étude microscopique de lames minces montre que les lattes automorphes sont constituées de feldspaths alcalins perthitiques, pouvant inclure de petits cristaux d‟amphibole et/ou de clinopyroxène alcalins. Les silicates ferro-magnésiens intertisticiels sont une amphibole alcaline, fréquemment chloritisée, un clinopyroxène de type augite-aegyrine et de la rare biotite. Les minéraux accessoires sont des oxydes de fer et de l‟apatite.

L‟analyse chimique d‟un échantillon de syénite à grain moyen (ALPC011, Annexe 7) donne une composition intermédiaire (SiO2=58,09%), alcaline avec à peu près autant de sodium (Na2O=5,22%) que de potassium (K2O=5,34%), riche en fer (Fe2O3

t=8,42%) mais avec

des teneurs modérées en MgO (0,73%) et en TiO2 (0,87%). La perte au feu est relativement élevée (2,72%). En ce qui concerne les éléments en traces, on note des teneurs très élevées en Zr (1501 ppm), Ta (15 ppm), Th (23 ppm) et en terres rares, Ce (290 ppm) notamment, ainsi que des anomalies positives en U (7 ppm) et Mo (16 ppm).

De telles anomalies en éléments traces se retrouvent également dans un faciès de microgranite porphyrique (ALPC008, Annexe 7), formant un petit corps, non

distingué cartographiquement, situé également sur le flanc sud du Jbel Boho. En effet, ce microgranite alcalin se singularise lui aussi par des teneurs très élevées en Zr (1239 ppm), Ta (15 ppm), Th (33 ppm), et en terres rares, Ce (299 ppm) notamment, ainsi que par une anomalie positive en U (8 ppm).

En revanche, sa composition en éléments majeurs est très différente : il est franchement acide (SiO2=72,36%), beaucoup plus potassique (K2O=6,29%) que sodique (Na2O=2,48%), beaucoup plus pauvre en fer (Fe2O3

t=3,52%) et a des teneurs encore plus basses en

MgO (0,50%) et en TiO2 (0,32%). Cette composition en éléments majeurs est conforme à sa nature pétrographique : il s‟agit d‟un microgranite porphyrique avec environ 10% de phénocristaux de feldspath potassique rose dans une matrice constituée de quartz, de feldspaths altérés de teinte rougeâtre, de silicates ferro-magnésiens opacifiés et de minéraux opaques accessoires.

Enfin, une datation radiométrique antérieure, par la méthode U-Pb sur zircon, donne pour un échantillon de syénite un âge de 529 ± 3 Ma (recalculé in Gasquet et al., 2005, d‟après une datation de Ducrot et Lancelot,

1977).

Єibrτ : Brèches pyroclastiques à éléments trachytiques

Les brèches pyroclastiques à éléments trachytiques constituent le faciès principalement observé dans le massif du jbel Boho avec les coulées de trachytes auxquelles elles sont étroitement associées. Leur répartition, à proximité des intrusions syénitiques, indique que nous avons affaire à des dépôts pyroclastiques de retombées aériennes proches du centre d‟émission. De par leur position stratigraphique haute dans la séquence volcanique, elles alternent essentiellement avec des coulées trachytiques. Dans ces brèches, les fragments volcaniques pluri-centimétriques pris dans une matrice cendreuse ont une composition principalement trachytique. Les brèches à proximité des intrusions syénitiques peuvent contenir une proportion importante de fragments syénitiques.

Єiτ : Trachytes en coulées ou sills

Les trachytes présentent une texture microlitique fluidale

parfois légèrement porphyrique. Les phénocristaux sont des

plagioclases et des feldspaths potassiques (sanidine

séricitisée). Nous distinguons parfois quelques silicates ferro-

magnésiens, vraisemblablement des clinopyroxènes

complètement remplacés par des oxydes. La mésostase

hématitisée contient des microlites millimétriques de

feldspaths qui soulignent la texture fluidale et des grains de

quartz et d’oxydes.

Les analyses chimiques des échantillons ALDG9 et ALDG16 confirment le caractère intermédiaire de ces laves (SiO2=61,36-62,27% ; Annexe 7) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,86-6,25% ; K2O=5,42-7,00%). Cette tendance alcaline est confirmée par des fortes concentrations en Zr (623-642 ppm) et Ta (6,81-7,84 ppm).


Une datation radiométrique antérieure, par la méthode U-Pb sur zircon, donne un âge de 531 ± 5 Ma pour un sill de trachyte du secteur d‟Aghbar sur la carte de Bou Azer (Gasquet et al., 2005).

Єibrβ : Brèches pyroclastiques à éléments basaltiques

Les brèches pyroclastiques à éléments basaltiques s‟observent sur la bordure nord du massif du Jbel Boho et essentiellement dans sa partie axiale, au nord des intrusions syénitiques. Leur répartition indique que nous avons affaire à des dépôts pyroclastiques de retombées aériennes proches du centre d‟émission défini par les intrusions syénitiques. Ces brèches pyroclastiques constituant des niveaux métriques à plurimétriques sont interstratifiées avec des coulées basaltiques et des tufs pyroclastiques. Sur la carte d‟Alougoum, elles forment plusieurs horizons au nord du jbel Boho. Elles sont caractérisées par des fragments volcaniques pluri-centimétriques de composition basaltique à andésitique dans une matrice cendreuse.

ЄiP : Tufs pyroclastiques

Les tufs pyroclastiques observés sont principalement associés aux coulées de composition basique. Ils présentent tous les constituants classiques des roches pyroclastiques : des débris lithiques, des cristaux et des fragments de verre. Les tufs à fragments de verre volcanique issus de la désagrégation de laves sont ceux les plus fréquemment observés. Les tufs lithiques constitués de fragments de roche volcanique ou de l‟encaissant s‟observent localement, marquant le début d‟un nouveau cycle pyroclastique. Ces tufs sont essentiellement des tufs de retombées pyroclastiques, et sont de plus en plus fins en direction du nord lorsque l‟on s‟éloigne du centre d‟émission.

Єiβ : Basaltes

Les coulées basiques affleurent essentiellement sur le versant nord du complexe volcanique du Jbel Boho. Elles se présentent en épaisses coulées plurimétriques alternant avec des tufs pyroclastiques de retombées de même composition pétrographique.

L‟étude de lames minces montre que ces trachy-basaltes ont une texture porphyrique faiblement orientée. Les phénocristaux de taille centimétrique sont des feldspaths potassiques et des plagioclases dans une mésostase constituée de microlithes de plagioclases, ferro-magnésiens altérés et de verre. Les feldspaths et les ferro-magnésiens sont rétromorphosés en séricite, chlorite, épidote.

Les analyses chimiques des échantillons ALDG8 et ALDG10 confirment le caractère basique de ces laves (SiO2=50,75-52,82% ; Annexe 8) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,00-4,50% ; K2O=4,30-5,40%) et en Ti (TiO2=1,63-1,78%). Cette tendance alcaline est confirmée par des fortes concentrations en Zr (389-435 ppm) et Ta (4,80-5,33 ppm).

Єib : Filons basiques

De nombreux filons d‟épaisseur métrique sont observables dans la partie nord de la Formation du jbel Boho, où ils recoupent des brèches et tufs pyroclastiques à éléments principalement basaltiques et des coulées également de composition basique. Ces filons de composition basique présentent une pétrographie semblable aux coulées de basaltes. Ce sont surtout des trachy-basaltes ayant une texture porphyrique faiblement orientée. Les phénocristaux de taille centimétrique sont des feldspaths potassiques et des plagioclases dans une mésostase constituée essentiellement de microlithes de plagioclases, ferro-magnésiens altérés et de verre. Les feldspaths et les ferro-magnésiens sont complètement rétromorphosés en séricite, chlorite, épidote.

Єig : Grès

Des grès et des conglomérats à éléments volcaniques sont localement interstratifiés avec les coulées et les dépôts pyroclastiques. Toutefois, ils sont particulièrement bien développés à la périphérie du massif du jbel Boho, au sommet de la séquence volcanique. Ils ont été cartographiés principalement dans le secteur de l‟Adrar-n-Tirtiwt (X=351 000 ; Y=375 000).

Ces sédiments terrigènes constituent une unité dont l‟épaisseur est variable allant de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres composée de grès grossiers à fins et de quelques niveaux argileux. Ces grès sont principalement des arénites lithiques constitués d‟un mélange de quartz et de débris divers et de grès sombres constituées d‟une matrice et de grains de quartz, de roches volcaniques et de nombreux fragments anguleux de feldspath.

Les bancs de grès ont des épaisseurs pluri-centimétriques à pluri-décimétriques avec parfois quelques bancs métriques. Ces bancs métriques ont des bases ravinantes avec une concentration des fragments de roches volcaniques dans la première dizaine de centimètres. Ces alternances gréseuses se présentent en séquences progradantes ou rétrogradantes.

2.1.3.1.3 - Formation de Tikirt (ou Grès de Tikirt)

ЄiT : Argilite silteuse et grès à rides

Régionalement, la limite entre les formations d‟Adoudou et de Tikirt est marquée par une disparition progressive mais rapide des couches dolomitiques au profit de dépôts argilo-silteux rouges. La Formation de Tikirt repose cependant en onlap sur les séries volcano-sédimentaires de la Formation du Jbel Boho sur les flancs du paléorelief volcanique. Ce n‟est que la troisième et dernière séquence de cette formation qui fossilise complètement les paléoreliefs (Figure 10, Photo 16 et Photo 17).


Photo 16 : Onlap de la partie supérieure

de la Formation de Tikirt sur la Formation du Jbel Boho. Cette disposition témoigne de l‟enfouissement progressif du paléorelief formé par le volcan du Jbel Boho.

Photo 17 : Onlap de la série argilo-

gréseuse de la Formation de Tikirt sur un paléorelief volcanique de la Formation du Jbel Boho.

Photo 18 : Formation de Tikirt dans le

secteur de Sidi Blal. Cette formation est formée de trois barres de grès à litage de mégarides intercalées au sein de dépôts hétérolithiques argilo-silteux rouges.


La Formation de Tikirt désigne une série terrigène de teinte rouge à violacée dont l‟épaisseur est de 250 à 300 m sur la feuille Alougoum (Chbani et al., 1999). Dans cette région elle est représentée par des dépôts hétérolithiques argilo-gréseux dans lesquels s‟intercalent trois barres gréseuses de plusieurs dizaines de mètres d‟épaisseur, continues à l‟échelle de la carte (G1 à G3 ; Photo 12 et Photo 18).

Les dépôts hétérolithiques sont formés d‟une alternance d‟argile silteuse et de grès fin à litage horizontal, litage de rides de courant et de rides de vagues, et à rares fentes de dessiccation (Photo 19). Les barres gréseuses sont composées de couches lenticulaires mais peu érosives de grès fin à moyen, parfois grossier, à litage plan ou ondulé, et à litage oblique de mégarides 2D et 3D indiquant une direction de transport vers le sud-sud-ouest (Photo 20). Ces couches de grès sont

fréquemment séparées par des interlits argilo-silteux centimétriques. Aucune structure vraiment chenalisée n‟a été observée au sein de ces barres gréseuses. À proximité du volcan du Boho, des couches de brèches chaotiques à éléments de roche volcanique s‟intercalent au sein de cette série terrigène (Photo 21).

Cette association de faciès est interprétée comme un dépôt de domaine marin peu profond soumis à des émersions épisodiques, dans un système deltaïque de type « fan-delta front » de polarité locale NNE SSW. Ce système est alimenté par des écoulements en nappe en période de crue (« sheet flood ») responsables de la migration de mégarides sableuses. Lorsque ces écoulements atteignent un régime supercritique, les dépôts sont façonnés selon des litages plans ou ondulés. Les dépôts argilo-silteux à rides de courant et de vagues s‟accumulent dans ce domaine marin peu

Photo 19 : Formation de Tikirt : faciès

hétérolithique argilo-gréseux à rides de courant et rides de vagues. Dépôt de fan-delta distal.

Photo 20 : Association de faciès de fan-

delta front dans la Formation de Tikirt : grès à litage de mégarides, silt et grès à rides, argile silteuse rouge.


Photo 21 : Brèche à éléments anguleux

de roche volcanique issus du démantèlement du paléorelief du Jbel Boho, intercalée à la base de la Formation de Tikirt.

profond pendant les périodes de faible efficacité du système de fan-delta. Les trois barres gréseuses enregistrent les 3 principales phases de progradation du fan-delta. Ces phases de progradation semblent principalement contrôlées par une augmentation du flux terrigène en relation avec des phases de soulèvement de la zone d‟alimentation, plutôt que par des variations du niveau relatif de la mer dont on ne perçoit aucun effet en zone distale.

Ces trois barres gréseuses s‟amincissent et disparaissent vers le sud-ouest à quelques dizaines de kilomètres d‟Alougoum, sur la feuille adjacente au 1/100 000° Açdif. La série devient alors principalement silto-argileuse, de couleur lie-de-vin. Encore plus vers l‟ouest, des couches de dolomie à lamination stromatolitique s‟intercale au sein de cette série argilo-silteuse pour constituer la Formation de Taliwine ou « Série lie-de-vin » (Choubert, 1952 ; Boudda et al., 1979 ; Geyer, 1990). Dans le détail, le maximum de progradation du fan delta est matérialisé par la première barre gréseuse. La deuxième barre est celle qui s‟étend le moins vers l‟aval. Ces trois cycles de progradation deltaïque peuvent alors être corrélés avec les trois cycles silto-carbonatés reconnus dans la Formation de Taliwine plus à l‟ouest, sur le flanc sud du Kerdous (Chèvremont et al., 2006). La série argilo-silteuse

séparant ici les deux premières barres gréseuses est considérée comme l‟équivalent stratigraphique de la « Barre de Tata » définie dans l‟Anti-Atlas occidental au sein de la Formation de Taliwine.

À l‟opposé, les trois barres gréseuses de la Formation de Tikirt s‟épaississent, s‟amalgament et deviennent plus grossière vers le nord-est pour constituer une série gréso-conglomératique à litage oblique de fan-delta proximal, bien visible au Tizi n‟Tinifift sur la route de Ouarzazate à Agdz (feuille au 1/50 000° Aït Semgane). Encore plus au nord-est, dans la vallée du Drâa (village de Tizgui), à une cinquantaine de kilomètres de Bou Azer, cette série passe latéralement à une épaisse unité

conglomératique reposant en discordance sur la série volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate. Ces dépôts qui représentent la partie la plus proximale du fan-delta possède alors un faciès identique à celui de la « Série de base » de l‟Adoudou (Choubert, 1952, 1963) démontrant ainsi clairement le caractère diachrone de cette formation conglomératique.

La Formation de Tikirt apparaît donc comme une accumulation gréseuse de fan-delta front qui s‟étale sur une centaine de kilomètres entre les faciès distaux de plate-forme mixte (silto-carbonatée) peu profonde de la Formation de Taliwine au sud-ouest et les dépôts conglomératiques proximaux constituant la « Série de base » discordants sur le flanc sud du Jbel Sarho au nord-est. Contrairement aux émissions volcaniques du Boho, cet influx clastique vient inhiber la production carbonatée microbienne et interrompre l‟aggradation de la plate-forme péritidale Adoudou dans l‟Anti-Atlas central, mais également dans une large partie de l‟Anti-Atlas occidental. Cet influx clastique et ces conséquences sur la production carbonatée, résultent d‟une phase de soulèvement et d‟érosion de la bordure nord-est du bassin (Jbel Sarho par exemple).

Il n‟existe aucun élément de datation dans la Formation de Tikirt. Des cendres volcaniques ont toutefois été datées à 521 ± 7 Ma et 522 ± 2 Ma dans son équivalent stratigraphique, la Formation de Taliwine, à l‟ouest du domaine étudié (Compston et al., 1992 ; Landing et al., 1998 ; Maloof et al., 2005). La Formation de Tikirt serait donc d‟âge Cambrien basal (Paléocambrien).

2.1.3.2 - Groupe de Tata

Le Groupe de Tata comprend les formations d‟Igoudine, d‟Amouslek et d‟Issafène, datées du Cambrien inférieur, ainsi que la Formation de Tazlaft, attribuée au Cambrien moyen basal.


2.1.3.2.1 - Formation d’Igoudine

Єi1 : Dolomie à microbialite et interlits argileux

La limite supérieure de la Formation de Tikirt correspond à une évolution inverse à celle observée à la base de la formation, c'est-à-dire un développement progressif mais très rapide (sur un à deux mètres) de couches de dolomie au détriment des faciès argilo-silteux rouges (Photo 22).

La Formation d‟Igoudine (Geyer, 1990) connue aussi sous le nom de « Calcaires supérieurs » (Choubert, 1952 ; Boudda et al., 1979) désigne une série carbonatée monotone dont les faciès sont comparables à ceux des « Calcaires inférieurs » ou Formation d‟Adoudou. Elle est composée d‟une succession de couches pluri-décimétriques de dolomicrite beige à orange à laminations microbiennes subhorizontales ou en dômes stromatolitiques, et à plus rares thrombolites. Ces couches sont séparées par des interlits centimétriques silto-dolomitiques de couleur claire à violacée. De minces lits de grès fin discontinus peuvent s‟intercaler exceptionnellement dans cet ensemble carbonaté. Aucune figure de bioturbation n‟a été clairement identifiée au sein de cette formation.

Cette association de faciès témoigne du développement d‟une production carbonatée microbienne et de l‟installation d‟une nouvelle plate-forme carbonatée après la disparition de l‟influx terrigène des grès de Tikirt. Cette plate-forme reste très peu profonde. Les conditions paléoécologiques liées au confinement de cet environnement sédimentaire autorisent seulement le développement de communautés microbiennes et ne sont pas encore favorable à l‟installation des organismes métazoaires du Cambrien inférieur (Benssaou et Hamoumi, 2004 ; Alvaro et al., 2005).

Cette formation est très continue à l‟échelle régionale. Dans la région d‟Alougoum – Bou Azer, son épaisseur est de 50 à 60 m. Elle s‟épaissit vers l‟ouest tout en gardant le même faciès pour atteindre 170 m au sud du Kerdous dans l‟Anti-Atlas occidental (Chèvremont et al.,

2006). Dans ce domaine occidental, les faciès à microbialites sont surmontés régionalement par une unité clairement transgressive à faciès oolitiques et bioclastiques bioturbés, le « Membre de Tiout », considéré comme le membre supérieur de la Formation Igoudine. Cette première unité fossilifère du Cambrien inférieur est datée de l‟Atdabanien (Debrenne et Debrenne, 1995), ce qui confèrerait un âge Tomotien aux faciès stromatolitiques du membre inférieur de la Formation d‟Igoudine.

Les faciès transgressifs du Membre de Tiout n‟atteignent pas la région d‟Alougoum qui demeure un domaine de plate-forme confinée à cette période. En l‟absence de ce membre repère, la limite cartographique supérieure de la Formation d‟Igoudine est placée au passage progressif à une série à dominance argilo-silteuse rapportée à la Formation d‟Amouslek.

2.1.3.2.2 - Formation d’Amouslek

Єi2b : Alternances de couches de dolomie stromatolitique et de faciès hétérolithiques argilo-silteux à rides de vagues et fentes de desssiccation

La Formation d‟Amouslek désigne ici une série de 180 m de puissance, formée d‟une alternance de couches carbonatées pluri-décimétriques et d‟intervalles hétérolithiques argilo-gréseux d‟épaisseur pluri-décimétrique à métrique. Cette série présente dans le paysage un aspect très bien stratifié, avec des couches parfaitement tabulaires (Photo 23).

Les couches carbonatées sont en général composées de dolomicrite à lamination stromatolitique de même faciès que celles de la formation sous-jacente. Les intervalles hétérolithiques sont formés d‟une alternance de lits centimétriques argilo-silteux, argilo-dolomitiques à lamination stromatolitique et silto-gréseux à litage de rides de courant, de rides de vagues et fentes de dessiccation (Photo 24). Cette association de faciès témoigne d‟un environnement de plate-forme mixte de faible énergie, en général peu profonde, pouvant subir

Photo 22 : Contact stratigraphique entre

la série argilo-gréseuse rouge de la Formation de Tikirt (système de fan-delta) et les dolomies à stromatolites de la Formation d‟Igoudine (plate-forme carbonatée péritidale).


Photo 23 : Vue générale des formations

du Cambrien inférieur (formations d‟Amouslek et d‟Issafène) et du Cambrien moyen basal (Formation de Tazlaft) dans la région d‟Alougoum.

Photo 24 : Fentes de dessiccation dans

les dépôts lagunaires silto-carbonatés de la Formation d‟Amouslek.

des émersions temporaires. Elle enregistre cependant une nette évolution du système sédimentaire par rapport à la plate-forme carbonatée péritidale qui caractérisait la formation sous-jacente : développement d‟un flux terrigène, perturbation de la production carbonatée microbienne, déstabilisation répétée des platiers stromatolitiques, influence combinée de courants unidirectionnels et oscillatoires, etc. Cette évolution du système est interprétée comme l‟expression d‟une tendance transgressive marquée par de multiples cycles de variations du niveau relatif de la mer, qui s‟accompagnent de variations du flux sédimentaire et n‟autorise plus une aggradation quasi continue des platiers stromatolitiques. Un refroidissement climatique résultant de la dérive du Gondwana vers le Sud peut aussi en partie expliquer la diminution de la production carbonatée microbienne.

À une centaine de mètres de la base de la formation, s‟intercale une première couche repère de 7 m d‟épaisseur composée de calcaire oolitique et bioclastique noir très bioturbé (Photo 23 et Photo 25), à litage ondulé et rides de vagues (repère C1). Ce niveau repère présente une extension régionale puisqu‟il peut être suivi sur tout le pourtour de la boutonnière d‟El Graara et bien au-delà vers l‟ouest. Il représente un premier pic de transgression important qui s‟accompagne d‟une première invasion d‟organismes métazoaires dans l‟Anti-Atlas central. Une deuxième couche repère de calcaire oo-bioclastique bioturbé plus mince (1 à 2 m) apparaît environ 10 m au dessus (repère C2). Elle est surmontée par une série régressive d‟une cinquantaine de mètres d‟épaisseur formée d‟alternances silto-argileuses à faciès très peu profond (lamination microbienne, fentes de dessiccation, etc.). Une troisième couche calcaire d‟épaisseur métrique


Photo 25 : Calcaire oolitique bioturbé

marquant un épisode transgressif au sein de la Formation d‟Amouslek (repère calcaire C1).

marque ici le sommet de la Formation d‟Amouslek (repère C3). A cause de leur faible épaisseur, ces niveaux de calcaires oo-bioclastiques n‟ont pas été cartographiés.

À ce stade de notre cartographie de l‟Anti-Atlas, et en l‟absence de données stratigraphiques complémentaires, nous proposons de corréler la première couche repère calcaire (C1) avec le premier grand maximum de transgression enregistré par les dépôts d‟offshore et les édifices récifaux à Archéocyathes du premier membre de la Formation d‟Amouslek dans l‟Anti-Atlas occidental (« Membre de Timoulay Oufella » dans la couverture méridionale du Kerdous ; Chèvremont et al., 2006). La partie inférieure de la Formation d‟Amouslek, telle que définie ici, serait alors en partie un équivalent stratigraphique du Membre de Tiout. L‟intervalle régressif entre le deuxième et le troisième repère calcaire correspondrait au membre supérieur de la Formation d‟Amouslek de l‟Anti-Atlas occidental ou « Membre de Timoulay Isder » au sud du Kerdous (Chèvremont et al., 2006). Le troisième repère

calcaire s‟inscrit dans la grande tendance transgressive qui marque le passage entre les formations d‟Amouslek et d‟Issafène, à l‟instar de la succession de faciès observée au sud du Kerdous où une barre carbonatée sombre très continue marque la transition entre ces deux formations (Chèvremont et al., op. cit.).

Ces corrélations impliquent un âge Atdabanien pour la Formation d‟Amouslek dans l‟Anti-Atlas central. Elles devront toutefois être confirmées par la cartographie de la boutonnière d‟Agadir Melloul.

2.1.3.2.3 - Formation d’Issafène

Єi3 : Pélites rouges à minces lits gréseux à HCS

En continuité sur le troisième repère carbonaté, la Formation d‟Issafène désigne une unité de cinquante mètres d‟épaisseur principalement composée de silt argileux puis d‟argile silteuse de couleur rouge

(Photo 23). De rares couches lenticulaires de grès fin à litage ondulé et litage de type HCS s‟intercalent au sein de cette unité. Elles deviennent relativement fréquentes au sommet de la formation assurant la transition avec la formation gréseuse sus-jacente. Cette association de faciès témoigne d‟un milieu de dépôt calme, épisodiquement soumis à l‟action de vagues de tempête. Il est interprété comme un domaine d‟offshore.

Une couche calcaire pluri-décimétrique (repère calcaire C4) s‟intercale à une quinzaine de mètres de la base de la formation. Par comparaison avec l‟Anti-Atlas occidental, ce quatrième repère carbonaté pourrait être l‟équivalent stratigraphique proximal d‟importantes constructions récifales à Archéocyathes connues au sein de la Formation d‟Issafène plus à l‟ouest et constituant le membre des « Calcaires d‟Aguerd » ou biostrome d‟Aguerd (Boudda et al., 1979 ; Debrenne et al., 1990 ; Chalot-Prat et al., 2001 ; Chèvremont et al., 2006).

Dans la région étudiée, comme dans tout l‟Anti-Atlas, la partie supérieure de la Formation d‟Issafène présente les faciès les plus profonds et correspond au maximum de transgression du grand cycle sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal.

Régionalement, la Formation d‟Issafène débute pendant l‟Atdabanien et se poursuit pendant le Lénien, au dessus des Calcaires d‟Aguerd (Debrenne et al., 1990).

2.1.3.2.4 - Formation de Tazlaft

Єm1 : Grès à litage oblique de mégarides

La Formation de Tazlaft (Geyer, 1990) est définie dans l‟Anti-Atlas central comme un équivalent stratigraphique de la partie inférieure de la Formation d‟Asrir ou dans l‟appellation plus ancienne, des « Grès Terminaux » définis dans l‟Anti-Atlas occidental. Cette unité stratigraphique marque régionalement la base du Cambrien moyen (Geyer, op. cit.). Cette formation se trouve ici en continuité stratigraphique au dessus de la


Photo 26 : La Formation de Tazlaft

(Cambrien moyen basal), une association de faciès de fan-delta front : grès fin à moyen à litage de mégarides et argile silteuse rouge.

Formation d‟Issafène. La transition entre ces deux formations s‟effectue par un développement progressif mais rapide de couches de grès au détriment des dépôts argilo-silteux rouges.

Cette formation constitue une puissante barre de grès rose d‟une centaine de mètres d‟épaisseur qui arme la dernière cuesta avant la grande dépression des « Feijas internes » (Photo 23).

Cette barre gréseuse est composée d‟un empilement monotone de couches pluri-décimétriques lenticulaires de grès fin à moyen à rares lits de grès grossier à galets mous (Photo 26). Ces couches sont séparées par des interlits argileux centimétriques, le plus souvent de couleur rouge. La géométrie lenticulaire des couches résulte de la présence de multiples surfaces d‟érosion irrégulières mais dont l‟amplitude reste limitée. À la base de la formation, les couches de grès présentent des litages ondulés, des litages obliques de type HCS et localement des rides de vagues et de courant. Ces structures sont ensuite rapidement remplacées par un litage oblique généralisé de mégarides 2D et de mégarides 3D indiquant une direction de courant vers le sud-ouest très largement dominante. Des mégarides de direction opposée ainsi que des drapages argileux sur les foresets des mégarides témoignent de l‟influence au moins épisodique de courants tidaux. Les figures de bioturbation sont rares même si de rares terriers verticaux de type Skolithos ont pu être observés.

Ces faciès sont comparables à ceux des barres gréseuses de la Formation de Tikirt. Ils sont interprétés comme des dépôts marins littoraux en domaine de front-delta. Ils enregistrent ainsi la progradation d‟un vaste système fluvio-deltaïque dont la partie distale (base de la formation) est soumise à l‟action des vagues de tempêtes mais dont la partie proximale, largement développée ici, est dominée par un influx fluvial de direction NESW. L‟influence de courants tidaux est également sensible dans ce domaine. Cette interprétation est cohérente avec le plus large

développement des faciès de tempêtes décrits dans la Formation d‟Asrir dans l‟Anti-Atlas occidental (ex. : région d‟Akka, feuille Tamazrar ; Gasquet et al., 2001).

Ces dépôts de progradation deltaïque assurent le comblement du bassin après la grande inondation enregistrée par la formation sous-jacente. Ils terminent ainsi le grand cycle sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal – base Cambrien moyen. Ils constituent à eux seuls la phase régressive du cycle. Cette tendance régressive majeure à la limite Cambrien inférieur – moyen a été reconnue régionalement à l‟échelle du continent ouest-gondwanien et interprétée comme liée, au moins en partie, à une chute eustatique du niveau marin (e.g. Landing et al., 2006). L‟augmentation rapide du flux terrigène gréseux et la forte subsidence qui permet l‟aggradation verticale de ces dépôts deltaïques peu profonds témoignent cependant de mouvements tectoniques à cette époque. La discordance locale du Cambrien moyen sur le Néoprotérozoïque (Roch, 1939, in Destombes, 2006), les multiples troncatures d‟érosion et le volcanisme mis en évidence sur la bordure nord du bassin (domaine sud-atlasique), sont autant d‟éléments qui tendent à confirmer cette interprétation (Landing et al., op.cit.).

2.1.3.3 - Groupe des Feijas Internes

Le Groupe des Feijas Internes occupe la première grande dépression entre la couverture éocambrienne des boutonnières protérozoïques et la cuesta cambrien moyen du Jbel Tag-Nza – Jbel Lazraq (Photo 27).

CAMBRIEN MOYEN 43

Photo 27 : Panorama des formations du

Cambrien moyen dans le synclinal d‟Alougoum (Jbel Tag-Nza). Noter le passage transitionnel entre les deux groupes lithostratigraphiques dans un vaste système de progradation de plate-forme silico-clastique.

2.1.3.3.1 - Formations de Tatelt, du Jbel Wawrmast et du Jbel Afraou

Єm2a: Barres de grès à HCS

Єm2b: Pélites vertes

Régionalement, trois formations peuvent être rattachées à cet ensemble lithostratigraphique : les formations de Tatelt, du Jbel Wawrmast et du Jbel Afraou (Photo 27). La Formation de Tatelt récemment définie sur la couverture méridionale du massif du Sagrho (région d‟Agdz ; Landing et al., 2006) correspond à la partie supérieure de la Formation d‟Asrir (Geyer, 1990) ou des Grès Terminaux (Choubert, 1952). Elle est datée du Cambrien moyen non basal (zone à Hupeolenus ; Geyer et al., 1995). Cette formation relativement mince n‟affleure que très sporadiquement et n‟a donc pas été formellement distinguée sur la feuille Alougoum, du fait d‟importants épandages alluviaux et colluviaux qui masquent la limite entre la Formation de Tazlaft et le Groupe des Feijas internes. Seule la barre gréseuse sommitale de cette formation a été localement cartographiée entre Foum-El-Oued et Iligh. Plus au nord, sur la feuille Aït Semgane, cette formation est représentée par une série d‟une quinzaine de mètres formée d‟une succession de couches de grès à HCS et de niveaux carbonatés fossilifères condensés, intercalés dans des siltstones argileux gris-verts. La base et le sommet de cette formation ont été régionalement reconnus comme des surfaces d‟érosion déterminant des discontinuités stratigraphiques plus ou moins importantes (Landing et al., op. cit.). Cette association de faciès est interprétée ici comme caractéristique d‟un domaine d‟offshore supérieur, intermédiaire entre les domaines de front-delta et d‟offshore inférieur dont témoignent respectivement les formations sous- et sus-jacentes. Cette formation enregistre donc la grande transgression à la base du cycle Cambrien moyen. La

présence de niveaux condensés carbonatés et de multiples surfaces de ravinement, probablement associés à l‟action des vagues de tempêtes, s‟inscrit classiquement dans cette grande tendance transgressive (Marante et al., 2007 ; Marante, 2008).

Largement masquée sous les alluvions quaternaires de la vallée de l‟Oued Ou-Hmidi, la Formation du Jbel Wawrmast désigne une série très monotone, de 200 à 250 m d‟épaisseur, principalement composée d‟argile silteuse grise à verte. De rares lits centimétriques de grès fin parfois glauconieux et de calcaires bioclastiques riches en débris de trilobites et barchiopodes sont intercalés dans cette série à dominante argileuse. Ces faciès argileux se sont accumulés en domaine de plate-forme distale, relativement profonde, situé le plus souvent sous la limite d‟action des vagues de tempêtes (domaine d‟offshore inférieur). Dans ce contexte, les lits gréseux et bioclastiques sont interprétés comme des dépôts de tempêtes exceptionnelles. Les fragments de trilobites ont permis de dater cette formation du Cambrien moyen (zone à Cephalopyge et zone à Ornamentapsis frequens de Geyer, 1990 ; Destombes, 2006).

La Formation du Jbel Afraou affleure principalement sur le talus de la cuesta du Jbel Tag-Nza. Epaisse de 400 m environ, cette formation se distingue de l‟unité sous-jacente par l‟intercalation de faisceaux gréseux d‟épaisseur pluri-décamétriques au sein des argiles silteuses (Figure 11). Quatre faisceaux principaux peuvent été distingués et en partie cartographiés. Ils sont composés de couches centimétriques à pluri-décimétriques de grès fin de géométrie lenticulaire, à base légèrement érosive et à sommet en dômes et creux. Les grès sont parfois bioturbés et caractérisés par la permanence de litages ondulés et obliques de type HCS (Photo 28). Des structures d‟échappement d‟eau en « balls and pillows » affectent localement ces dépôts.


Figure 11 : Succession stratigraphique des formations du Cambrien moyen dans le synclinal

d‟Alougoum : groupe des Feijas internes et Groupe de Tabanite.

CAMBRIEN MOYEN 45

Photo 28 : Association de faciès d‟offshore

supérieur dans la Formation du Jbel Afraou (Cambrien moyen) : couches lenticulaires grès fin à HCS et argile silteuse verte.

Les couches de grès sont séparées par des interlits argilo-silteux d‟épaisseur centimétrique à décimétrique, plus ou moins continus, définissant de fréquentes figures d‟amalgame et dichotomie. Cette association de faciès est caractéristique de dépôts d‟offshore supérieur sur une plate-forme silico-clastique dominée par l‟action des vagues de tempête. À l‟échelle de la formation, l‟intercalation des faisceaux gréseux à HCS au sein des argiles plus profondes d‟offshore inférieur traduit plusieurs phases de progradation du système terrigène en réponse à une augmentation du flux sédimentaire et/ou une chute du niveau relatif de la mer. Ces phases de progradation s‟inscrivent dans la grande tendance régressive du cycle Cambrien moyen qui culminera avec les dépôts du Groupe de Tabanite sus-jacent.

À l‟échelle des cartes d‟Alougoum et d‟Aït Ahmane (immédiatement à l‟est), les barres gréseuses de la partie inférieure de la formation s‟amincissent et disparaissent successivement vers le nord-ouest témoignant ainsi d‟une progradation générale du système terrigène selon une direction apparente vers le nord-ouest. Cette organisation stratigraphique illustre bien le caractère diachrone de la limite entre les formations de Wawrmast et du Jbel Afraou. C‟est la raison pour laquelle ces deux formations ont été rassemblées sur la carte où seules les principales barres gréseuses ont été représentées.

2.1.3.4 - Groupe de Tabanite

Le Groupe de Tabanite, attribué à la partie supérieure du Cambrien moyen, comprend la Formation de Rich Khlifa, la Formation à Bailiella et la Formation d‟Azlag.

2.1.3.4.1 - Formation de Rich Khlifa

Єm2R : Grès à HCS

La Formation de Rich Khlifa correspond à une barre

gréseuse de 70 m d‟épaisseur, de faciès comparable mais d‟aspect plus massif que les barres gréseuses

intercalées dans la formation sous-jacente (Photo 29). Elle est composée de couches de grès fin à HCS et SCS (« swaley cross-stratification ») fréquemment amalgamées ou bien séparées de minces interlits argileux. Ces faciès sont caractéristiques d‟un environnement de dépôt d‟offshore supérieur et de shoreface. Cette barre se trouve en continuité stratigraphique sur les dépôts plus argileux sous-jacents. Son sommet est par contre marqué par une surface nette, localement soulignée par la présence d‟un lit de galets centimétriques intraformationnels. Cette unité gréseuse enregistre globalement une phase de progradation du système terrigène. Dans le détail, cette progradation se réalise en deux phases comme l‟indique la présence de deux paraséquences au sein de cette unité. L‟association de faciès légèrement plus proximale de cette formation par rapport à celle des barres de la formation sous-jacente atteste ici une phase de progradation plus marquée qui pourrait correspondre à un maximum de régression d‟extension régionale avant la phase transgressive suivante.

Il n‟en demeure pas moins que cette unité gréseuse progradante s‟inscrit au sein de la grande phase de progradation du cycle Cambrien moyen. La base de cette unité est donc une limite de faciès diachrone qui ne devrait pas être érigée au rang de limite de groupe lithostratigraphique.

2.1.3.4.2 - Formation à Bailiella

Єm2B : Pélites

La Formation à Bailiella correspond à une unité

essentiellement argileuse de 60 m d‟épaisseur séparant les deux barres gréseuses du Groupe de Tabanite. Elle surmonte sans transition la formation sous-jacente le long d‟une surface interprétée comme une surface de ravinement transgressive. Des couches de grès à HCS et de minces niveaux bioclastiques à fragments de trilobites, dont Bailiella sp., et d‟échinodermes (Destombes, 2006) sont intercalés dans cette série


Photo 29 : Association de faciès de

shoreface dans la Formation de Rich Khlifa (Groupe de Tabanite, Cambrien moyen) : couches lenticulaires grès fin à HCS et SCS amalgamées.

Photo 30 : Grès à « Tigillites » au sommet

de la Formation d‟Azlag (Groupe de Tabanite, Cambrien moyen). Ce faciès de foreshore ou d‟arrière-barrière marque le maximum de progradation au sommet du cycle cambrien moyen.

argilo-silteuse. Cette association de faciès est interprétée comme celle un dépôt de plate-forme distale en domaine d‟offshore inférieur à supérieur. Elle est consécutive à la dernière phase d‟inondation de la plate-forme du Cambrien moyen et forme la base de la séquence de progradation majeure qui marque la fin de cette période.

2.1.3.4.3 - Formation d’Azlag

Єm3 : Grès à HCS puis grès à « Tigillites »

La Formation d’Azlag principalement gréseuse de près

de 100 m d‟épaisseur se met en place progressivement au dessus de l‟intervalle argileux sous-jacent. Elle est composée de couches pluri-décimétriques à métriques de grès fin à litage ondulé et litage oblique de type HCS et SCS. Ces couches sont séparées par interlits argilo-

silteux discontinus. Elles présentent d‟importantes variations latérales d‟épaisseur et de fréquentes figures d‟amalgame et dichotomie. La formation est globalement gréso-croissante et présente une succession de faciès de plus en plus proximale qui enregistre l‟évolution d‟un environnement d‟offshore supérieur vers un environnement de shoreface dans un système de plate-forme toujours dominé par l‟action des vagues de tempêtes. Cette séquence se termine par des couches décimétriques plus tabulaires de grès à nombreux et longs terriers verticaux de type Skolithos (couche de « grès à Tigillites » de Destombes, 2006 ; Photo 30). Ces faciès sont interprétés comme des dépôts de plage ou d‟arrière-barrière. Ils constituent donc les dépôts les plus proximaux et enregistrent le maximum de régression du cycle Cambrien moyen.

QUATERNAIRE 47

2.1.3.4.4 - Formation de Lmgaysmat

Єs1a : Grès à HCS

Єs1b : Pélites vertes

La limite inférieure de la Formation du Jbel Lmgaysmat est marquée par une surface d‟érosion qui

tronque de manière irrégulière les « grès à Tigillites » du sommet de la formation sous-jacente. Cette unité débute par une couche d‟un à deux mètres d‟épaisseur composée de grès grossier à litage oblique de mégarides principalement dirigées vers le nord, mais parfois aussi vers la direction opposée. Des litages de type HCS se trouvent localement dans la partie supérieure de cette barre gréseuse. Le sommet de cette couche correspond à une surface de ravinement souvent accompagnée d‟un mince niveau conglomératique résiduel. Cette couche est interprétée comme un dépôt littoral transgressif sous influence tidale, préservé entre deux surfaces de ravinement consécutives à une remontée du niveau marin relatif, une surface de ravinement tidal à la base et une surface de ravinement par les vagues au sommet.

Cette couche est surmontée sans transition par une première unité d‟argile silteuse verte (25 m) à très rares intercalations de grès fin à HCS, interprétée comme un dépôt d‟offshore inférieur. Elle est à son tour progressivement surmontée par une barre gréseuse (8 m) formée de couches décimétriques de grès bioturbés à HCS et nombreux galets d‟argile correspondant à des dépôts de tempête en domaine d‟offshore supérieur. La formation se termine par une deuxième unité d‟argile silteuse verte (30 m) à faciès d‟offshore inférieur. Le sommet de cette unité est tronqué par la surface d‟érosion qui marque la base de la transgression du Trémadoc.

De minces niveaux bioclastiques à débris de brachiopodes et trilobites au sein des argiles ont permis de dater cette formation du Cambrien supérieur non basal (Destombes et Feist, 1987 ; Destombes, 2006).

Le synclinal d‟Alougoum est une des très rares zones de l‟Anti-Atlas où se trouve préservée des dépôts du Cambrien supérieur. Dans le cas le plus fréquent, la série ordovicienne repose directement sur les grès du Cambrien moyen (Formation d‟Azlag). La succession de faciès reconnue ici dans la Formation du Jbel Lmgaysmat témoigne d‟une inondation majeure de la plate-forme au Cambrien supérieur, après le maximum régressif enregistré au sommet de la Formation d‟Azlag. Cette inondation devait inaugurer la base d‟un cycle sédimentaire Cambrien supérieur aujourd‟hui très mal préservé car très largement érodé. S‟il existe une (ou des) discontinuité(s) stratigraphique à la limite Cambrien moyen – supérieur, en relation avec les multiples ravinements qui caractérisent la base des séries transgressives, la discontinuité régionale majeure s‟est formée selon nous entre les dépôts du Cambrien supérieur et ceux de la base de l‟Ordovicien, expliquant ainsi l‟absence totale par érosion de prismes de progradation sous la surface de ravinement du Trémadoc. Une telle érosion implique que des

mouvements tectoniques importants aient affecté le domaine de l‟Anti-Atlas vers la limite Cambrien – Ordovicien.

À noter que d‟un point de vue hiérarchique, il nous semblerait plus cohérent d‟extraire la Formation du Jbel Lmgaysmat du Groupe de Tabanite puisqu‟elle constitue la base d‟un cycle sédimentaire majeur distinct de celui du Cambrien moyen.

2.1.4 - Plio-Quaternaire

pqcl : Argiles et carbonates lacustres

Des dépôts argilo-carbonatés blanchâtres se trouvent dans le secteur de Sidi Blal. Ces faciès indiquent que lors de périodes humides du Quaternaire, un lac temporaire occupait une dépression dans le cœur du synclinal de Sidi Blal.

2.1.5 - Quaternaire

Les formations superficielles du Quaternaire, constituées de dépôts de terrasses fluviatiles et de cône de déjection, forment plusieurs terrasses étagées. Les dépôts les plus superficiels sont les alluvions récentes qui occupent les chenaux actifs des cours d‟eaux modernes.

Les dépôts des terrasses fluviatiles contiennent des ortho-conglomérats et des graviers hétérolithiques et hétérométriques, et forment trois terrasses quaternaires (Faure-Muret et al., 1992). Ces terrasses sont nommées

de bas en haut q3, q2 et q1, et attribuées respectivement à l‟Amirien, au Tensifien et au Saltanien.

Plusieurs petits édifices travertineux viennent se plaquer dans les falaises des Jbels Bou Isguer, Bou Khres, Taghouni et Berrhil, qui surplombent les fenêtres d‟érosion du secteur de Bou Offrokh–Bou Azer, dans la partie sud-ouest de la carte. Toutefois, leur petite taille n‟a pas permis de les cartographier. L‟édifice le plus importante se trouve au nord de Dar Alberj, à environ 2 km au nord-ouest de Bou Azer, dans le thalweg situé entre les Jbels Taghouni et Berrhill. Il a plusieurs dizaines de mètres de hauteur et est limité au sud, du côté externe, par de spectaculaires draperies, visibles depuis la route goudronnée. Il repose sur des dépôts du Groupe de Ouarzazate dans sa partie inférieure et sur la partie basale de la Formation d‟Adoudou dans sa partie supérieure, son sommet reposant sur une intrecalation de brèche à ciment carbonaté et à éléments de roche volcanique de type Jbel Boho, brèche qui est bien polie dans le lit de l‟assif.

Ces édifices travertineux viennent fossiliser la topographie actuelle et sont clairement associés à des incisions d‟assifs perchés, maintenant largement inactifs. Choubert (1952) leur attribue un âge Villafranchien, en relation avec une phase climatique plus humide.


q3a : Alluvions fines à grossières des hautes terrasses

Sur la bordure nord de la feuille Alougoum Bou Azer, des lambeaux de hautes terrasses alluviales recouvrent des basaltes et des siltites du Groupe de Tachdamt-Bleïda. Ce sont les terrasses les plus élevées topographiquement. Elles sont partiellement érodées et subsistent généralement sous forme de lambeaux discontinus.

Leurs dépôts terrigènes se composent d‟un matériel gréso-conglomératique ont une épaisseur atteignant dizaine de mètres. Localement, ils peuvent être finement laminés et stratifiés avec des figures de chenaux.

q1-2c : Cônes de déjection associés aux moyennes terrasses fluviatiles

Des épandages conglomératiques à galets et blocs anguleux, le plus souvent mal triés, occupent très fréquemment le pied des versants structuraux armés par les grès des formations de Tazlaft et d‟Azlag, sur tout le pourtour externe des dépressions des Feijas internes et externes. Les éléments proviennent très largement des séries cambriennes affleurant sur les flancs du synclinal d‟Alougoum. Ces dépôts possèdent jusqu‟à une dizaine de mètres d‟épaisseur. Ils témoignent du fonctionnement de puissants cônes alluviaux au cours d‟une période plus humide du Quaternaire.

q1-2a : Alluvions fines à grossières des basses à moyennes terrasses

Des terrasses fluviatiles basses à moyennes disposées le long des oueds principaux (Assif n-Bouwarial, Assif n-Tajdmi, Assif n-Iligh, etc.) sont considérées comme de même âge que les dépôts de cône alluviaux. Elles se composent d‟un matériel mal trié, gréso-conglomératique, à peine induré.

A : Alluvions fluviatiles récentes à actuelles

Dans la région cartographiée, les oueds ne fonctionnent qu‟au moment des crues saisonnières. L‟oued principal transverse la feuille du nord au sud, depuis le cœur du synclinal de Sidi Blal jusque dans le synclinal d‟Alougoum (Assif Tagragrat, Assif n-Bouwarial puis Oued ou-Hmidi). Dans ces deux grandes dépressions, l‟oued possède un lit majeur droit occupé par d‟épaisses alluvions récentes principalement composées de galets roulés provenant de l‟érosion des séries alentour. Ces dépôts sont en général meubles, ou parfois mal cimentés par une croûte carbonatée. Entre les deux dépressions morphologiques, le lit de l‟oued principal dessine de nombreux méandres mais reste toujours occupé de barres de galets en tresses mobilisées uniquement en période de crue. Un deuxième oued important se trouve dans l‟angle sud-est de la feuille avec le même type d‟alluvions actuelles. Ces deux oueds se dichotomisent vers le sud dans dépression des Feijas externes au cœur du synclinal d‟Alougoum (feuilles Foum Zguit au 1/100 000°) pour se rejoindre ensuite et traverser vers le Sud le Jbel Bani au niveau

de la cluse de Foum Zguit avant de se perdre dans la plaine du Drâa.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS TONIENNES À CRYOGÉNIENNES 49

2.2 - CONDITIONS DE FORMATIONS DES ENTITÉS GÉOLOGIQUES

Les conditions de formation des entités géologiques sont traitées en tenant compte des observations effectuées sur l‟ensemble des quatre cartes de Bou Azer, d‟Alougoum, d‟Aït Ahmane et d‟Al Glo‟a. Les données chimiques présentées concernent l‟ensemble des échantillons prélévées sur les quatre cartes. Pour une traçabilité de l‟échantillonnage, ces derniers ont été indexés de la façon suivante. Les deux premières lettres identifiées la carte géologique sur laquelle l‟échantillon a été prélevé (AA : Aït Ahmane ; AG : Al Glo‟a ; AL : Alougoum ; BO : Bou Azer). Les deux lettres suivantes représentent les initiales du géologue et les trois chiffres, le numéro d‟affleurement.

2.2.1 - Tonien à Cryogénien (NP1-2)

2.2.1.1 - Groupe de Tachdamt–Bleïda

Le Groupe de Tachdamt-Bleïda est considéré comme analogue à celui décrit dans les autres boutonnières de l‟Anti-Atlas occidental, et notamment dans le massif de Taghdout au nord de la boutonnière de Zenaga (Bouougri, 1992). L‟ensemble de ces groupes éparpillés est considéré comme des vestiges d‟une plateforme peu profonde qui s‟est installée tout le long de la bordure nord du Craton Ouest Africain au Néoprotérozoïque moyen (Leblanc et Billaud, 1978 ; Bouougri, 1992 ; Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994), ultérieurement impliqués dans la collision panafricaine le long de l‟Accident Majeur de l‟Anti-Atlas (AMAA).

Globalement les dépôts du Groupe de Tachdamt-Bleïda peuvent être subdivisés en deux grands ensembles séparés par un puissant volcanisme basique tholéïtique : i) à la base, des dépôts silico-carbonatés et ii) au sommet, des dépôts gréso-pélitiques.

L‟ensemble sédimentaire de base témoigne du développement d‟une plateforme « mixte », caractérisée par des interactions entre une sédimentation détritique et carbonatée. Les décharges détritiques sont issues de sources détritiques fluvio-deltaïques alors que les épisodes carbonatés soulignent une baisse d‟énergie et une diminution des apports clastiques (Bouougri, 1992). L‟interaction dans une même plateforme de dépôts carbonatés et détritiques est tributaire de phénomènes tectono-sédimentaires, climatiques et/ou eustatiques.

L‟ensemble supérieur correspond à des dépôts volcano-sédimentaires et gréso-pélitiques. Ces derniers présentent un aspect de formation à caractère rythmique (Leblanc et Billaud, 1978) et sont en conséquence interprétés comme des séquences sédimentaires de bas de talus de marge, alimentées par des courants turbiditiques à forte charge argileuse (Bouougri, 1992 ; Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994). Cependant l‟absence de dépôts de pente et la rareté de figures sédimentaires de glissement laissent prévoir un environnement de plateforme (Mouttaqi, 1997). Il s‟agirait d‟un système de chenaux distributeurs situés dans une zone intertidale (Chbani, 2001). Le débat sur

la profondeur du milieu concerne aussi les niveaux pélitiques gris-sombre qui se développent vers le sommet. Ces derniers sont considérés comme des « black shales » de milieux anoxiques (Bouougri, 1992 ; Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994), mais selon Mouttaqi (1997), l‟absence de matière organique exclut toute tendance au confinement.

Quoi qu‟il en soit, l‟abondance dans les éléments détritiques de débris feldspathiques témoigne d‟une source d‟alimentation proche avec des conditions d‟altération faible ou d‟enfouissement rapide (Mouttaqi, 1997). Leur provenance exacte n‟est pas tranchée car ils peuvent avoir une origine méridionale cratonique comme le reste des sédiments, mais également provenir de massifs volcaniques d‟arcs insulaires qui se développaient plus au Nord (Saquaque et al. 1989a, b).

Les séries de plateforme de Tachdamt-Bleïda sont caractérisées par un volcanisme abondant acide et basique. Les coulées basaltiques intermédiaires entre les deux ensembles sédimentaires se sont épanchées dans un milieu marin peu profond selon une dynamique non explosive dans un contexte fissural en extension. Leur géochimie atteste d‟un caractère de tholéiites abyssales pour les basaltes massifs, alors que les basaltes porphyriques montrent un caractère transitionnel à tendance alcaline (Mouttaqi, 1997). L‟horizon minéralisé en sulfures de cuivre se localise dans la partie terminale de ce cycle volcano-sédimentaire.

Géochimie. Quatre échantillons de basaltes du Groupe

de Tachdamt-Bleïda ont été analysés (Annexe 1). Ils ont des compositions basiques à intermédiaires (44%<SiO2<61,5%), avec des rapports FeO

t/MgO

supérieurs à 0,5, ce qui les situe dans le domaine des laves à affinité tholéiitique de Miyashiro (1974) (Figure 12). Dans le diagramme de classification R1-R2, ces compositions se situent dans la lignée des tholéiites transitionnelles.

Les basaltes présentent des spectres de terres rares avec un enrichissement en terres rares légères ([La/Yb]n=1,6-4,2 ; Figure 13), et un fractionnement presque constant des terres rares légères aux terres rares lourdes. Dans le spectre multi-élémentaire, nous observons l‟absence d‟anomalie négative en Ta pour les basaltes ALDG1 et ALDG3, et une légère anomalie négative pour le basalte ALDG2 (Figure 14).

Dans le diagramme (Th/Ta)n vs (Tb/Ta)n (Figure 15), les basaltes ALDG1 et ALDG3 se situent dans le domaine des tholéiites continentales (Figure 15), alors que les basaltes ALDG2 et AAAH256 se situent à la limite des basaltes orogéniques d‟affinité tholéïtique et calco-alcaline.

Conclusion. Les données obtenues pour le Groupe de

Tachdamt-Bleïda sont compatibles avec une mise en place dans un domaine de marge continentale peu profonde passant à un bassin marginal (Billaud, 1977 ; Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994).


Figure 12 : Diagramme SiO2 vs.

FeOt/MgO (Miyashiro, 1974) pour les

roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda.

Figure 13 : Spectres de terres rares

normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les laves du Groupe de Tachdamt-Bleïda.

Figure 14 : Spectres multi-élémentaires

normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les laves du Groupe de Tachdamt-Bleïda.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS ÉDIACARIENNES 51

Figure 15 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour

les roches du Groupe de Tachdamt-Bleïda.

Figure 16 : Diagramme SiO2 vs. Na2O+K2O (Le Maitre et al., 1989) appliqué aux roches des groupes de Tiddiline, Ouarzazate et à la Formation du Jbel Boho.

2.2.2 - Édiacarien (NP3)

2.2.2.1 - Groupe de Tiddiline

Le Groupe de Tiddiline est constitué de roches détritiques, volcano-sédimentaires et volcaniques, qui reposent en discordance sur le substratum panafricain et qui sont recouvertes en discordance par la série volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate ou par les séries sédimentaires transgressives cambriennes.

Ce groupe affleure suivant deux couloirs parallèles bien distincts de direction WNW, séparés par les terrains du Néoprotérozoïque moyen le long des bordures septentrionale et méridionale de la boutonnière de Bou Azer–El Graara. Sur la bordure septentrionale, nous distinguons d‟ouest en est, les bassins de Bou Frokh, d‟Ambed puis celui d‟Ad Dwissa qui affleure en continuité sur plus de 40 km de longueur. Le bassin d‟Ad Dwissa se divise en deux bandes nord et sud distinctes. Sur la bordure méridionale de la boutonnière, le Groupe

de Tiddiline est représenté par des bassins isolés, les plus importants étant ceux de Bou Azer-Barrage et de Tachdamt à l‟Ouest et celui, plus large, de Trifya à l‟est.

Le remplissage des bassins de Trifya et la zone sud du bassin d‟Ad Dwissa est caractérisé par des séquences strato- et grano-croissantes et par un important redressement des strates sédimentaires. Les faciès fins silteux et gréseux de base traduisent un milieu de dépôt calme sous aquatique. L‟évolution vers des faciès plus grossiers et l‟installation de niveaux chenalisant de plus en plus vers le haut au dépend des siltites fines marque un passage d‟une plateforme détritique distale vers un environnement margino-littoral à chenaux sous l‟influence de systèmes fluvial (Chbani, 2001). Les niveaux de microconglomérats et conglomérats lités représentent des barres lingoïdes de chenaux qui montrent un sens de propagation des apports du nord vers le sud dans le bassin de Trifya et du sud vers le nord dans la zone sud du bassin d‟Ad Dwissa. Les


conglomérats lités traduisent des barres longitudinales de cône alluvial dans un système à haute énergie.

Les relations entre ces deux bassins et la zone nord du bassin d‟Ad Dwissa semblent moins évidentes. En effet ce dernier montre une évolution séquentielle différente et il est difficile dans l‟état actuel des connaissances de faire le lien entre sa base conglomératique (conglomérat à boules de quartzite) avec le sommet des bassins méridionaux également conglomératique (conglomérat lité).

Géochimie. Sept échantillons de volcanites du Groupe

de Tiddiline ont été analysés (Annexe 3). Toutes ces roches volcaniques ont des compositions andésitiques à rhyolitiques (59%<SiO2<75%), des teneurs élevées en Al2O3 (11-16%), des teneurs faibles en CaO (<4%) et généralement élevées en éléments alcalins (6%<Na2O+K2O<9% ; Figure 16). Elles présentent des rapports FeO

t/MgO qui les situent dans le domaine des

laves à affinité calco-alcaline de Miyashiro (1974).

Ces roches volcaniques présentent un fort fractionnement des terres rares ([La/Yb]n=4,4-15,7 ; Figure 17) sans anomalie négative en Eu. La dacite AGAS18 et l‟ignimbrite rhyolitique ALDG21 se distinguent par un spectre plat au niveau des terres rares lourdes ([Tb/Yb]n=1,0), alors que les autres ont un fractionnement de ces mêmes terres rares lourdes ([Tb/Yb]n>1,0). L‟ignimbrite rhyolitique ALDG21 se caractérise par de fortes teneurs en terres rares lourdes supérieures à 40 fois les teneurs chondritiques, ainsi que par de fortes teneurs en éléments à fort potentiel ionique (Zr=309 ppm ; Ta=1,88 ppm ; Hf=9,97 ppm) soulignant une tendance alcaline de cette ignimbrite rhyolitique. Dans les spectres multi-élémentaires (Figure 18), certaines roches présentent des anomalies négatives en Ta par rapport aux terres rares caractéristiques de magmas orogéniques. Toutefois cette anomalie négative n‟est pas généralisée, elle est peu marquée voire absente de la dacite AGAS18 et de l‟ignimbrite rhyolitique ALDG21.


normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques du Groupe de Tiddiline.


normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques du Groupe de Tiddiline.


Figure 19 : Diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N

(Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour la discrimination géotectonique des roches magmatiques des groupes de Tiddiline, Bou Lbarod-Iouraghene et des granodiorites de type Bleïda. A : champ du magmatisme des zones de subduction ; B : champ du magmatisme

des zones de collision (calco-alcalin ou alcalin) ; C : champ du magmatisme alcalin intra-plaque ; D : champ des

leucogranites hyperalumineux.

Parmi les roches acides calco-alcalines, une discrimination peut être faite entre des produits de différenciation de magmas basiques de types « orogéniques » et des roches d‟origine essentiellement crustale, aux signatures « enrichies ». Les premières caractérisent les arcs océaniques et continentaux, et les secondes, plus ubiquistes, s‟observent dans des environnements intracontinentaux, en situation tardi- ou post-orogéniques. Le diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N

(Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) fournit un guide pour distinguer les deux types. Dans ce diagramme (Figure 19), les roches volcaniques du Groupe de Tiddiline se situent dans le domaine du magmatisme des zones de subduction, avec une tendance à se rapprocher de la limite entre les domaines du magmatisme des zones de subduction et du magmatisme calco-alcalin post-orogénique. Seule l‟ignimbrite rhyolitique ALDG21 se situe dans le champ du magmatisme calco-alcalin des zones de collision.

Géochronologie. Nous avons fait réaliser des datations

radiométriques sur deux lots de zircons, après séparation et tri des minéraux lourds.

Soixante grains du grès AGEE024 ont été montés en section polie. Ils sont nombreux mais presque tous arrondis. Il a donc été difficile d‟indexer ces zircons : moins de 10% de la population a pu l‟être ; les rares grains indexés se répartissent dans le domaine calco-alcalin (Jézéquel, 2007a).

Quinze analyses ont été effectuées sur treize grains différents. L‟essentiel des analyses donne des âges paléoprotérozoïques. Seules deux analyses, réalisées sur le même grain 7, donnent un âge moyen à 606 ± 14 Ma. Toutes les autres analyses sont

particulièrement bien regroupées sur la concordia. En particulier, neuf d‟entre elles conduisent à un âge moyen de 2045 ± 13 Ma. Des analyses isolées donnent même des âges plus anciens vers 2120 Ma (2.1 et 5.1) et 2300 Ma (5.2). L‟âge à 2045 Ma est nécessairement

significatif et indique l‟origine d‟une des sources de ce grès. L‟épisode thermique à 606 Ma est certainement lié

à la mise en place de rhyolites associées aux roches détritiques du Groupe de Tiddiline.

L‟ignimbrite ALDG21 a été datée par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP de Canberra (Australie). Les grains indexés donnent une indication sur la répartition typologique : domaine mantellique, alcalin et hyperalcalin probable. Les quinze grains analysés ont permis de déterminer un âge très bien défini à 606 ± 4 Ma. Cet âge est interprété comme celui de la

mise en place de l‟ignimbrite. Il correspond également à l'âge du sommet de la zone sud du Groupe de Tiddiline.

Les zircons de la trachy-andésite ALDG4 sont assez nombreux. L‟indexation selon la méthode de Pupin (1980) montre une répartition assez dispersée depuis le type S5 jusqu‟au type S16 avec une forte représentation des types S12 et S13. Douze analyses ont été effectuées sur onze zircons différents. Toutes les analyses sont très proches de la concordia. Seules deux analyses (7.1 et 11.1) montrent une légère perte de Pb*. Les dix analyses restantes ont permis de déterminer un âge bien défini à 606 ± 5 Ma, avec un excellent MSWD

de 0.30. Cet âge est interprété comme celui de la mise en place de dette trachy-andésite.

Conclusions. Le Groupe de Tiddiline est caractérisé par

une alternance décimétrique de siltites et de grès fins, avec localement de fines passées d'argilites. Ces faciès évoquent plutôt des dépôts fluviatiles. Vers le haut, la série devient plus grossière et passe rapidement au faciès des grès en festons. La puissance de la formation et l'homogénéité de son faciès plaident en faveur d'un fort taux de subsidence compensé par un apport détritique régulier. Ce type de faciès pourrait correspondre aux dépôts d'une plaine deltaïque.

Des tufs pyroclastiques lithiques s‟observent en intercalations dans les alternances silto-gréseuses, mais surtout en niveaux massifs dans la partie sommitale des grès en festons. C‟est dans ces niveaux sommitaux que nous avons une datation à 606 ± 4 Ma.


Les roches volcaniques du Groupe de Tiddiline ont essentiellement une affinité calco-alcaline, typique de zone orogénique, avec pour certaines laves une signature évoluant vers un pôle enrichi. Cette signature enrichie est confirmée par une ignimbrite à tendance alcaline qui tombe dans le champ du magmatisme calco-alcalin crustal.

Par ses caractéristiques sédimentologiques et magmatiques, le Groupe de Tiddiline pourrait s‟inscrire dans un environnement de bassin en « pull-apart » suivant des grands décrochements en arrière d‟une zone de subduction.

Dans le massif voisin de Sirwa, le Groupe de Tidilline est associé à des séquences volcano-sédimentaires similaires (Choubert, 1947; Hefferan et al., 1992, Thomas et al., 2002) attribuées au Groupe de Bou Salda (Thomas et al., 2004). Les dépôts de ce dernier sont considéré comme étant postérieur à la mise en place du granite d‟Amzil daté à 614 ± 10 Ma (Thomas et al.,

2002). Bien que peu contraint, l‟âge de la formation de Bou Salda est voisin des âges des rhyolites de Tadmant et Tasriwine qui sont respectivement 605 ± 9 et 606 ± 9 Ma.

2.2.2.2 - Groupe de Ouarzazate

Le volcanisme et la sédimentation du Groupe de Ouarzazate sont contrôlés par des failles à jeu normal, impliquant un contexte tectonique distensif avec un système de horsts et de grabens. Il s‟agit classiquement d‟un volcanisme de type fissural lié à un rifting. Le caractère distensif se traduit par l‟existence des légères discordances angulaires entre les différents ensembles litho-stratigraphiques, et par la présence de dépôts détritiques volcano-sédimentaires au sein mais surtout à la base de chaque ensemble litho-stratigraphique.

Le volcanisme du Groupe de Ouarzazate correspond principalement à l‟émission, à l‟air libre et en domaine continental, d‟un magma rhyolitique sous forme de coulées pyroclastiques. Il s‟agit typiquement du magmatisme observé pour la Formation d‟Aourz. Pour la Formation des Jbels, les coulées pyroclastiques rhyolitiques alternent avec des coulées massives de composition basaltique. Cette activité volcanique essentiellement explosive est étroitement associée à la formation de dépôts sédimentaires détritiques continentaux.

Géochimie. Parmi les quatorze échantillons de roches

magmatiques du Groupe de Ouarzazate analysés dans le cadre du projet (Annexe 5) :

● sept proviennent de la feuille Bou Azer ; ● trois proviennent de la feuille Alougoum ; ● deux proviennent de la feuille Aït Ahmane ; ● deux proviennent de la feuille Al Glo‟a.

Du fait de la forte altération présente dans certains échantillons, l‟identification précise des signatures géochimiques ne peut se faire que d‟après les éléments les moins mobiles. Seuls de tels éléments permettent de visualiser de façon qualitative les traits les plus

caractéristiques de la composition des différentes roches.

L‟activité magmatique du Groupe de Ouarzazate est caractérisée par la présence de nombreuses coulées pyroclastiques ignimbritiques rencontrées dans la boutonnière de Bou Azer et dans le massif du Saghro. L‟activité effusive est limitée à la Formation des Jbels.

Les laves de la Formation d‟Aourz sont essentiellement acides (SiO2>66%), et se situent dans la gamme des dacites mais surtout des rhyolites (SiO2>69%). Tous les échantillons sont pauvres en TiO2 (<0,4%), avec des teneurs en alcalins élevées (K2O+Na2O>8%) et des rapports K2O/Na2O presque systématiquement supérieurs à 2. Ces rhyolites se définissent comme fortement potassiques à shoshonitiques et se situent en limite des domaines calco-alcalin fortement potassique et peralcalin (Figure 16).

Leurs spectres de terres rares sont enrichis en terres rares légères ([La/Yb]n>3 ; Figure 20), avec une anomalie négative prononcée en Eu, et présentent systématiquement une légère pente positive pour les terres rares lourdes ([Tb/Yb]n<1). Dans les spectres multi-élémentaires, ces roches ne présentent pas d‟anomalies négatives en Ta caractéristiques d‟un magmatisme orogénique (Figure 21).

Les laves de la Formation des Jbels ont des compositions basiques à acides. Les échantillons basiques et intermédiaires présentent un léger enrichissement en TiO2 (>0,5%), et des teneurs assez fortes en alcalins, les situant en limite des domaines calco-alcalin et alcalin.

Ces laves ont des spectres de terres rares avec une décroissance assez régulière entre La et Yb ([La/Sm]n=2,3 ; [Tb/Yb]n=1,1 ; Figure 22). Nous observons une différence entre les roches des deux membres volcaniques. Pour des taux de fractionnement identiques, les laves du Membre du Jbel Maslassene ont des concentrations en terres rares moins importantes que pour les roches du Membre du Jbel Bouddargat. Cette tendance marque vraisemblablement la part de plus en plus importante d‟un composant mantellique de nature alcaline dans la genèse de ces roches. Cette tendance alcaline est confirmée par les fortes concentrations en terres rares observées dans la rhyolite BOYN106b.

Dans le diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) (Figure 24), l‟ensemble des rhyolites de la Formation d‟Aourz se localisent dans le domaine du magmatisme calco-alcalin post-orogénique. Nous retrouvons cette tendance d‟un magmatisme calco-alcalin post-orogénique pour les laves de la Formation des Jbels, avec une tendance alcaline plus prononcée pour la rhyolite BOYN106b qui se situe en limite des domaines du magmatisme calco-alcalin post-orogénique et du magmatisme alcalin intra-plaque. Cette tendance alcaline intra-plaque se retrouvera dans le magmatisme du Jbel Boho.



normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation d‟Aourz du Groupe de Ouarzazate.


normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation d‟Aourz du Groupe de Ouarzazate.


normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation des Jbels du Groupe de Ouarzazate.



normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation des Jbels du Groupe de Ouarzazate.

Figure 24 : Diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N

(Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour la discrimination géotectonique des roches magmatiques des formations d‟Aourz, des Jbels du Groupe de Ouarzazate et de la Formation du Jbel Boho. A : champ du magmatisme des zones de subduction ; B : champ du magmatisme des

zones de collision (calco-alcalin ou alcalin) ; C : champ du magmatisme alcalin intra-plaque ; D : champ des leucogranites

hyperalumineux.

Géochronologie. L‟ignimbrite BODG6 a été

échantillonnée dans le massif du Saghro au sommet de la Formation d‟Aourz. Elle a été datée par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP de Canberra (Australie). D‟après les cinquante-sept grains indexés, l‟indice moyen de cette population correspond aux domaines de répartition typologique des granites calco-alcalin et calco-alcalin K et subalcalin K (Jézéquel, 2007b). Les analyses ont permis de déterminer un âge très bien défini à 566 ± 4 Ma, interprété comme celui de la mise

en place de la rhyolite.

L‟ignimbrite ALDG20 a été échantillonnée dans la boutonnière de Bou Azer dans la Formation d‟Aourz où elle recouvre en discordance le Groupe de Tiddiline. Elle a été datée par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP de Canberra (Australie). D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population correspond aux domaines de répartition typologique des granites calco-alcalin et calco-alcalin K (Jézéquel, 2007a). Les analyses retenues ont permis de déterminer un âge très

bien défini à 567 ± 5 Ma, interprété comme celui de la

mise en place de la rhyolite.

Conclusion. Le volcanisme du Groupe de Ouarzazate

correspond à l‟émission, à l‟air libre et en domaine continental, d‟un magma rhyolitique principalement sous forme de coulées pyroclastiques. Cette activité éruptive pyroclastique, probablement très brève dans le temps, a été étroitement associée à la formation des dépôts volcano-sédimentaires continentaux.

Deux études détaillées du volcanisme du Groupe de Ouarzazate incluant une étude pétrologique détaillée ont été récemment effectuées : (i) l‟une portait sur le volcanisme de la Tagragra d‟Akka dans l‟emprise des cartes géologiques Tamazrar (Gasquet et al., 2001) et Sidi Bou‟addi (Chalot-Prat et al., 2001) ; (ii) l‟autre portait

sur le complexe volcanique de Taghdout, une cinquantaine de kilomètres à l‟ouest de Ouarzazate (Youbi, 1998).

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOZOÏQUES 57

D‟un point de vue géodynamique, ces auteurs s‟accordent pour attribuer un site de mise en place extensif (rift intracontinental) au volcanisme du Groupe de Ouarzazate. Des signatures équivoques y sont décrites, à la fois orogéniques (calco-alcalines à shoshonitiques) et anorogéniques (tholéiitiques à alcalines), qui peuvent trouver deux explications non mutuellement exclusives : (i) une mise en place en contexte de bassin marginal ; (ii) une mise en place en contexte de rift post-orogénique.

Le magmatisme du Groupe de Ouarzazate intervient après celui observé dans les groupes de Tiddiline et de Bou Lbarod-Iouraghene. Une phase de déformation s‟observe entre les dépôts des groupes de Tiddiline et de Ouarzazate. Cette déformation est moins visible entre les groupes de Lbarod-Iouraghene et de Ouarzazate. Il existe seulement une discordance angulaire entre les deux groupes. Ce phénomène s‟expliquerait par la localisation de la déformation affectant le Groupe de Tiddiline. Cette déformation serait liée à un phénomène de transpression le long de grands décrochements et n‟affecterait que les roches déposées dans les bassins en « pull-apart » liés à ces grands décrochements. Cela explique l‟absence de cette déformation au niveau de l‟arc volcanique contemporain des dépôts de Tiddiline, le Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene.

Une telle évolution s‟explique dans le cas d‟une subduction oblique d‟une croûte océanique. Ce type de subduction implique l‟existence de grands décrochements en position avant-arc et arrière-arc avec localement le développement de bassins en « pull-apart ». L‟arrivée de la ride dans la zone de subduction entraîne l‟arrêt du magmatisme orogénique et un changement des contraintes de déformations, ce qui provoque un changement des directions le long des décrochements. Les zones en transtension deviennent en transpression. La déformation transpressive se trouve localisée dans les bassins en « pull-apart ». L‟arc volcanique n‟est pas affecté par cette déformation.

L‟entrée de la ride dans la fosse provoque l‟arrêt de la subduction et finalement la rupture de la plaque subduite. Cette rupture entraîne la création d‟une fenêtre mettant en communication le manteau asthénosphérique, présent sous la plaque subduite, avec le coin mantellique présent au-dessus de la plaque subductée. Cela provoque une remontée du manteau asthénosphérique avec une augmentation du gradient thermique entraînant la fusion de la croûte continentale inférieure notamment. C‟est probablement le principal mécanisme de formation du magmatisme du Groupe de Ouarzazate.

2.2.3 - La couverture du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur

À la fin de la phase majeure de rifting enregistrée par le complexe volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate (PIII) au Néoprotérozoïque terminal (Soulaimani et al., 2003) s‟opère un soulèvement de grande longueur d‟onde enregistré dans l‟Anti-Atlas

central par une surface d‟érosion et une discordance angulaire au sommet de la série du Groupe de Ouarzazate à dominance volcanique. Il en résulte un flux terrigène grossier important qui assure le comblement des bassins fluvio-lacustres du Groupe de Ouarzazate en domaine plus distal dans l‟Anti-Atlas occidental (zones Kerdous et Tagragra d‟Akka).

Cet événement est relayé sans discontinuité apparente par une phase de subsidence régionale probablement d‟origine thermique qui favorise une grande transgression marine et, dans un premier temps, l‟installation d‟une vaste plate-forme carbonatée péritidale.

Dans l‟Anti-Atlas occidental, la série transgressive marine du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien inférieur succède sans discontinuité majeure au complexe volcano-sédimentaire synrift, alors qu‟elle repose en discordance et en « onlap » apparent vers l‟est sur la surface d‟érosion du toit du Groupe de Ouarzazate autour de la boutonnière de Bou Azer.

Ces dépôts considérés comme post-rift se distinguent de ceux du Groupe de Ouarzazate par leur caractère marin, leur géométrie tabulaire et des variations de faciès très lentes.

Quatre grands cycles sédimentaires (2° ordre) sont reconnus dans la série sédimentaire marine du Néoprotérozoïque terminal à l‟Ordovicien inférieur qui affleure dans le domaine étudié (Choubert, 1952, 1963 ; Boudda et al., 1979 ; Destombes et al., 1985 ; Figure 25) Ces cycles de plusieurs centaines voire milliers de mètres d‟épaisseur ont une durée comprise entre 10 et 25 Ma, et sont composés d‟une succession de séquences de dépôt dont la durée est de plusieurs millions d‟années.

Même si des variations d‟épaisseur et de faciès sont mises en évidence, la plupart de ces séquences de dépôts peuvent être corrélées sur plusieurs centaines de kilomètres entre l‟Anti-Atlas occidental (Kerdous, Taggrara d‟Akka) et central (Bou Azer). Une telle continuité indique l‟installation d‟un vaste domaine de plate-forme relativement stable où les variations régionales de taux de subsidence sont largement compensées par la production sédimentaire et ne provoquent qu‟une légère différenciation bathymétrique des profils de dépôts successifs.

2.2.3.1 - Le cycle Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal

Ce cycle est formé de deux groupes lithostratigraphiques, les groupes de Taroudannt et de Tata. Le Groupe de Taroudannt rassemble la Formation d‟Adoudou principalement carbonatée et la Formation de Tikirt exclusivement terrigène. Cette dernière passe vers l‟ouest à la formation d‟abord mixte puis à dominance carbonatée de Taliwine. Le Groupe de Tata est composé de séries mixtes, carbonatées et terrigènes, des formations d‟Igoudine, d‟Amouslek, d‟Issafène et de Tazlaft (ou Asrir plus à l‟ouest). L‟ensemble de cette série du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen


Figure 25 : Log stratigraphique des séries du Paléozoïque inférieur dans l‟Anti-Atlas occidental

(couverture sédimentaire de la boutonnière de la Tagragra d‟Akka).


Figure 26 : Géométrie des dépôts du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien basal dans l‟Anti-Atlas

central et occidental.

basal possède une épaisseur de l‟ordre de 800 m dans la région de Bou Azer-El Graara alors qu‟elle s‟épaissit jusqu‟à atteindre plus de 2000 m dans l‟Anti-Atlas occidental. Ces différentes formations s‟étendent sur l‟ensemble de l‟Anti-Atlas avec des variations latérales de faciès relativement lentes.

Ce premier cycle sédimentaire débute presque partout par des dépôts gréseux à conglomératiques nommés « Série de base » (Choubert, 1952, 1963 ; Figure 26). Dans l‟Anti-Atlas occidental, cet intervalle se trouve en continuité stratigraphique avec le Groupe de Ouarzazate et correspond à une évolution granodécroissante au sommet des dépôts conglomératiques qui ont assuré le comblement des bassins en distension (Chèvremont et al., 2006). À l‟échelle régionale, cette unité est diachrone et repose vers l‟est en discordance et en onlap sur le Groupe de Ouarzazate voire le socle du Paléoprotérozoïque. Ainsi, au nord de Bou Azer, sur la bordure sud de la boutonnière du Jbel Saghro, cette série gréso-conglomératique vient en équivalent stratigraphique de la Formation de Tikirt/Taliwine (Cambrien inférieur) et en discordance sur le Groupe de Ouarzazate (Édiacarien supérieur), indiquant ainsi le biseau complet de la Formation d‟Adoudou. Cette série terrigène granodécroissante marque à l‟échelle régionale la base de la transgression qui aboutit à l‟installation progressive d‟une sédimentation carbonatée marine péritidale (« transgression Adoudounienne » des auteurs). L‟intercalation locale de prismes de dépôt terrigènes à la base de la Formation d‟Adoudou et son biseau transgressif local (« onlap ») sur le Groupe de

Ouarzazate ou le socle du Paléoprotérozoïque témoigne néanmoins de la poursuite de mouvements tectoniques pendant le début de cette « transgression adoudounienne ».

Dans l‟Anti-Atlas central, la discordance entre le complexe volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazare et la Formation d‟Adoudou (en onlap apparent vers l‟est) enregistre une phase de déformation et de soulèvement de grande longueur d‟onde. Par contre, la continuité stratigraphique entre ces deux séries dans l‟Anti-Atlas occidental traduit une permanence de la subsidence dans ce domaine. Par ailleurs, le soulèvement du Jbel Saghro au Cambrien basal est responsable de l‟interférence de systèmes terrigènes de type fan-delta sur la bordure de la plate-forme péritidale Adoudou à fort potentiel d‟aggradation.

La limite entre le Groupe de Ouarzazate et les séries marines sus-jacentes a suscité de nombreux débats. Elle enregistre selon nous la transition entre une phase de soulèvement à la fin du rifting contemporain du Groupe de Ouarzazate responsable d‟une érosion et/ou d‟une sédimentation conglomératique progradante qui comble les grabbens du rift et une phase de subsidence (thermique ?) post-rift qui favorise une sédimentation mixte à caractère rétrogradant. Cette limite complexe peut ainsi apparaître graduelle, ou bien marquée par une discontinuité stratigraphique voire une discordance en fonction du taux de soulèvement, de la localisation et la persistance des bassins issus du rifting et de la


poursuite de mouvements tectoniques locaux (Figure 26).

Au-dessus de cette série de base, la succession des dépôts du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien moyen basal enregistre un grand cycle transgression – régression très dissymétrique avec une forte variation d‟épaisseur globale des formations transgressives à l‟échelle de l‟Anti-Atlas (Figure 10 et Figure 25). La phase transgressive (Cambrien inférieur) est représentée par une série variant de 600 à 2000 m d‟épaisseur d‟est en ouest tandis que la phase régressive (Cambrien moyen basal) est plus isopaque avec une épaisseur qui varie de 150 à 200 m. Ce grand cycle s‟accompagne d‟une modification majeure des systèmes sédimentaires allant d‟un pôle carbonaté à un pôle strictement silico-clastique à la fin du cycle. Trois systèmes sédimentaires se sont ainsi succédés : (1) un système de plate-forme carbonatée péritidale au début de la transgression ; (2) un système de plate-forme mixte carbonaté – terrigène lors de la phase d‟ennoyage majeure du domaine ; et (3) un système silico-clastique formé de prismes de progradation littorale pendant la phase régressive à la fin la transition Cambrien inférieur à moyen.

Le système carbonaté péritidal se caractérise par une sédimentation dominée par une production microbienne sur un immense platier stromatolitique (s.l.) (e.g. Alvaro et al., 2005). Elle est à l‟origine d‟une série carbonatée qui, dans l‟Anti-Atlas occidental (sud du Kerdous), dépasse 1500 m, regroupant les formations d‟Adoudou, de Taliwine et le membre inférieur de la Formation d‟Igoudine. Ces unités sont constituées de couches carbonatées tabulaires et continues. Ce type de faciès s‟étend sur une très partie de l‟Anti-Atlas à cette époque. L‟empilement monotone de ces couches traduit une composante stratigraphique en aggradation verticale dans un système où l‟accommodation est presque systématiquement compensée par la production carbonatée microbienne.

En allant vers l‟est (couverture de la Tagragra d‟Akka), s‟individualise de manière de plus en plus évidente au sein de cet ensemble carbonaté une série plus terrigène marquée par l‟intercalation de couches de siltite de couleur lie-de-vin. Cet intervalle correspond à la « Série lie-de-vin » de Choubert (1952, 1963) ou Formation de Taliwine (Geyer, 1990) qui sépare dès lors les Calcaires inférieurs de la Formation d‟Adoudou et les Calcaires supérieurs de la Formation d‟Igoudine (membre inférieur). Encore plus à l‟est, dans l‟Anti-Atlas central (Bou Azer-El Graara), cette formation silto-carbonatée lie-de-vin passe latéralement à la série silto-gréseuse des Grès de Tikirt (Chbani et al., 1999), puis à une série

conglomératique formant alors la série de base discordante sur le Groupe de Ouarzazate sur le flanc sud du Jbel Saghro (Figure 26). L‟association de faciès de la Formation de Tikirt témoigne du fonctionnement d‟un système fluvio-deltaïque de type fan-delta de polarité NNE-SSW dans un domaine marin très peu profond, soumis à des émersions épisodiques. Les corrélations régionales montrent que le flux terrigène qui interrompt (Grès de Tikirt) ou perturbe (Formation de

Taliwine) localement l‟aggradation de la plate-forme carbonatée ne résulte pas d‟une baisse du niveau relatif de la mer mais de l‟installation d‟un système terrigène en liaison avec le soulèvement de la bordure nord-est du bassin (Jbel Saghro).

On notera ici qu‟une tendance qui peut apparaître comme régressive avec le dépôt de la Formation de Taliwine, peut correspondre (1) en amont, à une tendance transgressive là où les Grès de Tikirt attestent une bathymétrie supérieure à celle des calcaires stromatolitiques encaissants, et (2) en aval, à une aggradation pure de dépôts carbonatés peu profonds sans aucune évolution verticale des faciès. Ce paradoxe souligne le rôle majeur du flux sédimentaire dans l‟évolution du profil de dépôt, indépendamment de la subsidence. Le système carbonaté péritidal « adoudounien » parvient toujours à compenser les variations d‟accommodation même dans les zones les plus subsidentes du bassin (ouest) tandis que le système silico-clastique contemporain à l‟est peut enregistrer des phases de rétrogradation et d‟ennoyage épisodiques par déficit sédimentaire.

Au cours du Cambrien inférieur, l‟accentuation de la tendance transgressive générale s‟accompagne d‟une modification profonde des systèmes sédimentaires. À l‟échelle de l‟Anti-Atlas, un système de plate-forme mixte carbonatée-terrigène succède à la plate-forme carbonatée péritidale adoudounienne. Il est représenté à l‟ouest par le Membre de Tiout (membre supérieur de la Formation d‟Igoudine), la Formation d‟Amouslek et la Formation d‟Issafène (Figure 25). Cet ensemble possède une épaisseur de l‟ordre de 500 m dans l‟Anti-Atlas occidental et se réduit vers l‟est à une puissance de 200 m dans la région de Bou Azer - Alougoum (Figure 10).

Ces formations sont constituées d‟une alternance complexe de couches argilo-silteuses, gréseuses et carbonatées qui apparaissent le plus souvent tabulaires à l‟échelle de l‟affleurement. Cependant, à l‟échelle régionale, ces formations présentent des variations latérales de faciès qui traduisent une inclinaison du profil de dépôt plus marquée que celle de la plate-forme péritidale précédente. Les limites entre les différentes formations lithostratigraphiques – qui correspondent aux unités cartographiques – sont donc diachrones. Ces unités ne peuvent donc pas être assimilées à des étages comme ceci avait pu être proposé dans les travaux anciens (Choubert, 1963 ; Boudda et al., 1979).

Les passages de faciès mis en évidence indiquent la permanence d‟une polarité apparente des systèmes sédimentaires de l‟est vers l‟ouest durant le Cambrien inférieur. L‟ennoyage progressif du domaine de plate-forme favorise l‟installation d‟une faune plus diversifiée qui se traduit par l‟apparition des premiers fossiles dans les séries éocambriennes de l‟Anti-Atlas occidental (Membre de Tiout). L‟apparition de ces premiers fossiles, jadis considérée comme marquant la base du Cambrien (Choubert, 1952 ; Schmitt, 1978) est datée ici de la base de l‟Atdabanien (Geyer, 1990 ; Latham et Riding, 1990 ; Debrenne et Debrenne, 1995).


Dans la région étudiée, les faciès très peu profonds de replats argilo-silteux voire gréso-carbonatés de la Formation d‟Amouslek (Atdabanien) représentent la partie interne de ces systèmes sédimentaires mixtes. Ces dépôts lagunaires monotones et principalement aggradants passent vers l‟aval (ouest) à une série présentant des séquences de faciès beaucoup plus variées. Des systèmes de barres oolithiques et bioclastiques se mettent en place pendant les phases de transgression modérée (Membre de Tiout et Membre de Timoulay Isder au sud du Kerdous). Les périodes de forte accommodation sont matérialisées par des bioconstructions à algues et Archéocyathes qui se développent en avant de ces barres sableuses à la limite du domaine « offshore » (base du Membre de Timoulay Oufella et Calcaires d‟Aguerd). Des dépôts argilo-silteux de plate-forme relativement profonde marquent les périodes d‟ennoyage maximal (Membre de Timoulay Oufella, et Formation d‟Issafène). Des faciès d‟offshore supérieur – shoreface représentés par des siltites et des grès fin à HCS constituent des prismes de progradation en phase régressive.

Les faciès argileux de la Formation d‟Issafène envahissent l‟ensemble du domaine de l‟Anti-Atlas occidental et central vers la limite Atdabanien-Lénien (Debrenne et al., 1990). Ces dépôts de domaine offshore enregistrent un ennoyage généralisé de la plate-forme et notamment des bioconstructions à Archéocyathes (Calcaires d‟Aguerd). Ils représentent le maximum d‟inondation du cycle Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal. La Formation d‟Issafène qui atteint une quarantaine de mètres de puissance dans la région étudiée, s‟épaissit vers l‟ouest jusqu‟à plus de 250 m (sud du Kerdous), témoignant encore d‟une subsidence différentielle très sensible pendant cette phase transgressive.

Des prismes de dépôt gréseux à faciès littoraux surmontent cette série argilo-silteuse et accompagnent une phase de régression et de progradation majeure au début du Cambrien moyen (Geyer et Landing, 1995 ; Landing et al., 2006). Ils constituent une barre gréseuse d‟une centaine de mètres d‟épaisseur, continue à l‟échelle de l‟Anti-Atlas, initialement nommée « Grès terminaux » (Choubert, 1952). Dans la région étudiée, cette unité est représentée par la Formation de Tazlaft (Geyer, 1990). Elle est composée de grès à litage de mégarides accumulés dans un système de front delta de polarité NE-SW, sur un domaine de plate-forme peu profonde et de faible inclinaison. En position plus distale, dans l‟Anti-Atlas occidental, elle passe à la Formation d‟Asrir (Geyer, 1990) qui est composée de grès à HCS et SCS, plus rarement à mégarides tidales, et de grès à Tigillites accumulés dans un système de barres littorales édifiées par l‟action des vagues de tempêtes, plus rarement par une dynamique tidale (Buggisch et Siegert, 1988). Si une chute eustatique du niveau marin semble avoir favorisé la progradation des systèmes silico-clastiques à la transition Cambrien inférieur – moyen, l‟importance du flux clastique comme la présence de discordances et d‟une activité volcanique sur la bordure nord du bassin tendent à montrer qu‟une phase de déformation tectonique affecte la région à cette époque.

En résumé, l‟évolution des faciès reconnue au sein de la série du Cambrien inférieur, et en particulier l‟évolution des séquences transgressives successives, enregistre de manière très claire la tendance rétrogradante majeure des systèmes sédimentaires sur cette portion de la marge nord-gondwanienne en phase post-rift. Cette grande phase transgressive s‟accompagne d‟une évolution des systèmes sédimentaires avec le passage progressif d‟une plate-forme carbonatée péritidale à la fin du Protérozoïque vers une plate-forme silico-clastique qui perdurera durant la majeure partie du Paléozoïque inférieur. Une première phase régressive majeure est matérialisée par de la progradation de prismes gréseux littoraux qui assure le comblement partiel du bassin à la fin du Cambrien inférieur et marque la fin de ce premier grand cycle. La durée de cette première phase de comblement et l‟épaisseur des dépôts associés (de l‟ordre de 200 m pour 5 Ma) restent très inférieures à celles correspondant à la phase transgressive du cycle (jusqu‟à 2000 m pour 20 Ma). Le régime de subsidence semble ainsi le facteur de contrôle majeur de ce grand cycle dissymétrique.

2.2.3.2 - Formation du Jbel Boho

Dans l‟Anti-Atlas central (Bou Azer – Alougoum – Al Glo‟a), un magmatisme de type alcalin se met en place pendant le dépôt de la Formation Adoudou dans la région du Jbel Boho (Choubert, 1952 ; Boudda et al., 1979 ; Leblanc, 1973, 1975 ; Alvaro et al., 2006) et pourrait se poursuivre jusque pendant le dépôt des Grès de Tikirt dans la région d‟Al Glo‟a. Il est responsable d‟édifices volcano-sédimentaires formant d‟importants paléoreliefs fossilisés en onlap par les dépôts de la partie supérieure de la Formation Adoudou, les Grès de Tikirt voire localement les carbonates de la Formation d‟Igoudine (Al Glo‟a). Ce magmatisme est interprété comme lié à une reprise du processus de rifting continental (ou « re-rifting » sensu Karner et al., 1987) à

la base du Cambrien.

Dans la boutonnière de Bou Azer, ce magmatisme est caractérisé par l‟alternance de coulées massives basaltiques à trachytiques avec des brèches et des tufs pyroclastiques provenant d‟un édifice volcanique classique dont le centre d‟émission est marqué par la présence d‟intrusions de composition syénitique.

Les échantillons analysés proviennent d‟affleurements situés sur les territoires des feuilles Alougoum (ALDG8, ALDG9, ALDG10, ALDG16, ALPC008, ALPC011), où se trouve le volcan de Jbel Boho, Al Glo‟a (AGPC15, AGPC20) et Bou Azer (BOPC343). Sur la carte d‟Al Glo‟a, le volcanisme est représenté par des laves basiques interstratifiées dans la couverture sédimentaire cambrienne et issues du paléovolcan d‟Al Glo‟a. Au sein du Jbel Boho affleure un ancien édifice volcanique, caractérisé par des faciès explosifs, effusifs et plutoniques (syénites), de composition basique à acide. Chronologiquement, le volcanisme d‟Al Glo‟a est plus récent que celui du Jbel Boho : il s‟interstratifie plus haut dans la couverture sédimentaire cambrienne.


Géochimie. Les coulées basiques affleurent

essentiellement sur le versant nord du complexe volcanique du Jbel Boho. Elles se présentent en épaisses coulées plurimétriques alternant avec des tufs pyroclastiques de retombées de même composition pétrographique. L‟étude de lames minces montre que ces trachy-basaltes ont une texture porphyrique faiblement orientée. Les phénocristaux de taille centimétrique sont des feldspaths potassiques et des plagioclases dans une mésostase constituée de microlithes de plagioclases, ferro-magnésiens altérés et de verre. Les feldspaths et les ferro-magnésiens sont rétromorphosés en séricite, chlorite, épidote.

Les deux basaltes échantillonnés sur la carte d‟Al Glo‟a ont une composition basique (SiO2=43,0-43,5%), magnésienne (MgO=5,8%), avec une affinité fortement alcaline (Na2O+K2O>7%) et des teneurs en TiO2 élevées (>2,3%). Dans le diagramme (Na2O+K2O) vs. SiO2 (Figure 7) de Le Maître et al. (1989), les basaltes

AGPC015 et AGPC020 se situent respectivement dans les domaines de basaltes à feldspathoïdes et des basanites. Ces deux basaltes présentent un important fractionnement des terres rares ([La/Yb]n>10,50), plus important que celui observé pour les laves contemporaines du Jbel Boho (Figure 27). Ces spectres sont plus fractionnés que ceux des laves échantillonnées dans le secteur du Jbel Boho. Ce fractionnement plus fort s‟explique surtout par de plus faible teneurs en terres rares lourdes ([Yb]n=11). Dans le diagramme (Th/Ta)n vs. (Tb/Ta)n, toutes les laves s‟inscrivent dans le champ des basaltes alcalins intraplaques (Figure 29).

Les analyses chimiques des échantillons ALDG8 et ALDG10 confirment le caractère basique de ces laves (SiO2=50,75-52,82%) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,0-4,5% ; K2O=4,3-5,4%) et en TiO2 (1,63-1,78%). Cette tendance alcaline est confirmée par des fortes concentrations en Zr (389-

435 ppm) et Ta (4,80-5,33 ppm). Ces laves présentent un fractionnement des terres rares (Figure 27 ;

[La/Yb]n=6-10), avec de fortes concentrations en terres rares lourdes ([Tb]n=37-43 ; [Yb]n=22-26). Les spectres multi-élémentaires, de ces basaltes, présentent des anomalies positives par rapport aux terres rares en Ta et Zr caractéristiques des lignées magmatiques alcalines (Figure 28).

Les trachytes présentent une texture microlitique fuidale

parfois légèrement porphyrique. Les phénocristaux sont des

plagioclases et des feldspaths potassiques (sanidine

séricitisée). Nous distinguons parfois quelques silicates ferro-

magnésiens, vraisemblablement des clinopyroxènes

complètement remplacés par des oxydes. La mésostase

hématitisée contient des microlites millimétriques de

feldspaths qui soulignent la texture fluidale et des grains de

quartz et d’oxydes.

Les analyses chimiques des échantillons ALDG9 et ALDG16 confirment le caractère intermédiaire de ces laves (SiO2=61,3-62,3%) avec des teneurs élevées en éléments alcalins (Na2O=3,8-6,3% ; K2O=5,4-7,0%). Cette tendance alcaline est confirmée par des fortes concentrations en Zr (623-642 ppm) et Ta (6,81-7,84 ppm). Ces laves présentent un fractionnement des terres rares (Figure 27 ; [La/Yb]n=9-10), avec de fortes concentrations en terres rares lourdes ([Tb]n=38-43 ; [Yb]n=33-34). Les spectres multi-élémentaires, de ces trachytes, présentent des anomalies positives par rapport aux terres rares en Ta et Zr caractéristiques des lignées magmatiques alcalines (Figure 28).

Les roches plutoniques, de composition syénitique à granitique, ne s‟observent que dans le secteur du Jbel Boho. L‟analyse chimique d‟un échantillon de syénite à grain moyen (ALPC011) donne une composition intermédiaire (SiO2=58,1%), alcaline avec à peu près autant de sodium (Na2O=5,2%) que de potassium (K2O=5,3%), riche en fer (Fe2O3t=8,4%) mais avec des teneurs modérées en MgO (0,73%) et en TiO2 (0,87%).


normés aux chondrites (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation du Jbel Boho.



normés au Manteau Primordial (Sun et McDounough, 1989) pour les roches magmatiques de la Formation du Jbel Boho.

Figure 29 : Diagramme (Th/Ta)N vs (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour

les laves des Groupes de Bou Lbarod-Iouraghene, Tiddiline, Ouarzazate et la Formation du Jbel Boho.

La perte au feu est relativement élevée (2,7%). En ce qui concerne les éléments en traces, on note des teneurs très élevées en Zr (1501 ppm), Ta (15 ppm), Th (23 ppm) et en terres rares, Ce (290 ppm) notamment, ainsi que des anomalies positives en U (7 ppm) et Mo (16 ppm). Cette syénite se caractérise par un fractionnement des terres rares (Figure 27 ; [La/Yb]n=8),

avec de très fortes concentrations en terres rares lourdes ([Tb]n=75 ; [Yb]n=71), et une anomalie négative en Eu.

De telles anomalies en éléments traces se retrouvent également dans un faciès de microgranite porphyrique (ALPC008), formant un petit corps, non distingué cartographiquement, situé également sur le flanc sud du Jbel Boho. En effet, ce microgranite alcalin se singularise lui aussi par des teneurs très élevées en Zr (1239 ppm), Ta (15 ppm), Th (33 ppm), et en terres rares, Ce (299 ppm) notamment, ainsi que par une anomalie positive en U (8 ppm). Tout comme la syénite, ce microgranite présente un important fractionnement des terres rares (Figure 27 ; [La/Yb]n=13), avec

également de très fortes concentrations en terres rares lourdes ([Tb]n=77 ; [Yb]n=61), et une anomalie négative en Eu très prononcée.

En revanche, sa composition en éléments majeurs est très différente : il est franchement acide (SiO2=72,4%), beaucoup plus potassique (K2O=6,3%) que sodique (Na2O=2,5%), beaucoup plus pauvre en fer (Fe2O3

t=3,5%) et a des teneurs encore plus basses en

MgO (0,50%) et en TiO2 (0,32%). Cette composition en éléments majeurs est conforme à sa nature pétrographique : il s‟agit d‟un microgranite porphyrique avec environ 10% de phénocristaux de feldspath potassique rose dans une matrice constituée de quartz, de feldspaths altérés de teinte rougeâtre, de silicates ferro-magnésiens opacifiés et de minéraux opaques accessoires.

Géochronologie. Une datation par la méthode U-Pb sur

zircon à la SHRIMP a été réalisée sur un bloc de phono-téphrite (BOPC343), prélevé à l‟ouest du douar de Bou Azer. Il s‟agit d‟un bloc de lave enchâssé dans la partie basale de la Formation d‟Adoudou et correspondant à la


dislocation d‟une coulée venant de l‟est. Une analyse donne un âge hérité, très bien défini à 2795 ± 10 Ma. Les autres analyses s‟échelonnent entre 540 et 650 Ma. Les zircons les plus jeunes peuvent être datés à partir d‟une population de sept analyses bien regroupées à 541 ± 6 Ma. Cet âge de cristallisation des zircons date la

mise en place de la coulée de lave phono-téphritique correspondante, intercalée dans les dépôts dolomitiques de la Formation d‟Adoudou et associée spatialement et génétiquement au volcan du Jbel Boho.

Cet âge se situe autour de la limite entre la fin du Néoprotéorozoïque et le début du Cambrien, limite fixée à 540 Ma (Odin, 1994) ou à 545 Ma (Landing, 1998). C‟est l‟âge le plus ancien obtenu jusqu‟à présent pour le magmatisme de la Formation du Jbel Boho. En effet, les datations antérieures donnent des âges un peu plus jeunes :

● 531 5 Ma pour le sill trachytique d‟Aghbar (Gasquet et al., 2005) sur la carte de Bou Azer ;

● 534 10 Ma (Ducrot et Lancelot, 1977) recalculé à

529 3 Ma (in Gasquet et al., 2005) pour la syénite

située au cœur du paléovolcan du Jbel Boho sur la carte d‟Alougoum.

Conclusions. Le volcanisme du Jbel Boho débute

probablement à la fin de l‟Édiacarien ou tout au début du Cambrien et se poursuit durant une partie du Cambrien inférieur. Ce magmatisme alcalin intra-plaque fait suite au magmatisme calco-alcalin fortement potassique à shoshonitique du Groupe de Ouarzazate. Alors que la mise en place du magmatisme du Groupe de Ouarzazate est liée à un système de caldera. Le magmatisme de la Formation du Jbel Boho est lié au fonctionnement d‟un édifice volcanique classique alternant des périodes effusives et explosives.

Ce magmatisme alcalin est en continuité avec le magmatisme du Groupe de Ouarzazate. Ce dernier se met en place dans un contexte extensif, et traduit la fusion de la croûte continentale provoquée par une remontée du manteau asthénosphérique présent sous la plaque subduite. Cette remontée adiabatique du manteau asthénosphérique peut entraîner sa fusion et provoquer le magmatisme alcalin de la Formation de Jbel Boho.

2.2.3.3 - Le cycle du Cambrien moyen

Le cycle Cambrien moyen dont la durée varie entre 10 et 15 Ma selon les auteurs, présente une organisation d‟apparence beaucoup plus simple que le cycle précédent dans la mesure où il est exclusivement formé de dépôts silico-clastiques.

La base de ce cycle est marquée par plusieurs surfaces de ravinement transgressives. Une mince unité basale mixte argilo-gréseuse à niveaux bioclastiques, la Formation de Tatelt (Landing et al., 2006), enregistre globalement l‟évolution rétrogradante des séquences littorales dans la partie supérieure des « Grès Terminaux ». Ce mince intervalle transgressif est surmonté par une puissante série principalement argilo-silteuse verte correspondant à la série des « Schistes à Paradoxides » (Choubert, 1952) ou Groupe des Feijas

internes (Destombes et al., 1985). Régionalement, la partie inférieure de cet ensemble est caractérisée par l‟intercalation de minces horizons riches en débris d‟organismes remaniés (« Brèche à Micmacca » des auteurs) qui pourraient correspondre, au moins en partie, à des couches de tempête (base de la Formation du Jbel Wawrmast à l‟est ou Formation de Tamanart à l‟ouest).

Dans l‟Anti-Atlas occidental (Tagragra d‟Akka), une barre gréseuse de 30 m d‟épaisseur, à faciès de shoreface dominé par les tempêtes, marque une première phase de progradation des systèmes littoraux au sein du Groupe des Feijas internes (Figure 25). Cette unité gréseuse nommée Formation de Goulimine, disparaît vers l‟est, c‟est à dire vers l‟amont, selon une modalité qu‟il reste à préciser.

Au-dessus, une série épaisse de plusieurs centaines de mètres, presque exclusivement argilo-silteuse à très rares couches de tempête, se suit sans discontinuité sur l‟ensemble de l‟Anti-Atlas, même si sa puissance tend à diminuer vers l‟est (Formation du Jbel Wawrmast p.p. à l‟est ou partie inférieure de la Formation d‟Akka à l‟ouest). Elle enregistre la période d‟ennoyage maximal du cycle Cambrien moyen, ennoyage dont l‟amplitude dépasse celle du cycle précédent.

Une succession stratocroissante de barres gréseuses s‟intercale dans la partie supérieure de cet intervalle argileux (Formation du Jebel Afraou à l‟est ou partie supérieure de la Formation d‟Akka à l‟ouest, puis Groupe de Tabanite). Cet ensemble correspond à un grand système progradant vers l‟WNW formé de séquences de dépôt argilo-gréseuses puis gréseuses à faciès de plate-forme dominée en permanence par l‟action des tempêtes. Des faciès et des systèmes de dépôt très similaires, même s‟ils sont légèrement diachrones, se retrouvent sur plusieurs centaines de kilomètres depuis l‟Anti-Atlas central jusque l‟Anti-Atlas occidental. Cette continuité témoigne de la dimension et de la pérennité de ces systèmes de dépôt et de la stabilité de ce domaine de plate-forme. Cette phase de comblement se termine avec l‟installation d‟un système gréseux à faciès de plage et d‟arrière-barrière rarement préservé (« grès à Tigillites »). En effet, le sommet du cycle Cambrien moyen est le plus souvent tronqué par la grande surface d‟érosion de base de l‟Ordovicien (Destombes et al., 1985).

2.2.3.4 - Le cycle du Cambrien supérieur

Les dépôts du Cambrien supérieur ne sont que très rarement préservés sous cette surface d‟érosion. Ils n‟ont été mis en évidence qu‟assez récemment dans le synclinal d‟Alougoum (Destombes et Feist, 1987). La base de cette série est marquée par une surface de ravinement recoupant les « grès à Tigillites » au sommet du cycle précédent. Une mince unité gréseuse transgressive à faciès de barre tidale est rapidement surmontée par une succession de paraséquences à faciès d‟offshore principalement formées d‟argile verte homogène et se terminant par de minces couches gréseuses à HCS.

CONDITIONS DE FORMATION DES MINÉRALISATIONS 65

Contrairement aux conceptions classiques, ces paraséquences montrent qu‟une nouvelle grande phase d‟ennoyage affecte la plate-forme de l‟Anti-Atlas au Cambrien supérieur et qu‟il ne s‟agit pas d‟une période régressive. Cette assertion confère d‟autant plus d‟importance à la phase d‟érosion et de déformation qui intervient à la transition Cambrien - Ordovicien. Le contexte géodynamique de cette phase de déformation de grande longueur d‟onde qui affecte cette partie de la marge nord-gondwanienne reste mal contraint.

2.2.3.5 - Les cycles de l’Ordovicien

L‟Ordovicien est représenté dans l‟Anti-Atlas par une série épaisse de plus de 2000 m constituée d‟une alternance d‟unités à dominance argilo-silteuse et de barres à dominance gréseuse. Quatre groupes lithostratigraphiques y ont été définis (Destombes et al.,

1985) : les groupes des Feijas externes, du 1er

Bani, de Ktaoua et du 2

ème Bani. Les groupes du 1

er et 2

ème Bani

correspondent à des unités gréseuses qui présentent une très grande continuité à l‟échelle régionale mais également une grande complexité géométrique interne.

L‟ensemble des dépôts argilo-gréseux ordoviciens sont des dépôts marins de plate-forme dont les faciès plus ou moins profonds attestent du fonctionnement de grands systèmes silico-clastiques dominés par des courants liés à l‟action de la houle et des tempêtes (Marante, 2008).

Quatre grands cycles sédimentaires dont les limites diffèrent de celles des groupes lithostratigraphiques sont reconnus dans la série ordovicienne de l‟Anti-Atlas. Seul le premier cycle d‟âge Trémadoc – Arénig moyen affleure dans le domaine cartographié. Il débute par des dépôts gréseux parfois micro-conglomératiques discontinus reposant sur la surface basale d‟érosion. Ils sont rapidement surmontés par des argiles vertes d‟offshore à rares couches de tempête. Ce cycle se termine régionalement par un prisme de dépôt gréseux progradant d‟âge arénig moyen correspondant à la formation des Grès du Zini. Cette formation épaisse de plusieurs centaines de mètres dans la partie occidentale de l‟Anti-Atlas disparaît toutefois par érosion vers l‟est et n‟affleure pas dans la région étudiée (Destombes et al.,

1985 ; Destombes, 2006). Cette discontinuité est interprétée comme matérialisant des mouvements épirogéniques de grande longueur d‟onde à l‟Arénig supérieur. Les modalités de cette érosion restent encore à être précisées.

2.2.4 - Mise en place des minéralisations cobaltifères du district de Bou Azer

2.2.4.1 - Origine des métaux et de l’arsenic

Parmi les géologues ayant étudié le district cobaltifère de Bou Azer, il y a un consensus sur le fait que le cobalt, le nickel et le fer des arséniures proviennent des péridotites mantelliques serpentinisées du Complexe ophiolitique de Bou Azer–Aït Ahmane. Les métaux précieux tels que l‟or et l‟argent pourraient également avoir leur source dans ces serpentinites. En revanche,

une question est encore loin d‟être résolue : d‟où vient l‟arsenic ?

2.2.4.2 - Genèse des filons de listvénites

Les minéralisations cobaltifères du district de Bou Azer sont étroitement liées à des filons de listvénites, roches dans lesquelles il y a une intime association (i) de carbonates tels que calcite, dolomite, ankérite et (ii) de quartz. Une telle association s‟explique facilement par des réactions de carbonatation des silicates ferro-magnésiens et/ou calciques contenus dans des roches ultrabasiques à basiques voire intermédiaires. Ces réactions sont du type :

M2+

SiO3 + CO2 → M2+

CO3 + SiO2 avec M2+

=Fe, Mg, Ca…

pour les silicates non hydroxylés tels qu‟olivine, pyroxènes, plagioclase

ou du type :

Mg3Si2O5(OH)4 + 3CO2 → 3MgCO3 + 2 SiO2 + 2H2O

pour les silicates hydroxylés que sont les serpentines.

Thermodynamiquement, la carbonatation des silicates est favorable car les variations d‟enthalpie (ΔG) sont fortement négatives dans le sens indiqué (Tableau 2, extrait de Dufaud, 2006 in Auzende, 2007).

Il est donc évident que c‟est une carbonatation des silicates qui est le processus de formation des litsvénites, mais cela pose la question fondamentale suivante : d‟où vient le CO2 nécessaire à ce processus ?

Leblanc (1975) propose un modèle avec trois stades de minéralisations : (i) serpentinisation des péridotites mantelliques avec préconcentration de Co et As ; (ii) altération météorique des serpentinites à la fin du Précambrien avec concentration de Fe, Co, As, Mn et Ni dans les carapaces silico-carbonatées de type Ambed (localité située sur la carte d‟Aït Semgane au 1/50 000) ; et (iii) bréchification et recristallisation de ces carapaces avec piégeage de Co dans des failles précambriennes ou hercyniennes. Sur le territoire de la carte de Bou Azer ces carapaces silico-carbonatées sont représentées par des vestiges de cuirasses, constituées de birbirites surmontant des serpentinites en partie carbonatisées (cf. supra et Photo 12). Il s‟agit vraisemblablement de

reliques de cuirasses de type latéritique. Dans le secteur d‟Aghbar–Oumlil–Tamdrost, des galets de birbirite se trouvent localement dans un conglomérat situé à la base des dépôts volcano-clastiques du Groupe Ouarzazate, ce qui implique que ces dépôts sont postérieurs à la genèse des birbirites et, corrélativement, que les serpentinites sur lesquelles se sont développés ces birbirites et les carbonates associés, étaient à l‟affleurement avant ces dépôts de l‟Édiacarien supérieur, datés à 570-550 Ma. Les relations spatio-temporelles entre les birbirites et les dépôts du Groupe de Tiddiline, datés aux alentours de 606 Ma, ne sont pas visibles, à l‟affleurement du moins, mais il est plausible de supposer que ces dépôts sont antérieurs à la genèse des birbirites. En conclusion, le développement des cuirasses silico-carbonatées de type Ambed pourrait


Tableau 2 : Tableau des réactions de carbonatation des silicates.

Minéral Réaction de carbonatation ΔG par mol CO2

olivine forstérite Mg2SiO4 + 2CO2 → 2MgCO3 + SiO2 -34,7

fayalite Fe2SiO4 + 2CO2 → 2FeCO3 + SiO2 -25,3

pyroxènes enstatite MgSiO3 + CO2 → MgCO3 + SiO2 -31,3

ferrosilite FeSiO3 + CO2 → FeCO3 + SiO2 -24,9

wollastonite CaSiO3 + CO2 → CaCO3 + SiO2 -39,5

serpentine Mg3Si2O5(OH)4 + 3CO2 → 3MgCO3 + 2 SiO2 + 2H2O -18,1

être dû à un processus de carbonatation-silicification, conforme aux réactions données ci-dessus avec un apport de CO2 supergène c‟est à dire per descensum et

cela au cours d‟une période de l‟Édiacarien se situant entre 606 et 570 Ma.

En s‟appuyant sur des analyses structurales et des études d‟inclusions fluides et d‟isotopes stables, Zouita (1986), Azizi-Samir et al. (1990) ainsi que Maacha et al. (1998) proposent un modèle de mélange entre des fluides exogènes marins, chargés de chlorures, et des fluides endogènes hydrothermaux, chargés entre autres d‟arsenic. En se basant sur une étude d‟inclusions fluides concernant notamment des minerais d„argent, Essaraj et al. (2005) arrivent à un modèle dans lequel les minéralisations en arséniures de Co et en Ag sont toutes deux liées à des fluides immiscibles : (i) une saumure à chlorures de Na et Ca, sursaturée en halite ; et (ii) des fluides riches en CH4. Enfin, Ahmed et al. (2009) considèrent que les fluides minéralisateurs sont dus à un mélange entre des saumures d‟origine magmatique et de l‟eau météorique.

En conclusion, les minéralisations cobaltifères du district de Bou Azer sont étroitement associées à un ou, plus probablement, plusieurs processus de carbonatation des silicates de Mg, Fe, Ca avec cristallisation de silice sous forme de quartz, mais il reste à résoudre les problèmes de l‟origine et de l‟âge des fluides qui ont apporté, entre autres, du CO2 et qui pourraient également avoir apporté de l‟arsenic.

2.2.4.3 - Polyphasage de la mise en place des minéralisations

Il y a un consensus sur une mise en place polyphasée des minéralisations en cobalt plus autres métaux. Cependant, la chronologie des évènements est encore sujette à de nombreuses controverses.

Une préconcentration du Co est probablement liée à la serpentinisation des péridotites mantelliques, comme le suppose Leblanc (1975), processus qui est généralement polyphasé en lui-même et pourrait avoir débuté avec la genèse du Complexe ophiolitique de Bou

Azer—Aït Ahmane pour se poursuivre lors de l‟obduction puis après une érosion ayant amené les péridotites à l‟affleurement. Sur les serpentinites arrivées à l‟affleurement se sont développées des cuirasses silico-carbonatées de type Ambed, avec concentration de Fe, Co, As, Mn et Ni (Leblanc, 1975). La genèse de ces cuirasses est antérieure aux dépôts volcano-clastiques

du Groupe de Ouarzazate, qui ont débuté il y a 570 Ma environ.

Par ailleurs, les minéralisations cobaltifères du district de Bou Azer sont étroitement liées à des filons de listvénites. Or certains filons de listvénites se situent au contact de serpentinites avec des roches volcano-clastiques du Groupe de Ouarzazate, de sorte que leur mise en place est postérieure au dépôt de ces roches, daté de l‟Édiacarien supérieur. En outre, d‟autres filons recoupent le sill de trachyte d‟Aghbar, que Gasquet et al. (2005) ont daté, par la méthode U-Pb sur zircon, à

531 5 Ma soit du Cambrien inférieur comme les dolomies de la Formation d‟Adoudou qui encaissent ce sill, lié au volcanisme du Jbel Boho. Kroutov et al. (1952) proposent d‟ailleurs un modèle dans lequel Co et Ni sont lessivés à partir des serpentinites par des fluides hydrothermaux mis en place lors de la distension adoudounienne, alors que Jouravsky (1952) et Goloubinov (1956) supposent un lessivage analogue mais lors de l‟orogenèse hercynienne.

2.2.4.4 - Datations radiométriques

Les datations radiométriques U-Pb réalisées sur des cristaux de brannérite [(U, Ca, Y, Ce) (Ti, Fe)2 O6] ont donné, par ordre d‟âge globalement décroissant, les résultats suivants :

● 590 Ma (Lancelot, laboratoire de géochimie isotopique de Montpellier, in En-Naciri et al., 1996) ; ● 383 ± 7 à 257 ± 8 Ma (Dolanksy, 2007, in Ahmed, 2009) ; ● 310 ± 5 Ma (Oberthür et al., 2009) ; ● 240 ± 10 Ma (Ledent, 1960).

Une datation par la méthode Re-Os d‟un mélange de molybdénite et d„autres sulfures donne une fourchette d‟âge de 400-350 Ma, alors que la datation par la méthode Sm-Nd de carbonates et de brannérite, coexistant avec la molybdénite, donne un âge plus fiable de 308 ± 31 Ma (Oberthür et al., 2009).

En outre, la méthode 40

Ar/39

Ar donne un âge de 218 ± 8 Ma (Levresse, 2001) pour de l‟adulaire associée à une chloritite minéralisée en löllingite provenant du filon 7 de Bou Azer. Enfin, une analyse structurale couplée à une étude d‟inclusions fluides donne un âge post-adoudounien pour la minéralisation cobaltifère et un âge hercynien pour la minéralisation argentifère (Essaraj, 1999).

La datation à 590 Ma est peu précise et non assortie d‟une marge d‟incertitude, mais elle est compatible avec l‟hypothèse de l‟existence d‟une première phase

STRUCTURATION 67

métallogénique à l‟Édiacarien, phase soit contemporaine du développement des cuirasses silico-carbonatées de type Ambed, antérieures au magmatisme du Groupe de Ouarzazate, soit synchrone de ce magmatisme ignimbritique daté à 570-550 Ma (cf. « Synthèse géodynamique régionale » por détails). En effet, à la fin de cet épisode magmatique des manifestations métallogéniques apparaissent dans l‟Anti-Atlas, notamment en association avec la mise en place de plutons granitiques (Levresse, 2001).

Une autre phase hydrothermale pourrait être contemporaine de l‟important magmatisme alcalin, basique à acide, de la Formation du Jbel Boho, qui a lieu au Néoprotérozoïque terminal-Cambrien inférieur dans un contexte extensif.

Il est cependant probable que la phase métallogénique majeure date de la fin de l’orogenèse hercynienne, comme l‟ont souligné entre autres Oberthür et al. (2009), et se met en place, en bordure de

massifs de serpentinites essentiellement, à la faveur de la réactivation des grands décrochements panafricains.

Enfin, une dernière phase minéralisatrice pourrait être contemporaine de l‟extension fini-triasique à liasique et du magmatisme basique alcalin associé dont un témoin régional est le faisceau filonien de Foum Zguid, constitué de dolérites, microgabbros et gabbros. Cette hypothèse est compatible avec la datation d‟un adulaire hydrothermal à 218 ± 8 Ma (Levresse, 2001).

3 - STRUCTURATION

La boutonnière de Bou Azer–El Graara est caractérisée par plusieurs ensembles structuraux imbriqués tectoniquement. Du sud vers le nord, nous distinguons :

● (i) les séries de plate-forme constituant le Groupe de Tachdamt-Bleïda ; ● (ii) le Complexe plutono-métamorphique de l‟assif n‟Bougmmane-Takroumt ; ● (iii) le Complexe ophiolitique du Groupe de Bou Azer–El Graara ; ● (iv) l‟arc volcanique du Groupe de Tichibanine–Ben Lgrad.

3.1 - DÉFORMATIONS DANS LES SÉDIMENTS DU TONIEN AU CRYOGÉNIEN

Les séries de plate-forme du Groupe de Tachdamt-Bleïda montrent des structures témoignant de leur dépôt dans un contexte globalement extensif. Cette extension pré-panafricaine est soulignée par différentes structures d‟instabilités sédimentaires relevées à plusieurs endroits : brèches intraformationnelles, slumps et convolutes, failles et microfailles normales orientées N70 à N100, 40° NE.

De même, un important essaim de dolérites et de microgabbros est associée à la série des Calcaires et Quartzites, comme c‟est le cas par ailleurs dans le reste de l‟Anti-Atlas. C‟est un magmatisme à composition chimique de tholéiites continentales caractérisant des domaines intraplaques. Ce magmatisme est contemporain de la dislocation de la marge nord du Craton Ouest Africain à la fin du Tonien début du Cryogénien, comme cela est décrit dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara (Clauer, 1976 ; Naidoo et al., 1991 ; Mouttaqi, 1997), et dans d‟autres boutonnières de l‟Anti-Atlas occidental à central : Kerdous (Hassenforder, 1987), Bas Drâa (Ikenne et al., 1997), Tagragra d‟Akka (Mortaji, 1989), Irherm (Hafid, 1992), Zenaga (Bouougri, 1992). Cette distension est contemporaine de l‟ouverture d'un ou plusieurs bassins océaniques et de l‟édification d‟arcs insulaires plus au nord.

D‟autres structures distensives ont été observées dans le Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad. Dans les séries volcano-sédimentaires rythmiques de ce groupe, des structures synsédimentaires ont été observées : failles normales, structures de glissement et de désorganisation, plissements antéschisteux ainsi que d'importantes discordances angulaires intra-formationnelles.

3.2 - DÉFORMATIONS DANS LES ROCHES MÉTAMORPHIQUES DU CRYOGÉNIEN

INFÉRIEUR

Dans la partie méridionale de la boutonnière de Bou

Azer—El Graara affleure, de façon discontinue, le Complexe plutono-métamorphique de l‟assif n‟Bougmmane-Takroumt. Les roches métamorphiques de ce complexe sont affectées par une déformation ductile marquée par le développement d‟une foliation et,


localement d‟une mylonitisation, dans un climat catazonal. Sur le plan structural, cette phase tectono-métamorphique se caractérise par des structures dont la cinématique dominante est à composante dextre.

Ce complexe a longtemps été considéré comme étant issu de protolites paléoprotérozoïques métamorphisés au cours de l‟orogenèse éburnéenne, et cela par analogie de faciès avec des roches gneissiques de la boutonnière de Zenaga, située plus à l‟ouest, dans la région de Tazenakht. Cependant, les datations radiométriques par la méthode U-Pb sur zircons réalisées par D‟Lemos et al. (2006) dans le massif de Tazigzaout (carte d‟Aït Ahmane) ont totalement remis en cause cette hypothèse géochronologique, en donnant des âges cryogéniens tant pour les protolites que pour le métamorphisme. En effet, ces datations donnent les âges suivants concernant les protolites : 753 ± 2 Ma pour un orthogneiss œillé et 752 ± 4 Ma pour un métagabbro mylonitique. En outre, les valeurs très positives de leur εNd indiquent une source isotopique juvénile pour les magmas dont sont issus ces protolites. Ces derniers ont été orthogneissifiés avant 705 Ma, âge des filons de leucogranites qui recoupent les orthogneiss (D‟Lemos et al., op. cité). Ces âges sont confirmés par les quatre datations radiométriques par la méthode U-Pb sur zircons réalisées dans le cadre de la réalisation des cartes de Bou Azer, Alougoum, Aït Ahmane et Al Glo‟a. Ainsi l‟âge de l‟événement tectonique ductile synfolial serait compris entre 750 et 700 Ma.

3.3 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES AU CRYOGÉNIEN SUPÉRIEUR (NP2s)

Les roches métamorphiques précédentes sont recoupées par de petits massifs et des filons de granitoïdes leucocrates, non orthogneissifiés mais présentant fréquemment une fabrique magmatique planaire bien marquée. Deux échantillons ont fait l‟objet d‟études de laboratoire qui montrent que les zircons ont une typologie qui permet de les situer dans le domaine de l‟anatexie crustale et des âges de 702 ± 5 Ma pour une leucotonalite et de 695 ± 7 Ma pour une leucogranodiorite d‟après la méthode U-Pb à la SHRIMP : cf. chapitre « Conditions de formation des entités géologiques ». Ces granitoïdes sont donc vraisemblablement issus de la fusion partielle, il y a environ 700 Ma, d‟orthogneiss dont les protolites ont un âge de 750-755 Ma.

3.4 - MISE EN PLACE DU COMPLEXE OPHIOLITIQUE AU CRYOGÉNIEN

SUPÉRIEUR (NP2s)

Le Complexe ophiolitique de Bou Azer—Aït Ahmane se caractérise par une succession stratigraphique discontinue et incomplète. La séquence mantellique est essentiellement harzburgitique, les termes cumulatifs, ultrabasiques à basiques, sont absents ou très réduits, et le complexe filonien est très peu développé. Ces caractères pétrographiques suggèrent pour l‟ophiolite de

Bou Azer—Aït Ahmane une formation dans un contexte de bassin à faible extension avec des petites chambres

intermittentes. Le contexte de sa formation sera plus amplement étudié dans le chapitre « Conditions de formation des entités géologiques ».

La mise en place tectonique de la séquence ophiolitique montre un écaillage vers le sud, une série d‟écailles et d‟unités plissées, déjetées vers le sud-ouest.

3.5 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES À LA LIMITE CRYOGÉNIEN - ÉDIACARIEN

L‟analyse structurale de ces intrusions a porté principalement sur les massifs d‟Ousdrat et d‟Aït Ahmane. L'examen du comportement des minéraux au cours de la schistogenèse nous permet d'établir une chronologie relative des événements tectoniques et métamorphiques, et par la suite, de définir les relations temporaires entre la mise en place des intrusions et les contraintes tectoniques régionales. Prenant la foliation S1 comme référence, trois phases de cristallisations minéralogiques peuvent exister : anté-, syn- ou post-schisteuses.

L'analyse des relations blastèse-schistosité régionale montre des auréoles déformées et affectées par une seule foliation avec des néoformations à caractère syn- à tardi-cinématique et des gradients d'intensité de déformation à l'approche des intrusions, ainsi que de l'intérieur vers la périphérie des massifs. De plus, les plans de fluidalité magmatique dans ces massifs montrent une parfaite superposition avec les plans de foliation tectonique. Des observations semblables ont été réalisées pour les différentes intrusions du secteur de Bou Azer. Les relations déformation-plutonisme montrent que la mise en place des intrusions est contrôlée en partie par la tectonique régionale ; de ce fait elles ont considérées comme syn- à tardi-tectoniques (Admou, 1989 ; Saquaque et al., 1989 ;

Benyoucef, 1990).

3.6 - DÉFORMATIONS DES ROCHES DE L’ÉDIACARIEN INFÉRIEUR DU GROUPE

DE TIDDILINE

Cette phase non métamorphique affecte le Groupe de Tiddiline, et est antérieure aux dépôts volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate. C‟est la phase panafricaine "B2" de Leblanc (1975). Elle est supposée liée à la collision directe du craton avec le continent septentrional avec obduction vers le sud des ophiolites (Leblanc et Lancelot, 1980 ; Bodinier et al., 1984; Chabane, 1991). Elle a affecté la totalité des terrains précédents et développe un plissement large et droit et une schistosité de fracture non métamorphique.

Les roches volcaniques du Groupe de Tiddiline ont essentiellement une affinité calco-alcaline typique de zones orogéniques, avec pour certaines laves une signature évoluant vers un pôle enrichi. Cette signature est confirmée par une ignimbrite à tendance alcaline qui tombe dans le champ du magmatisme calco-alcalin crustal. Le Groupe de Tiddiline, de part ces caractéristiques sédimentologiques et magmatiques, pourrait s‟inscrire dans un environnement de bassin en

STRUCTURATION 69

« pull-apart » suivant des grands décrochements en arrière d‟une zone de subduction.

Plusieurs tentatives de datations indirectes ont été réalisées (Ducrot, 1979 ; Jeannette et al., 1981). Des laves massives sommitales de Tiddiline (Feuille Alougoum) ont livré une datation à 606 ± 4 Ma. Sur ce

même affleurement plissé reposent en discordance des laves non plissées attribuées au Groupe de Ouarzazate et qui ont livré un âge de 567 Ma. La phase de déformation qui affecte le Groupe de Tiddiline est par conséquent située dans cette fourchette d‟âge.

Cette phase de déformation a été datée indirectement à partir de la granodiorite de Bleïda. Cette granodiorite tardi-tectonique a été datée à 615 ± 12 Ma (Ducrot, 1979 ; U/Pb), à 579 ± 1 Ma (Inglis et al., 2004 ; U/Pb), et

à 586 ± 15 Ma dans le cadre de cette étude (feuille Al Glo‟a).

D‟après l‟étude de la relation tectonique synschisteuse et mise en place a montré une contemporanéité entre la phase de déformation affectant le Groupe de Tiddiline et la mise en place des intrusions granodioritiques de type Bleïda. Pour Cissé (1989) et Saquaque et al. (1989), la mise en place de cette intrusion granodiotitique est syn- à tardi-schisteuse, alors que pour Inglis et al. (2004) sa mise en place est tardi- à post-schisteuse, le massif est affecté par une déformation fragile à l‟état froid et un métamorphisme hydrothermal. Cela impliquerait un âge entre 580 et 585 Ma pour cette phase de déformation.

3.7 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES DE L’ÉDIACARIEN MOYEN

Ces granitoïdes sont représentés principalement par le massif granodioritique de Bleïda, qui affleure en majeure partie sur la feuille Al Glo‟a à 1/50 000 et, pour sa partie la plus occidentale, sur la feuille Aït Ahmane. Sur la feuille Bou Azer le massif composite et polyphasé de Taghouni comprend une granodiorite qui présente des analogies avec celle de Bleïda.

En se basant sur l‟absence de toute déformation pénétrative, Leblanc (1981) considère la mise en place de la granodiorite de Bleïda comme postérieure à la phase majeure panafricaine. Cissé (1989) et Saquaque et al. (1989a, b) considèrent sa mise en place syn- à

tardi-panafricaine, et non complètement postérieure. Cette hypothèse est basée sur le développement de points triples de schistosité aux extrémités de l‟intrusion, ainsi que sur le développement d‟une auréole de métamorphisme syn- à tardi-cinématique de la phase majeure B1. Pour Inglis et al. (2004), sa mise en place est tardi- à post-schisteuse, le massif étant affecté par une déformation fragile à l‟état froid et par un métamorphisme hydrothermal. Par ailleurs, sa mise en place est incontestablement guidée par les accidents fragiles qui affectent aussi bien le massif que son auréole de métamorphisme. La mise en place de la granodiorite de Bleïda peut être liée à une phase transcurrente cassante qui correspondrait aux ultimes mouvements tardi-panafricains.

3.8 - STRUCTURATION DU GROUPE DE OUARZAZATE DE L’ÉDIACARIEN

SUPÉRIEUR

3.8.1 - La boutonnière de Bou Azer-El Graara

L‟analyse des directions de fracturation relevées sur les cartes au 1/50 000 réalisées sur cette boutonnière nous permet de caractériser deux grandes familles de failles : (i) N20 à N45°E ; et (ii) N100 à N130°E. Toutes ces failles, qui affectent le Groupe de Ouarzazate, ont certainement joué pendant et après la mise en place de ces dépôts volcano-sédimentaires.

Les grandes structures cassantes de direction N100-130°E sont les plus fréquentes. Ces failles délimitent les contacts entre le Groupe de Ouarzazate et les entités de l‟Édiacarien inférieur (Groupe de Tiddiline) ou du Cryogénien supérieur (Complexe ophiolitique). Ainsi les affleurements en bandes parallèles du Groupe de Tiddiline laissent présager que des accidents ont rejoué en failles normales lors de ces dépôts détritiques. Cette direction se retrouve également dans la direction de la suture de Bou Azer. Elle est certainement héritée de la phase tectonique majeure responsable de la structuration du complexe ophiolitique.

Les observations microtectoniques effectuées sur certains de ces accidents, montrent qu‟ils ont rejoué en décrochement senestre avec une composante distensive lors de la mise en place de la série volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate.

La famille de directions N20°-N45° représente des failles normales avec un jeu décrochant senestre. Perpendiculairement à cette direction de faille, nous observons des variations lithostratigraphiques dans la série volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate. Ces failles orientées NE-SW déterminent des structures distensives en demi-horsts et demi-grabens. Le rejet vertical de ces failles est variable de quelques mètres à quelques dizaines de mètres. Ces structures ne se propagent pas dans les dépôts dolomitiques de l‟Adoudounien. La distension au sein des dépôts volcano-sédimentaires se traduit par de légère discordance angulaire entre les principaux ensembles lithostatigraphiques distingués. Ces discordances angulaires sont fréquemment soulignées par des niveaux conglomératiques à la base des nouveaux ensembles lithostratigraphiques.

Dans le secteur de la mine de Bou Azer, de nombreux filons de quartz, carbonates et oligiste recoupent le Groupe de Ouarzazate suivant cette même direction NE-SW. Une forte altération hydrothermale est liée à la mise en place de ces filons.

La mise en place de la série volcanique du Groupe de Ouarzazate s‟effectue dans un contexte tectonique distensif. De grands blocs tectoniques séparés par des grands accidents décrochants de direction N100° à N130° sont découpés en un système de demi-horst et demi-graben suivant une direction N20° à N40° (Figure 30).


Figure 30 : A) Structure en hémigraben

qui contrôlent la sédimentation des faciès volcanodétritiques du Groupe de Ouarzazate ; B) Rosace directionnelle de la fracturation affectant le Groupe de Ouarzazate de la boutonnière de Bou Azer-El Graara (Azizi et al., 1990).

3.9 - DÉFORMATION HERCYNIENNE

L‟orogenèse hercynienne constitue la dernière phase importante qui a structuré la boutonnière de Bou Azzer-El Graara. Les unités de couverture ainsi que leur soubassement ancien portent les traces d‟un raccourcissement NW-SE non négligeable, exprimé par des figures plicatives peu marquées et/ou un débit schisteux. Cette évolution est classiquement rattachée à l‟histoire orogénique hercynienne (Leblanc, 1975 ; Hassenforder, 1987 ; Potherat et al., 1991). L‟adaptation de la déformation se fait de façon très hétérogène entre les différentes composantes de l‟édifice structural, du fait des caractères lithologiques propres aux unités et du fait d‟une anisotropie initiale, en position verticale dans le socle, en position horizontale dans la couverture. À cette déformation s‟ajoutent des virgations des directions axiales liées à des rejeux inverses et/ou cisaillants d‟accidents pré-existants. Cette orogenèse est responsable du soulèvement du socle précambrien en blocs rigides et du plissement et écaillage de sa couverture paléozoïque. Ce style tectonique de type thick-slined tectonics, valable à l‟échelle de l‟Anti-Atlas, est à l‟origine de disposition des boutonnières en structure antiformes (Soulaimani et Burkhard, 2008).

Dans le socle, la déformation hercynienne reste de type schistosité de fracture dans une ambiance de très faible degré métamorphique, à la limite diagenèse. L‟aspect dissolution est primordial, avec un transfert des résidus siliceux sous forme de dykes dont l‟attribution à l„orogenèse hercynienne reste à être confirmée. À l‟échelle régionale, la déformation hercynienne se manifeste par une tectonique en bloc issue d‟un soulèvement du socle par rapport à la couverture et qui induit des glissements et même des détachements. La réactivation d'anciennes failles de socle provoque une instabilité de la couverture sus-jacente et peut développer également des plissements ouverts et des structures de disharmonie et de flexion au sein de la couverture (Leblanc, 1975 ; Benziane et al., 2002 ; Yazidi et al., 2002 ; Caritg et al., 2004).

La couverture sédimentaire paléozoïque est affectée dans cette région de l‟Anti-Atlas central et oriental par un raccourcissement généralisé au tardi-Carbonifère. Ce raccourcissement conduit à la réactivation des failles du socle néoprotérozoïque et à un plissement de la couverture sédimentaire, ainsi qu‟à un écaillage de la

base de cette couverture. Il se traduit par le développement de niveaux de décollements soulignés par des plans de chevauchements et de plis disharmoniques principalement dans les termes inférieurs de la couverture (Leblanc, 1973 ; Soulaimani et Burkhard, 2008).

Cet écaillage apparaît d‟une part dans la partie nord-est de la carte d‟Al Glo‟a, et surtout, d‟autre part, sur la carte de Bou Azer où la partie basale de la Formation d‟Adoudou est affectée, sur le flanc sud du synclinal de Tasla, par toute une série d‟écaillages et cela sur toute l‟étendue de la carte d‟ouest en est. Dans le secteur du Figuier, situé à l‟WNW du douar de Bou Azer, un lambeau de péridotites mantelliques serpentinisées est impliqué dans un écaillage, qui le met en contact tectonique avec des dolomies adoudouniennes sur une partie de son contour. En outre, à l‟ouest du Figuier et près de Bou Azer, des lambeaux de ces mêmes dolomies sont pincés tectoniquement le long de la branche majeure du décrochement senestre de Bou Azer, en étant verticalisés et plus ou moins hydrothermalisés. Cette réactivation hercynienne des décrochements panafricains et l‟hydrothermalisme associé ont vraisemblablement joué un rôle majeur dans la genèse des gisements de cobalt et autres métaux associés du district de Bou Azer : cf. « Conditions de formation des entités géologiques ».

3.10 - EXTENSION FINI-TRIASIQUE À LIASIQUE

La phase hercynienne est suivie, à la fin du Trias, par une extension NNW-SSE en relation avec l‟ouverture de l‟Atlantique central (Robert-Charrue et Burkhard, 2008). Un témoin régional de cette ouverture est le faisceau de filons basiques de Foum Zguid, de direction N40°E. Ce faisceau apparaît sur les cartes d‟Aït Ahmane et d‟Al Glo‟a, où il recoupe à l‟emporte-pièce les terrains précambriens et la couverture sédimentaire cambrienne. Le filon le plus puissant a une cinquantaine de mètres de puissance ; il est gabbroïque en son cœur et présente des bordures figées doléritiques. Ce faisceau filonien n‟est pas daté directement, mais en Afrique de l‟ouest des roches basiques analogues constituent des intrusions, abondantes et parfois volumineuses, au sein de formations paléoprotérozoïques et à différents niveaux stratigraphiques du bassin de Taoudeni

SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE 71

(Mauritanie, Mali…) dont l‟âge va du Néoprotérozoïque au Carbonifère. Ces intrusions sont datées du Lias inférieur : 200,4 ± 0,2 Ma et 194,8 ± 0,5 Ma par la méthode

40Ar-

39Ar sur biotite en Guinée (Deckart et al.,

1997) ; 203,7 à 193,1 Ma avec un pic vers 198 Ma par la méthode

40Ar-

39Ar sur plagioclase dans le bassin de

Taoudeni dans le nord du Mali (Verati et al., 2005).

3.11 - SOULÈVEMENTS ATLASIQUES ET RÉCENTS

Les reliefs actuels manifestement rajeunis de la boutonnière de Bou Azer-El Graara, à l‟image de tout l‟Anti-Atlas, montrent l‟importance des soulèvements atlasiques récents. En effet après son enfouissement sous une épaisse série paléozoïque (>8 km), le socle précambrien de Bou Azer a été exhumé à des conditions inconnues lors du serrage hercynien, et probablement enfouie lors de l‟extension NNW-SSE à la fin du Trias en relation avec l‟ouverture de l‟Atlantique (Robert-Charrue et Burkhard, 2008).

Au Mésozoïque supérieur, une nouvelle exhumation s‟est produite et ramène le socle précambrien à des conditions de subsurface entrainant son refroidissement à des températures <60°C au Crétacé inférieur (133 Ma), comme le montre des modélisations effectuées à partir des traces de fission d‟apatite (Oukassou et al., 2009). Cette méthode ne permet pas

par ailleurs de détecter des périodes d‟exhumations antérieures, notamment lors du serrage hercynien. Par la suite, la transgression du Crétacé supérieur-Eocène a induit l‟enfouissement du substratum précambrien sous une pile sédimentaire qui dépasse 1000 m et son réchauffement à des températures de l‟ordre de 70°C à la fin du Paléogène. L‟exhumation finale intervient au Néogène (soulèvement atlasique).

4 - SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE

La boutonnière précambrienne de Bou Azer-El Graara, dans l‟Anti-Atlas central, présente à l‟affleurement une ophiolite considérée comme une suture tardive néoprotérozoïque entre le Craton Ouest Africain et des arcs néoprotérozoïques exposés au nord. La partie sud de la boutonnière renferme un ensemble de roches métamorphiques et des granitoïdes, interprété longtemps comme le substratum éburnéen du Craton Ouest Africain. Des datations récentes remettent en cause la présence du Craton Ouest Africain dans la boutonnière de Bou Azer. En effet, D‟Lemos et al. (2006)

ont obtenu des âges de 753 ± 2 et 752 ± 2 Ma pour les protolites d‟un orthogneiss et d‟un métagabbro, ce que confirment les âges de 755 ± 9 et 745 ± 5 Ma obtenus lors de la réalisation des cartes Bou Azer, Alougoum, Aït Ahmane et Al Glo‟a à l‟échelle 1/50 000.

Après un grand hiatus compris entre 1700 et 800 Ma environ, correspondant à une période de stabilité caractéristique de l‟ensemble du Craton, l‟histoire de l‟Anti-Atlas reprend au cours du Néoprotérozoïque dans le cadre du cycle panafricain.

4.1 - CYCLE PANAFRICAIN

4.1.1 - Extension en bordure du Craton Ouest Africain (800-800 Ma)

Ce stade de rifting initial est attesté dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara par les dépôts de plate-forme et le volcanisme tholéiitique associé du Groupe de Tachdamt-Bleïda (Figure 31). Ces dépôts témoignent du développement d‟une plate-forme carbonatée caractérisée par des intercalations entre une sédimentation détritique et carbonatée. Les laves tholéiitiques s‟épanchent dans un milieu marin peu profond suivant une dynamique non explosive dans un contexte fissural en extension. Ce rifting initial a été daté indirectement à 768 ± 8 Ma, âge recalculé – avec la nouvelle valeur de λ

87Rb=1,42x10

-11/an au lieu de

1,47x10-11

/an – à partir de l‟âge de 788 ± 8 Ma, déterminé par la méthode Rb-Sr pour le métamorphisme de contact de ces filons tholéiitiques sur les sédiments de plate-forme (Clauer, 1976 ; Leblanc et Lancelot, 1980). Le Groupe de Tachdamt-Bleïda est un équivalent probable des calcaires et quartzites (Groupe du Jbel Lkst) de la boutonnière du Kerdous (Hassendorfer, 1987) et du Groupe de Taghdout dans la boutonnière du Sirwa.

Le Groupe de Tachdamt-Bleïda est également caractérisée dans le secteur de Bleïda par la présence d‟amas sulfuré stratiforme mise en place dans un domaine de marge continentale peu profond passant à un bassin marginal (Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994 ; Billaud, 1977). Des travaux récents (Mottaqi et Sagon, 1999) interprètent cette minéralisation comme étant de type SEDEX avec une mise en place dans un contexte extensif caractérisé par une importante activité exhalative.


Figure 31 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain au Cryogénien.

4.1.2 - Arc volcanique intra-océanique et bassin associé (760-770 Ma)

Dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara, les observations effectuées dans les groupes de Tachdamt-Bleïda et de Tichibanine-Ben Lgrad, nous permettent d‟envisager vers 760-770 Ma l‟existence d‟un arc magmatique intra-océanique (Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad) en bordure du Craton Ouest Africain et séparé de ce dernier par un bassin de type arrière-arc (Figure 31). Des âges comparables à ceux de l‟arc magmatique intra-océanique de Tichibanine ont été

obtenus dans le massif du Sirwa pour des plagiogranites de l‟ophiolite de Tasriwine (761 ± 2 et 762 ± 2 Ma ; Samson et al., 2004), de plus cette ophiolite présente des caractéristiques géochimiques qui la situe sous l‟influence d‟une zone de subduction.

Les magmatismes de l‟ophiolite de Tasriwine et de l‟arc de Tichibanine sont contemporains, spatialement associés, et se sont développés en marge du Craton Ouest Africain.


4.1.3 - Arc volcanique intra-océanique et bassin (745-755 Ma)

Dans la boutonnière de Bou Azer, le Complexe plutono-métamorphique de l‟Assif Bougmmane-Takroumt témoigne d‟une association de séquences de bassins et d‟arc. Dans cette étude, les âges des protolites des orthogneiss sont de 745 ± 5 et 755 ± 9 Ma. Des âges de 753 ± 2 et 752 ± 2 Ma avaient déjà été obtenus respectivement sur un orthogneiss et un métagabbro de ce même complexe dans le secteur de Tazigzaout (D‟Lemos et al., 2006). Des âges comparables ont été obtenus dans le massif du Sirwa. Ainsi des roches amphibolitiques à tonalitiques représenteraient les racines d‟un arc volcanique estimé à 743 ± 14 Ma d‟après l‟âge de la migmatite d‟Iriri (Thomas et al., 2002).

Dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara, ces séquences d‟arc datées entre 745 et 755 Ma se situent entre les dépôts du Groupe de Tachdamt-Bleïda et ceux du Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad datée entre 760 et

770 Ma. Nous retrouvons cette même position structurale dans le massif du Sirwa où la migmatite d‟Iriri se situe entre la marge du craton et l‟ophiolite de Tasriwine. D‟après Hefferan et al. (1992) et Thomas et al. (2002), la subduction océanique qui a générée l‟arc d‟Iriri traduirait une phase de convergence à partir de 740 Ma jusqu‟à 700 Ma. À partir de 755 Ma, une nouvelle subduction se créée entre l‟arc de Tichibanine et la marge du Craton Ouest Africain, générant un nouvel arc intra-océanique (Figure 31).

Les arcs antérieurs à 755 Ma se sont-ils également formés dans un système de convergence ? Leur faible déformation et leur grade métamorphique moindre suggèrent une formation et une évolution différente par rapport aux terrains ayant des âges compris entre 755 et 745 Ma. Leur formation ne serait pas liée à un contexte de convergence, mais plutôt à un contexte d‟extension caractérisé par un retrait de la zone de subduction. Ce retrait de la zone de subduction implique un plongement vers le sud-ouest de la plaque océanique subductée.

Figure 32 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain au Cryogénien.


4.1.4 - Phase de déformation (740-700 Ma)

Le Complexe plutono-métamorphique de l‟Assif Bougmmane-Takroumt affleurant dans les secteurs de Bou Azer, Oumlil, Tazigzaout, Ightem et Takroumt est caractérisé par la présence de roches métamorphiques orthodérivées dont les protolites correspondent à des séquences d‟arcs et de bassins. Cette phase de métamorphisme régional révélée dans le massif de Tazigzaout (carte d‟Aït Ahmane) par D‟Lemos et al. (2006), intervient avant la mise en place de filons leucogranitiques à 705 ± 2 Ma. Nos travaux nous ont permis de mettre en évidence cette phase de déformation dans les secteurs de Bou Azer, d‟Oumlil et de l‟assif-n-Bougmmane–Takroumt. Il s‟agit de la première phase de déformation panafricaine affectant des séquences océaniques.

Dans le secteur d‟Oumlil, El Hadi et al. (2010) donne un âge de 741 ± 9 Ma pour le granite, alors que nous le datons à 695 ± 7 Ma avec un âge hérité à 751 ± 10 Ma. Ces résultats ne sont pas contradictoires. Le granite d‟Oumlil est un granite d‟anatexie, et suivant les secteurs cette anatexie est plus ou moins poussée. Pour ce granite. El Hadi et al. (2010) ont également des âges entre 690 et 720 Ma. Nous pensons qu‟ils ont datés l‟âge du protolite et non l‟âge de l‟anatexie. La phase de déformation antérieure à 700 Ma n‟a pas été observée dans la séquence d‟arc du Groupe de Tichibanine-Ben Lgrad. Elle n‟implique donc que les séquences d‟arc et de bassin dont l‟âge est compris entre 755 et 740 Ma. Cela confirme qu‟entre 770 et 760 Ma, des séquences d‟arcs et de bassins se formeraient dans un contexte d‟extension avec un phénomène de « slab-roll back », et une subduction vers le sud-ouest. Puis se met en place à partir de 755 Ma une nouvelle convergence (Hefferan et al., 1992 ; Thomas et al., 2002) initiant une nouvelle subduction. Cette nouvelle zone de subduction se situe entre la marge du craton et l‟arc de type Tichibanine-Ben Lgrad, et génère un nouvel arc magmatique fonctionnant entre 755 et 740 Ma. Cet arc s‟accole à la marge du Craton Ouest Africain avant 700 Ma (Figure 31). Par concéquent le pendage de cette subduction doit être vers le nord-est. Les leucogranitoïdes datés à 695-700 Ma indiquent une fusion crustale pouvant être due à une remontée mantellique causée par le détachement de la plaque subduite (Figure 31).

Dans l‟état actuel des connaissances nous ne savons pas si la collision des arcs à 755-740 Ma se fait avec la marge du Craton Ouest Africain ou avec des fragments cratoniques séparés de cette marge.

4.1.5 - Arc volcanique intra-océanique et bassin arrière-arc (690-650 Ma)

À la fin du Cryogénien se met en place la croûte océanique de la future ophiolite de Bou Azer datée à 658 Ma par initiation d‟une nouvelle subduction (Figure 32). Cet âge est très proche de l‟âge de 650 Ma des intrusifs dioritiques présent dans la boutonnière de Bou Azer et interprété comme post-collisionel. Toutefois des écarts de 10 Ma entre une ophiolite obductée et la

fin d‟une phase de déformation sont fréquents pour plus de la moitié des cas de collision arc-continent (Dewey, 2003). En effet dans ce cas, les ophiolites obductées représentent une phase d‟extension qui se déroule lors de l‟initiation de la subduction avant le fonctionnement de l‟arc magmatique intra-océanique. Cette ophiolite se retrouvera ensuite en position d‟avant arc une fois que la déshydratation de la plaque subductée commence, et entraîne la mise en place d‟un magmatisme orogénique.

El Hadi et al. (2010) attribue un âge de 697 ± 8 Ma pour

l‟ophiolite de Bou Azer. Toutefois, de nombreuses remarques peuvent être faites sur cet âge. L‟échantillon n‟a pas été pris dans l‟affleurement de l‟ophiolite de Bou Azer, mais au sein d‟un massif gabbroïque situé entre le complexe plutono-métamorphique de l‟assif Bougmmane-Takroumt et la marge du Craton Ouest Africain. De plus, une analyse de répartition des âges obtenus sur les zircons permet de constater que l‟âge a été obtenu à partir de deux populations de zircons distinctes : 1) une première population présente des âges entre 685 et 695 Ma ; et 2) une seconde à des âges entre 700 et 715 Ma. La première population est liée à l‟évènement thermique de mise en place des leucogranitoïdes de ce secteur. La deuxième population représente certainement l‟âge de mise en place de ce gabbro. Sa structuration semble liée à l‟accrétion des séquences du complexe plutono-métamorphique de l‟assif Bougmmane-Takroumt, plutôt qu‟à la mise ne place de l‟ophiolite de Bou Azer.

4.1.6 - Accrétion d’arcs volcaniques sur la bordure nord du Craton Ouest Africain

(~650 Ma)

La phase de déformation panafricaine majeure correspond à l'obduction de l‟ophiolite de Bou Azer ainsi qu'à une nouvelle accrétion d'arc volcanique sur la marge du Craton Ouest Africain (Figure 32). Les paragenèses à amphiboles associées à cet épisode, autrefois considérées comme un indicateur de conditions métamorphiques de haute pression (Hefferan et al., 2002), témoigneraient en fait d'un faciès "schistes verts" de haute température (Bousquet et al., 2008). La fin de cette accrétion arc-continent est marquée par la mise en place d‟intrusions dioritiques autour de 650 Ma (Figure 32).

Pour Beraaouz et al. (2004) ces intrusions représentent un magmatisme adakitique. Ce magmatisme marque la fin de l‟accrétion. Nous avons certainement alors une rupture de la plaque subduite et une remontée asthénosphérique. Cette remontée peut provoquer une fusion de la croûte de ces terranes accrétés, qui ont, pour l‟essentiel, une composition basaltique (arc+ophiolite). La fusion de cette croûte à composition basaltique peut générer des magmas à caractère « adakitique » décrits par Beraaouz et al. (2004).

4.1.7 - Marge active (630-605 Ma)

Suite à l‟accrétion arc-continent à 650 Ma, marquant le paroxysme panafricain, un magmatisme de marge active se met en place le long de la marge du Craton Ouest


Africain (Figure 33). Ce magmatisme est caractérisé par des laves calco-alcalines (des andésites, des dacites et des rhyolites) moyennement à fortement potassiques (Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene) (diorite AAYN55a, 625 Ma). C‟est lors de cet épisode que se mettent en place les premiers granites calco-alcalins de la suite d‟Assarag définie dans le Sirwa et datée à 615 Ma (Thomas et al., 2002). Selon Gasquet et al. (2005) ces granites feraient encore partie de la phase collisionnelle et l‟extension proprement dite débuterait à 590 Ma.

En arrière de cette marge active générée par cette nouvelle subduction se développent de grands décrochements dextres induisant localement la formation de bassins en « pull apart » avec un magmatisme calco-alcalin à alcalin associé (Figure 33). Ce sont des sédiments et les roches volcaniques observées dans le Groupe de Tiddiline (606 Ma). Cette

activité magmatique est également observé dans le massif du Sirwa dans la Groupe de Bou Salda (Thomas et al., 2002). Dans la boutonnière du Kerdous, l‟équivalent des groupes Tiddiline et Bou Salda serait le Groupe d‟Anzi. Par contre, dans le massif du Saghro, la séquence volcano-détritique du Groupe du Saghro représenterait un bassin en « pull-apart » également mais en position avant-arc (Figure 33).

Les témoins du magmatisme de marge active seraient les andésites et les ignimbrites du Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene (Édiacarien inférieur à moyen), que nous supposons être en partie contemporaines de la sédimentation du Groupe de Tiddiline, et que l‟on retrouve dans la partie inférieure du Groupe de Ouarzazate définie par Choubert (1963) qui affleure dans l‟Anti-Atlas central et dans la partie occidentale du massif du Saghro.

Figure 33 : Evolution géodynamique de la bordure de Craton Ouest Africain à l‟Édiacarien.


4.1.8 - Déformation en transpression (580-575 Ma)

Avant la mise en place du magmatisme ignimbritique du Groupe de Ouarzazate (les plus anciens ignimbrites sont datées à 575 Ma), une déformation affecte les dépôts des bassins en « pull apart » dont le volcanisme interstratifié est daté à 606 Ma. Un changement régional des contraintes entraîne un changement de fonctionnement des grands décrochements, initialement dextres et en transtension, qui deviennent senestres et en transpression et entraînent la déformation des dépôts des bassins en « pull-apart ». Cette tectonique compressive a engendré une surrection généralisée de l'Anti-Atlas qui fut alors soumis à une importante érosion. Les reliefs ainsi créés, nappés par des brèches de pentes et des dépôts fluviatiles furent immédiatement comblés et scellés par les gigantesques émissions pyroclastiques de l'Édiacarien supérieur (Groupe de Ouarzazate, 575-540 Ma).

Ce changement des contraintes peut être lié à l‟entrée de la ride océanique dans la zone de subduction située plus au nord (Figure 33). Cet enfouissement de la ride dans la zone de subduction entraîne :

● l‟arrêt du magmatisme de subduction ; ● un changement de l‟état des contraintes régionales (expliquant le changement de sens des grands décrochements) ; ● la rupture de la plaque subduite.

Cette rupture entraîne la création d‟une fenêtre permettant une remontée du manteau asthénosphérique présent sous la plaque subduite. L‟anomalie thermique engendrée par cette remontée pourrait être à l‟origine du magmatisme ignimbritique du Groupe de Ouarzazate.

La localisation de la déformation dans les bassins en « pull-apart » explique l‟absence de déformation importante entre les séquences magmatiques de marge active (Groupe de Bou Lbarod – Iouraghene) et le magmatisme ignimbritique du Groupe de Ouarzazate.

4.1.9 - Magmatisme ignimbritique (575-550 Ma)

Le Groupe de Ouarzazate se met en place dans un contexte régional décrochant couplé à un bombement flexural généralisé de l'ensemble de l'Anti-Atlas. Généralement ces décrochements sont transtensifs comme le montrent les grabens des boutonnières de la Tagragra d‟Akka, du Kerdous et de Bou Azer-El Graara. Cette tectonique de blocs montre qu‟à cette époque le domaine de l‟Anti-Atlas est affecté par une extension généralisée responsable d‟une topographie en blocs soulevés (ex. : boutonnière d‟Iguerda) bordés par des domaines affaissés, le tout est scellé par les dépôts transgressifs adoudouniens (Soulaimani et al., 2003). C'est donc dans un paysage à fort relief et sans cesse soumis à l'érosion, que les émissions pyroclastiques à dominante rhyolitique du Groupe de Ouarzazate, se mettent en place entre 575 et 550 Ma.

L‟entrée de la ride médio-océanique dans la zone de subduction entraîne l‟arrêt de la subduction et la rupture de la plaque subduite. Cette rupture entraine la création

d‟une fenêtre permettant la remontée du manteau asthénosphérique (Figure 33). Cette remontée mantellique provoque la fusion de la croûte de la bordure du craton entrainant la mise en place d‟un magmatisme acide sous forme de coulées ignimbritiques. Ce magmatisme présente une affinité calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique (Formation d‟Aourz). Au cours du temps, ce magmatisme évolue vers des alternances des coulées pyroclastiques rhyolitiques et de coulées effusives andésitiques, avec une source mantellique présentant une composante alcaline de plus en plus importante (Formation des Jbels). Avec le temps, les magmas produits par fusions crustale et mantellique évoluent exclusivement vers des magmas à source mantellique profonde (Formation du Jbel Boho).

4.1.10 - Installation d’une vaste plate-forme carbonatée péritidale et magmatisme alcalin

(Édiacarien terminal-Cambrien inférieur)

La transgression adoudounienne se manifeste par une géométrie en onlap, vers l'est et vers le nord, sur un relief encore très accusé. Elle débute probablement à l'Édiacarien terminal dans l'ouest de l'Anti-Atlas et atteint les parties orientales au début du Cambrien (Bou Azer). Cette transgression marine pourrait refléter une détumescence thermique de l'Anti-Atlas que l'on soupçonne à travers l'importante diminution de l'activité volcanique à la fin de l‟Édiacarien (550-540 Ma). Pendant cette période relativement longue entre la fin de l‟Édiacarien et le début du Cambrien, la sédimentation principalement carbonatée compense l‟élévation relative du niveau marin entrainant l‟aggradation verticale d‟une série très épaisse et monotone à faciès peu profond. L‟expression des fluctuations transgressives et régressives reste alors discrète. Localement, dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara, à la base de la sédimentation carbonatée se développe un magmatisme alcalin qui représente l‟aboutissement final du magmatisme ignimbritique généré par la rupture de la plaque subduite. L‟extension associée au magmatisme du Cambrien inférieur ne va pas jusqu‟à la création d‟un domaine océanique. Le volcanisme de la Formation du Jbel Boho est de type alcalin intraplaque mais l‟existence d‟une signature alcaline dans le sommet du Groupe de Ouarzazate indique qu‟il vient en continuité de celui-ci.

Au cours du Cambrien inférieur, la tendance transgressive générale s‟accentue en même temps que l‟amplitude des variations relatives du niveau marin à plus haute fréquence. Cette évolution s‟accompagne d‟une modification des systèmes sédimentaires d‟abord mixtes puis strictement silici-clastiques. Un ennoyage généralisé de la plate-forme intervient à la transition Atdabanien-Lénien.

Ce maximum transgressif est suivi d‟un épisode régressif majeur à la fin du Cambrien inférieur qui se traduit par le comblement du bassin par une succession de prismes gréseux littoraux progradants. Une déformation à grande longueur d‟onde est tenue pour être à l‟origine de cette grande phase régressive à la


limite Cambrien inférieur – Cambrien moyen (Boudda et al., 1979). Les séries paléozoïques du Cambrien moyen

au Carbonifère qui affleurent au sud de la région étudiée témoignent de la permanence plus ou moins continue d‟un domaine de plate-forme terrigène (Cambrien moyen – Silurien) puis à nouveau mixte (Silurien – Carbonifère) qui enregistre également les grandes fluctuations transgressives et régressives caractéristiques de ce bassin épicontinental nord-gondwanien (Destombes et al., 1985 ; Buggisch et Siegert, 1988).

Durant ce temps, depuis le Cambrien moyen jusqu'au Silurien, la partie nord-ouest du Craton Ouest Africain (à l'ouest de l‟Anti-Atlas) était affectée par les détachements successifs de deux microplaques qui ont dérivées à la faveur de l'expansion de bassin arrière-arc : il s'agit de la dérive de la plaque Avalon avec l'ouverture de l'océan Rhéic, puis de la dérive des "Huns Terranes" avec l'ouverture de la Paléothéthys. De même le Bloc mésétien s‟est sans doute trouvé séparé de l‟Anti-Atlas durant le Paléozoïque inférieur mais la nature de la croûte formée entre ces deux domaines, sa largeur, et enfin le contexte géodynamique restent matière à débats (Michard et al., 2010).

4.2 - OROGENÈSE HERCYNIENNE

Comme cela est étudié en détail plus haut, dans le chapitre « Conditions de formation des entités géologiques », au tardi-Carbonifère, un raccourcissement généralisé, concernant l‟Anti-Atlas central et oriental, conduit à la réactivation des failles du socle néoprotérozoïque et à un plissement de la couverture sédimentaire paléozoïque, ainsi qu‟à un écaillage local de la base de cette couverture. Cela se traduit par le développement de niveaux de décollements, soulignés par des plans de chevauchements et de plis disharmoniques principalement dans les termes inférieurs de la couverture (Leblanc, 1973 ; Soulaimani et Burkhard, 2008) et pouvant impliquer des serpentinites comme cela est le cas pour l‟écaille du Figuier sur la carte Bou Azer.

Au cours du Carbonifère terminal, la collision Gondwana – Laurentia est à l‟origine de l‟édification de la chaine hercynienne (varisque) circum-Atlantic. À cette époque, l‟Anti-Atlas constitue l‟avant-pays des chaines hercyniennes de la Meseta et des Mauritanides. Le raccourcissement de ses séries paléozoïques reste relativement faible et s‟opère selon des plis droits et ouverts dans un climat métamorphique de bas degré. En revanche, ce qui distingue l‟Anti-Atlas des autres domaines est l‟implication des blocs de socle précambrien dans ce processus de raccourcissement hercynien. Ces derniers à géométries prédéfinies héritées de l‟extension fini-précambrienne ont été rehaussés forçant la couverture sus-jacente à s‟adapter à la forme de ces blocs soulevés.

La boutonnière de Bou Azzer – El Graara, illustre parfaitement ce processus tectonique d‟interaction socle/couverture de type « Thick slined tectonics » qui a engendré la réactivation des structures précambriennes

le long de l‟Accident majeur de l‟Anti-Atlas et le soulèvement de la boutonnière selon un axe NW-SE. Cette direction dite ougartienne qui contraste avec celles NE-SW à N-S prédominantes dans l‟Anti-Atlas occidental, est largement décrite dans l‟Anti-Atlas oriental (Baïdder et al., 2008). Dans le socle, la

déformation hercynienne induit de grandes remobilisations et le développement local d‟une schistosité de fracture dans une ambiance de très faible degré métamorphique. Des phénomènes de dissolution avec un transfert des résidus siliceux et d‟autres substances minérales (ex. cobalt) sont de plus en plus attribués à l„orogenèse hercynienne. Ces réactivations d'anciennes failles de socle provoquent une déformation de la couverture sus-jacente où se développent des plissements et des structures de disharmonie et de flexion. Le long de la bordure nord-est de la boutonnière de Bou Azer se développe des niveaux de décollements soulignés par plusieurs plans de chevauchements (Leblanc, 1973), qui impliquent même des lambeaux de péridotites mantelliques serpentinisées (Bou Azer), alors que le long de la bordure sud-ouest la couverture n‟est que redressée. Ce dispositif tectonique atteste d‟une vergence globale vers le sud-ouest de l‟ensemble socle/couverture lors du raccourcissement hercynien (Soulaimani et Burkhard, 2008).

L‟âge du raccourcissement hercynien n‟est pas déterminé avec certitude. On l‟attribue généralement à l‟épisode westphalien (Bonhomme et Hassenforder, 1985). Les récents travaux montrent que le raccourcissement tardi-Carbonifère est hétérochrone à l‟échelle de l‟Anti-Atlas et serait d‟âge Namuro-Westphalien dans sa partie occidentale et Stéphanien-Permien inférieur dans l‟Anti-Atlas oriental (Michard et al., 2010).

4.3 - DISTENSION FINI-TRIASIQUE À LIASIQUE

À la fin du Trias, a lieu une extension NNW-SSE en relation avec l‟ouverture de l‟Atlantique central (Robert-Charrue et Burkhard, 2008). Un témoin régional de cette ouverture est le faisceau de filons basiques de Foum Zguid, de direction N40°E constitué de dolérites, microgabrros et gabbros analogues à ceux qui sont datés entre 193 et 204 Ma, c‟est à dire du Lias inférieur, en Guinée et au Mali (cf. supra pour détails).

Au Mésozoïque supérieur, une nouvelle exhumation de l‟ensemble de l‟Anti-Atlas s‟est opérée en ramenant le socle précambrien à des conditions de subsurface entrainant son refroidissement à des températures <60°C au Crétacé inférieur (133 Ma), comme le montre des modélisations effectuées à partir des traces de fission d‟apatite (Oukassou et al., 2009 ; Sebti et al., 2009). Par la suite, la transgression du Crétacé supérieur-Eocène a induit l‟enfouissement du substratum précambrien sous une pile sédimentaire qui dépasse 1000 m et son réchauffement à des températures de l‟ordre de 70°C à la fin du Paléogène. L‟exhumation finale intervient au Néogène lors des soulèvements atlasiques qui sont responsables du


rajeunissement des reliefs actuels de la chaîne de l‟Anti- Atlas.

Tableau 3 : Tableau des datations géochronologiques de la boutonnière de Bou Azer-El Graara

issues de cette étude et de la bibliographie.

GÎTES ET INDICES MINÉRAUX 79

5 - RESSOURCES NATURELLES

5.1 - GÎTES ET INDICES MINÉRAUX

Sur le territoire de la feuille Alougoum au 1/50 000 sont recensés (i) de petits gisements filoniens de fer (oligiste) et/ou de manganèse ; et (ii) des indices de barytine, filonienne, et de cuivre, disséminé ou en remplissage de fractures. Toutes ces minéralisations sont cantonnées dans la partie la plus septentrionale de la carte, au sein de la boutonnière précambrienne de Bou Azer. Dans l‟inventaire des gîtes minéraux du Maroc réalisé en 1952 (Agard et al., 1952), J. Bouladon et G. Jouravsky signalent la présence de filons de manganèse à gangue dolomitique dans la région de Tachdamt. Dans le cadre du présent projet, M. Aït Ougougdal a recensé, en relevant leurs coordonnées au GPS, 21 points de gîtes ou indices, que nous avons reportés sur la carte en figurant sous forme de polygones les principaux filons minéralisés. Parmi ces 21 points : 18 concernent de petits gîtes de Fe seul (11), de Mn + Fe (2) et de Mn seul ou largement prédominant sur Fe (5), tandis que 3 concernent des indices de Cu (2) ou de Ba (1).

5.1.1 - Filons de quartz à oligiste et/ou de manganèse

Fe : Quartz à oligiste seule

Des filons de quartz à oligiste, de direction N30 à N85°E, sont encaissés pour la plupart dans des formations volcaniques et/ou détritiques de l‟Ediacarien supérieur et notamment dans des entités du membre du jbel Maslassane de la Formation des Jbels (Groupe de Ouarzazate) : brèches et tufs andésitiques, andésites, ignimbrites aphyriques fiammées rouges. Le gîte le plus occidental se situe au contact de grès du Groupe de Tiddiline avec une brèche chaotique à éléments de socle plutonique et métamorphique du Cryogénien, tandis que

les deux gîtes situés 3,5 km plus à l‟est se trouvent au contact entre un conglomérat à éléments de ce même socle et soit des siltites vertes du Groupe de Tachdamt-Bleïda pour l‟un, soit des ignimbrites porphyriques de la Formation d‟Aourz (Groupe de Ouarzazate) pour l‟autre. Ces filons ont une puissance de 0,5 à 2 m et une longueur de 5 m à 200 m, les 3 filons de longueur supérieure ou égale à 150 m étant figurés sur la carte sous forme de polygones orientés selon leur direction. Ils ont fait l‟objet d‟exploitations artisanales en tranchées, jusqu‟à une profondeur d‟une dizaine de mètres au plus.

Mn, Fe : Quartz à manganèse plus oligiste.

Deux gîtes filoniens, encaissés dans des roches volcaniques du Groupe de Ouarzazate, contiennent à la fois du manganèse et du fer sous forme d‟oligiste. Le gîte principal, exploité dans une carrière abandonnée, indiquée sur la carte, et dans des tranchées, correspond à une structure filonienne, de direction N30°E, de 1 à 5 m de puissance et de 300 m de longueur, encaissée dans des brèches et tufs pyroclastiques andésitiques du membre du jbel Maslassane de la Formation des Jbels

(Groupe de Ouarzazate). L‟autre gîte, exploité en tranchées sur une puissance de 1 à 2 m et une longueur de 30 m, se trouve sur une faille de direction N45-50°E, au sein d‟ignimbrites rhyolitiques du membre du jbel Bouddargat de la Formation des Jbels.

Mn : Manganèse seul ou largement prédominant sur Fe.

Cinq filons de ce type, ayant fait l‟objet de petites exploitations artisanales superficielles, ont été recensés. Ils ont une direction N10-35°E pour trois d‟entre eux et N135-170°E pour les deux autres.

Le filon le plus occidental, encaissé dans des ignimbrites rhyolitiques porphyriques de la Formation d‟Aourz (Groupe de Ouarzazate), est très ténu : il a une longueur de 5 m et une puissance centimétrique ; de direction N10°E, il est constitué de quartz minéralisé en manganèse plus oligiste.

Plus à l‟est, se trouvent quatre gîtes filoniens de manganèse seul. Le plus occidental des quatre est encaissé dans des ignimbrites rhyolitiques aphyriques grises de la Formation d‟Aourz, a une direction N140°E, une puissance de 1 à 2 m et une longueur de 15 m. Le

suivant — en allant vers l‟est — se trouve sur une faille de direction N45°E, séparant à cet endroit les ignimbrites grises précédentes du côté sud-est, de basaltes du Groupe de Tachdamt-Bleïda et d‟ignimbrites rhyolitiques porphyriques de la Formation d‟Aourz, du côté nord-ouest. Ce gîte présente la particularité d‟avoir été exploité non seulement en tranchées, mais également en galeries. Les deux gîtes de manganèse les plus orientaux sont encaissés dans des entités du membre du jbel Maslassane de la Formation des Jbels : brèches et tufs pyroclastiques andésitiques pour le premier, de direction N170°E et de 20 m de longueur, ignimbrites aphyriques fiammées rouges pour le deuxième, qui consiste en un filon, localement minéralisé en Mn, de direction N25-30°E, de 1 à 2 m de puissance et de longueur kilométrique.

5.1.2 - Filon de barytine

À 500 m au nord du filon de manganèse le plus oriental, se trouve un filon de barytine de direction N70°E, de 50 m de longueur et de faible puissance : 50 m à 1 m. Dans ce filon, encaissé dans des d‟ignimbrites rhyolitiques du membre du jbel Bouddargat et non exploité, la barytine est accompagnée d‟un peu d‟oligiste.

5.1.3 - Cuivre

Cu : Indices de cuivre disséminé ou en remplissage de fractures

Deux indices d‟une minéralisation cuprifère, proches l‟un de l‟autre, se trouvent au nord de Jbel Imi-n-Ouqchchab, au sein de roches schistosées de la fermeture sud-est du Groupe de Tachdamt-Bleïda. La zone minéralisée a une direction N135°E. La minéralisation consiste en de la malachite, disséminée de façon diffuse ou, également,


dans le cas de l‟indice le plus au nord-ouest, en remplissage de fractures.

Minéralisation cuprifère stratiforme du jbel n’Zourk

Le gîte du jbeln‟Zourk se situe au sud de la boutonnière de Bou Azer, à environ 10 km au nord-ouest

d‟Alougoum. Il est encaissé à la base de la couverture sédimentaire adoudounienne. Cette couverture est représentée par des calcaires dolomitiques et des siltites grèseuses subordonnées. Dans ces strates sédimentaires sont interstratifiées des tufs et des

coulées basaltiques alcalines liées au fonctionnement du volcan de la base du Cambrien du jbel Boho.

Ce secteur du jble n‟Zourk est affecté par une phase de raccourcissement est-ouest hercynienne, responsable de plis asymétriques déversés vers l‟est, serrés ou en genou, accompagnés d‟une schistosité de fracture dans les niveaux silteux (Clavel et Leblanc, 1971). Cette phase compressive est également responsable d‟un développement d‟une rampe de décollement des calcaires de la Formation d‟Adoudou au-dessus des roches volcaniques de la Formation du jbel Boho.

La minéralisation affleure principalemen sur le flanc ouest d‟une crête de calcaires, l‟adrar n‟Tirtiwt. Sous les calcaires de la Formation d‟Adoudou, affleurent des tufs, des brèches, des basaltes alcalins et des trachy-andésites qui affleurent largement au fond des oueds. La série sédimentaire débute par une alternance de pélites, de grès et de conglomérats ferrugineux. Ces niveaux terrigènes sont surmontés par des calcaires noirs dolomitiques avec à leur base une brèche intraformationnelle, témoin d‟une tectonique syn-sédimentaire. Dans cette partie basale s‟observent également des nodules de quartz, des niveaux gréseux ou conglomératiques discontinus à ciment de quartz. La minéralisation est encaissée dans cet horizon.

Les corps minéralisés se présentent sous forme de couches orientées selon la direction nord-sud, et s‟épaississent à l‟approche de la charnière du pli de rample d‟axe nord-sud. La puissance est très variable, de 1 m jusqu‟à plus de 20 m. En fonction de la texture et de l‟encaissant trois types de minéralisations sont distingués :

● la minéralisation dans les micro-fractures anastomosées sous forme de stockwerk ; ● la minéralisation associée aux dolomies noires bréchiques ; ● la minéralisation stratiforme ou disséminée, dans des pélites gréseuses ou dans des brèches à éléments de dolomies noires et à ciment de quartz, calcite et oxyde de fer.

La majeure partie de la minéralisation est portée par les siltites gréseuses ou par des zones de brèche à éléments de dolomie noire à ciment argileurs et/ou à quartz associé à des oxydes de fer.

La minéralisation se présente sous forme d‟oxydes de cuivre, de malachite et de rares traces d‟azurite. Les sulfures sont très rares, représentés par la bornite, la chalcopyrite, la covellite, la chalcosine et la pyrite.

Ce gîte présente de nombreuses similitude avec celui de jbel La‟sal également à la base de la couverture sédimentaire cambrienne (feuille Al Glo‟a) :

● l‟âge Ediacarien terminal-Cambrien inférieur des roches encaissantes ;

● la présence de laves alcalines sous-jacentes, associées au volcanisme de la Formation du jbel Boho ; ● l‟histoire tectonique polyphasée, avec la superposition de deux phases de plissement ; ● la relation spatiale entre la minéralisation et le plissement régional ; ● la paragenèse minérale primaire qui est à bornite, chalcopyrite et pyrite et les minéraux secondaires à chalcocite, azurite et malachite.

Comme les autres gisements stratiformes de cuivre de l‟Anti-Atlas, le gîte du jbel n‟Zourk montre à la fois des caractères syngénétiques et épigénétiques. La position des séries volcaniques de la Formation du jbel Boho juste au-dessous de la minéralisation peut expliquer l‟origine du cuivre. Cet épisode syngénétique ne permet cependant pas de rendre compte des grandes concentrations au voisinage des structures tectoniques hercyniennes. En dehors de celles-ci, on note l‟absence totale de concentration de cuivre dans les endroits où des assises tabulaires de carbonates de la Formation d‟Adoudou reposent sur les laves de la Formation du jbel Boho. En revanhce, dans les régions uù la couverture sédimentaire carbonatée est affectée par les plissements et chevauchements hercyniens, les relations spatiales entre la minéralisation et les structures sont évidentes, ce qui plaide pour une reconcentration épigénétique liée à la circulation hydrothermale des saumures de bassin sous une série sédimentaire épaisse. Ainsi les systèmes de failles et de plis de rampe hercyniens affectant les dolomies constituent un guide de recherche pour des concentrations économiques du cuivre.

5.2 - CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES : RÉALISATION DES

ESSAIS GÉOMÉCANIQUES SUR DES ÉCHANTILLONS DE ROCHES

Dans le cadre des travaux de recherche géologique pour la réalisation de cartes géologiques à l‟échelle 1/50.000

ème dans le domaine de l‟Anti-Atlas central et

correspondant aux feuilles topographiques Bou Azer, Alougoum, Aït Ahmane et Al Glo‟a, il est prévu une étude géotechnique des ressources minérales. Une campagne d‟échantillonnage a été effectuée sur les roches les plus massives.

Les résultats de ces essais contribueront à cibler les matériaux et les zones les plus favorables pour constituer des sources potentielles de granulats. Leur interprétation couplée à l‟étude des cartes géologiques au 1/50.000

ème réalisées et aux levés de coupes

adéquates, permettra également une évaluation qualitative et quantitative des gisements.

CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES 81

5.2.1 - Définition des essais réalisés

Compte tenu de la nature des matériaux étudiés, des essais mécaniques réalisés sur roche, ont été choisis pour définir de façon précise la qualité des matériaux, en se référant aux normes en vigueur. Ces essais tentent de reproduire certaines sollicitations propres à des usages spécifiques des granulats, par exemple le degré d'usure dans le cas des granulats utilisés pour les bétons routiers.

Ainsi, les essais géotechniques retenus sont les suivants :

● Détermination de la masse volumique absolue

ou densité

Cet essai permet de connaître la masse d'une fraction granulaire lorsque par exemple on élabore une composition de bétons. Ce paramètre permet, en particulier, de déterminer la masse ou le volume des différentes classes granulaires malaxées pour l'obtention d'un béton dont les caractéristiques sont imposées.

La masse volumique absolue ρs est la masse par unité de volume de la matière qui constitue le granulat, sans tenir compte des vides pouvant exister dans ou entre des grains. Il ne faut pas confondre ρs avec la masse volumique ρ qui est la masse de matériau par unité de volume, celui-ci intégrant à la fois les grains et les vides.

Les masses volumiques s'expriment en t/m3, en

kg/dm3, ou en g/cm

3. La masse volumique absolue

moyenne des granulats silico-calcaires est égale, en première approximation, à 2,65 t/m

3 ou 2,65 g/cm

3.

● Mesure de la porosité

La porosité est le rapport du volume des vides au volume. On peut aussi définir la porosité comme le volume de vide par unité de volume apparent. Ce rapport est exprimé en pourcentage.

● Mesure du coefficient d'absorption des sables

Certains matériaux granulaires peuvent présenter une porosité interne qui est préjudiciable, en particulier, à la résistance au gel des bétons. En effet, l'eau incluse dans le granulat provoque l'éclatement du béton lorsque celui-ci est soumis de manière prolongée à des basses températures.

On détermine un coefficient d'absorption, qui est défini comme le rapport de l'augmentation de la masse de l'échantillon après imbibition par l'eau, à la masse sèche de l'échantillon. Cette imbibition est obtenue par immersion de l'échantillon dans l'eau pendant 24 heures à 20°C.

Le coefficient d'absorption (Ab) est défini par la relation :

Ms = masse de l'échantillon sec après passage à

l'étuve à 105°C.

Ma = masse de l'échantillon imbibé, surface sèche déterminée comme suit.

● Dureté ou résistance à la fragmentation : Coefficient Los Angeles ou L.A.

Le but de cet essai est la détermination de la résistance à la fragmentation par chocs et à l'usure par frottements réciproques. L'essai consiste à mesurer la masse m d'éléments inférieurs à 1,6 mm, produits par la fragmentation du matériau testé (diamètres compris entre 4 et 50 mm) et que l'on soumet aux chocs de boulets normalisés, dans le cylindre de la machine Los Angeles en 500 rotations.

Si M est la masse du matériau soumis à l'essai et m la masse des éléments inférieurs à 1,6 mm produits au cours de l'essai, la résistance à la fragmentation aux chocs est exprimée par le coefficient Los Angeles LA :

● Résistance à l’attrition et à l’usure : Coefficient Micro Deval ou M.D.E.

C'est un essai dont le principe est de reproduire, dans un cylindre en rotation, des phénomènes d'usure. Le Micro-Deval est utilisé pour tester la résistance des agrégats fins/grossiers à la dégradation par abrasion. Ces essais sur les agrégats fins/grossiers déterminent leurs pertes par abrasion en présence d‟eau et de charge abrasive. Ils fournissent des informations aidant dans l‟évaluation de la réaction des agrégats fins/grossiers sujets aux intempéries et actions abrasives lorsque les autres informations ne sont pas disponibles.

Le coefficient MDE est exprimé en pourcentage qui caractérise la résistance à l'usure d'un granulat, selon un protocole d'essai normalisé appelé "micro-deval". Ses valeurs vont habituellement de 8 (forte résistance à l'usure) à 40 (faible résistance à l'usure).

En fonction des valeurs des deux derniers coefficients L.A et M.D.E, les granulats sont classés en 6 catégories allant de A à F (Tableau 4).

Tableau 4 : Catégories des granulats selon la résistance

aux chocs et à l'usure.

5.2.2 - Spécifications et exigences des normes marocaines

Les spécifications exigées pour le béton et ses constituants conformément aux normes marocaines NM 10-1-008 et NM 10.01.B.025 sont consignées dans le Tableau 5, le Tableau 6, le Tableau 7 et le Tableau 8.


5.2.2.1 - Granulats

Suivant la classe de qualité des bétons, le pourcentage d‟usure Los Angeles, tel qu‟il est défini dans la norme marocaine sur la technique des essais NM 10.01.B.025 ne doit pas dépasser :

● 30% pour les bétons de la classe B1 dosés à 400 kg de ciment/m

3 ;

● 35% pour les bétons de classe B2 et B3 dosés à 350 et 300 kg de ciment/m

3.

Les résistances nominales à la compression et à la traction mesurées à 28 jours sur cylindres et exprimées en Mpa sont présentées dans le Tableau 6.

5.2.2.2 - Choix de l’échantillonnage

Dans la région étudiée, en dehors de la couverture quaternaire et récente, les terrains géologiques sont

formés de roches du socle où dominent les granites, les gneiss, les paragneiss, les gabbros, les serpentinites, les roches volcaniques (rhyolites et dolérites), les quartzites et les calcaires métamorphisés et de roches sédimentaires de la couverture cambrienne.

Ainsi les formations les plus représentatives de la boutonnière de Bou Azer (au sens large, c'est-à-dire englobant les feuilles de ce projet) et de sa couverture sédimentaire cambrienne, sont des roches massives et/ou des alluvions dont l‟usage est indiqué pour un champ d‟utilisation dans le domaine du bâtiment, des ouvrages de travaux publics et de l‟ingénierie routière. Ces roches d‟intérêt industriel potentiel ont fait l‟objet d‟une série de caractérisations géomécaniques afin d‟en déterminer l‟usage éventuel.

Tableau 5 : Spécifications pour le béton selon la norme marocaine NM

10.01.B.025 « Technique des essais pour les granulats, l‟eau de gâchage et de contrôle des bétons ».

Classes de béton

Caractéristiques B1* B2* B3* B4* - B5*

Propreté superficielle P (%) <2 <2 <2 ND.*

porosité volumique (PV) (% ) <8 <8 <12 N.D

Essai Los-Angeles (L.A) <30 <35 <35 N.D

Coefficient d’aplatissement (CA) (%)

<25 <25 <25 N.D

Equivalent de sable ES (%) >80 >70 >60 >50

Fillers <0,08 mm (%) 7 12 14 N.D

Tableau 6 : Les classes de résistance des bétons.

Classe de Résistance B1 B2 B3 B4 B5

Résistances nominales à 28 jours en Mpa

R‟c* 30,0 27,0 23,0 18,0 13,0

Rt.* 2,4 2,2 N.D* N.D N.D

R‟c : Résistance à la compression Rt : Résistance à la traction par fendage N.D : Non définie

Tableau 7 : Spécification des graves non traitées.

(*) en zone d, le MDE n‟est pas pris en compte. (**) une compensation entre LA et MDE est autorisée dans la limite de 5 points

Graves non traitées pour couche de base Graves non traitées pour couche

de fondation

GNR GNA GNB GNC GND

GNF

GNF1 GNF2 GNF3

Angularité IC (%)

>100 >100 >35 >30 .. >60 >30 ..

Dureté (**) Résistance à

l‟usure (MDE)

<25 <30 <35 <40 <30 <40 <50

<20 <25(*) <30(*) <35(*) <25(*) <35(*) <45(*)

Forme CA <30 ..

propreté

Z O N E

H Ip non

mesurable ES (0/2) >50 sinon VB <1

ES (0/5) >30 ES (0/2) >45

sinon VB <1.5

IP <6 sinon VB <1.5

IP <6 et ES (0/2) >45

sinon VB <1.5 IP <8 ou VB <2 h

a IP <8

ou VB <2 d IP <8 ou VB

<2 IP <12

CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES 83

Tableau 8 : Spécification de la Grave Bitume.

Tableau 9 : Points d‟échantillonnage - Localisation et nature lithologique

Echantillon X (m) Y (m) F. topographique 1/50000

Lithologie Notation

AAPC104 391 465 378 721 Aït Ahmane microgabbro l1-2μθ

AGPC020 398 237 365 369 Al Glo‟a téphrite ЄiP

BOOB315 368 861 404 179 Bou Azer calcaires Adoudou ЄiAd

BOOB112 351 017 394 881 Bou Azer calcaires Adoudou ЄiAd

BODG006 368 713 404 551 Bou Azer ignimbrite NP3sW1cρ2

AGEE424 395 602 375 777 Al Glo‟a granodiorite NP3mΔ

AGDG001 400 819 371 307 Al Glo‟a Diorite quartzifère - tonalite

NP3mγ5

BOPC198 353 651 393 298 Bou Azer granodiorite NP2-3Δ

AADG022 385 588 388 045 Aït Ahmane diorite quartzifère NP2-3Δ

BOPC121 352 898 391 982 Bou Azer tonalite NP2-3Δ

AAPC006 386 197 386 004 Aït Ahmane gabbro NP2sθ

BOPC076 365 647 390 946 Bou Azer Leucogranodiorite orientée

NP2sLγδ

AAPC138 378 968 382 034 Aït Ahmane gabbro NP2imθg

5.2.2.2 - Choix de l’échantillonnage

Dans la région étudiée, en dehors de la couverture quaternaire et récente, les terrains géologiques sont formés de roches du socle où dominent les granites, les gneiss, les paragneiss, les gabbros, les serpentinites, les roches volcaniques (rhyolites et dolérites), les quartzites et les calcaires métamorphisés et de roches sédimentaires de la couverture cambrienne.

Ainsi les formations les plus représentatives de la boutonnière de Bou Azer (au sens large, c'est-à-dire englobant les feuilles de ce projet) et de sa couverture sédimentaire cambrienne, sont des roches massives et/ou des alluvions dont l‟usage est indiqué pour un champ d‟utilisation dans le domaine du bâtiment, des ouvrages de travaux publics et de l‟ingénierie routière. Ces roches d‟intérêt industriel potentiel ont fait l‟objet

d‟une série de caractérisations géomécaniques afin d‟en déterminer l‟usage éventuel.

Les roches sur lesquelles ont été réalisé des essais de dureté sont les suivantes (Tableau 9) :

● microgabbro (l1-2μθ) provenant du cœur du dyke de Foum Zguit sur la feuille Aït Ahmane (échantillon AAPC104) ; ● téphrite présente au sein des tufs pyroclastiques de la formation du jbel Boho (ЄiP) sur la feuille Al Glo‟a (échantillon AGPC020) ; ● calcaires dolomitiques de la formation d‟Adoudou (ЄiAd) sur la feuille Bou Azer (échantillons BOOB315 et BOOB112) ; ● ignimbrite grise aphyrique non fiammée (NP3sW1cρ2) sur la feuille Bou Azer (échantillon BODG006) ; ● granodiorite (NP3mΔ) sur la feuille Bou Azer (échantillon AGEE424) ;

Classe du

fuseau

Granularité passant au tamis de (m/m)

Dureté Propreté

Angularité

TMJA TMJA

25 20 6 2 0.08 >4500

v/j 2000<T<250

v/j 750<T<250

v/j IP ES

>4500 v/j

2000<T<4500 v/j

750<T<250 v/j

GBB 0/25 100 74 à

100

37 à 60

24 à

40

6 à 10

LA<30 MDE<25

LA<35 MDE<30

NP

>30

>100

>50

0/20 100 44 à 65

25 à

42

6 à 10

Avec compensation entre le LA et le MDE dans la limite de 5 points

0/14 6-10

GBF 0/31.5 45 à 60

20 à

35

3 à 7

LA<40 et MDE <35 avec compensation entre le LA et le MDE dans la limite de 5 points

LA+MDE <75

>30 roulés admissible


● diorite quartzifère-tonalite à grain moyen (NP3mγ5)

sur la feuille Al Glo‟a (échantillon AGDG001) ; ● granodiorite et tonalite (NP2-3Δ) sur les feuilles Bou Azer et Aït Ahmane (échantillons BOPC121, BOPC198 et AADG022) ; ● gabbro lité (NP2sθ) sur la feuille Aït Ahmane (échantillon AAPC006) ; ● leucogranodiorite orientée (NP2sLγδ) sur la feuille Bou Azer (échantillon BOPC006) ; ● gabbro à grenat (NP2imθg) sur la feuille Aït Ahmane (échantillon AAPC138).

5.2.3 - Résultats des essais

Les principales lithologies représentées dans la région de Bou Azer (feuilles au 1/50000 Bou Azer, Alougoum, Aït Ahmane et AlGlo‟a) ont été soumises à des essais géomécaniques, dont les résultats sont présentés dans le Tableau 10.

5.2.4 - Conclusions et interprétations des résultats des essais

L‟interprétation des essais a été faite sur la base des normes marocaines NM 10-1-008 et NM 10.01.B.025 concernant les spécifications exigées pour les granulats pour le béton et dans le domaine routier. Elle tient également compte des stipulations du fascicule II pour ce qui est de la réalisation des remblais et des couches de forme dans le domaine routier.

Les différentes roches testées représentent toutes des matériaux très denses (2,57 à 2,80), avec des valeurs de densité qui sont égales ou supérieures à la densité spécifique des grains solides, laquelle est de l‟ordre de 2,6 à 2,7 T/m

3.

Les échantillons étudiés sont des roches très peu poreuses avec des valeurs de la porosité qui varient entre 0,60 et 0,92%, ce qui représente des matériaux

offrant une grande stabilité vis-à-vis des infiltrations d‟eau. Elles ont ainsi l‟avantage d‟être de bonnes sources de production de matériaux de construction.

Les valeurs du coefficient d‟absorption varient entre 0,19 et 1,43, ce qui représente des coefficients faibles, en harmonie avec les valeurs de la porosité. Cette caractéristique en fait des matériaux qui empêcheront ou atténueront les phénomènes de remontées d‟eau par capillarité.

Les échantillons testés montrent que tous les matériaux proviennent de formations lithologiques dont les caractéristiques mécaniques intrinsèques (Tableau 10) sont très bonnes (avec des L.A. compris entre 19 et 23%, et une densité de matériau de 2,6 à 2,8 T/m

3).

Elles présentent également des valeurs de MDE comprises entre 15 et 19% indiquant une très haute résistance à l‟abrasion. Ces données rendent très large leur champ d‟utilisation, elles sont ainsi susceptibles d‟être utilisées aussi bien dans le domaine routier que pour la confection de béton.

Les caractéristiques des roches échantillonnées sont compatibles avec les normes exigées pour les granulats utilisés dans la confection de toutes les classes de béton B1 à B5. Elles sont également compatibles avec les normes exigées pour les granulats utilisés dans la confection des produits manufacturés (hourdis, poutrelles, etc..) à base de béton.

Dans le domaine des travaux publics, ils peuvent être utilisés comme matériaux pour la stabilisation des talus ou des digues en raison de leur densité élevée qui est généralement supérieure à 2,4 T/m

3. Dans les travaux

d‟infrastructures de transport (routes et autoroutes), ils serviront de graves non traités (GNT) pour les couches de base, les couches de fondations, les couches de roulement, les revêtements superficiels, ainsi que les enrobés bitumineux.

Tableau 10 : Résultats des essais géomécaniques effectués sur les différents faciès pétrographiques échantillonnés.

Lithologie n° ech. Densité

T/m3

Porosité %

Coefficient d'absorption

Los Angeles %

Mico Deval %

Téphrite AGPC020 2,80 0,72 0,21 21 17

Tonalite AGDG001 2,66 0,72 0,21 22 17

Calcaires Adoudou BOOB315 2,72 0,70 0,25 21 16

Calcaires Adoudou BOOB112 2,73 0,72 0,24 20 16

Granodiorite BOPC198 2,70 0,61 0,21 23 17

Granodiorite AGEE424 2,71 0,60 0,21 22 18

Gabbro AAPC138 2,65 0,65 0,19 21 17

Gabbro BOPC193 2,67 0,66 0,20 22 17

Microgabbro (Lias) AAPC104 2,71 0,74 0,19 21 15

Rhyolite BODG006 2,57 0,82 0,22 19 16

Leucogranite BOPC076 2,63 0,79 0,21 19 17

Diorite quartzique AADG022 2,63 0,92 1,43 23 19

Tonalite BOPC121 2,73 0,64 0,18 20 17

RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE 85

Tableau 11 : Pluies enregistrées au niveau de stations proches: données statistiques

Statistique des pluies annuelles (mm)

Stations N° station Pluie annuelle (mm)

Nbre de jour de pluie par an

9/10 ans 4/5 ans 1/2 ans 1/5 ans 1/10 ans

Ouarzazate 5681 115,1 30 31 49 97 160 199

Bg.Eddahbi 5220 104,3 23 18 36 85 156 201

Taznakht 8087 149,0 18 1 12 73 186 266

Foum Zguid 3896 88,0 6 7 45 115 164

Tagounit 7448 46,6 3 24 65 94

Agdez 0152 108,6 10 3 15 70 164 228

Assaka 1315 118,5 16 20 41 101 188 244

Tableau 12 : Paramètres climatiques pour quelques stations pluviométriques proches

Stations N° station Température moyenne mensuelle

Température maximale absolue mensuelle

Température minimale absolue mensuelle

Evaporation (mm/an)

Bg.Eddahbi 5220 19,1 40,1 -2,3 3402

Taznakht 8087 17,1 38,2 -4,7 3984

Assaka 1315 17,1 38,2 -4,7 3985

Il est cependant recommandé de procéder à des essais d‟alcali-réaction pour mesurer leur taux d‟agressivité sur le béton. En effet, en raison de l‟échelle généralement circonscrite et localisée des carrières, toute exploitation doit être précédée par des investigations et des essais supplémentaires, pour rendre compte d‟une représentativité accrue des échantillons, du test sur éprouvette de béton ainsi que de l‟essai d‟alcali-réaction.

5.3 - RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE

5.3.1 - Hydroclimatologie

La carte géologique au 1/50000ème

d‟Alougoum couvre une partie du flanc sud de l‟Anti-Atlas central et de la feija de Foum Zguid, qui représente le bassin amont de l‟oued Zguid, affluent en rive droite de l‟oued Draa. Les crues importantes de l‟oued Zguid arrivent jusqu‟au lac Iriki.

Le réseau hydrographique de l‟oued Zguid se développe sur un bassin versant de près de 3000 km

2,

au niveau du foum. Dans sa partie amont, ce réseau est formé de trois oueds qui convergent vers le foum constituant leur exutoire : oued Tlit, oued Hl Kaâbia-Alougoum et oued Hellal.

Le plus important est l'oued El Kaâbia (Alougoum) qui draine le flanc sud de l'Anti-Atlas et qui est alimenté dans son cours supérieur par les eaux des nappes des calcaires adoudouniens et géorgiens. Il est rejoint, à l'amont de la palmeraie de M'Hamid, par l'oued Tlit qui draine lui aussi une partie du flanc sud de l'Anti-Atlas. Le bassin de l‟oued Zguid n‟est pas contrôlé à sa sortie du foum, ni à son amont.

L‟étage bioclimatique est de type saharien caractérisé par son climat aride. La pluviométrie annuelle varie de 130 mm dans la partie amont du bassin, la plus septentrionale, à 88 mm au niveau du foum Zguid. Sa valeur moyenne est de 90 mm à Tata. La variabilité est extrême : 45 mm une année sur deux ; 164 mm une année sur dix ; pluviométrie nulle chaque dix années. Le nombre moyen de jour de pluie est de onze jours par an au niveau du Foum Zguid.

Les sécheresses sont récurrentes et peuvent durer plusieurs années consécutives, ce qui fait de l‟incertitude liée au climat une de ses caractéristiques les plus marquantes de la région.

Les paramètres climatiques (température moyenne, température max absolue, température min absolue, humidité relative de l‟air, évaporation de Piche) caractérisent dans l‟ensemble un climat aride avec des températures minimales basses (hiver rigoureux) et des températures maximales élevées. L'évaporation est importante et dépasse annuellement 3000 mm (au bac Colorado). De brutales vagues de chaleur affectent la région, quand s‟installe le régime du vent continental Chergui.

5.3.2 - Schéma hydrogéologique

En dehors de la feija de Foum Zguid, les systèmes aquifères sont discontinus, sans nappe généralisée, phréatique ou profonde, d‟extension régionale importante. En plus de la géologie, d‟autres facteurs concourent à cette situation : un relief montagneux, des plaines alluviales exiguës, une pluviométrie très faible, etc.


5.3.2.1 - Formations aquifères

Les terrains sont, soit peu favorables aux circulations aquifères, soit d‟extension trop réduite pour laisser espérer des débits importants. Il n‟en demeure pas moins que des zones localisées puissent présenter un intérêt notable pour l‟approvisionnement en eau potable, l‟abreuvement de bétail et l‟irrigation. En effet, les roches rencontrées dans la zone couverte par la carte peuvent être aquifères à la faveur de conditions locales, bien que les réservoirs sont souvent fortement discontinus et l‟accès à l‟eau très aléatoire. L‟aptitude des formations dans la région à constituer un aquifère est décrite ci-après.

Formations précambriennes. Ces formations

couvrent la partie nord de la carte. Les roches granitisées y ont un comportement différent, selon leur composition et leur situation ; certaines zones restent en relief mais d'autres sont déprimées. L'altération a entraîné souvent la constitution d'arènes où la perméabilité « en petit » permet la circulation de nappes locales, comme c‟est le cas des rhyolites de la boutonnière de Bou Azer. Les migmatites et micaschistes, également développés dans cette boutonnière, sont généralement très érodés et constituent des zones topographiquement déprimées altérées. Ils sont le siège d'une nappe discontinue dans la zone d'altération. Mais les puits n‟existent que dans les oueds drainant ces formations.

Roches éruptives. On distingue les roches en massif

(rhyolites, ignimbrites, andésites, conglomérats à éléments rhyolitiques, tufs éruptifs) et les roches intrusives (serpentines, gabbros, diorites). Les premières sont des roches imperméables dans la masse, mais fissurées, elles peuvent être dans certains cas le siège de nappes discontinues. En fait, les grands massifs rhyolitiques et andésitiques sont presque totalement dépourvus de points d'eau dans la zone couverte par la carte.

Les andésites, en général plus altérées et donnant des reliefs moins marqués que les rhyolites, sont le siège de circulations d‟eau en réseau, plus développées. Les conglomérats à éléments rhyolitiques ou andésitiques ont un comportement très voisin de celui des rhyolites ou andésites.

Les roches intrusives (serpentines, gabbros, diorites) sont imperméables. Localement, lorsque les serpentines très érodées constituent une zone topographiquement déprimée, des circulations peuvent exister dans la zone d'altération comme c‟est le cas dans la mine d‟Irhtem à l‟est de Bou Azer.

Formations de l’Adoudounien-Géorgien. Les

calcaires dolomitiques inférieurs adoudouniens, à surface karstique, peu lapiazés, sont perméables en grand et constituent un "massif réservoir". Les calcaires supérieurs peu puissants, reposant sur la série des schistes imperméables, renferment en général des nappes perchées d'importance réduite.

Les formations calcaires aquifères couvrent de larges secteurs dans la partie ouest de la carte. Au nord, leur épaisseur se réduit considérablement.

Séries des pélites et grès. Les pélites et grès de la

Formation de Tazlaft, et des groupes de Tabanite et des Feijas internes, peuvent contenir une véritable nappe locale, quand ils affleurent sur de grandes étendues plus ou moins recouvertes de dépôts quaternaires, et que leur zone d'altération est suffisamment épaisse.

Les grès quartzites intercalés de schistes peuvent être aquifères dans certaines conditions favorables. Les grès quartzites ne sont aquifères que lorsqu'ils affleurent sur de grandes surfaces sous des pendages faibles.

Au sud-est de la carte, le Groupe de Tiddiline (siltites, grès, conglomérats) est généralement le siège de circulations dans la zone altérée, dans les secteurs érodés à faible relief. Mais les puits n‟existent que dans les oueds drainants ou d‟anciennes terrasses.

5.3.2.2 - Grands domaines hydrogéologiques

De façon générale, le schéma hydrogéologique établi fait ressortir cinq domaines hydrogéologiques au niveau de la zone couverte par la carte, qui sont décrits dans les sections qui suivent.

Domaine hydrogéologique de la Formation d’Adoudou. Il s‟agit d‟un système aquifère de relief, discontinu, à surface libre. Les circulations d‟eau se font selon des réseaux de fractures et de conduits karstiques. Les niveaux d‟eau sont généralement à grande profondeur. Le niveau de résurgence de l‟aquifère se situe généralement à l‟endroit des oueds qui entaillent les reliefs. De petites nappes peuvent être ainsi formées au contact des dolomies massives et des schistes de base sous-jacents ; les eaux sont de bonne qualité chimique. Ce domaine intègre aussi les calcaires de la Formation d‟Igoudine.

Domaine hydrogéologique de la boutonnière de Bou Azer. C‟est un domaine sans nappe généralisée phréatique ou profonde d‟extension significative. De petites nappes locales discontinues existent, notamment dans les dépressions à sous-sol schisteux et de morphologie calme. Les circulations d‟eau se font dans des remplissages alluvionnaires et dans les zones d‟altération, de fissures ou de fractures. Les eaux sont généralement de bonne qualité chimique, mais peuvent être légèrement saumâtres localement. Les nappes locales sont vulnérables aux étiages et aux sécheresses.

Domaine des formations de Tikirt, d’Amouslek et d’Issafène. C‟est un domaine généralement peu perméable à imperméable, sans aquifère intéressant constituant localement le substratum des formations sus-jacentes calcaires ou shisto- gréseuses. Les limites de ce domaine constituent un niveau de résurgence au contact des formations précitées à l‟endroit des oueds qui entaillent les reliefs.

RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE 87

Domaine hydrogéologique des séries de faciès schisto-gréseux (Formation de Taslaft, et groupes de Tabanite et des Feijas internes, Formation de Lmgaysmat). C‟est un domaine aquifère très discontinu, à surface généralement libre. Les circulations d‟eau se font selon des réseaux de fissures et de fractures et dans des zones altérées des pélites. Des résurgences et sources localisées existent au niveau du mur formé des formations de Tikirt et d‟Issafène, lorsque la série est recoupée en aval-pendage. L‟eau est généralement de bonne qualité chimique, mais peut être localement saumâtre.

Domaine des formations quaternaires et alluvionnaires. Les alluvions développées dans les grandes vallées des oueds Ou Hmidi et Assif n‟Bouwaria contiennent généralement une nappe phréatique assez généralisée. Dans les vallées adjacentes qui entaillent des reliefs élevés de calcaires adoudouniens (oueds Mount au nord, Assif n‟Msekarz à l‟ouest…), les alluvions aquifères sont moins développées, mais les vallées constituent des axes drainant où les ressources en eau locales peuvent être péerennes et entretenir de petites palmeraies : Asmelil Jdid, Amtazguine, Talate, Tasstift, etc.

5.3.2.3 - Hydrogéologie locale descriptive

On constate globalement que la quasi-totalité de la zone couverte par la carte est située dans des domaines caractérisés par l‟absence de nappe généralisée et continue. L‟absence de ressource en eau souterraine généralisée constitue donc une donne structurelle dans la zone. Cette situation constitue une contrainte majeure à l‟approvisionnement en eau en milieu rural, sauf localement, lorsque les localités sont proches de résurgences ou bordent des vallées de cours d‟eau, favorisant l‟existence de petites nappes alluviales facilement accessibles. Les sections qui suivent rappellent les traits caractéristiques de quelques secteurs importants dans la zone couverte par la carte.

Boutonnière de Bou Azer. La partie nord de la carte

couvre partiellement la boutonnière de Bou Azer. Dans ce domaine, comme vu plus haut, les migmatites, les siltites et les grès du Groupe de Tiddiline et même les rhyolites sont très altérées et une nappe plus ou moins continue existe le long des axes drainants.

Sur le flanc sud de la boutonnière, le seul magasin aquifère potentiel est celui des calcaires inférieurs adoudouniens, mais leur puissance est faible. Ces calcaires nourrissent cependant plusieurs sources et cours d‟eau (O. Mount, Assif Tidmanat…).

Palmeraie d’Alougoum et feija de Zguid. Les feijas

sont des plaines plus ou moins larges constituées de dépôts alluviaux, et contiennent une nappe souterraine rechargée naturellement par les crues des oueds et par la pluie. Les alluvions très développées dans les feijas, et dont l'épaisseur peut être importante (plusieurs dizaines de mètres) sont aquifères ; recouvrant le plus souvent des schistes (Acadien ou Ordovicien), le

magasin aquifère est prolongé vers la base dans la zone d'altération de ces derniers.

Outre la présence d'une couverture quaternaire constituant un réservoir aquifère, la feija offre la possibilité de recueillir les eaux provenant des aquifères alluviaux mais également des aquifères profonds qui par l'intermédiaire de failles ou d'abouchement direct avec la couverture quaternaire peuvent rejoindre les nappes des feijas.

Les eaux souterraines qui circulent dans les feijas ont pour exutoire des foums (rétrécissement de la nappe et remontée de la surface piézomètrique). La feija à l‟aval de la palmeraie d‟Alougoum est drainée au niveau de Foum Zguid, plus au sud (en dehors de la carte).

La palmeraie d‟Alougoum, dont la superficie cultivée atteint une centaine d'hectares, se situe au débouché de la vallée de l'oued El-Kaâbia (Alougoum) dans la feija.

Après avoir traversé les différents termes de la série géorgienne formant le flanc sud de l'Anti-Atlas, l'oued El Kaâbia atteint les schistes acadiens qui forment la feija Fougania au nord d‟Alougoum. Le passage de l'Acadien à l'Ordovicien se fait par l‟intermédiaire d'un complexe résistant de grès et quartzites, qui déterminent dans la topographie une ride monoclinale à pendage sud. La palmeraie d‟Alougoum prend naissance dans la gorge qu'emprunte l'oued pour franchir cette barre.

Le sous-écoulement de l'oued El Kaâbia, est alimenté à l'amont par les venues profondes des calcaires adoudouniens et géorgiens ; il est en partie capté au niveau du Foum d‟Alougoum, par des rhettaras et des puits. Vers l'aval, la nappe s'étale dans la feija avant d‟atteindre Foum Zguid, où le débit atteint près de 300 l/s.

Plus près de l'oued, les caractéristiques des terrains sont sensiblement meilleures tandis que l'épaisseur aquifère doit être plus grande. Mais tout débit prélevé dans le sous-écoulement de l'oued Alougoum se traduit à l'aval par une baisse du débit souterrain arrivant à Foum Zguid.

5.3.2.4 - Caractéristiques des points d’eau

L‟inventaire des points d‟eau permet de dénombrer plus d‟une cinquantaine de points d‟eau connus dont une dizaine de sources et une dizaine de khettaras, d‟importance locale dans la zone couverte par la carte. Leur densité est variable selon les secteurs et les aquifères. La plus grande densité est observée dans la palmeraie d‟Alougoum.

Les niveaux d‟eau par rapport au sol sont relativement modérés : généralement une dizaine de mètres.

Par ailleurs, il n‟existe pratiquement pas de données sur les débits mis au jour. Mais tout porte à croire qu‟ils sont particulièrement faibles. À l‟exception de la vallée de oued Lfaya et la palmeraie d‟Alougoum (existence de stations de pompage). La faiblesse des débits est liée, pour une grande part, à la faible épaisseur du


Figure 34 : Schéma hydrogéologique de la feuille Alougoum.

DOSSIER CARTOGRAPHIQUE 89

manteau d‟altération des roches, à l‟exiguïté des nappes alluviales et à une recharge très limitée en raison de l‟aridité du climat.

La qualité des eaux est variable, selon les formations captées. D'une façon générale les eaux issues des réservoirs calcaires ou des massifs de roches éruptives (rhyolites, andésites…) sont douces. Les eaux issues des calcaires sont bicarbonatées calciques.

Par contre les eaux des nappes alluviales présentent des concentrations en sels qui augmentent progressivement de l‟amont vers l‟aval et peuvent atteindre des taux de résidu sec élevés les rendant impropres à la consommation ou à certaines cultures.

6 - DOSSIER CARTOGRAPHIQUE

Dans le cadre de ce projet, il a été constitué un dossier

cartographique, sous forme documentaire, qui contient

l‟ensemble des données analytiques qui ont servi à la

réalisation de la carte et de sa notice explicative. Celui-ci

comprend :

● des informations générales en rapport avec le projet ; ● une carte de localisation, à l‟échelle du 1/50 000, des points d‟observations reconnus dans le cadre du présent projet ; ● les fiches de description pétrographique de chacun des échantillons étudiés en lame mince ; ● les fiches de description métallographique de chacun des échantillons étudiés en lame mince polie ou en section polie ; ● les résultats des datations radiométriques effectuées sur les échantillons sélectionnés ; ● les résultats des analyses chimiques (éléments majeurs et traces) réalisées sur les échantillons de roche sélectionnés ; ● l‟étude hydrogéologique du secteur couvert par la carte.

Tous les échantillons étudiés ont été géoréférencés à

l‟aide de leurs coordonnées Lambert Sud Maroc.

Ce dossier cartographique, sous forme documentaire, a

été remis en un exemplaire à la Direction de la Géologie

de l‟Énergie et des Mines, à Rabat.

En complément, la base de données a été compilée,

mise en forme dans un SIG (ArcGis et Access) et livrée

sous forme d‟un CD-Rom.


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