LA TECTONIQUE PANAFRICAINE DU SECTEUR D’IGHERM : IMPLICATION DES DÔMES EXTENSIFS TARDI A POST-OROGENIQUES (ANTI-ATLAS OCCIDENTAL, MAROC)
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LA TECTONIQUE PANAFRICAINE DU SECTEUR D’IGHERM: IMPLICATION DES DÔMES EXTENSIFS TARDI A POST-OROGENIQUES (ANTI-ATLAS OCCIDENTAL, MAROC)

By M. Oudra,  E. H. Beraaouz,  M. Ikenne,  D. Gasquet,  A. Soulaimani

RESUME

L’évolution tectonique tardi-orogénique panafricaine du secteur d’Igherm (Anti-Atlas occidental, Maroc) se caractérise par l’exhumation des parties profondes paléoprotérozoïques à l’image des dômes extensifs. Elle est contrôlée par un détachement principal ductile de faible pendage et des détachements de fort pendage de type extensionnel qui succèdent à un raccourcissement régional de direction NW-SE. Le détachement principal subhorizontal, est souligné par des mylonites de faible degré métamorphique. Il sépare deux unités : l’unité inférieure (complexe métamorphique du Paléoprotérozoïque) à comportement ductile et l’unité supérieure (Quartzites néoprotérozoïques du Supergroupe de l’Anti-Atlas) à comportement fragile. Cette évolution coïncide avec la mise en place des bassins « supra détachement » du Super groupe de Ouarzazate durant l’extension qui aurait débuté après le raccourcissement panafricain datés vers 650 Ma. L’évènement extensionnel peut être généralisé à tout l’Anti-Atlas occidental.

RESUMEN

La evolución tectónica tardi-orogénica panafricana Del sector de Igherm (Anti-Atlas occidental, Marruecos) se caracteriza por la exhumación de las partes profundas proterozoicas como domos extensivos. Está controlada por un despegue principal dúctil conpoco buzamiento y despegues con alto buzamiento de tipo extensional que se sobreponen a un acortamiento regional de dirección NO-SE. El despegue principal subhorizontal viene marcado por milonitas con metamorfismo de grado bajo. Este accidente separa dos unidades : l’unidad inferior (complejo metamórfico del Paleoproterozoico) de comportamiento

dúctil y la unidad superior (cuarcitas del neoproterozoico del Supergrupo del Anti-Atlas) de comportamiento frágil. Esta evolución coincide con el origen de las cuencas de «supra-detachment» del Supergrupo de Ouarzazate durante la extensión que se habría producido después del acortamiento panafricano (hacia 650 Ma). Este evento extensional está generalizado en todo el Anti-Atlas occidental.

L’Anti-Atlas constitue un segment de la chaîne panafricaine où les terrains précambriens affleurent dans des boutonnières disposées suivant une direction globale NE-SW, (fig. 1), résultat de l’érosion combinée à des effets d’évènements tectoniques multiples : compressifs, extensionnels et transcurrents.

Le caractère polycyclique (Eburnéen, Panafricain) de l’Anti-Atlas est démontré, (Hassenforder, 1987 ; Dallmeyer et al. 1991 ; Villeneuve et Cornée, 1994 ; Thomas et al. 2002 ; Walsh et al. 2002 ; Gasquet et al. 2004). L’évolution de la chaîne panafricaine anti-atlasique est considérée comme une succession d’extension-collision-extension à l’image des orogenèses modernes (Cheilletz et al., 2004). Le raccourcissement panafricain dans l’Anti-Atlas (Gasquet et al., 2005 ; Inglis et al, 2005) est responsable d’un sur épaississement crustale du soubassement aussi bien dans l’Anti-Atlas central et oriental que dans l’Anti-Atlas occidental (Leblanc, 1975 ; Leblanc et Lancelot, 1980 ; Saquaque et al., 1989 ; Hefferan et al.,1992 ; 2000 ; Thomas et al., 2002 ; Hassenforder, 1987 ; Oudra, 1988). Une déformation transtensive ou extensive lui succède, elle a été décrite dans les formations du Néoprotérozoïque supérieur de la boutonnière d’Igherm dans les formations du « PII-III » (Oudra et al. 2001) et dans celle du « PIII » (Piqué et al. 1999 ; Doblas et al. 2002 ; Soulaimani et al. 2004). Les formations du sommet du « PII-III » et celles de la base du « PIII » ont été source de confusion sur les documents cartographiques existants (Walsh et al., 2002 ; Yazidi et al., 2002). En l’absence de données radiométriques, il s’avère très difficile de proposer un âge exact pour cet événement distensif en se basant sur la lithologie des formations.

L’importance des structures extensionnelles, leur signification, ainsi que leurs relations avec les raccourcissements tectoniques dans les domaines polyphasés, ont été très documentées durant ces vingt dernières années (Wernicke, 1981 ; Malavieille et al. 1990 ; Echtler et Malavieille, 1990 ; Faure et Pons, 1991 ; Van den Driessche et Brun, 1992 ; Pitra et al., 1994 ; Chauvet et Séranne, 1994 ; Escuder et al., 1994 ; Aerden et al., 1994 ; Burg et al., 1994 ; Harris et al., 2001, 2002 ; Harris et Koyi, 2003 ; Harris, 2002, 2003). Ces études soulignent l’importance des dômes métamorphiques dans les extensions tardi-rogéniques.

Sur la base de nouvelles données lithostratigraphique et structurales de la région d’Igherm, cette étude propose de montrer l’importance des événements extensionnels tardi-orogéniques et d’éclaircir le rôle des dômes métamorphiques extensifs dans le dispositif structural de la partie occidentale de la chaîne panafricaine de l’Anti-Atlas.

Fig. 1. —Localisation de la zone étudiée dans la chaîne anti atlasique : (A), Boutonnières précambriennes de l’Anti-Atlas (Maroc), siège des dômes extensifs. Z.F.V.A : zone de la faille de la vallée des Ameln et Z.F.T.T : zone de la faille de Tighmi-Tifermite (explication dans le texte). (B), Localisation de la région étudiée dans l’Anti-Atlas occidental et schéma simplifié des glissements D2 tardi-panafricain, (modifier de Choubert et Faure Muret, 1983a). Noter les vergences NW et SE de l’extension D2 vers l’exterieur des dômes. (C), Coupe synthétique simplifiée des structures D2, la schistosité « S3 » represente un stade évolué vers l’écaillage de bordure et n’as pas de signification de phase compressive postèreure à S2 puisque elle est compatible avec les failles normales (FN) indiquées sur la photo (fig. 3G).

Lithostratigraphie du Protérozoïque de la boutonnière d’Igherm

 La boutonnière d’Igherm (fig. 1) est constituée d’un socle paléoprotérozoïque et d’une couverture néoprotérozoïque subdivisée, conformément au découpage lithostratigraphique adopté dans l’Anti-Atlas en deux Supergroupes (Thomas et al. 2004) : Le Supergroupe de l’Anti-Atlas et le Supergroupe d’Ouarzazate (fig. 2).

Le Paléoprotérozoïque

Représenté par le complexe d’Aït Makhlouf (CAM), le Paléoprotérozoïque d’Igherm est formé de granites, de séries méta sédimentaires géopolitiques, ou métamorphites localement rythmiques et de schistes injectés « migmatites ». Les granites, datés à 2050 ± 6 Ma (âge U-Pb sur zircon ; Aït Malek et al. 1998) ont subi une déformation mylonitique durant les évènements panafricains. Les mylonites, dont les assemblages minéraux indiquent les conditions du faciès schistes verts, se développent dans la partie sommitale de la boutonnière et sont souvent localisées dans les contacts Néoprotérozoïques/ Paléoprotérozoïques (Oudra, 1988 ; Oudra et al. 2001). Bien que rétromorphosé dans le faciès des schistes verts au cours des événements panafricains, le CAM conserve au coeur de la boutonnière des reliques d’une paragenèse éburnéenne hautement métamorphique (Biotite + Sillimanite + Grenat) reconnue dans les autres boutonnières de l’Anti-Atlas central et occidental : Kerdous, Ifni, Bas-Drâa, Tata, Iguerda, Zenaga, et Bou Azzer (Hassenforder, 1987 ; Ikenne et al. 1997 ; Walsh et al. 2002).

Le Néoprotérozoïque

Le Néoprotérozoïque de la boutonnière d’Igherm est représenté par deux termes : le Supergroupe de l’Anti-Atlas (SGAA) et le Supergroupe de Ouarzazate (SGO), (Thomas et al. 2004).

Le Supergroupe de l’Anti-Atlas comporte les formations d’âge cryogénien et de la base de l’Ediacarien reposant en discordance majeure sur celles du Paléoprotérozoïque. Dans la boutonnière d’Igherm, le SGAA est représenté par la série d’Ourty, (Choubert et Faure Muret 1973a) elle fait partie du Groupe de Lkest (Gasquet et al. 2004).

Dans l’Anti-Atlas central et oriental les formations de même âge sont rattachées aux Groupes de Bleida, Tachdamt et Taghdout (Thomas et al. 2002).

Ces formations sont désignées sous le nom de Précambrien II ou « PII » ou encre « PII2 » dans les anciennes subdivisions du précambrien de l’Anti-Atlas (Choubert et Faure Muret, 1983a ; Piqué et al. 1999).

La série d’Ourty (fig. 2) est constituée de deux formations schisto-carbonatées séparées par une épaisse formation de quartzites déposées dans une plate-forme continentale auxquelles sont associées des filons et des dykes de roches basiques (Choubert et Faure Muret, 1973a ; 1983a ; 1983b). Dans la formation inférieure, les calcaires et les dolomies évoluent vers des calcaires gréseux lités montrant des rides de courant ou de vagues et des figures de dessiccation. La formation intermédiaire débute par des niveaux conglomératiques à galets arrondis de quartz suivis par des quartzites blanches litées avec intercalations de corps gréseux lenticulaires de taille métrique. La formation du sommet est composée d’alternance de carbonates et de schistes. Les structures sédimentaires observées dans ces formations témoignent d’un milieu de dépôt littoral inter à supratidal (Reineck et Singh, 1980). La conservation de ces critères donne une idée sur l’intensité modérée du raccourcissement panafricain.

De nombreux filons de dolérites et de gabbros localement massifs, recoupent le CAM et la série d’Ourty (Oudra, 1988). Différentes affinités géochimiques (tholeïtiques, alcalines, transitionnelles et calco-alcalines ; Hafid et al. 1998 ; Elaouli et al. 2001, 2004) ont été reconnues dans ces roches, cependant les relations génétiques entre les différentes tendances ne sont pas clarifiées. En absence de datations radiométriques, un doute persiste sur leurs âges de mise en place. D’après nos observations, ces roches, qui développent un métamorphisme de contact dans les calcaires de la série d’Ourty, ne sont pas toutes affectées par le 7 leur totalité aux stades pré-panafricains, et il est donc probable qu’une partie de ce magmatisme basique soit postérieure aux épisodes compressifs de l’orogenèse panafricaine. Localement les roches basiques se localisent également dans les conglomérats de la base SGO. En outre des filons basiques recoupant le granite de Taourgha daté à 575 ± 4 Ma (âge U/Pb, Aït Malek et al. 1998) ont été signalés dans la boutonnière du Bas Draa (Ikenne et al. 1997), ce qui confirme l’existence d’un magmatisme basique tardi-panafricain. Ces observations rendent impossible sa représentation exacte. En attendant de faire des études plus poussées, il n’est indiqué sur la figure 2 que de façon approximative (cf. discussion).

Le Super groupe de Ouarzazate regroupe deux entités géologiques d’âge Ediacarien (fig. 2) qui ne sont pas affectées pas l’événement tectonométamorphique panafricain compressif : le Groupe d’Igherm (GIG) et le Groupe de Tanalt et Tafraoute (GTT). Ces groupes correspondent respectivement au « PII-III » et au « P III » dans les anciennes subdivisions du précambrien de l’Anti-Atlas (Choubert et Faure Muret, 1983a ; Piqué et al. 1999).

Le Groupe d’Igherm ou (GIG) comporte essentiellement des conglomérats à galets de quartzites de taille décimétrique à métrique. Les galets sont striés sur toutes les faces et évoquent des formations glaciaires (tillites). Cette striation peut cependant être d’origine tectonique surtout pour les faciès de bordure de bassins. Les conglomérats localement déformés montrent des galets à fractures remplies par des dépôts hydrothermaux (oxydes de fer, chlorites, tourmalines). Des schistes et des volcanites (basiques et acides) dans lesquels sont emballés des blocs énormes de quartzites, le plus souvent dans les masses conglomératiques à proximité des grandes failles normales sont également présents.

Le Groupe de Tanalt et de Tafraout ou (GTT) est représenté par des dépôts détritiques souvent grossiers et des roches volcaniques de nature variée : ignimbrites, pyroclastites de nature rhyolitique, dacitique ou andésitique. Ce volcanisme est caractérisé par des faciès sous-aquatiques passant à des faciès aériens de comblement.

Le passage GIG-GTT est progressif et certaines discordances locales (fig. 2) sont le résultat de basculements de blocs sur les bordures des bassins durant l’extension. L’épaisseur importante de ces groupes suggère l’intervention de subsidence et d’affaissement de leur soubassement panafricain, en liaison avec l’extension tardi-panafricaine comme en témoigne l’abondance du volcanisme Les formations du GIG et du GTT sont souvent séparées à leur base de la série d’Ourty et du CAM par des contacts tectoniques de détachement en liaison avec l’extension tardi-orogénique et la montée des dômes métamorphiques.

Fig. 2. —Colonne lithostratigraphique simplifiée du protérozoïque de la région d’Igherm (Anti-Atlas occidental). Selon les subdivisions de (Thomas et al. 2003 et Gasquet et al. 2005).

Analyse structurale

Dans la boutonnière d’Igherm, les formations du GIG et du GTT sont indemnes de toute déformation panafricaine compressive. L’ensemble du SGO s’est déposé durant une extension en saccade tardiorogénique puis post-orogéniques qui préfigure la dislocation du domaine cratonique nord-gondwanien qui se poursuivra au début du Paléozoïque (Clauer, 1976 ; Leblanc et Lancelot, 1980 ; Schermerhorn et al. 1986 ; Hassenforder, 1987 ; Saquaque et al. 1989 ; Doblas et al. 2002). Cependant, comme nous l’avons déjà signalé, la similitude de lithologie (volcanique et détritique) entre les formations du GTT et celles du GIG considérées comme intra-orogéniques, a conduit à de nombreuses confusions sur les documents existants (Walsh et al., 2002 ; Yazidi et al., 2002).

L’histoire tectonique panafricaine d’Ighrem, reconstituée grâce à cette étude a permis de mettre en évidence la succession de deux évènements tectonique distincts : un événement compressif panafricain D1/S1 situé à environ 650 Ma (Inglis et al. 2005 ; Gasquet et al., 2005) auquel succède un événement extensionnel D2/S2 tardi à post-orogénique qui s’amorce après l’évènement D1 pour permettre l’installation des bassins tardi-orogéniques ou se déposent les formations du GIG et leurs équivalents GAN (fig. 2). A la lumière de cet évènement extensif, les affleurements précambriens dans les boutonnières de l’Anti-Atlas occidental (fig. 2) peuvent être regroupés en trois unités lithologiques d’âge et comportement rhéologique différents : (i) l’unité inférieure paléoprotérozoique (CAM) à caractère ductile est formée de micaschistes, gneiss, « migmatites » et granites, (ii) l’unité supérieure néoprotérozoique

(SGAA) à comportement fragile est composée principalement de quartzites et de calcaires

(iii) les bassins sédimentaires (SGO). La discordance locale du GTT sur le GAN et l’œuvre de l’extension D2 et ne correspond pas à une phase compressive (cf. discussion).

L’événement compressionnel D1 La déformation D1 affecte la série d’Ourty, elle développe des plis P1 et une foliation pénétrative (S1) de plan axial. La foliation S1, orientée globalement NE-SW et souvent inclinée vers le NW (fig. 3a). Dans les métamorphites du CAM (au sud d’Aït Makhlouf), la foliation S1 montre des pendages vers le SE et porte une linéation d’étirement (L1) à plongement vers le SE (fig. 4a). Dans ce site les indicateurs cinématiques D1 sont : des phénocristaux (quartz et feldspath potassique) à ombres de pression asymétriques, des micas en poisson et des allures sigmoïdes de S1 témoignant d’une déformation ductile non coaxiale dans laquelle les cisaillements indiquent une vergence vers le NW. Dans les séries schisteuses de la série d’Ourty, les plis P1 synschisteux sont de direction axiale NE-SW, d’autres de second ordre mesurés dans des schistes intercalés dans les quartzites sont dissymétriques et indiquent des vergences tantôt NE tantôt NW rendant impossible la détermination exacte d’une vergence dominante en raison du caractère massif et résistant des quartzites. Il s’agit de plis à axes plongeant de 30° en moyenne vers le NE ou le SW. En outre il n’est pas exclu que le basculement des blocs de quartzites le long de failles normales (fig. 3) durant l’extension D2 n’ait pas d’impact sur les schémas de la déformation D1.

La déformation D1 est également visible dans les schistes situés plus au Sud (Tagragara des Ida Ou-Zekri) où il est marqué par une allure sigmoïdale de S1 et par la forme en « poisson » des micas et des chlorites. Ces indicateurs cinématiques indiquent une direction de transport et de glissement conservée vers le NW malgré l’effet de l’extension D2 (fig. 1c). Des rétro chevauchements à vergence S’ont été également observés en particulier dans les quartzites. L’événement D1 se manifeste aussi par des cisaillements tardifs verticaux dextres N110-120°E et sénestres N150°E.