Notice assaragh final by Ahmed Bénchir

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°550bis

CARTE GÉOLOGIQUE DU MAROC AU 1/50 000 FEUILLE ASSARAGH NOTICE EXPLICATIVE Par HAFID A., BLEIN O., ADMOU H., SOULAIMANI A., RAZIN Ph., SIMON B., OUANAIMI H., EL JANATI M., CHÈVREMONT Ph., BAUDIN T., BOUABDELLI M., ABIA E.H., BENI AKHY R.

PLAN NATIONAL DE CARTOGRAPHIE GÉOLOGIQUE

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT

2013

Légende de la photo de couverture : Panorama de l‟assif Aguinane, vue vers le nord. Le douar de Fifard, en bordure de la palmeraie d‟Assaragh, est établi sur les schistes épimétamorphiques du socle paléoprotérozoïque recouvert en discordance par des faciès massifs de brèches volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate. En second plan, nous retrouvons les brèches volcano-sédimentaires sur les schistes du Paléoprotérozoïque, avec une importante variation latérale d‟épaisseur des brèches. Ces dernières sont recouvertes localement par d‟importants dépôts de travertins. En arrière-plan, les reliefs sont constitués par la couverture adoudounienne formée de faciès carbonatés.

Références bibliographiques. Toute référence bibliographique au présent document doit être faite de la façon suivante : - pour la carte : ADMOU H., HAFID A., SOULAIMANI A., SIMON B., EL JANATI M., BLEIN O., OUANAIMI H., SMEKTALA F., BAUDIN T., CHÈVREMONT Ph., ABIA E.H., BOUABDELLI M. (2013). Notes et Mémoires Serv. Géol. Maroc, N°550. Carte géologique Maroc (1/50 000), feuille Assaragh. Levés de terrain : - Couverture Paléozoïque : SIMON B., OUANAIMI H., SMEKTALA F. - Édiacarien : BLEIN O. - Tonien et Cryogénien : BAUDIN T., SOULAIMANI A. - Paléoprotérozoïque : HAFID A., ADMOU H., SOULAIMANI A., EL JANATI M., CHÈVREMONT Ph. - Gîtes et indices minéraux : ABIA E.H., ADMOU H., HAFID A. Etudes géochronologiques et typologiques : COCHERIE A., BRUYÈRE D. Digitalisation et S.I.G. : QUINQUIS J.-P., NOËL S. Etude hydrogéologique : BENI AKHY R.

- pour la notice : HAFID A., BLEIN O., ADMOU H., SOULAIMANI A., RAZIN Ph., SIMON B., OUANAIMI H., EL JANATI M., CHÈVREMONT Ph., BAUDIN T., BOUABDELLI M., ABIA E.H., BENI AKHY R. (2013). Notes et Mémoires Serv. Géol. Maroc, N°550 bis. Carte géologique Maroc (1/50 000), feuille Assaragh.

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NOTES ET MÉMOIRES DU SERVICE GÉOLOGIQUE N°550bis

PLAN NATIONAL DE CARTOGRAPHIE GÉOLOGIQUE

ÉDITIONS DU SERVICE GÉOLOGIQUE DU MAROC RABAT

2013

Ministère de l‟Énergie, des Mines, de l‟Eau et de l‟Environnement

Achevé d‟imprimer aux Editions OKAD EL JADIDA - Rabat

SOMMAIRE ABSTRACT ......................................................................................................................................................................... 8 RÉSUMÉ ............................................................................................................................................................................. 9 1 - INTRODUCTION .......................................................................................................................................................... 11 1.1 - SITUATION GÉOGRAPHIQUE ............................................................................................................................ 11 1.2 - PRÉSENTATION DE LA CARTE DANS SON CADRE GÉOLOGIQUE .............................................................. 12 1.3 - CONDITIONS D’ÉTABLISSEMENT DE LA CARTE ............................................................................................ 12 1.4 - TRAVAUX ANTÉRIEURS ..................................................................................................................................... 13 2 - DESCRIPTION DES TERRAINS ................................................................................................................................. 18 2.1 - UNITÉS LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET MAGMATIQUES ............................................................................... 18 2.1.1 - Paléoprotérozoïque moyen (PP) ....................................................................................................... 18 2.1.2 - Protérozoïque (PR) ........................................................................................................................... 33 2.1.3 - Tonien à Cryogénien (Néoprotérozoïque inférieur à moyen, NP1-2).................................................... 37 2.1.4 - Édiacarien (Néoprotérozoïque supérieur, NP3).................................................................................. 38 2.1.5 - Couverture du Néoprotérozoïque terminal - Paléozoïque inférieur .................................................... 43 2.1.6 - Plio-Quaternaire ............................................................................................................................... 56 2.1.7 - Quaternaire ...................................................................................................................................... 57 2.2 - CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS GÉOLOGIQUES ....................................................................... 58 2.2.1 - Groupe de Zenaga-Iguerda ............................................................................................................... 58 2.2.2 - Intrusions plutoniques éburnéennes ................................................................................................ 59 2.2.3 - Intrusions basiques à intermédiaires au sein du socle paléoprotérozoïque ...................................... 66 2.2.4 - Groupe de Taghdout ........................................................................................................................ 71 2.2.5 - Groupe de Ouarzazate ...................................................................................................................... 71 2.2.6 - Couverture du Néoprotérozoïque terminal - Paléozoïque inférieur .................................................... 79 2.2.7 - Cénozoïque ...................................................................................................................................... 83 3 - STRUCTURATION ...................................................................................................................................................... 84 3.1 - DÉFORMATION DANS LE SOCLE PALÉOPROTÉROZOÏQUE ......................................................................... 85 3.2 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES ÉBURNÉEENS....................................................................................... 87 3.3 - DÉFORMATION DES ROCHES DU NÉOPROTÉROZOÏQUE ............................................................................. 88 3.4 - STRUCTURATION DE LA COUVERTURE DU NÉOPROTÉROZOÏQUE TERMINAL – PALÉOZOÏQUE INFÉRIEUR : DÉFORMATION HERCYNIENNE .......................................................................................................... 91 3.5 - EXTENSION FINI-TRIASIQUE A LIASIQUE ........................................................................................................ 94 4 - SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE ............................................................................................................. 95 4.1 - LE SOCLE PALÉOPROTÉROZOÏQUE ................................................................................................................ 95 4.2 - LE CYCLE PANAFRICAIN ................................................................................................................................... 96 4.2.1 - Installation d’une plate-forme (Groupe de Taghdout) ........................................................................ 96 4.2.2 - Accrétion d'arcs volcaniques et de lambeaux océaniques sur la bordure nord du Craton Ouest Africain (WAC) : Phases panafricaines D1 et D2 ......................................................................................... 96 4.2.3 - Formation de bassins arrière-arc et volcanisme de marge active (de 620 à 580 Ma?) ........................ 97 4.2.4 - Inversion tectonique (580-575 Ma) .................................................................................................... 97 4.2.5 - Magmatisme Édiacarien supérieur (575-550 Ma, Groupe de Ouarzazate)........................................... 98 4.2.6 - Installation d’une vaste plate-forme carbonatée péritidale ................................................................ 98 4.3 - L’OROGENÈSE HERCYNIENNE ......................................................................................................................... 99 4.4 - L’ÉVOLUTION POST-PALÉOZOÏQUE ................................................................................................................ 99 5 - RESSOURCES NATURELLES ................................................................................................................................. 100 5.1 - GITES ET INDICES MINERAUX ........................................................................................................................ 100 5.2 - CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES : RÉALISATION DES ESSAIS GÉOMÉCANIQUES SUR DES ÉCHANTILLONS DE ROCHES .................................................................................................................................. 103 5.2.1 - Définition des essais réalisés ......................................................................................................... 103 5.2.2 - Spécifications et exigences des normes marocaines...................................................................... 104 5.3 - RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE .................................................................... 107 5.3.1 - Réseau hydrographique ................................................................................................................. 107 5.3.2 - Hydrogéologie................................................................................................................................ 111 6 - DOSSIER CARTOGRAPHIQUE ................................................................................................................................ 113 7 - BIBLIOGRAPHIE ....................................................................................................................................................... 114

LISTE DES FIGURES Figure 1 : Cadre géologique des boutonnières d‟Agadir Melloul et d‟Iguerda. ............................................................... 10 Figure 2 : Diagramme Q vs P de Debon et Le Fort (1988) appliqué aux roches plutoniques éburnéennes de la région d‟Agadir Melloul. ................................................................................................................................. 23 Figure 3 : Diagramme Concordia conventionnel pour l‟ensemble des analyses sur les zircons de la monzodiorite quartzifère ASPC 631. ................................................................................................................................... 24 Figure 4 : Diagramme Concordia conventionnel pour l‟ensemble des analyses sur les zircons du leucogranite ASAH642. ...................................................................................................................................................... 29 Figure 5 : Diagramme SiO2vs Na2O+K2O (Le Maitre et al. 1989) appliqué aux roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate (NP3sW). .................................................................................................................................... 43 Figure 6 : Succession stratigraphique de la couverture sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien moyen basal de la feuille Assaragh. .............................................................................................................. 44 Figure 7 : Légende du log lithostratigraphique de la couverture sédimentaire de la feuille Assaragh ............................ 45 Figure 8 : Diagramme Concordia conventionnel pour les analyses sur les zircons du tuf ASOB 560. ........................... 48 Figure 9 : Diagramme Q vs P de Debon et Le Fort (1988) appliqué aux roches plutoniques éburnéennes de la région d‟Agadir Melloul. ................................................................................................................................. 59 Figure 10 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les roches plutoniques calco-alcalines de type Azguemerzi. .......................................................................................... 60 Figure 11 : Diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N (Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour les roches plutoniques éburnéennes. .............................................................................................................................. 60 Figure 12 : Diagramme Rb vs. Y+Nb (Pearce et al., 1984) pour les granitoïdes paléoprotérozoïques. ........................... 61 Figure 13 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour un granite albitique subleucocrate à biotite chloritisée. ................................................................................................................. 62 Figure 14 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour un granite mésocrate porphyroïde de type Iguerda. ......................................................................................................................... 62 Figure 15 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les granites leucocrates à deux micas de la suite alumino-potassique de type Tazenakht. .............................................. 63 Figure 16 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les granites leucocrates à grain moyen à deux micas (violet) et les granites subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier à deux micas (rose) de la suite alumino-potassique de type Tazenakht. ............................. 64 Figure 17 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les leucogranites de la suite alumino-potassique de type Tazenakht. ............................................................................................ 65 Figure 18 : Diagramme Ti/1000 vs. V pour les filons ou sills de dolérite-microgabbro et de gabbros intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. .............................................................................................................................. 67 Figure 19 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les corps gabbroïques intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. ............................................................................... 67 Figure 20 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les corps gabbroïques, intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. .......................................................................................................................... 67 Figure 21 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour gabbros intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. .................................................................................................... 68 Figure 22 : Distinction de deux groupes (Groupe 1 et Groupe 2) parmi les filons ou sills de dolérite-microgabbro, intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque, dans le diagramme La/Yb vs Nb/Y. ............................................ 68 Figure 23 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 1 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque. ................................................................................. 69 Figure 24 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 2 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque. ................................................................................. 69 Figure 25 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 1 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque. .............................................................. 70 Figure 26 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 2 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque. .............................................................. 70 Figure 27 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les andésites et les ignimbrites de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate......................................................... 73 Figure 28 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les andésites et les ignimbrites de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate. .............................. 73 Figure 29 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les tufs pyroclastiques de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate. .................................................. 73 Figure 30 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les tufs pyroclastiques de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate. .................................................. 74

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Figure 31 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les coulées rhyolitiques en dômes de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate. ...................................... 74 Figure 32 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les coulées rhyolitiques en dômes de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate. ......................... 74 Figure 33 : Diagramme typologique IA.IT. (Pupin, 1980) pour les zircons des échantillons AMOB211, TBTB329, TBOB063 et TBOB047. .................................................................................................................................. 76 Figure 34 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les roches volcaniques de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate. ............................................................. 76 Figure 35 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les roches volcaniques de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate. .................................................. 77 Figure 36 : Diagramme typologique IA.IT. (Pupin, 1980) pour les zircons l‟ignimbrite AMTB065. ................................... 77 Figure 37 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les roches volcaniques des Groupes de Jbel Wawkida, de Ouarzazate et de la Formation d‟Adoudou. .................................................................. 78 Figure 38 : Diagramme Zr vs (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour les roches volcaniques des Groupes de Jbel Wawkida, de Ouarzazate et la Formation d‟Adoudou. ............................. 78 Figure 39 : Log synthétique de la couverture Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur de la Tagragra d‟Akka. ........................................................................................................................................................... 80 Figure 40 : Schéma d‟organisation est-ouest des séries syn-rift et post-rift du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien inférieur de l‟Anti-Atlas. .................................................................................................................. 81 Figure 41 : Stéréogrammes représentant l‟orientation de la foliation dans les différentes feuilles. .................................. 85 Figure 42 : Rosaces représentant l‟orientation des bandes de cisaillement (C/S) dans les différentes feuilles. .............. 85 Figure 43 : Schéma interprétatif de l‟évolution de la plateforme d‟Iguiguil au Néoprotérozoïque supérieur : (a) dépôts des sédiments du Groupe de Taghdout ; (b) déformation transtensive senestre ; (c) inversion tectonique ; (d) dépôts des roches volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate. ................................. 89 Figure 44 : Courbes de tendance des précipitations annuelles. ..................................................................................... 107 Figure 45 : Evolution de la température moyenne mensuelle (1975-2006) – Agouilal. .................................................. 108 Figure 46 : Evolution de la température moyenne mensuelle (1986-2004) – Tata. ........................................................ 108 Figure 47 : Volume des apports. .................................................................................................................................... 109 Figure 48 : Schéma hydrogéologique de la feuille Assaragh. ........................................................................................ 112

LISTE DES PHOTOGRAPHIES Photo 1 : Photo 2 : Photo 3 : Photo 4 : Photo 5 : Photo 6 : Photo 7 : Photo 8 : Photo 9 :

Photo 10 : Photo 11 : Photo 12 : Photo 13 : Photo 14 : Photo 15 :

Photo 16 : Photo 17 : Photo 18 : Photo 19 : Photo 20 : Photo 21 : Photo 22 : Photo 23 : Photo 24 : Photo 25 :

Photo 26 :

Photo 27 :

Photo 28 :

Alternance de micaschiste et de paragneiss avec un leucosome lenticulaire au sud d‟Aninig (x=285 689, y=360 146). ................................................................................................................................ 19 Schistes épimétamorphiques, plissés dans la vallée d„Aguinane (x=290 749, y=359 200). .......................... 20 Alternance de schiste à andalousite et de schiste à cordiérite au contact du granite leucocrate de Tayssa-Mkorn (x=288 778, y=358 071). ........................................................................................................ 20 Affleurement de migmatite de type métatexite, à paléosome paragneissique et à leucosomes microplissés, au nord-est du village d‟Aninig (x=281 159, y=357 261). ......................................................... 21 Chaos de boules de monzodiorite quartzifère à amphibole au sud-ouest de Tayfast (x=274 791, y=365 084). .................................................................................................................................................... 22 Faciès de bordure à composition de métatonalite à petits amas de chlorite (taches sombres) et à enclave de quartzite (Qz) (x=276 807, y=359 80). ......................................................................................... 23 Diorite orbiculaire de Tayfast (x=277 220, y=360 217). ................................................................................. 24 Faciès de bordure de la diorite orbiculaire de Tayfast (x=277 208, y=360 181). ........................................... 25 Granite porphyroïde orienté de type Iguerda à fabrique planaire très marquée, soulignée par la disposition des tablettes de feldspath potassique, au nord de la feuille Assaragh (x=287 910, y=365 030). .................................................................................................................................................... 27 Massif granitique de Tayssa M‟Korn intrusif au sein de la série métasédimentaire paléoprotérozoïque. Vue vers le sud, depuis le point (x=288 655, y=359 890). ............................................................................. 28 Massif de granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule, au sud de Tayfast (x=277 805, y=358 890)...................................................... 30 Vue macroscopique du granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule au sud de Tayfast (x=277 805, y=358 890). ..................... 30 Vue macroscopique du granite leucocrate à grain moyen, à deux micas dans le massif de Foudrar (x=285 370, y=362 770). ................................................................................................................................ 31 Deux filons d‟aplo-pegmatites sinueux, orientés globalement N60-70NW au sein des gneissmicaschistes de la plaine d‟Aazghar n‟Aït Watas, vue vers l‟est (x=284 000, y=355 890). ............................ 33 Filons de dolérite-microgabbro formant des crêtes au sein du socle paléoprotérozoïque dans la boutonnière d‟Iguerda. Les filons de direction N60° recoupent celui de direction N140°. Vue vers le sud-est, depuis le point x=281 897, y=355 845, au nord de Aninig. .............................................................. 35 Filon de dolérite affecté par un cisaillement dextre au sein du socle paléoprotérozoïque x=281 637, y=355 895). .................................................................................................................................................... 35 Variation du facies entre la bordure fine et le centre grossier dans un dyke basique (x=278 878, y=356 817). .................................................................................................................................................... 36 Vue vers le sud de la barre de quartzites cataclasés et redressée au sein du socle paléoprotérozoïque dans la partie ouest de la boutonnière d‟Iguerda (x=277 480, y=356 170). ................................................... 38 Brèche volcano-sédimentaire à éléments de schistes et micaschistes, secteur de Dougadir-n-Aït Mansour (x=283 800, y=348 500) boutonnière d‟Iguerda. ............................................................................. 40 Brèche volcano-sédimentaire à éléments de granite, secteur de Tizirt (x=280 80, y=361 400) boutonnière d‟Iguerda. ................................................................................................................................... 40 Brèches pyroclastiques renfermant de nombreux fragments de socle, secteur d‟Imi-n-Ifriy (x=274 700, y=357 800), boutonnière d‟Iguerda. ............................................................................................................... 41 Alternance de tufs pyroclastiques lithiques et cristallins, secteur de Timzoughine (x=294 300, y=356 300), assif Aguinane. .......................................................................................................................... 42 Tuf pyroclastique cristallin avec une matrice cendreuse recristallisé et des échardes de verre (ASOB487), secteur de Tizirt (x=280 000, y=361 900) boutonnière d‟Iguerda. ............................................. 42 Panorama de l‟assif Aguinane vers le Nord présentant les conglomérats sommitaux de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate et la « Série de Base » de la Formation d‟Adoudou. ............................... 43 Les formations adoudouniennes de la feuille Assaragh : vue d‟une succession classique (en bas) et cas particulier de la région de Tayfast à faciès bréchiques de la « série de base »en haut (NP3-ЄiAd1). Pour les figurés et la signification des couleurs, voir Figure 7. ...................................................................... 46 Série de base de la Formation d‟Adoudou dans le massif Inoummar au sud d‟Assaragh. Cette unité basale principalement composée de siltite rouge repose ici en concordance sur le complexe volcanosédimentaire du Groupe de Ouarzazate. Elle est progressivement surmontée par une série carbonatée à structures stromatolitiques. ......................................................................................................................... 47 Discordance de la série carbonatée de la Formation d‟Adoudou sur les séries volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate et sur le Paléoprotérozoïque (PI) structurés en une succession de demigraben au sud du village d‟Assaragh. ............................................................................................................ 47 La Formation d‟Adoudou : une épaisse série carbonatée dolomitique d‟origine algo-bactérienne organisée en bancs et interbancs décamétriques .......................................................................................... 48

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Photo 29 : Succession stratigraphique du Cambrien inférieur au sud-est de la feuille Assaragh (massif de Tazount) : série argilo-silteuse lie-de-vin de la Formation de Taliwine, carbonates stromatolitiques de la Formation d‟Igoudine et série mixte argilo-sliteuse et carbonatée de la Formation d‟Amouslek. ................... 49 Photo 30 : Grès à litage oblique de mégarides unidirectionnelles dans le membre inférieur de la Formation de Taliwine. Ces faciès représente la terminaison distale de la première séquence progradante du système fluvio-deltaïque des Grès de Tikirt. .................................................................................................. 50 Photo 31 : La Formation d‟Amouslek au sud-est du village de Bou Smoum, (massif de Tawrirt-n-Id Bou Idriy). Cette formation est découpée en deux membres lithologiques. Le membre inférieur est constitué d‟une série silto-carbonatée surmontée d‟une série à dominante carbonatée représentant une phase transgressive régionale. Le membre supérieur est formé d‟une série silto-carbonatée qui se termine par une succession de minces barres oolitiques transgressives (hors photo). .............................................. 52 Photo 32 : Fentes de dessiccation au sommet de bancs carbonatés de la Formation d‟Amouslek. Ces structures attestent l‟émersion temporaire et donc le caractère très peu profond de ce système de dépôt. ................... 52 Photo 33 : Barre de calcaire grainstone à oolitiques et oncholites à litage oblique de mégarides dans la partie supérieure transgressive de la Formation d‟Amouslek................................................................................... 53 Photo 34 : Membre terminal carbonaté oolitique de la Formation d‟Amouslek surmontée par la formation à dominance silto-pélitique d‟Issafène puis par la formation des grès de Tazlaft (angle sud-est de la feuille Assaragh). ........................................................................................................................................... 54 Photo 35 : Partie inférieure de la Formation de Tazalft : une association de faciès front delta distal en partie remanié par les tempêtes. Alternance de dépôts argilo-silteux à rides et de couches discontinues de grès à litage ondulé ou de mégarides unidirectionnelles................................................................................ 55 Photo 36 : Partie médiane de la Formation de Tazalft : une association de faciès front delta. Couches de grès lenticulaires à litage de mégarides unidirectionnelles recoupées par de multiples surfaces d‟érosion. Ces barres gréseuses sont séparées par des intervalles argilo-silteux transgressifs relativement tabulaires. ...................................................................................................................................................... 56 Photo 37 : ASAH425 : Foliation éburnéenne dans des micaschistes et migmatites de la partie nord-est de du village de Aninig (x=282 720, y= 362 550). .................................................................................................... 86 Photo 38 : ASAH458 : Micaschistes localement paragneissique à l‟est de Aninig (Tizoula) (x=280 780, y=362 070). .................................................................................................................................................... 86 Photo 39 : Minéraux de cordiérite moulés par la foliation dans un micaschiste attestant d‟un métamorphisme de contact synschisteux (ASAH350 ; x=288 780, y=358 070). ........................................................................... 86 Photo 40 : Prismes centimétriques d‟andalousite sécant sur la foliation observée dans un schiste cornifié (ASAH350 ; x=288 780, y=358 070) du secteur d‟Assaragh montrant une blastèse tardive sur la foliation........................................................................................................................................................... 87 Photo 41 : Granite mésocrate porphyroïde orthogneissifié avec des bandes de cisaillement oblique sur l‟orientation de la foliation. Région sud-est d‟Iguerda (x=285 280, y=360 070). ............................................. 88 Photo 42 : Vue panoramique du versant nord-est de la vallée d‟Aguinane près du village d‟Assaragh montrant le basculement de blocs PIII vers le sud-est, et coupe interprétative de cette vue panoramique. ..................... 90 Photo 43 : Plissement dysharmonique à vergence sud affectant la Formation d‟Adoudou à Bou Semmoum (x=287 000, y=340 700). ................................................................................................................................ 91 Photo 44 : Plis faillés (rampes) déversés vers le sud dans la Formation d‟Adoudou de Bou Semmoum (x=289 000, y=342 700). ................................................................................................................................ 91 Photo 45 : Plissement à vergence nord dans les couches adoudouniennes et leur substratum néoprotérozoïque dans le village d‟Assaragh. Le Néoprotérozoïque est déformé par un crochon de faille inverse liée à la grande faille d‟Assaragh (x=288 760, y=355 590). ......................................................................................... 92 Photo 46 : Pli fortement déversé vers le nord dans l‟Adoudounien de la zone de faille d‟Assaragh (x=290 000, y=360 400). .................................................................................................................................................... 92 Photo 47 : A) Faille normale NW-SE adoudounienne au village de Tayfast ; B) Miroir strié de faille normale dans le Néoprotérozoïque au voisinage de la faille (x=278 470, y=361 610). ........................................................ 93 Photo 48 : Faille normale décamétrique NE-SW dans la formation de Taliwine au nord-est de Bou Semmoum (x=289 600, y=342 800). ................................................................................................................................ 93 Photo 49 : La faille subverticale d‟Azaghar n‟Tayfast qui affaisse légèrement le compartiment adoudounien occidental (x=276 400, y=359 800). ............................................................................................................... 93 Photo 50 : Filon subéquatorial de dolérite recoupant la Formation de Taliwine (x=290 900, y=345 200). ...................... 94 Photo 51 : Petite carrière, abandonnée, pour l‟exploitation de feldspath et de muscovite dans un filon de pegmatite de la boutonnière d‟Iguerda (x=-7,6408, y=30,1847). .................................................................. 101 Photo 52 : Filon de quartz à oligiste recoupant les tufs PIII, exploité dans la partie amont d‟assif Talat n‟Tla (x=291 870, y=355 560). .............................................................................................................................. 102 Photo 53 : Aspect microscopique du minerai ferrifère exploité en amont d‟assif Talat n‟Tla ; oligiste (blanc-gris) en lamelles tordues. Lumière réfléchie, polarisée, non-analysée. Section Polie ASEA109. ............................. 102

Photo 54 : Placage de malachite tapissant les plans de la stratification des calcaires adoudouniens au nord de Tayfast (x=278 520, y=361 460). ................................................................................................................. 102 Photo 55 : Granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde, à deux micas (PPγP). ................................ 104 Photo 56 : Diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ). .......................................................................... 104 Photo 57 : Quartzites clairs du Groupe de Taghdout. ................................................................................................... 105 Photo 58 : Calcaires dolomitiques de la formation d‟Adoudou (NP3-ЄiAd2). ................................................................. 105 Photo 59 : Phonolite du complexe du Sirwa (n5-6φ)....................................................................................................... 105

LISTE DES TABLEAUX Tableau 1 : Tableau 2 : Tableau 3 : Tableau 4 : Tableau 5 : Tableau 6 : Tableau 7 : Melloul. Tableau 8 : Tableau 9 : Tableau 10 : Tableau 11 : Tableau 12 : Tableau 13 : Tableau 14 : Tableau 15 : Tableau 16 :

Subdivisions des terrains des boutonnières de l‟Anti-Atlas marocain. ........................................................ 14 Valeurs moyenne d‟éléments traces d‟un granite albitique et d‟épisyénites de la boutonnière d‟Iguerda. .. 26 Composition chimique caractéristique des deux groupes de dolérites. ....................................................... 69 Tableau des principaux événements tectono-magmatiques du domaine d‟Agadir Melloul. ........................ 84 Catégories des granulats selon la résistance aux chocs et à l'usure. ....................................................... 104 Points d‟échantillonnage - Localisation et nature lithologique ................................................................... 105 Résultats des essais géomécaniques effectués sur les matériaux rocheux de la région d‟Agadir 106 Stations pluviométriques ........................................................................................................................... 109 Précipitations moyennes mensuelles (mm) ............................................................................................... 109 Paramètres statistiques des précipitations annuelles................................................................................ 109 Températures moyennes mensuelles (°C). ............................................................................................... 110 Moyennes mensuelles des températures maximales (°C). ....................................................................... 110 Moyennes mensuelles des températures minimales (°C). ........................................................................ 110 Vitesse du vent moyenne mensuel (m/s). ................................................................................................. 110 Evaporation moyenne mensuelle (mm)..................................................................................................... 110 Débits moyens mensuels et débits annuels de quelques station hydrométriques. ................................... 110

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ABSTRACT

The territory covered by the Assaragh sheet to 1:50 000 belongs to the geographical field of the Moroccan central AntiAtlas, formed by a flattened mountain rangewhich represents the north-western edge of Western African Craton. More precisely, the map fits in a rectangle in which the sedimentary cover of uppermost Neoproterozoic and lower Paleozoic forms a plateau intersected by the Precambrian Iguerda inlier. The major part of Iguerda inlier is located in the septentrional half of the region. The uppermost Neoproterozoic- lower Paleozoic sedimentary cover outcrops in the southernmost part of the region. The Paleoproterozoic rocks are the oldest formations in the Iguerda inlier. They are affected by Eburnean orogenesis, and include (I) an ancient metasedimentary basement and (II) intrusions of various types of granitoid (intermediate to acid chemistry) which developed a more or less important contact metamorphism in the surrounding metasediments. Moreover, this Paleoproterozoic inlier hosted a whole network of basic to intermediaries veins of plutonic and subvolcanic rocks, with a polyphasic setting. The Paleoproterozoic plutonic rocks of the Assaragh topographic sheet to 1:50 000 are intermediate-acid and are divided into two magmatic suites (I) a fairly potassic calc-alkali suite of Azguemerzi type; and (II) an alumino-potassic suite of Tazenakht type. The strongly deformed Paleoproterozoic strata are capped by the following geological units: â&#x2014;? pyroclastic and volcanogenic deposits (Ouarzazate Group) are believed to be Upper Ediacaran (NP3s), and unconformably overlies the sedimentary beds of late Tonian and/or lower Cryogenian (NP1-2), and some Paleoproterozoic rocks (PP); â&#x2014;? a slightly deformed sedimentary cover of uppermost Neoproterozoic to lower Paleozoic time (lower Cambrian). In all sectors of mapping region, the Ouarzazate Group rests in clear angular unconformity on a paleo-relief formed by the Paleoproterozoic basement (PP). The deposits fill of broad furrows controlled by the synchronous development of strike-slip faulting with a transtensive or transpressive mode. This group consists of a sequence of volcanogenic and sedimentary deposits covered by pyroclastic deposits constituting two distinct sequences, being set up between 572 and 556 Ma. The syn-rifting deposits of the Ouarzazate Group overlap conformably the upper levels and are quickly transgressed by the sedimentary adoudounian cover, of late Neoproterozoic to Cambrian age (Taroudannt Group). The youngest Paleozoic sedimentary units exposed on the perimeter of the map are reported to lower Cambrian (Tata Group). On mining level, the region of Assaragh is characterized by quartz and pegmatitic veins assigned to the Eburnean phase, locally rich in muscovite, and mineral-bearing out of beryl and incidentally niobite, tapiolite and autunite. There are moreover, quartz-veins with oligist, and cupriferous mineralisations located in the basal part the Paleozoic sedimentary cover.

RÉSUMÉ

Le territoire couvert par la feuille Assaragh au 1/50 000 appartient au domaine géographique de l‟Anti-Atlas central 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 rectangle au sein duquel la couverture sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal à Paléozoïque inférieur forme un plateau entrecoupé par la boutonnière précambrienne d‟Iguerda. Dans la moitié septentrionale de la carte se trouve la majeure partie de la boutonnière d‟Iguerda. Dans la partie méridionale de la carte se trouve la couverture sédimentaire Néoprotérozoïque terminal à Paléozoïque inférieur. Dans la boutonnière d‟Iguerda affleurent des témoins des formations les plus anciennes, d‟âge paléoprotérozoïque. Ces formations paléoprotérozoïques, affectées par l‟orogenèse éburnéenne, comprennent (i) un socle ancien métasédimentaire et (ii) des intrusions de divers types de granitoïdes de chimisme intermédiaire à acide, qui ont développé un métamorphisme de contact plus ou moins important dans les métasédiments précédents. En outre ces entités boutonnières paléoprotérozoïques encaissent tout un réseau de filons de roches basiques à intermédiaires, plutoniques à subvolcaniques, dont la mise en place est polyphasée. Les roches plutoniques paléoprotérozoïques de la feuille Assaragh au 1/50 000 sont intermédiaires à acides et se répartissent en deux suites magmatiques : (i) une suite calco-alcaline moyennement potassique, de type Azguemerzi ; et (ii) une suite alumino-potassique, de type Tazenakht. Les terrains paléoprotérozoïques, fortement structurés, sont coiffés par les entités géologiques suivantes : ● des dépôts volcaniques pyroclastiques et volcano-sédimentaires (Groupe de Ouarzazate) attribués à l‟Édiacarien supérieur (NP3s), et reposant en discordance les terrains sédimentaires du Tonien supérieur et/ou du Cryogénien inférieur (NP1-2), et des roches du Paléoprotérozoïque (PP) ; ● une couverture sédimentaire d‟âge néoprotérozoïque terminal à paléozoïque inférieur (Cambrien inférieur), légèrement déformée. Dans tous les secteurs de la carte, le Groupe de Ouarzazate repose en discordance angulaire nette sur un paléorelief constitué par le socle paléoprotérozoïque (PP). Les dépôts remplissent de larges sillons contrôlés par le développement synchrone de failles décrochantes avec un régime transtensif ou transpressif. Ce groupe est constituée d‟une séquence de dépôts volcano-sédimentaires recouverts par des dépôts pyroclastiques constituant deux séquences distinctes, se mettant en place entre 572 et 556 Ma. Les dépôts synrifts du Groupe de Ouarzazate, concordants avec les termes supérieurs, sont rapidement transgressés par les sédiments de la couverture adoudounienne, d‟âge néoprotérozoïque terminal à cambrien (Groupe de Taroudannt). Les unités sédimentaires paléozoïques les plus jeunes affleurant sur le périmètre de la carte sont rapportées au Cambrien inférieur (Groupe de Tata). Sur le plan minier, la carte d‟Assaragh se caractérise par des filons de quartz attribués à la phase éburnéenne, des filons de pegmatites éburnéennes, localement riches en muscovite, localement minéralisées en béryl et accessoirement en niobite, tapiolite et autunite, des filons de quartz à oligiste, et des minéralisations cuprifères situées dans la partie basale la couverture sédimentaire paléozoïque.

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Figure 1 : Cadre géologique des boutonnières d‟Agadir Melloul et d‟Iguerda.

INTRODUCTION

1 - INTRODUCTION 1.1 - SITUATION GÉOGRAPHIQUE Situé dans l‟Anti-Atlas central, le territoire de la feuille Assaragh s‟inscrit dans un périmètre localisé à l‟est de la boutonnière protérozoïque d‟Agadir Melloul, il englobe la seconde boutonnière la plus importante de la région, celle d‟Iguerda. Les coordonnées de la feuille sont comprises entre les latitudes 30°N et 30°15‟N et les longitudes 7°30‟W et 7°45‟W. D‟un point de vue administratif, il appartient à la région Souss-Massa et se situe à cheval sur les provinces de Taroudannt au nord et celle de Tata au sud. Morphologiquement, la région couverte par la feuille Assaragh (Figure 1) présente une topographie montagneuse contrastée entre deux domaines : le domaine nord occidental, encaissé et accidenté, à terrains granitiques et micaschisteux de la boutonnière d‟Iguerda, et le domaine sud oriental à terrains sédimentaires de la couverture cambrienne, et dont les reliefs sont vallonnés et moins accentués. Un large plateau armé par les calcaires adoudouniens sépare ces deux grands domaines, des basculements faillés et de vastes plis aigus viennent souvent perturber la monotonie de ce causse. Les points culminants de cette feuille se trouvent dans la partie nord occidentale, sur la couverture carbonatée adoudounienne entourant l‟extrémité nord de la boutonnière d‟Iguerda. Ce sont les pointements du jbel Wiyyougan (2096 m), d‟Adrar Sidi Ba‟Issa (2087 m) et d‟Azaghar-n-Tayfast (2067 m). Le pourtour de la boutonnière se traduit par des structures topographiques diverses, soit des falaises abruptes linéaires comme au sud à Jbel Amsguine (1608 m) ou des plis à flancs redressés comme entre Assaragh et Azougza. Tandis que la multitude des filons magmatiques au sein de la boutonnière vient introduire des alignements topographiques marqués par leurs teintes contrastées selon la nature du matériel magmatique intrusif. Le coin sud oriental montre des altitudes modérées comprises entre 1000 et 1200 m en moyenne. Le paysage est ici dominé par des structures synclinales plurikilométriques (Agni Zagzawn et Tagourgrant, par exemple) dont les cœurs sont occupés soit par des calcaires de la Formation d‟Igoudine, soit par les grès terminaux de la Formation d‟Asrir. Au nord ouest de ces structures, les reliefs sont plus accentués car armés par les calcaires dolomitiques adoudouniens atteignant des altitudes situées entre 1400 et 1800 m (1861 m à Adrar Tinifgagane et 1476 m à Akhjaj plus à l‟ouest). La feuille Assaragh est plus facilement accessible par sa bordure sud, où passe la route goudronnée 6837 qui relie la nationale N10 reliant Taroudant et Ouarzazate au nord, et la nationale N12 entre Foum Zguid et Tata au sud. Partant de cette route, on peut emprunter deux pistes principales subméridiennes, l‟une partant du point 930 au nord de Talat-n-Tafounast et passant par Dougadir-n-Aït Mançour, et l‟autre partant du point 895 à

Bou Smoum se dirigeant dans une direction nord-est et passant par Tizi-n-Achally. Pour rejoindre Assaragh, il est néanmoins plus aisé de passer par le nord, en empruntant la piste provenant de la route goudronnée reliant la N10 et Agadir Melloul, laquelle plonge dans la boutonnière à Tizi-n-Igwine (feuille Ighriy) et passe par Timdghart. 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. Il 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. La période pluvieuse s‟étend de septembre à décembre. Les pluies sont de nature orageuse et peuvent atteindre une hauteur journalière de 50 mm. L‟évapotranspiration est de l‟ordre de 2.8 m/an. Les vents chauds et secs (chergui) soufflent fréquemment en été, mais peuvent se manifester également à tout moment de l‟année. Les vents dominants sont de direction ouest à nord-nord-ouest avec des vitesses pouvant atteindre 52 m/s. Le réseau hydrographique est formé par des oueds asséchés la plus grande partie de l‟année et sont l‟objet d‟écoulements torrentiels lors des orages. Le sens d‟écoulement des principaux cours d‟eau est généralement subméridien, du nord-ouest vers le sudest, alimentant le bassin versant du Bas Draa. Les alignements morphologiques guident de nombreux affluents vers la partie sud orientale de la feuille, où les aires de dépôts alluvionnaires s‟élargissent. On peut suivre à partir du nord de la feuille, dans le secteur de Tayfast, l‟assif Amtazguine qui vient confluer avec assifn-Waninig à hauteur du douar Tizguiy, en creusant de profondes gorges dans les calcaires adoudouniens ; ce dernier formera ensuite l‟assif-n-Aït Mançour en confluant avec assif-n-Ikis et assif-n-Igliy. Cet ensemble viendra grossir asif-n-Tazaggart puis assif-n-Tfrkhast dont les cours s‟élargisse en déposant de larges dépôts alluviaux riches en galets et blocs rocheux. Deux autres axes hydrographiques orientés également NW-SE empruntent deux cluses parallèles creusées dans la formation carbonatée d‟Adoudou, et faisant apparaître les schistes épimétamorphiques du Paléoprotérozoïque recouverts par les brèches et conglomérats de l‟Édiacarien supérieur. Au nord, c‟est assif Aguinane qui passe par Assaragh où s‟étale une verdoyante oasis irriguée par de nombreux puits et sources. Parallèlement et à deux ou trois kilomètres plus au sud, l‟assif Tinoussam entaille de la même façon les épais calcaires adoudouniens pour aller former de larges terrasses fluviatiles au pied de l‟adrar Adakhs.

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La population est formée de peuplements berbères sédentarisés dans plusieurs agglomérations établies le long des principaux axes hydrographiques que nous venons de décrire, profitant des oasis que viennent alimenter les eaux emmagasinées dans les karsts calcaires de la Formation d‟Adoudou. La principale est celle d‟Assaragh où plusieurs maisons d‟hôtes accueillant les touristes locaux et étrangers se sont développées ces dernières années. L‟attrait de la région étant dû surtout à la beauté des sites géologiques de cette région où d‟imposantes gorges et falaises dominent les méandres des d‟oueds souvent secs. En dehors des activités liés au tourisme, d‟autres occupations de la population résident dans l‟élevage des caprins et ovins ainsi que dans des cultures entretenues (safran) dans d‟étroites terrasses alluviales aménagées le long des oueds. La localité d‟Agadir Melloul constitue la principale agglomération et centre administratif de proximité. Devant l‟austérité du milieu, la région a connue une migration importante, surtout masculine, vers les villes du nord du Maroc ou vers l‟Europe. Les quelques sites d‟exploitation artisanale d‟oligiste, la construction en pierres et le petit commerce représentent les autres rares sources d‟emploi pour la population locale.

1.3 - CONDITIONS D’ÉTABLISSEMENT DE LA CARTE Les levés de terrain ont été réalisés en avril-mai 2010 par une équipe pluridisciplinaire comprenant : ● pour la couverture sédimentaire paléozoïque : H. Ouanaimi (UCA-ENS, Marrakech), B. Simon et Ph. Razin (Université de Bordeaux) ; ● pour les formations sédimentaires du Tonien et/ou du Cryogénien et les intrusions basiques spatialement associées : T. Baudin (BRGM) et F. Smektala (Université de Dijon) ; ● pour les formations volcano-sédimentaires de l‟Édiacarien : O. Blein (BRGM) et M. Bouabdelli (Géode) ; ● pour les formations paléoprotérozoïques et les intrusions basiques spatialement associées : Ph. Chèvremont (BRGM), A. Hafid (UCA-FST, Marrakech), H. Admou, A. Soulaimani (UCA-FSS, Marrakech) et M. El Janati (Université de Marrakech) ● pour les gîtes et indices miniers : E. H. Abia (Université d‟Agadir) et Ph. Chèvremont (BRGM). Les coordonnateurs de la réalisation de la maquette de la carte sont H. Ouanaimi pour la couverture sédimentaire et A. Soulaimani pour les boutonnières précambriennes et les gîtes et indices minéraux. Le coordonnateur de la rédaction de la notice est A. Hafid. R. Beni Akhy, du bureau OBE, a en outre pris en charge la compilation des données hydrogéologiques, leur synthèse et la rédaction du chapitre hydrogéologie. Les analyses et études de laboratoire ont été réalisées par les spécialistes suivants :

● Séparation et tri des minéraux pour géochronologie, typologie des zircons : D. Bruyère (BRGM). ● Géochronologie (datations radiométriques) : A. Cocherie (BRGM) par la méthode U-Pb sur zircons à la SHRIMP de Canberra (Australie). ● Pétrographie et géochimie des roches métamorphiques ou magmatiques : Ph. Chèvremont et O. Blein (BRGM), A. Hafid, H. Admou (Université de Marrakech). ● Étude métallographique d‟échantillons minéralisés : E. H. Abia (Université d‟Agadir) et C. Lerouge (BRGM). ● Analyses isotopiques du soufre : C. Flehoc (BRGM), interprétation par C. Lerouge. Dans le cadre du projet Agadir Melloul, le Service d'Analyse des Roches et des Minéraux (SARM, Nancy, France) du CNRS a réalisé 84 analyses chimiques de roches en dosant 54 éléments par les méthodes suivantes : fusion de l‟échantillon avec LiBO2 et dissolution par HNO3, analyses par ICP-AES pour les éléments majeurs et ICPMS pour les éléments en traces. Parmi ces 84 analyses 15 concernent la feuille Assaragh. Le laboratoire ALS-Chemex Europe de Séville (Espagne) a réalisé 11 analyses d‟échantillons minéralisés. 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.

1.2 - PRÉSENTATION DE LA CARTE DANS SON CADRE GÉOLOGIQUE La carte au 1/50 000 d‟Assaragh se situe dans le domaine sud-occidental de l‟Anti-Atlas, correspond à la bordure nord du Craton Ouest Africain, appelé domaine éburnéen, considéré comme la partie "stable" de l'AntiAtlas, contrairement à sa partie nord-orientale appelée zone mobile lors de l'orogenèse panafricaine (Caby et Leblanc, 1973 ; Leblanc et Lancelot, 1980). Ce domaine sud-occidental de l‟Anti-Atlas est constitué d'un ensemble de fenêtres ou boutonnières contenant des terrains d'âge paléoprotérozoïque et néoprotérozoïque enveloppées par une couverture essentiellement carbonatée modérément déformée (Adoudounien), attribuée à l'Infracambrien. La région couverte par la feuille, comporte dans sa partie N-W plus des 2/3 de la boutonnière protérozoïque d‟Iguerda. Le reste est occupé essentiellement par la couverture sédimentaire de l‟Adoudounien.

INTRODUCTION

La boutonnière protérozoïque d'Iguerda est constituée par : ● un substratum éburnéen, formé essentiellement de micaschistes et de migmatites, structuré au cours de l'orogenèse éburnéenne et intrudé par des granitoïdes variés : diorite quartzique, granites mésocrates à subleucocrate porphyroïde à deux micas ; leucocrates à deux micas ou à muscovite seule et des aplopegmatites. Cet ensemble cristallophyllien est recoupé par un réseau complexe de filons doléritiques à gabbroïques, qui affleurent sous forme de dykes subverticaux, atteignant parfois plusieurs kilomètres de longueur ; ● une couverture volcano-détritique non métamorphique attribuée au Tonien et/ou au 3 Cryogénien (PII ) puis à l‟Ediacarien (PIII, Groupe de Ouarzazate), qui n'apparaît que localement. La boutonnière est bordée de tous les cotés par les terrains paléozoïques qui couvrent environ 63% de la superficie de la carte. C‟est une épaisse couverture sédimentaire globalement concordante sur le Groupe de Ouarzazate, formée par des empilements grésocarbonatés adoudouniens (Groupe de Taroudannt) puis grésosilteux cambriens (Groupe de Tata). Cres derniers forment vers le sud de la carte la terminaison septentrionale du large synclinal d‟Imi n‟Tatelt à cœur formé de schistes des Feija internes du Cambrien moyen. Les séries mésozoïques et cénozoïques sont absentes sur la carte. Le quaternaire est représentés par divers dépôts alluviaux, ainsi que par des encroûtements carbonatés et des travertins localisés.

1.4 - TRAVAUX ANTÉRIEURS ème

Dès la fin du XIX siècle, le domaine de l‟Anti-Atlas central a été mentionné lors des explorations consacrées au sud marocain, notamment par Charles de Foucauld lors de sa célèbre expédition en 1883-1884. ème Au début du XX siècle, la région d‟Agadir Melloul a fait l‟objet d‟une première traversée, en 1904-1905, par le marquis R. de Segonzac qui, en allant vers Tazenakht, traverse le massif d‟Iguerda par Tayfast, Lamdint et l‟assif Aguinane. Son ouvrage « Au cœur de l‟Atlas », paru en 1920, est riche en descriptions géographiques et sociologiques mais reste pauvre en indications géologiques. À l‟époque, malgré les périls encourus lors des expéditions, les fondements de la géologie de l‟AntiAtlas commençaient déjà à être établis, en l‟occurrence

par L. Gentil, premier fondateur des bases de la Géologie du Maroc. Sur sa carte géologique du Maroc au 1/500 000 sont déjà représentés les phonolites récentes de Sirwa ainsi que les terrains précambriens par quelques taches granitiques dans les massifs du Sirwa et de Tazeroualt-Tagragra. Les terrains paléozoïques restent cependant encore mal explorés et ne sont représentés, au sud du Souss, que par un domaine axial dévonien entouré d‟une ceinture crétacée. Avec les travaux de L. Neltner durant les années 1920 commence l‟ère des explorations méthodiques de la géologie de l‟Anti-Atlas. Ils ont permis notamment la découverte, en 1929, des Archœcyathidés à Tiout et l‟attribution de toute la série calcaire de l‟Anti-Atlas au Cambrien. De même, la discordance entre les calcaires cambriens et le Précambrien sous-jacent est déjà annoncée. En 1931, L. Neltner découvre la double discordance du Tizi n'Taghatine (col des Chèvres, 1886 m) sur la route de Tazenakht à Taroudant. Ce site constitue la première démonstration de l'existence de terrains précambriens au Maroc. L. Neltner y décrit des calcaires géorgiens à Archœcyathidés reposant sur les quartzites qu'il attribuait à l‟«Algonkien», ce même Algonkien étant en discordance sur le socle arasé, attribué à l‟Archéen. Plus au sud, L. Neltner a aussi traversé la région d‟Agadir Melloul qu‟il appela « région d‟Iguiguil » ainsi que celle d‟Izazen-Azaghar plus au sudouest. C‟est en 1933 que le schéma définitif de la coupe classique de l‟Anti-Atlas allant du Précambrien au Carbonifère est dressé par L. Neltner en compagnie de Bondon et Clariond suite à leur traversée du massif du Saghro. L‟ensemble de ces travaux ont fait l‟objet d‟un mémoire (Neltner, 1938) accompagné d‟une carte géologique du Maroc au 1/500 000. Sur celle-ci, on peut noter que la reconnaissance des terrains précambriens de l‟Anti-Atlas, bien que nettement améliorée par rapport à celle de L. Gentil, reste incomplète puisque la boutonnière d‟Iguerda n‟est représentée que par des calcaires cambriens. En 1936, l‟ère de levers détaillés dans l‟Anti-Atlas débute par le lancement par le Service des Mines de la « Mission de la recherche de l‟or dans l‟Anti-Atlas ». C‟est dans ce cadre que P. Rampont et D. Matveieff (1937) découvrent le Précambrien de la boutonnière d‟Iguerda, étudient les alluvions des assifs Aguinane et n'Aït Mansour et y découvrent, dans des fonds de batée, une seule paillette d‟or et deux grains de scheelite, minéraux dont la source est encore indéterminée de nos jours.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

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

INTRODUCTION

Lors de cette même campagne l‟étude du massif de Kerdous fut confiée à G. Choubert (1938). Ce dernier marquera par la suite la géologie de l‟Anti-Atlas par ses très nombreux travaux. En effet, dès la fin de la seconde guerre mondiale, et suite à l‟application de la restitution photo-géologique, les connaissances géologiques de l‟Anti-Atlas ont connu un essor important avec la publication de plusieurs cartes géologiques, comme la carte au 1/1 000 000 de l‟ensemble de l‟Anti-Atlas (Choubert, 1948) et surtout les cartes géologiques au 1/500 000 de Marrakech et Ouarzazate présentées lors du Congrès international d‟Alger (1952). Dans tous ces documents, les terrains précambriens étaient bien définis et subdivisés en trois ensembles (Tableau 1) : ● un ensemble inférieur schisto-granitique « PI » ; ● un ensemble intermédiaire quartzitique « PII » ; ● un ensemble supérieur volcano-détritique « PIII » (Choubert, 1952, 1959, 1963). Ce schéma est momentanément complété par un « P0 » censé représenter l‟Archéen, mais jamais formellement identifié à l‟affleurement dans l‟Anti-Atlas. En 1949-51, la compagnie PÉCHINEY réalisa, dans la boutonnière d‟Iguerda, une prospection alluvionnaire pour niobite, qui amena la découverte d‟une paillette d‟or dans un affluent de l‟assif Aguinane au nord d‟Iguerda, et une prospection des pegmatites à béryl. Après une reconnaissance rapide à la fin de 1949, PÉCHINEY trouva le premier béryl à Iguerda en janvier 1950 puis découvrit une centaine d‟affleurements de pegmatites à béryl avant l‟arrêt des recherches à la fin de 1951. Puis J. Agard (1952) découvre la diorite orbiculaire de Tayfast (Taïfst) et J. Agard et al. (1952) décrivent des filons de quartz à oligiste dans les boutonnières d‟Iguerda et d‟Agadir Melloul. F. Permingeat (1953) découvre de la tapiolite et de la niobite dans les boutonnières de Tazenakht et d‟Iguerda. Enfin, J. Agard (1954) publie une étude sur la géologie et les minéralisations de la boutonnière précambrienne d‟Iguerda, étude incluant une carte géologique au 1/100 000. Par ailleurs, ce secteur a été ciblé dans le cadre de la Campagne de prospection de l‟Uranium effectuée dans l‟Anti-Atlas entre 1947 et 1981. Les principaux résultats de ces travaux sont repris par J. Agard et al. (1980). En raison de l‟importance notable des minéralisations uranifères aussi bien dans le socle précambrien que sa couverture volcano-détritique, la Direction de la Géologie a lancé, en 1985, un vaste programme de recherche durant lequel les prospections radiométriques et géologiques ont permis entre autres d‟établir une cartographie au 1/1000 de la partie nord-est de la boutonnière d‟Iguerda dans le but de localiser les épisyénites albitiques uranifères. Les résultats de cette recherche sont donnés dans les rapports SEGM n°1173 (Renard et al. 1990), n°1177 (Idir et al., 1992) et n°1196 (Idir et Renard, 1994), ainsi que dans une publication (Idir et al., 2001).

La boutonnière d‟Iguerda a également fait l‟objet d‟une étude géologique par E. Bilal et C. Derré (1989), aboutissant à une synthèse concernant ses granitoïdes et leur chronologie de mise en place par rapport aux différentes phases de déformation. En revanche, la boutonnière paléoprotérozoïque d‟Azaghar−Izazen, qui couvre une zone à cheval sur les cartes au 1/50 000 d‟Agadir Melloul (angle nord-ouest) et de Tabadrist (angle sud-ouest), n‟a fait l‟objet de travaux géologiques qu‟à partir des années 1970. Les travaux de J.C. Horrenberger et M. Salem (1974), comportent une étude cartographique et structurale, avec une ainsi qu‟une étude du soubassement gneissique. Leurs données ont été intégrées dans la maquette de la carte géologique d‟Agadir Melloul au 1/100 000, achevée en 1987, après avoir été complétée par une photo-interprétation réalisée par A. Faure-Muret, mais la carte n‟a été publiée qu‟en 1992 dans les Notes et Mémoires n°359 (Faure-Muret et al., 1992). Cette carte couvre intégralement les 4 feuilles au 1/50 000 du présent projet Agadir Melloul et elles seules. De récentes études académiques, réalisées par des équipes universitaires marocaines, ont été consacrées à des problématiques plus spécifiques, notamment à l'étude pétrologique et géochimique des filons basiques qui recoupent le socle des différentes boutonnières ainsi que sa couverture quartzitique (Hafid 1999 ; Hafid et al., 1999 ; El Aouli et al., 2001, 2004). Les boutonnières d‟Iguerda et d‟Agadir Melloul ont été aussi abordées dans le cadre de monographies sur un thème structural (Oudra, 2007), pétrographique (Mortaji, 2007) ainsi que pour l‟analyse sédimentologique consacrée aux quartzites du Groupe de Taghdout (Bouougri, 1992). À partir des années 1990, la géologie de l‟Anti-Atlas a connu un nouvel essor suite à au lancement du Plan National de Cartographie Géologique (PNCG) par le Ministère de l‟Énergie et des Mines. Ces études ont été entreprises en s‟appuyant sur de nouvelles données géochronologiques (notamment par la méthode U-Pb sur zircons) des différentes entités magmatiques du socle précambrien. Elles ont concerné les boutonnières du Bas Draa (Hawkins, 2001a, 2001b), du Kerdous (Barnes et al., 2001a-b ; Smith et al., 2001 ; Waters et al., 2001 ; Roger et al., 2005 ; Baudin et al., 2005), de la Tagragra d‟Akka (Roger et al., 2001 ; Hassenforder et al., 2001), de la Tagragra de Tata (Yazidi et al., 2002 ; Benziane et al., 2002), du Sirwa (Chevalier et al. 2001 ; de Beer et al., 2001 ; de Kock et al., 2001 ; Gresse et al., 2001 ; Thomas et al., 2001a, 2001b, 2001c), du Saghro (El Boukhari et al., 2007a-b ; Massironi, 2007 ; Schiavo et al., 2007 ; Dal Piaz et al., 2007 ; Walsh et al., 2008 ; Harisson et al., 2008 ; Benziane et al., 2008a-b ) et de Bou Azer (Chèvremont et al., 2013 ; Blein et al., 2013 ; Admou et al, 2013 ; Soulaimani et al., 2013). Seule une partie de ces travaux cartographiques a fait l‟objet de publications scientifiques (Thomas et al.,

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2001 ; Walsh et al., 2002 ; Gasquet et al., 2004). Pour l‟essentiel, les résultats de ces travaux confirment, avec d‟autres plus récents (Barbey et al., 2004 ; Gasquet et al., 2005 ; Inglis et al., 2004, 2005 ; D‟Lemos et al., 2006), le découpage anciennement établi dans les terrains précambriens par les datations Rb/Sr et K/Ar (Choubert et al., 1973 ; Charlot, 1976 ; Clauer, 1974 ; Mrini, 1993). Ainsi, deux périodes magmatiques majeures se distinguent dans le Précambrien de l‟AntiAtlas : ● une premières période, paléoprotérozoïque (PI), aux alentours de 2 Ga, attribuée au cycle éburnéen ; ● une seconde période, néoprotérozoïque (PII et PIII), au cours du cycle panafricain. Le cycle panafricain débute par des manifestations entre 700 et 800 Ma, liées à la concomitance entre la dislocation de la plateforme cratonique, la formation de planchers océaniques et l‟édification d‟arcs insulaires. Le second épisode, bien calé par des plutons datés à 650 Ma, est celui de la collision panafricaine. Enfin, le troisième et dernier épisode, entre 600 et 540 Ma, correspond aux manifestations magmatiques postorogéniques de l‟Édiacarien supérieur ou Groupe de Ouarzazate (PIII). Bien que ces travaux adoptent tous les classifications en Supergroupe, Groupe et Formation d‟après la nomenclature recommandée par la Commission internationale de Stratigraphie, ces études restent pour l‟instant spécifiques à chacune des boutonnières, et il y a peu de modèles lithostratigraphiques synthétiques à l‟échelle de l‟Anti-Atlas (Thomas et al., 2004 ; Gasquet et al., 2005). La couverture paléozoïque a également fait l‟objet de nombreux travaux. Le passage Précambrien-Cambrien a fait l‟objet de nombreux débats. En effet, les premières faunes cambriennes ne sont développées que vers le sommet de la première méga-séquence, carbonatée, de la 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, le contact entre le Groupe de Ouarzazate (PIII) et la couverture sédimentaire est globalement décrit comme une faible discordance, localement angulaire comme dans le Kerdous (Hassenforder, 1987), ou de ravinement dans le Jbel Saghro (Benziane et al., 1983), ou même comme un passage progressif dans l‟Anti-Atlas occidental (Piqué et al., 1999 ; Soulaimani et al., 2003). De nombreux travaux stratigraphiques ont été menés dans les séries de couverture, favorisés par l‟excellente qualité des affleurements et aiguillonnés pour la plupart d‟entre eux par la problématique de la limite Précambrien-Cambrien (voir revue historique in Destombes et al., 1985). La succession lithostratigraphique et l‟organisation des dépôts ont été

reconnues très tôt (Neltner, 1929 ; Choubert, 1942, 1952, 1959) et sont généralement bien acceptées. Seules les corrélations stratigraphiques des unités inférieures, à l‟exemple de l‟Adoudounien (Choubert, 1952), 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). La coupe maintenant célèbre de Tiout, au sud-est de Taroudannt, permet, sur des arguments faunistiques (Geyer, 1977 ; Sdzuy and Geyer, 1988), confortés par les données isotopiques du carbone (Latham and Riding, 1990 ; Magaritz et al., 1991 ; Maloof et al., 2005) de situer de façon consensuelle la limite Édiacarien-Cambrien (542 Ma) à l‟intérieur de la Série lie-de-vin ou Formation de Taliwine. En conséquence, le début de la séquence transgressive adoudounienne (Série des Calcaires inférieurs) est attribué au Protérozoïque terminal. Cela est compatible avec les datations radiométriques suivantes, concernant des manifestations volcaniques de la région de Bou Azer : 541  6 Ma pour une coulée basaltique disloquée intercalée dans les Calcaires inférieurs (Chèvremont et al., 2013), 534  10 Ma pour le cœur syénitique du volcan de Jbel Boho (Ducrot and Lancelot, 1977), 531  5 Ma pour le sill de trachyte d‟Aghbar (Gasquet et al., 2005). La déformation hercynienne au Carbonifère terminal constitue l‟ultime événement tectonique important qui a structuré la chaîne de l‟Anti-Atlas. Durant cette phase, les blocs de socles ont été réactivés d‟une façon rigide (Soulaimani et al., 1997 ; Burkhard et al., 2006) alors que la couverture paléozoïque sus-jacente a été plissée, principalement dans sa partie occidentale (Hassenforder, 1987 ; Caritg et al., 2004 ; Helg et al., 2004 ; Soulaimani et Burkhard, 2008). Bien que cet événement tectonique soit souvent sous-estimé dans l‟évolution du socle précambrien, plusieurs travaux soulignent son importance, notamment en ce qui concerne la remobilisation ou même la genèse de plusieurs minéralisations dans l‟Anti-Atlas, comme cela est en particulier le cas pour la célèbre minéralisation cobaltifère du district de Bou Azer (Leblanc, 1972 ; Oberthür et al., 2007 ; Chèvremont et al., 2013). L‟étude de l‟histoire post-hercynienne de l‟Anti-Atlas est une thématique relativement récente en raison de l‟absence de dépôts méso-cénozoïques. Lors de l‟extension triasique à liasique en relation avec l‟ouverture de l‟Atlantique central (Robert-Charrue et Burkhard, 2008), l‟Anti-Atlas était en position surélevée le long de la bordure méridionale du rift atlasique. Les témoins de cette distension sont des filons basiques comme ceux de Foum Zguid (Leblanc, 1973 ; Admou et al., 2013) et d‟Igherm (Touil et al., 2008). Des modélisations effectuées à partir des traces de fission d‟apatite (Oukassou et al., 2009 ; Sebti et al., 2009) permettent de tracer les différents épisodes d‟exhumation et d‟enfouissement de l‟Anti-Atlas au cours des temps méso- et cénozoïques.

INTRODUCTION

1.5 – HISTORIQUE DE LA PROSPECTION ET DE L’EXPLOITATION MINIERE Hormis quelques indices anciens connus, représentés sur la carte géologique d‟Agadir Melloul au 1/100 000 (1992), de Cuivre et de Fer (Oligiste), il n‟existe pas d‟importants centres d‟exploitation minière dans la région. Pourtant, dès le début du siècle, la boutonnière d‟Iguerda (feuille Assaragh à l‟est d‟Agadir Melloul) connut une fièvre de l‟or. En effet, en 1936, l‟ère de levers détaillés dans l‟Anti-Atlas débute par le lancement par le Service des Mines de la « Mission de la recherche de l‟or dans l‟Anti-Atlas ». C‟est dans ce cadre que P. Rampont et D. Matveieff (1937) découvrent le Précambrien de la boutonnière d‟Iguerda, étudient les alluvions des assif Aguinane et d'Aït Mansour et y découvrent, dans des fonds de batée, une seule paillette d‟or et deux grains de scheelite, minéraux dont la source est encore indéterminée de nos jours. En 1949-51, la compagnie PÉCHINEY réalisa, dans la boutonnière d‟Iguerda, une prospection alluvionnaire pour niobite, qui amena la découverte d‟une paillette d‟or dans un affluent de l‟assif n‟Aguinane au nord d‟Iguerda, et une prospection des pegmatites à béryl. Après une reconnaissance rapide à la fin de 1949, PÉCHINEY trouva le premier béryl à Iguerda en janvier 1950 puis découvrit une centaine d‟affleurements de pegmatites à béryl avant l‟arrêt des recherches à la fin de 1951. Puis J Agard (1952) découvre la diorite orbiculaire de Tayfast (Taïfst) et J. Agard et al. (1952) décrivent des filons de quartz à oligiste dans les boutonnières d‟Iguerda et d‟Agadir Melloul. F. Permingeat (1953) découvre de la tapiolite et de la niobite dans les boutonnières de Tazenakht et d‟Iguerda. Enfin, J. Agard (1954) publie une étude sur la géologie et les minéralisations de la boutonnière précambrienne d‟Iguerda, étude incluant une carte géologique au 1/100 000. Par ailleurs, ce secteur a été ciblé dans le cadre de la campagne de prospection de l‟Uranium effectuée dans l‟Anti-Atlas entre 1947 et 1981. Les principaux résultats de ces travaux sont repris par J. Agard et al. (1980). En raison de l‟importance notable des minéralisations uranifères aussi bien dans le socle précambrien que sa couverture volcano-détritique, la Direction de la Géologie a lancé, en 1985, un vaste programme de recherche durant lequel les prospections radiométriques et géologiques ont permis entre autres d‟établir une cartographie au 1/1 000 de la partie NE de la boutonnière d‟Iguerda dans le but de localiser les épisyénites albitiques uranifères. Les résultats de cette recherche sont donnés dans les rapports SEGM n°1173 (Renard et al. 1990), n°1177 (Idir et al., 1992) et n°1196 (Idir et Renard, 1994), ainsi que dans une publication (Idir et al., 2001). Au cours des levés cartographiques de ce projet, plusieurs sites font encore l‟objet d‟exploitation d‟oligiste,

principalement le long de la bordure ouest de la boutonnière d‟Iguerda.

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2 - DESCRIPTION DES TERRAINS 2.1 - UNITÉS LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET MAGMATIQUES 2.1.1 - Paléoprotérozoïque moyen (PP) Sur le territoire de la feuille Assaragh au 1/50 000, des terrains paléoprotérozoïques affleurent dans la partie nord, principalement au sein de la grande boutonnière d‟Iguerda, les deux grandes vallées des assif Aguinane et Tinoussam et dans quatre autres petites boutonnières : trois dans l‟angle nord-ouest de la carte (Imi-n‟Ifriy, Ilsrgar et une autre petite boutonnière au sud de cette dernière) et une dans la partie sud-est, au niveau de l‟assif Igly, au nord du douar d‟Imidar. Ces terrains paléoprotérozoïques sont constitués par un socle métasédimentaire intrudé par des massifs et des filons de roches plutoniques éburnéennes variées, le tout étant recoupé par des filons de quartz tardiéburnéens.

2.1.1.1 - Groupe de Zenaga-Iguerda Le Groupe de Zenaga-Iguerda correspond aux terrains les plus anciens reconnus à l‟affleurement dans l‟AntiAtlas puisqu‟il constitue l‟encaissant des intrusions plutoniques éburnéennes. L‟âge du protolite sédimentaire est encore mal connu actuellement mais est vraisemblablement de l‟ordre de 2,07 à 2,2 Ga, comme cela est discuté plus loin dans le chapitre « Conditions de formation des entités géologiques ». Au cours de l‟orogenèse éburnéenne, ce protolite a subi un métamorphisme régional d‟intensité variable, auquel se superpose localement un métamorphisme de contact, induit par des intrusions de roches plutoniques. Dans le cas de la vaste boutonnière précambrienne d‟Iguerda, l‟intensité du métamorphisme régional varie considérablement. On y observe en effet un socle grésopélitique qui évolue vers l‟ouest de la boutonnière à des faciès micaschisteux, puis migmatiques, notamment dans la dépression de l‟assif Waninig. On décrit ainsi les trois ensembles suivants :  Un faciès épi-métamorphique dans lequel la stratification est bien conservée. Il s‟agit d‟une formation gréso-pélitique formée par un ensemble détritique où les proportions relatives des pôles gréseux et pélitique sont variables d‟un endroit à l‟autre. Il est bien représenté à l‟est et au sud du douar d‟Assaragh, dans les vallées des assif Aguinane et Tinoussam ;  Un faciès formé essentiellement d‟une alternance de micaschistes et de paragneiss à intercalations de quartzites, formant environ 60% des affleurements du socle métamorphique de la feuille Assaragh ;  un faciès franchement migmatitique, bien développé sur le pourtour des massifs granitiques, et qui occupe largement la dépression de l‟Assif d‟Aninig.

PPMsGn : Micaschistes, métagrès, paragneiss fins localement anatectiques (métatexites) Parmi les différentes entités cartographiques de roches métamorphiques, cet assemblage hétérogène constitue la formation globalement prédominante sur l‟ensemble des boutonnières concernées par le projet Agadir Melloul. Micaschistes, métagrès et paragneiss fins alternent en bancs, de puissance variable selon les endroits (Photo 1). Cette alternance reflète la disposition originelle du protolite sédimentaire, constitué d‟une formation sédimentaire détritique, gréso-pélitique avec de probables intercalations de roches volcanodétritiques de type grauwackes à l‟origine des paragneiss à grain fin (≤ 1 mm en général). Ces derniers n‟ont fait l‟objet d‟aucune analyse chimique mais leur composition quartzo-plagioclasique et micacée est analogue à celle de métagrauwackes. En outre cette composition est favorable au développement local d‟une fusion partielle se traduisant par des migmatites de type métatexite. Dans les faciès les plus alumineux apparaît localement, à proximité immédiate d‟intrusions granitiques, un métamorphisme thermique, oblitérant le métamorphisme régional et se traduisant par un développement statique de cristaux de cordiérite et/ou de prismes d‟andalousite. Cette entité de micaschistes, métagrès et paragneiss forme un grand massif orienté globalement nord-sud au centre de la boutonnière, bordé par l‟intrusion granitique de Tayssa à l‟est, par les massifs granitiques d‟Iguerda et de Foudrar-Tizerte au nord et par le massif de Jbel Wiyyougan à l‟ouest. Elle apparait également sous forme de trois petits affleurements autour du douar de Tayfast. Les données du terrain ainsi que l‟étude microscopique des lames nous ont permis de distinguer trois sous faciès : des paragneiss, des micaschistes et des niveaux de métagrès. Paragneiss. Ils sont généralement grisâtres et à grain fin (Photo 1), lités, fortement foliés, souvent altérés et friables. La stratification est bien marquée et souvent déformée avec des petits plis ductiles isoclinaux. Ils renferment parfois quelques leucosomes, qui témoignent d‟une faible anatexie locale. En lame mince ils montrent une texture grano-lépidoblastique, avec des lits, plus ou moins continus, riches en biotite et/ou muscovite avec souvent de la sillimanite ± grenat, séparés par des niveaux formés de quartz, de feldspaths très altérés et probablement de cordiérite altérée. La biotite est partiellement ou totalement transformée en chlorite et en muscovite. Lorsqu‟elle existe, la sillimanite est soit en aiguilles disséminées, en inclusions dans les autres minéraux ou bien en fibres disposées en paquets. La muscovite est souvent en phénoblastes pœcilitiques tardi-tectoniques.

PALÉOPROTÉROZOÏQUE

Photo 1 : Alternance de micaschiste et de paragneiss avec un leucosome lenticulaire au sud d‟Aninig (x=285 689, y=360 146).

Micaschistes. Sur le terrain ils se distinguent aisément par leur teinte gris foncé à noir (Photo 1) ainsi que par l‟abondance et la taille des lamelles de mica blanc, de 1 mm à 1 cm, qui brillent au soleil. La roche présente un litage fin millimétrique à centimétrique. Ils sont intercalés dans les gneiss sous forme de poches et de lits allant de quelques cm à environ 1 m d‟épaisseur. Ils présentent une foliation souvent affectée par des microplis. L‟étude microscopique de ces micaschistes montre généralement une texture lépidoblastique à granolépidoblastique, avec parfois souvent un microplissement (crénulation) tardif. La roche est formée de biotite presque totalement transformée en muscovite et en chlorite, de quartz en petits grains de 0,1 à 0,5 mm avec une extinction onduleuse, de plagioclase très altéré, et de muscovite. La biotite est synschisteuse, bien orientée, alors que la muscovite se présente soit en petites paillettes ou en phénoblastes pœcilitiques tardifs. Les plans de S1 sont parfois tracés par des trainées d'oxydes. De fines aiguilles de sillimanite formant des amas ont été observées par endroit. La tourmaline est très fréquente. Les minéraux accessoires sont des oxyhydroxydes de fer. Les micaschistes sont par endroits très riches en tourmaline (plus de 70%). Celle-ci est bien visible macroscopiquement. Sa taille peut atteindre 1 cm. Au microscope ce micaschiste à tourmaline (tourmalinite) présente une texture grano-lépidoblastique. Les lits micacés soulignant les plans de foliation sont riches en paillettes de muscovite, associées à de la biotite rétromorphosée en chlorite. La muscovite qui est dominante est présente en deux générations : (i) syntectonique et (ii) subautomorphe en grosse paillettes tardi-tectonique. La tourmaline qui est en cristaux automorphes de couleur vert-marron est moulée par la schistosité. Niveaux de métagrès. Ils sont intercalés dans les paragneiss-micaschistes sous forme de lits allant de

quelques cm à environ 1 m d‟épaisseur. L‟échantillon étudié en lame mince peut être qualifié de grès micacé. Il a une texture granoblastique à grano-lépidoblastique, à grain fin (<0,8 mm). Il est composé essentiellement de quartz (70%) recristallisé, de plagioclase altéré en séricite, de muscovite en petites paillettes soulignant la schistosité, de biotite en cristaux de taille relativement importante transformée en chlorite et moulée par la schistosité et des oxydes. PPS : Schistes épimétamorphiques Ces schistes affleurent principalement dans les deux vallées de Tinoussam et d‟Aguinane à l‟est ainsi que dans l‟assif-n-Oumsguine au sud la boutonnière. Il s‟agit d‟une formation métasédimentaire plissée (Photo 2), constituée d‟une alternance de grès fins et de schistes en proportion et épaisseurs variables. Les schistes sont formés d‟une roche grise à noirâtre, avec très souvent un aspect luisant, à schistosité bien exprimée et parallèle à la stratification. L‟étude au microscope d‟un échantillon provenant de la vallée de l‟assif Aguinane montre une texture grano-lépidoblastique, assez riche en muscovite orientée avec du quartz étiré et à extinction onduleuse qui moulent des cristaux de biotite transformés en chlorite. PPMac : Schistes à andalousite et/ou cordiérite Au métamorphisme régional se superpose fréquemment un métamorphisme thermique et/ou hydrothermal, lié aux abondants corps intrusifs de granitoïdes. En raison de la complexité spatiale des relations avec ces intrusions plutoniques, il est impossible de délimiter avec précision des auréoles de métamorphisme de contact. Cependant, nous avons pu cartographier des zones dans lesquelles les métasédiments paléoprotérozoïques contiennent de l‟andalousite et/ou de la cordiérite. Sur la feuille Assaragh, ces schistes tachetés sont présent essentiellement dans trois secteurs :

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Photo 2 : Schistes épimétamorphiques, plissés dans la vallée d„Aguinane (x=290 749, y=359 200).

 au sud de la boutonnière, où ils apparaissent en trois zones : à l‟est du granite du Jbel Wiyyougan, à l‟est de l‟assif Waninig et aux alentours de Tilfou nOuzane ;  dans la dépression entre le granite de Tayssa M‟korn et le granite porphyroïde d‟Iguerda, où ils forment une bande d‟environ 200 m de large au contact des massifs de granites ;  dans le couloir d‟Iguerda entre le granite porphyroïde à l‟est et le granite de Foudrar à l‟ouest, où ils se prolongent sur le territoire de la feuille Ighriy vers le nord. Le métamorphisme thermique se traduit par un développement de cristaux de cordiérite et/ou de prismes porphyroblastiques d‟andalousite dont la taille peut atteindre 13 cm de longueur pour 0,5 à 1 cm de largeur (Photo 3). Comme cette formation métasédimentaire dérive d‟une série d‟origine terrigène, constituée d‟une alternance de grès fins et de pélites, on

observe une alternance de niveaux à cordiérite seule, des niveaux à andalousite et cordiérite, des niveaux à andalousite seule et des niveaux quartzitiques. Les schistes à andalousite sont noirâtres et finement micacés. L‟andalousite se présente en prismes pluricentimétriques (Photo 3). L‟étude microscopique d‟un schiste à andalousite montre que la roche a une texture grano-lépido-porphyroblastique et est composée de niveaux riches en quartz recristallisé et feldspaths très altérés et de niveaux riches en muscovite associée à de la biotite complètement transformée en chlorite ± muscovite et oxydes, soulignant les plans de foliation. Les porphyroblastes d'andalousite sont totalement transformés en micas blancs. Leur relation avec la foliation suggère une cristallisationsyn-tectonique.La roche contient une deuxième génération de muscovite sécante sur la foliation. La tourmaline, qui a un caractère tardif, est très fréquente.

Photo 3 : Alternance de schiste à andalousite et de schiste à cordiérite au contact du granite leucocrate de TayssaMkorn (x=288 778, y=358 071).

PALÉOPROTÉROZOÏQUE

L‟étude microscopique d‟un schiste à cordiérite, montre une texture grano-lépido-porphyroblastique avec alternance de niveaux riches en quartz de petite taille, recristallisé, et en feldspaths très altérés et de niveaux riches en muscovite et biotite complètement transformée en micas blanc + oxydes, soulignant les plans de foliation. La cordiérite rétromorphosée en micas blancs apparaît en porphyroblastes dont la taille peut atteindre 2 mm. Sa relation avec la foliation, suggère une cristallisation syn-tectonique. PPMg : Migmatites (métatexites, rares diatexites) à biotite altérée et fréquente muscovite Les migmatites ont auparavant été décrites comme « gneiss » et « gneiss oeillés » par Agard (1952), et par Jung et Roques (1952). Sur la feuille Assaragh ce faciès se développe généralement à l‟approche des granites. Il est présent essentiellement dans trois secteurs :  entre Aninig et Tizgui, sous forme d‟une grande bande orientée NW-SE, limitée au nord-ouest par les intrusions granitiques alumino-potassiques et au sud-ouest et à l‟est par les micaschistes-paragneiss et sous forme d‟une bande d‟environ 3 km sur 300 m de large, au sein du granite de Winislane ;  à l‟ouest du douar deTaltagmout, où il forme une bande d‟environ 500 m, au sud des intrusions granitiques alumino-potassiques de Foudrar et Tizirt ;  au nord de Taltgmout, en limite septentrionale de la carte, dans la vallée se trouvant entre les deux massifs granitiques de Foudrar et Tizirt, où il se prolonge sur le territoire de la feuille Ighriy vers le nord. Ce faciès se retrouve aussi au sein des granites sous forme de xénolites, d‟apophyses et d‟enclaves plus ou moins préservés.

Le passage entre migmatites et micaschistes-paragneiss est très diffus et progressif. Le faciès prédominant est de type métatexite avec des leucosomes plus ou moins abondants selon les endroits et fréquemment microplissés (Photo 4). Ces leucosomes ont une puissance variant généralement entre quelques millimètres et quelques centimètres avec de fréquents épaississements dans les charnières des microplis. Le mélanosome est soit paragneissique, soit micaschisteux. Ce faciès migmatitique est souvent injecté de filons d‟aplo-pegmatites, en majorité concordants avec la foliation. Au nord-ouest des villages de Taltagmout et d‟Aninig et dans d‟autres zones localisées, les granites et les migmatites sont intimement associés de sorte qu‟il est difficile de dire s‟il s‟agit d‟un granite orthogneissifié et micacé ou d‟une migmatite fortement granitisée. Agard (1952) avait distingué dans ces faciès ce qu‟il a appelé des « diadysites » et des « agmatites ». L‟étude pétrographique d‟une lame mince montre que le paléosome a une composition de paragneiss de texture grano-lépidoblastique, à grain fin, constitué de muscovite, de biotite chloritisée+/- sillimanite, soulignant les plans de foliation, de quartz à extinction onduleuse et rarement de grenat presque totalement altéré en mica blanc. Le leucosome est constitué de cristaux de quartz, de plagioclase, de feldspath potassique, de biotite altérée et de muscovite, ce qui lui confère une composition de granitoïde. Les métatexites renferment localement des passages de diatexite, soit amygdalo-rubanée avec des rubans effilochés, constitués de biotite altérée, accompagnée de muscovite ou non, et correspondant à des reliques de paléosome, soit homogène, formée d‟un granitoïde à texture planaire et grain moyen.

Photo 4 : Affleurement de migmatite de type métatexite, à paléosome paragneissique et à leucosomes microplissés, au nord-est du village d‟Aninig (x=281 159, y=357 261).

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Photo 5 : Chaos de boules de monzodiorite quartzifère à amphibole au sud-ouest de Tayfast (x=274 791, y=365 084).

2.1.1.2 - Intrusions plutoniques éburnéennes En fonction de leur composition minéralogique et géochimique nous avons distingué au sein des roches plutoniques inventoriées sur le territoire de la carte d‟Assaragh au 1/50 000 trois suites :  une suite calco-alcaline moyennement à fortement potassique, de type Azguemerzi ;  une suite alumino-potassique, type de Tazenakht ;  une suite alcaline sodique. Ces roches plutoniques et/ou leur encaissant métamorphique sont recoupés par tout un réseau de filons et sills de roches basiques à intermédiaires, décrites plus loin, ainsi que par des filons de quartz dont certains sont minéralisés en oligiste : cf. plus chapitre « Gîtes et indices minéraux ». Les différents types de roches plutoniques ont été affectés par un métamorphisme épizonal et par une déformation très hétérogène et très accentuée au niveau des zones de cisaillements. Ces dernières se répartissent en bandes métriques orientées NE-SW, le long desquelles les granitoïdes sont plus ou moins mylonitisés. Cette mylonitisation se traduit par un étirement et un broyage des minéraux : les feldspaths forment des yeux moulés par les minéraux de la matrice, tels que la biotite chloritisée, la muscovite et le quartz, très étiré. Cette déformation mylonitique est probablement liée à l'orogenèse panafricaine, comme c'est le cas dans les boutonnières d'Igherm (Oudra ,1988 et Hafid, 1992), du Kerdous (Hassenforder, 1987) et de Zenaga (Saidi, 2002). 2.1.1.2.1 - Suite calco-alcaline moyennement potassique de type Azguemerzi Sur la carte d‟Assaragh, cette suite est représentée par types de roche plutoniques :  une monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen, à amphibole et biotite, de type Tayfast (PPδ), datée à 2038 Ma ;

 la diorite orbiculaire de Tayfast (PPδO) ;  une diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ). PPδ : Monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen, à amphibole et biotite, de type Tayfast (2038 Ma) Découverte par J. Agard (1952), la « diorite de Tayfast » affleure sous forme de chaos de boules (Photo 5) en une bandes orientée NE-SW, qui s‟étend sur une longueur d‟environ 2 km et une centaine de mètres de largeur, dans la zone pénéplanée, arénisée et plus ou moins couverte de formations éluviales et/ou alluviales, située au sud-ouest du douar de Tayfast. Il s‟agit d‟une roche mésocrate à mélanocrate de texture grenue isogranulaire, à grain fin à moyen (≤ 4 mm), peu déformée, constituée de plagioclase, quartz, amphibole, épidote et biotite. En bordure des corps de « diorite » on observe localement un faciès « folié » à taches sombres, chloriteuses, de 1 à 3 cm de diamètre, et/ou à enclaves métasédimentaires de longueur variant entre 2 et 20 cm et de forme soit arrondie dans le cas de quartzite (Photo 6) ou de métagrès, soit anguleuse dans le cas de micaschistes. Cela montre que la « diorite de Tayfast » est intrusive dans le socle métasédimentaire. Par ailleurs, quelques filons de pegmatite recoupent cette « diorite ». Trois échantillons de la feuille Assaragh (ASPC631, ASAH596 et ASPC626) ont fait l‟objet d‟une étude pétrographique. ASPC631 montre, en lame mince, une texture hypidiomorphe à grain fin-moyen (<= 3 mm), fortement oblitérée par l'altération hydrothermale et présentant une fabrique planaire assez fruste. Elle contient des microfissures à remplissage de chlorite. Elle est formée des minéraux suivants : ● plagioclase subautomorphe à automorphe, parfois zoné, ne subsistant qu'en reliques au sein d'amas de (micro)paillettes de mica blanc secondaire ; ● amphibole xénomorphe, parfois zonée avec un cœur brun pâle, partiellement altérée en actinote ;

PALÉOPROTÉROZOÏQUE

Photo 6 : Faciès de bordure à composition de métatonalite à petits amas de chlorite (taches sombres) et à enclave de quartzite (Qz) (x=276 807, y=359 80). ● biotite accessoire et pseudomorphosée en épidote de type zoïsite plus traînées de minéraux Fe-Ti plus parfois chlorite vert pâle ; ● minéraux accessoires tels que leucoxène, zircon, apatite, oxydes de Fe et/ou Ti, allanite métamicte.

plus petits sont xénomorphes à subautomorphes, criblés de micropaillettes de séricite et parfois piqueté de taches de feldspath potassique secondaire (adulaire probable) et/ou corrodé par du quartz ; ● quartz relativement abondant, à extinction onduleuse, en cristaux xénomorphes de taille variable, les plus grands ayant des sous-grains ; ● biotite en abondantes lamelles brunes, en grande partie décolorée et/ou pseudomorphosée en chlorite verte + minéraux de Fe-Ti + parfois épidote ; ● porphyroblastes plus ou moins arrondis constitués de grenat ne subsistant qu'en petits ilots par suite d'une chloritisation le long d'un réseau de fissures ; ● épidote associée à de la biotite altérée ou incluse dans des porphyroblastes de grenat ; ● amas de chlorite plus un peu d'épidotecorrespondant soit à la pseudomorphose d'une amphibole, soit, plus probablement à de petites enclaves de micaschistes chloritisés. Les analyses chimiques de trois échantillons (Annexe 1) des cartes d‟Assaragh (ASPC631 et ASAH596) et de Tabadrist (TBAH133), montrent une composition basique à intermédiaire (SiO2=50,87 à 52,89%), moyennement potassique (K2O=1,59 à 2,90%) et riche en CaO (7,76 à 6,44%), MgO (7,5 à 11%) et Fe2O3t (9,15 à 8,42%). Cette composition se situe près du pôle monzodiorite quartzifère dans le diagramme de classification Q-P (Figure 2). Conformément à la richesse de la roche en minéraux colorés, le paramètre multicationique B=Fe+Mg+Ti, qui reflète l‟indice de coloration, est très élevé : 54 à 69% en valeur relative.

ASAH596 a la même composition minéralogique que ASPC631, mais présente une texture subophitique avec de l‟amphibole en plages xénomorphes de taille relativement élevée (3 à 4 mm), englobant partiellement ou totalement des lattes de plagioclase. La biotite est assez abondante et en cristaux subautomorphes qui peuvent atteindre 4 mm, pseudomorphosée en chlorite, mica blanc, minéraux de Fe-Ti et épidote. Le quartz est en cristaux xénomorphes de petite taille. D‟après des analyses à la microsonde électronique (Bilal et Derré, 1989) : ● le cœur brun pâle de certaines amphiboles a une composition de cummingtonite et pour le reste l‟amphibole évolue d‟une hornblende magnésienne à une hornblende actinolitique ; ● la biotite a une composition moyenne relativement peu alumineuse (Al2O3=16,20%), riche en MgO (11,7%) et en FeO (19,3%), ce qui la situe dans le domaine calco-alcalin. ASPC626 est un faciès de bordure à texture granolépido-porphyroblastique, caractérisée par la présence de porhyroblastes de grenat de 5 à 6 mm dans un fond grenu à grain moyen (≤ 5 mm). Elle est constituée des minéraux suivants : ● plagioclase en cristaux de taille variable, les plus grands étant automorphes et zonés, alors que les

Figure 2 : Diagramme Q vs P de Debon et Le Fort (1988) appliqué aux roches plutoniques éburnéennes de la région d‟Agadir Melloul. Associations magmatiques : CA m. K=calco-alcaline moyennement potassique, Na=alcaline sodique, Al K=aluminopotassique. Pôles de référence : to=tonalite, gr=granite, ad=adamellite, gr=granite, dq=diorite quartzifère, mzdq=monzodiorite quartzifère, mzq=monzonite quartzifère, sq=syénite quartzifère, go=gabbro, mzgo=monzogabbro, mz=monzonite, s=syénite.

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Géochronologie. L‟échantillon ASPC631 a en outre fait l‟objet (i) d‟une séparation et d‟un tri des minéraux lourds, ainsi que d‟une typologie du zircon et (ii) d‟une datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons. Le zircon se présente en cristaux automorphes, de taille moyenne (environ 200 µm), incolores ou rosés, généralement limpides et parfois allongés. Seuls 15 grains ont pu être indexés ce qui n‟est pas suffisant pour arriver à une typologie fiable. 12 analyses isotopiques ont été effectuées sur 12 grains différents, à la SHRIMP de Canberra en Australie. Elles montrent toutes une contribution très faible voire nulle du Pb commun et à une exception près elles sont toutes concordantes ou 207 206 subconcordantes (Figure 3). L‟âge Pb*/ Pb*, calculé à partir des 11 analyses et conforté par un MSWD bas (0,75), est de 2038 ± 7 Ma. Cela en fait l‟intrusion plutonique la plus ancienne de la région d‟Agadir Melloul.

Également découverte par J. Agard (1952), cette roche exceptionnelle affleure sous forme d‟un petit corps lenticulaire, allongé dans la direction N15°E, d‟environ 50 m de longueur sur 15 m de largeur au maximum, enclavé dans un granite albitique, subleucocrate et porphyroïde, à biotite. Les orbicules (Photo 7) ont des formes plus au moins elliptiques avec un grand axe variant entre 1 et 13 cm, pour une moyenne de 4 à 5 cm. Les auréoles externes ont une largeur de 5 à 6 mm large et se distinguent par leur teinte sombre, due à leur richesse en cristaux d'amphibole fibreuse à disposition grossièrement radiale. En bordure de la lentille les ellipsoïdes sont fortement aplatis (Photo 8), par suite d‟une déformation plus intense, et à son extrémité méridionale la lentille est recoupée par un filon de pegmatite.

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0.38 Diorite ASPC 631 âge 207Pb*/206Pb*

2038

0.37

2040

4 Ma (2s)

MSWD = 0.75 (n = 11)

2000

0.36 206Pb/238U

PPδO : Diorite orbiculaire de Tayfast

1960

0.35

1920

0.34 4.1

0.33

0.32 5.4

5.6

5.8

6.0

6.2

6.4

6.6

207Pb/235U

Figure 3 : Diagramme Concordia conventionnel pour l‟ensemble des analyses sur les zircons de la monzodiorite quartzifère ASPC631.

L‟étude microscopique d‟une grande lame mince montre que le cœur et la matrice des orbicules ont une texture hypidiomorphe à grain moyen, fortement oblitérée par l'altération hydrothermale. La bordure des orbicules est composée des minéraux suivants : amphibole fibreuse, incolore à vert pâle, plus ou moins abondante selon les endroits ; chlorite vert pâle ; plagioclase très fortement altéré en mica blanc secondaire ; un peu de quartz localement et des hydroxydes de fer. Le cœur et la matrice des orbicules sont formés des mêmes minéraux, mais avec une prédominance du plagioclase altéré et plus de quartz, à extinction onduleuse, en petites plages très xénomorphes, interstitielles au plagioclase, à l'amphibole et à la chlorite. En outre, on observe un réseau de fissures dont le remplissage d‟adulaire ne subsiste que sous forme de reliques, le reste ayant été dissous par l'altération supergène.

Photo 7 : Diorite orbiculaire de Tayfast (x=277 220, y=360 217).

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amas ayant tendance à cloisonner la phase quartzofeldspathique ; elle est affecté par une chloritisation locale, partielle ou totale. Apatite et zircon sont des minéraux accessoires.

Photo 8 : Faciès de bordure de la diorite orbiculaire de Tayfast (x=277 208, y=360 181). PPΔ :Diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite Elle affleure sous forme d‟une petite bande orientée NESW, qui s‟étend sur une longueur d‟environ 1 km et environ 300 m de largeur, dans la partie occidentale de zone pénéplanée, arénisée et plus ou moins couverte de formations éluviales et/ou alluviales, située au sud-ouest du douar de Tayfast. Ce type de roche plutonique affleure aussi dans les territoires des feuilles Agadir Melloul et Tabadrist dont il ne constitue également que de très petits corps. Il s‟agit d‟une roche mésocrate à mélanocrate de texture grenue isogranulaire, à grain fin à moyen (≤ 4 mm), peu déformée. Aucun échantillon de la feuille Assaragh n‟a fait l‟objet d‟une étude pétrologique, mais les analogies avec un échantillon de la feuille voisine de Tabadrist (TBAH33_1) prélevé au nord-est du douar d‟Imoula, montre une texture à tendance porphyroclastique : les plus grands (<= 5 mm) cristaux de plagioclase constituent des yeux avec des ombres de pression, formées de quartz plus biotite. Sa composition est celle d‟une tonalite à biotite. Le stock quartzo-feldspathique comprend, par ordre d‟abondance décroissante, les minéraux suivants : plagioclase subautomorphe, plus ou moins séricitisé, en cristaux de taille variable, les plus grands ayant une forme œillée ; quartz en plages très xénomorphes, présentant de multiples sous-grains ; feldspath potassique xénomorphe, de type orthose, nettement moins abondant que le plagioclase. La biotite brune (environ 15% de la composition modale) se présente en petites lamelles orientées, isolées ou, surtout, en petits

À proximité immédiate du même point a été prélevée une enclave sombre, qui a fait l‟objet d‟une étude pétrographique et géochimique (échantillon TBAH133, Annexe 1). Cette enclave a une texture et une composition chimico-minéralogique proches de celles de la monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen, à amphibole et biotite accessoire, de type Tayfast, qui affleure sous forme de petits corps plus à l‟est (feuilles Ighriy et Assaragh). Elle constitue le terme le plus précoce et le plus basique des intrusions plutoniques éburnéennes de la grande boutonnière d‟Iguerda, une datation par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP lui conférant un âge de 2038 ± 7 Ma. Sa texture est hypidiomorphe à grain fin-moyen, fortement oblitérée par l'altération hydrothermale, et elle contient un xénocristal de quartz, dû à une contamination par le magma tonalitique environnant. En dehors de ce xénocristal, la composition minéralogique est la suivante : ● amphibole incolore à brun pâle, en cristaux xénomorphes à subautomorphes de taille variable (≤ 3 mm) pouvant englober partiellement à complètement des cristaux de plagioclase ; ● plagioclase plus ou moins altéré en séricite, mica blanc, épidote ; ● un peu de quartz interstitiel à l'amphibole et au plagioclase ; ● biotite décolorée et partiellement chloritisée ou altérée en mica blanc ou épidote sous forme de fuseaux écartant les clivages ; ● minéraux accessoires : apatite, rares leucoxène, oxydes de Fe et/ou Ti. L‟analyse chimique de l‟échantillon TBAH133 (Annexe 1) révèle une teneur en SiO2 de 52,20%, ce qui en fait une roche intermédiaire (SiO2=52-63%), proche d‟une roche basique (SiO2=45-52%). Conformément à sa richesse en minéraux colorés la roche a un paramètre B=Fe+Mg+Ti élevé (69%) par suite de fortes teneurs en Fe2O3t (8,42%) et surtout en MgO (10,96%), la teneur en TiO2 étant en revanche faible : 0,35%. Cette roche est en outre riche en CaO (7,26%), pauvre en K2O (1,59%) et Na2O (1,75%) et méta-alumineuse (Al2O3=13,91% ; A/CNK=0,78). Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 1) elle se rapproche du pôle monzodiorite quartzifère (mzdq). 2.1.1.2.2 - Suite alcaline sodique Cette suite n‟est représentée que par un seul type de granite : un granite albitique, subleucocrate et porphyroïde, à biotite chloritisée (PPNaγP), découvert au sud-ouest du douar de Tayfast.

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Tableau 2 : Valeurs moyenne d‟éléments traces d‟un granite albitique et d‟épisyénites de la boutonnière d‟Iguerda. Ba Rb Sr Zr Y Th U ΣTR granite albitique 26 19 15 126 15 9 2 149 épisyénites 53-866 7-70 43-188 352-1684 15-54 18-23 17-260 161-441 Teneurs en ppm PPNaγP : Granite albitique, subleucocrate porphyroïde, à biotite chloritisée

Ce granite constitue un petit massif de quelques 2 centaines de m de superficie. Le meilleur affleurement consiste en une dalle rocheuse, située à 1,3 km au sudouest du douar de Tayfast et à l‟est du corps de diorite orbiculaire décrit ci-dessus, au milieu d‟une zone pénéplanée et fortement arénisée. Cette dalle monte un granite assez clair avec une texture porphyroïde caractérisée par la présence de tablettes feldspathiques de 1 à 4 cm de longueur, sertis dans une mésostase à grain moyen. Un échantillon (ASPC622) a fait l‟objet d‟une étude pétrographique et d‟une analyse chimique (Annexe 1). L‟étude microscopique en lame mince une texture à grain hétérogène avec deux familles de taille pour les feldspaths : ≤ 5 mm et ≥ 5 mm. La composition minéralogique est la suivante : ● plagioclase en cristaux subautomorphes à automorphes, les plus grands (≥ 5 mm) étant plus ou moins criblés de micropaillettes de séricite et fréquemment piqueté de petites lamelles de mica blanc secondaire, alors que les plus petits sont en général pas ou peu altérés ; ● superbe albite en échiquier sous deux habitus i) en tablettes subautomorphes à inclusions de petits cristaux de plagioclase, ii) en cristaux xénomorphes ; ● quartz en plages xénomorphes, interstitielles aux feldspaths ou au sein de cristaux d‟albite ; ● biotite complètement chloritisée, en lamelles très xénomorphes, interstitielles aux feldspaths et au quartz ; ● minéraux accessoires : zircon, apatite et oxydes de Fe et/ou Ti, associés à de la biotite chloritisée, leucoxène ; ● chlorite fibroradiée en remplissage d'interstices. L‟analyse chimique (Annexe 1) montre une composition peu acide (SiO2=67,28%), très fortement sodique (Na2O=9,14%), alumineuse (Al2O3=18,54%), très faiblement potassique (K2O=0,57%) et très peu calcique (CaO=0,18%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère subleucocrate avec Fe+Mg+Ti=7,25% et moyennement peralumineux avec A/CNK=1,16. Bien que le diagramme de classification Q-P (cf. supra, Figure 2) ne soit pas adapté pour une roche aussi sodique, il est intéressant d‟y positionner l‟échantillon ASPC622. Par suite des très faibles valeurs des paramètres Q (65) et P (-286) la roche est très fortement « éloignée vers le SW » du pôle granite, à tel point qu‟elle se trouve non loin du pôle gabbro et,

corrélativement, du champ des épisyénites albitiques de Timdghart (carte d‟Ighriy). Aussi peut-on se demander si le caractère hypersodique est primaire ou s‟il est secondaire, dû à un phénomène de forte albitisation comme dans le cas des épisyénites de Timdghart (pour détails voir notice de la carte d‟Ighriy, Chèvremont et al., 2013). Cependant, on note d‟importantes différences entre le granite albitique et les épisyénites en ce qui concerne i) la teneur en P2O5 (0,13 contre 0,21 à 1,54%) et surtout ii) certains éléments en traces (Tableau 2). 2.1.1.2.3 - Suite alumino-potassique de type Tazenakht La suite alumino-potassique, comprend ici divers types de granites, mésocrates à leucocrates, à deux micas ou à muscovite seule, et se termine par des pegmatites, localement très abondantes. On peut la subdiviser deux associations : ● l‟une mésocrate à subleucocrate ; ● l‟autre subleucocrate à leucocrate. PPoγP : Granite mésocrate porphyroïde, orienté à orthogneissique, à deux micas, de type Iguerda Association alumino-potassique mésocrate à subleucocrate Cette association est représentée dans la feuille Assaragh par le granite mésocrate porphyroïde, orienté à orthogneissique, à biotite et muscovite, de type Iguerda. Ce faciès granitique forme un grand massifd‟environ 2 10 km de superficie qui se trouve essentiellement dans la partie nord de la boutonnière d‟Iguerda. Il affleure en grande partiesur le territoire de la feuille Ighriy. C‟est uniquement la partie la plus méridionale du massif qui affleure sur le territoire de la feuille Assaragh. À l‟est, il est recouvert par les dépôts sédimentaires de la formation adoudounienne. Au sud, il est limité par une zone pénéplanée, formée de micaschistes du Paléoprotérozoïque, dans lesquels il est franchement intrusif, avec développement d‟un métamorphisme de contact, qui se manifeste par des schistes à andalousite. Il est intrudé, notamment dans sa limité sud, au contact avec les micaschistes tachetés, par le granite leucocrate à deux micaset des aplo-pegmatites. Dans sa partie orientale, au nord du village de Lamdint, le long de la faille qui borde la boutonnière à l'est, le granite est fortement gneissifié et mylonitisé, suivant une direction générale NNE, avec un pendage de 45°W.

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Photo 9 : Granite porphyroïde orienté de type Iguerda à fabrique planaire très marquée, soulignée par la disposition des tablettes de feldspath potassique, au nord de la feuille Assaragh (x=287 910, y=365 030).

Le granite est en outre intrudé par des lentilles plus ou moins importantes d‟aplo-pegmatites. Il est également recoupé un réseau de filons basiques et recouvert localement par des formations volcano-sédimentairesdu Groupe de Ouarzazate, d‟âge Édiacarien supérieur. Il affleure sous forme de spectaculaires chaos de boules. Les principaux traits de ce granite sont les suivants : ● son caractère porphyroïde, se traduisant par la présence d‟abondantes tablettes de feldspath potassique de teinte nacrée, dont la longueur varie généralement entre 1 et 3 cm mais atteint 7 cm localement et dont l‟épaisseur est en général inférieur au centimètre ; ● sa fabrique planaire bien très marquée, soulignée par la disposition des tablettes de feldspath potassique (Photo 9) de direction NE-SW mais avec un pendage variable, et une orthogneissification locale de long de chevauchements à vergence SE ou de décrochements ; ● la cohabitation de deux micas primaires, en lamelles de 1 à 5 mm de longueur bien visibles macroscopiquement, la biotite étant plus abondante que la muscovite ; ● la fréquente présence de mica blanc secondaire, en petites paillettes dont l‟abondance varie selon les endroits et les faciès les plus riches en mica blanc secondaire pouvant être dépourvus de biotite. Les enclaves sombres à grain fin, riches en biotite, sont rares et de petite taille. Les enclaves de roches métasédimentaires sont de taille très variable et réparties de façon très irrégulière. L‟étude pétrographique d‟une lame mince montre des tablettes d‟orthose enchâssées dans une matrice à texture hypidiomorphe à grain moyen (1 mm à 1 cm) et myrmékitique. La composition minéralogique est la suivante :

● plagioclase zoné, subautomorphe à automorphe, au cœur assez fortement séricitisé et piqueté de petites paillettes de mica blanc ou de rares taches d‟adulaire, et à la bordure limpide et fréquemment myrmékitique ; ● quartz, xénomorphe avec d‟abondants sous-grains et une extinction fortement onduleuse ; ● orthose sous deux habitus : (i) en tablettes perthitiques, englobant de petits cristaux de plagioclase zoné et de rare quartz, et (ii) en petits cristaux xénomorphes dans la matrice ; ● biotite brun-rouge, en lamelles fréquemment kinkées, isolées ou petits amas, à inclusions de zircon, rutile de type sagénite, rare apatite, et à altération locale, partielle à totale, en chlorite verte plus parfois adulaire ou quartz le long des clivages ; ● mica blanc secondaire en abondantes petites paillettes, soit développées aux dépens de biotite ou de plagioclase, soit en remplissage de fissures – en compagnie de calcite ou non – au sein de tablettes d‟orthose ; ● minéraux accessoires tels que zircon, apatite, oxydes de Fe-Ti, pyrite. L‟analyse chimique de l‟échantillon-type (IGPC478, Annexe 1) prélevé sur le prolongement de ce faciès sur la feuille Ighriy, montre une composition nettement acide (SiO2=71,08%), nettement plus potassique (K2O=3,80%) que sodique (Na2O=2,91%) et peu calcique (CaO=1,24%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère mésocrate avec Fe+Mg+Ti=13% et peralumineux avec A/CNK=1,31 ; cependant cette valeur relativement forte de l‟indice d‟aluminosité est due en partie à une altération hydrothermale se traduisant par un développement de mica blanc secondaire et une chloritisation partielle de la biotite. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 2), la roche se situe à proximité du pôle granite. L‟échantillon IGPC478 a, en outre, fait l‟objet (i) d‟une séparation et d‟un tri des minéraux lourds, ainsi que

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d‟une typologie du zircon et (ii) d‟une datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons. Le zircon se présente en cristaux de teinte rose claire et d‟une longueur de 100 à 200 μm pour une largeur de 20 à 100 μm, plus ou moins métamictes et fracturés avec parfois des noyaux. Dans le diagramme IT vs IA les 44 grains indexés se placent dans le domaine de l‟anatexie crustale. La datation à la SHRIMP donne un âge de 2034 ± 5 Ma avec des héritages significatifs concordants à 2076 ± 8 Ma et 2140 ± 14 Ma : pour détails voir notice de la carte d‟Ighriy (Chèvremont et al., 2013). Association alumino-potassique subleucocrate à leucocrate Sur le territoire de la feuille Assaragh au 1/50 000, cette association est représentée par :  un leucogranite à grain fin à moyen à deux micas (PPL2m) (granite de Tayssa) ;  un granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, à tendance porphyroïde locale, à 2 micas ou à muscovite seule (PP2m) (granite de Winislane-Jbel Wiyyougan-Tayfast) ;  un leucogranite à grain moyen, à muscovite (PPLm) (granite de Foudrar-Tizirt), qui se prolongent vers le nord, sur la feuille Ighriy ;  un leucogranite à grain fin-moyen à muscovite et parfois grenat (PPLmg) ;  des aplites, pegmatites à muscovite, fréquente tourmaline et rare béryl (PPaP). Les granites de cette association affleurent dans la boutonnière d'Iguerda sous forme de vastes massifs qui forment des reliefs assez élevés. On peut distinguer : le massif de Tayssa à l‟est ; les massifs de Foudrar et Tizirt situés au nord et à l‟ouest de Taltgmout, qui se situent dans une zone à cheval sur les feuilles Assaragh et Ighriy et un grand affleurement allongé N-S le long de la partie ouest de la boutonnière, composé du Sud au Nord des massifs de Winislan, Jbel Wiyyougan et Tayfast. Ils entourent la zone de micaschistes et de migmatites. La

plupart des affleurements de ces granites ont des contours nets et ce n'est que sur une faible partie de leur contactqu'ils passent parfois aux micaschistes par l'intermédiaire de migmatites. Tous les massifs granitiques sont intrudés par de nombreuses lentilles plus ou moins importantes d‟aplopegmatites et de filons de granite fin leucocrate contenant souvent du grenat. Ils sont également recoupés par un réseau complexe de filons doléritiques à gabbroïques, subverticaux, atteignant parfois plusieurs kilomètres de longueur, et recouverts localement par des formations volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate d‟âge édiacarien. Ces granites renferment des enclaves métasédimentaires dont la taille est très variable, allant de quelques centimètres à quelques dizaines de centimètres. Ces différents types de granites ont été affectés par une déformation très hétérogène et très accentuée au niveau des zones de cisaillements, qui se répartissent en bandes métriques orientées généralement NE-SW, le long desquelles les granites sont plus ou moins mylonitisés. Les granites des différents massifs présentent généralement les mêmes caractéristiques pétrographiques : ce sont des granites leucocrates, riches en muscovite avec souvent un peu de biotite (<10%) et parfois du grenat et rarement de cordiérite. Ils se différencient par la taille du grain, la présence ou non des grandes tablettes de feldspath potassique et l‟abondance de la biotite. PPLγ2m : Leucogranites à grain fin-moyen à deux micas (2037 Ma) Ce faciès constitue le massif de Tayssa. C‟est un massif 2 en relief, allongé N-S qui affleure sur environ 15 km de superficie, à l‟est de la boutonnière (Photo 10). À l‟est, il est limité par une grande faille qui le met en contact Photo 10 : Massif granitique de Tayssa M‟Korn intrusif au sein de la série métasédimentaire paléoprotérozoïque. Vue vers le sud, depuis le point (x=288 655, y=359 890).

PALÉOPROTÉROZOÏQUE

Ce massif est également recoupé par des dykes de roches basiques. C'est un granite homogène, leucocrate, de grain fin à moyen (1 à 4 mm), à deux micas (la biotite plus abondante que la muscovite), présentant une texture grenue isogranulaire. Il est déformé d‟une façon hétérogène. Il se distingue des autres par l'augmentation du pourcentage de la biotite et l‟absence de phénocristaux de feldspath potassique. Deux échantillons ont fait l‟objet d‟une étude pétrographique et d‟une analyse chimique : ASAS642 et ASAS663. L‟étude microscopique, en lames minces, de ces deux échantillons, montre une texture grenue isogranulaire de grain fin à moyen (1 à 4 mm). Ils contiennent du plagioclase subautomorphe à automorphe, présentant des macles polysynthétiques fréquemment déformées, mais généralement peu séricitisé, avec parfois développement de paillettes de muscovite secondaire. Le feldspath potassique est dumicrocline, en plages xénomorphes de taille variable, les plus grandes englobant de petits cristaux de plagioclase, de quartz et de biotite altérée. Il est souvent transformé en muscovite secondaire. Le quartz est en plages xénomorphes, à extinction onduleuse, avec d‟abondants sous-grains. La biotite est assez abondante dans l‟échantillon ASAS642 récolté au nord du massif par rapport à l‟échantillon ASAS663, récolté au sud. Elle est complètement transformée en chlorite verte + minéraux de Fe-Ti + parfois un peu d'adulaire et/ou de mica blanc. La muscovite primaire est en lamelles fréquemment kinkées, dispersées ou en petits amas, associéesà la biotite altérée. Les micas blancs secondaires sont développés aux dépens des feldspaths ou de la biotite. Les minéraux accessoires sont les suivants : oxydes, zircon et apatite. Deux échantillons ont été analysés (ASAS663, ASAS642) (Annexe 1). Ils montrent une composition nettement acide (SiO2=73,58 et 74,79%). K2O (4,71 et 3,83%) et Na2O (3,65 et 4,08%) sont assez comparables. Les teneurs en calcium sont faibles (CaO=0,41 et 0,48%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère leucocrate avec Fe+Mg+Ti=4,08 et 6,62% et peralumineux avec A/CNK=1,23 et 1,21. Les deux échantillons se situent près du pôle granite dans le diagramme Q-P (cf. supra, Figure 2). Ce faciès est moins différencié par rapport aux autres faciès granitiques de l‟association alumino-potassique leucocrate.

L‟échantillon ASAH642 a, en outre, fait l‟objet (i) d‟une séparation et d‟un tri des minéraux lourds, ainsi que d‟une typologie du zircon et (ii) d‟une datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons. Les grains de zircon sont petits (~100 µm). Ils sont parfois allongés, clairs et limpides ou encore colorés et plus. La datation à la SHRIMP donne un âge 207 206 Pb*/ Pb* moyen de 2037 ± 5 Ma (Figure 4), interprété comme celui de la mise en place du leucogranite. data-point error ellipses are 1s

0.40

Granite ASAH 642 âge 207Pb*/206Pb*

2037

0.38

2100

5 Ma (2s)

2060

5.1

9.1

MSWD = 0.29 (n = 8)

2020 1980

0.36 206Pb/238U

avec les dépôts sédimentaires de la Formation d‟Adoudou. À l‟ouest et au nord, il est limité par une zone pénéplanée, formée de micaschistes et de migmatites du Paléoprotérozoïque, dans lesquels il est franchement intrusif avec développement d‟un métamorphisme de contact, notamment au nord, qui se manifeste essentiellement par des schistes à andalousite.

3.1

1940 1900

0.34

1860 1820

0.32

0.30

4.1

0.28 4.8

5.2

5.6

6.0

6.4

6.8

207Pb/235U

Figure 4 : Diagramme Concordia conventionnel pour l‟ensemble des analyses sur les zircons du leucogranite ASAH642. PPγ2m : Granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule Ce faciès constitue essentiellement les massifs de Winislane, du Jbel Wiyyouganet la zone orientale de Tayfast. Il s‟agit d‟un grand affleurement allongé nordsud le long de la partie ouest de la boutonnière. Il est recouvert du côté ouest par les brèches et conglomérats du Groupe de Ouarzazate et/ou les dépôts sédimentaires de la formation adoudounienne. Il est limité au sud par Assif Oumsguine et à l‟est par la vallée d‟Aït Mansour-Aninig et la plaine de Tifasfas, occupées par des micaschistes et des migmatites. Au nord il est limité par le massif de Tizirt. Ce faciès affleure également sous forme de petites lentilles au sein des micaschistes et des migmatites, notamment dans la plaine de Tifasfas. Ces lentilles sont caractérisées par l‟abondance de grandes tablettes de feldspath potassique, avec une fabrique planaire très nette (généralement N-S avec un pendage variable), donnant ainsi à la roche un aspect de cumulat feldspathique. C‟est un granite leucocrate à deux micas, de grain moyen à grossier (<1,5 cm), avec localement des tablettes de feldspath potassique qui peuvent atteindre 3 cm de longueur. Il est déformé et cataclasé d‟une façon hétérogène Il présente une texture à grain moyen-grossier qui n‟est jamais franchement porphyroïde et ne présente que

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localement une tendance porphyroïde avec des tablettes de feldspath potassique dont la longueur ne dépasse jamais 3 cm, et (ii) un caractère subleucocrate à leucocrate, la muscovite étant globalement plus abondante que la biotite, fréquemment chloritisée, et étant même le seul mica présent dans le faciès le plus leucocrate. La texture est plus ou moins équante, mais une nette fabrique planaire apparaît par endroits (Photo 11 et Photo 12). Quatre échantillons de ce faciès ont été étudiés au laboratoire : ASHA421, ASHA490, ASHA499, ASAH682. L‟étude microscopique en lames mincesde ces échantillons montre que la matrice a une texture grenue à grain moyen (1 à 5 mm). Elle est formée par : du plagioclase subautomorphe à automorphe, présentant

des macles polysynthétiques, plus ou moins séricitisé, avec souvent développement de petites paillettes de mica blanc secondaire, parfois suivant les plans de clivages ; du feldspath potassique qui se présente sous deux habitus: i) en grands cristaux subautomorphes à automorphes d'orthose et/ou de microcline finement quadrillé, perthitiques, à inclusions de petits cristaux de quartz, de plagioclase et de biotite, avec parfois des petits bourgeons myrmékitiques, développés localement en bordure et ii) en petits cristaux xénomorphes, parfois recristallisé ; du quartz en grandes plages xénormorphes de taille variable à extinction onduleuse et à abondants sous-grains ; de la biotite très peu abondante (généralement <10%) et complètement transformée en muscovite + oxydes de Fe et/ou Ti soulignant les plans

Photo 11 : Massif de granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule, au sud de Tayfast (x=277 805, y=358 890).

Photo 12 : Vue macroscopique du granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule au sud de Tayfast (x=277 805, y=358 890).

PALÉOPROTÉROZOÏQUE

de clivage et rarement en chlorite ; de la muscovite primaire en lamelles fréquemment « kinkées », dispersées ou en petits amas associées à de la biotite et de la muscovite secondaire développée aux dépens des feldspaths et de la biotite. Le grenat est rare ; il est observé uniquement dans l‟échantillon ASAH682 dont il se présente en cristaux de 2 à 3 mm, totalement transformés en oxydes et micas blancs et avec des inclusions de quartz. Les minéraux accessoires sont : apatite, zircon et oxydes de Fe et/ou Ti. Deux analyses chimiques ont été faites sur ce type de granite : ASAH682 (feuille Assaragh) et AMHA055 (feuille Agadir Melloul) (Annexe 2). Elles montrent une composition très acide (SiO2=74,34 et 75,57%), nettement plus potassique (K2O=4,37 et 5,79%), que sodique (Na2O=4 et 2,72%) et peu calcique (CaO=0,54 et 0,64%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère très leucocrate avec Fe+Mg+Ti=2,93 et 3,49% et peralumineux avec A/CNK=1,18 et 1,19. Dans le diagramme Q-P (cf. supra, Figure 2), ASAH682 est proche du pôle granite, tandis que AMHA55 en est assez « éloigné vers l‟ENE » à cause de son caractère très potassique, qui se traduit par un paramètre P positif (égal à 32). PPLm : Leucogranite à grain moyen, à muscovite Ce faciès granitique forme essentiellement les massifs de Foudrar et deTizirt, généralement en relief et qui se prolongent, au nord dans la feuille Ighriy. Le massif de Foudrar affleure au nord du douar de Taltgmout sur 2 environ 6 km . Il est limité par des zones pénéplanées, formées de micaschistes et de migmatites du Paléoprotérozoïque, dans lesquelles il est franchement intrusif. Le massif de Tizirt se situe à l‟ouest de ce 2 dernier, sur une superficie d‟environ 8 km . Il est limité du côté sud par une zone pénéplanée, formée de micaschistes et de migmatites. À l‟ouest il recouvert par

les brèches et conglomérats du Groupe de Ouarzazate et/ou les dépôts sédimentaires de la Formation d‟Adoudou. C‟est un granite leucocrate, rosâtre, à grain moyen, dont la taille est généralement inférieure à 1 cm (Photo 13), affecté par une déformation hétérogène. Il se distingue de celuide du massif de Winislane-Jbel WiyyouganTayfast par l‟absence ou la rareté des grandes tablettes de feldspath potassique, ce qui lui confère une granulométrie beaucoup plus homogène, la taille de grain variant entre 0,1 et 1 cm. Il est constitué de quartz, plagioclase, feldspath potassique, muscovite, très peu de biotite altérée et parfois du grenat. Deux échantillons ont fait l‟objet d‟une étude pétrologique : ASPC617 et ASAH561. L‟étude microscopique, en lames minces, de ces deux échantillons, montre une texture grenue à grain à moyen, hétérogène, mais généralement inférieure à 1cm. Ils sont formés par : du plagioclase subautomorphe à automorphe, peu séricitisé dans l'ensemble, avec souvent développement de petites paillettes de mica blanc secondaire et de taches de feldspath potassique ; du microcline en plages xénomorphes de taille variable, les plus grandes englobant partiellement à totalement de petits cristaux de plagioclase et/ou de mica blanc ; du quartz en plages xénomorphes de taille variable, à extinction fortement onduleuse et sous-grains ; de grandes lamelles de muscovite plus ou moins kinkées renfermant, le long des clivages, des traînées de minéraux brunâtres à opaques ou de rares reliques de biotite brune, ce qui prouve qu'il s'agit de biotite muscovitisée ; de quelques lamelles de muscovite primaire également kinkées et de minéraux accessoires (apatite, zircon, oxydes de Fe et/ou Ti). En plus de ces minéraux l‟échantillon ASAH561 contient des cristaux arrondis (3 mm) de cordiérite totalement transformée en micas blancs. Photo 13 : Vue macroscopique du granite leucocrate à grain moyen, à deux micas dans le massif de Foudrar (x=285 370, y=362 770).

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Les deux analyses chimiques ASPC617 et ASAH561 (Annexe 2) montrent une composition fortement acide (SiO2=75,61 et 75,97%) avec K2O=4,04 et 3,47%, Na2O=3,39 et 3,80%, CaO=0,5 et 0,64%. Les paramètres multicationiques illustrent le caractère très leucocrate avec Fe+Mg+Ti=3,02 et 2,75% et peralumineux avec A/CNK=1,31 et 1,24. En raison de leur caractère très siliceux les 2 échantillons sont éloignés du pôle granite dans le diagramme Q-P (cf. supra, Figure 2). PPLγmg : Leucogranites à muscovite et parfois grenat

grain

fin-moyen,

Ce granite affleure d‟une façon discontinue. Il est sous forme d‟une bande orientée N-S au sud-est du granite leucocrate porphyroïde de Tayfast ; en pointements à l‟ouest de la plaine d‟Azaghar n‟Aït Wattas, au Sud du granite de Foudrar, et sous forme de filons ou de petits stocks qui recoupent tous les autres faciès granitiques et leur encaissant métamorphique. Il s'agit d‟un granite leucocrate (rose-blanchâtre), à grain fin (généralement inférieur à 2 mm), riche en muscovite. Il est constitué de quartz, plagioclase, feldspath potassique, muscovite, fréquent grenat et rare cordiérite. Deux échantillons ont été étudiés en laboratoire : ASAH583 et ASAH597. L‟étude microscopique, en lames minces, de ces deux échantillons montre une texture finement grenue isogranulaire avec une taille des grains est généralement inférieure à 3 mm. Ils sont formés par : du plagioclase subautomorphe à automorphe, présentant des macles polysynthétiques, peu séricitisé ; du feldspath potassique représenté essentiellement par du microcline finement quadrillé, en plages xénomorphes de petite taille (< 1 mm), altéré parfois en mica blanc, parfois recristallisé et rarement de l‟orthose ; du quartz en plages xénomorphes de taille variable à extinction onduleuse et à abondants sousgrains ; de muscovite primaire, en lamelles fréquemment kinkées, et orientée en soulignant la foliation ; de muscovite secondaire en plages xénomorphes de taille variable, développée aux dépens des feldspaths. Le grenat est xénomorphe ou subautomorphe, généralement de taille millimétrique 1 à 4 mm. Selon Bilal et Derre (1989) il s‟agit d‟almandin-spessartine. La cordiérite est observée dans l‟échantillon ASAH583 ; elle est plus ou moins arrondit, de taille variable (1 à 3 mm), presque totalement transformée en micas blanc, avec parfois des inclusions de quartz. Minéraux accessoires : apatite, zircon. Trois analyses ont été faites sur ce granite : ASAH597 et ASAH583 (feuille Assaragh) et AMHA019 (feuille Agadir Melloul) (Annexe 2). Elles montrent une composition très acide (SiO2=74,44 et 75,76%). AMHA019 et ASAH597 sont plus potassiques (K2O=4,60 et 5,21%) que sodiques (Na2O=3,88 et 2,84%) et peu calciques (CaO=0,34 et 0,44%), alors que ASAH583 est plus sodique (Na2O=5,55%) que potassique (K2O=1,84%).

Les paramètres multicationiques illustrent le caractère très leucocrate de ces granites avec Fe+Mg+Ti=1,67 et 2,64% et peralumineux avec A/CNK=1,22 et 1,29. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 2) AMPC019 et ASAH597 se situent à proximité du pôle granite (gr) alors que AMPC019 tombe à proximité du pôle trondhjemite (tr) à cause de sa faible teneur en K2O (1,84%). PPaP : Aplites, pegmatites à muscovite, fréquente tourmaline et rare béryl, en lentilles ou filons Des leucogranites aplitiques, pegmatitiques ou mixtes (aplo-pegmatites) recoupent − sous forme de filons lenticulaires et d‟amas, d‟orientation, de puissance et d‟abondance variables − le socle ancien métasédimentaire et/ou les intrusions plutoniques éburnéennes précédentes à l‟exception de celles du leucogranite tardif de type PPLγm. Ils sont présents dans tout le socle, sur le territoire de la carte d‟Assaragh. Cependant, comme cela a été déjà constaté par Agard (1954), ils sont nettement plus abondants dans les micaschistes et les migmatites qu‟au sein des intrusions granitiques. Leur répartition est hétérogène ; elles sont très concentrées dans certaines zones comme le sud de la plaine de Tifasfas, où elles forment un réseau filonien discontinu, orienté NE-SW, de dimensions très variables, allant de quelques dm en longueur à plus de 500 m, et quelques dm voir quelques mètres de largeur (Photo 14). Le faisceau filonien situé au niveau du point (x=283 567, y=357 301) comprend deux filons principaux discontinus de direction N20° à N40°avec un pendage de 75° vers l‟ouest. Ils affleurent, sous forme d‟un chainon de collines, sur une longueur d‟environ 1 km et sur une largeur qui est d‟une centaine de mètres au maximum décalé de façon dextre par les dykes basiques NW-SE (Photo 14). Dans ces pegmatites la taille des cristaux varie, d‟une façon globale et parfois au sein d‟un même filon individuel, entre quelques cm et quelques décimètres (50 cm) pour le quartz ou le feldspath potassique. En dehors du quartz et des feldspaths, la paragenèse minérale comprend généralement de la muscovite, fréquemment de la tourmaline noire de type schorlite et/ou rarement de la biotite chloritisée. Le béryl a fait l‟objet d‟une prospection par la société PÉCHINEY en 1949-51 et d‟un rapport de J. Agard (1954). Ce dernier signale en outre la présence locale de minéraux de Ta et Nb : niobite (Nb, Ta)2O5(Mn, Fe)O et tapiolite (Ta, Nb)2O5(Fe, Mn)O. Dans le cadre du présent projet, nous avons fait réaliser l‟analyse chimique d‟un échantillon de pegmatite riche en muscovite (environ 20%), prélevé sur la carte d‟Agadir Melloul (AMPC079, Annexe 2). Avec SiO2=78,34% la roche est la plus acide de toutes celles qui ont été analysées ; elle est plus sodique (Na2O=3,77%) que potassique (K2O=2,27%) et très peu

PROTÉROZOÏQUE

33 Photo 14 : Deux filons d‟aplo-pegmatites sinueux, orientés globalement N6070NW au sein des gneiss-micaschistes de la plaine d‟Aazghar n‟Aït Watas, vue vers l‟est (x=284 000, y=355 890).

calcique (CaO=0,36%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère très leucocrate avec Fe+Mg+Ti=2,77%, hyperalumineux avec A/CNK=1,48 et très riche en quartz avec Q=261. En ce qui concerne les éléments en traces, on note de très faibles teneurs Ba (30 ppm), Rb (185 ppm), Sr (22 ppm), Zr (14 ppm) et ΣTR (7 ppm). En contrepartie il y a des anomalies positives en Sn (37 ppm) et W (8 ppm). Les teneurs en U (0,5 ppm) et Th (1,4 ppm) sont très modérées. Dans cet échantillon nous avons en outre fait doser Li : la teneur en cet élément est de 20 ppm, ce qui fait environ 100 ppm de Li dans la muscovite en estimant à 20% la teneur en ce minéral et en supposant que tout le lithium s‟y trouve. Une étude détaillée a été faite sur ces pegmatites dans la boutonnière d‟Iguerda (feuilles Assaragh et Ighriy) par Agard (1954). En fonction de leur morphologie et structure interne il en distingue des pegmatites zonées et les non zonées. Pegmatites non zonées. Elles sont nombreuses, mais toujours stériles ou très pauvres en béryl. La taille de ses minéraux (quartz, feldspath, muscovite, tourmaline) peut parfois atteindre plusieurs dm. Le béryl se présente en prismes de quelques centimètres. Pegmatites zonées. Elles sont plus fréquemment minéralisées en béryl. Leur zonage se manifeste par une variation dans la grosseur du grain ou la composition des cristaux. La zone de bordure, de quelques cm de large, est soit riche en tourmaline, soit plus micacée. La zone centrale, beaucoup plus large (jusqu'à 2 m), où les cristaux atteignent les plus grandes dimensions (10 à 50 cm), est souvent formée de lentilles de quartz plus ou moins continues où le béryl est parfois présent, associé à des feldspaths potassiques roses et à de gros prismes de tourmaline noire. Les zones intermédiaires, de quelques dm à un ou deux m de large, sont constituées de pegmatite à tourmaline et mica, avec parfois du béryl en petits prismes. Elles contiennent également parfois des grenats roses, de la niobite et de la tapiolite.

2.1.1.3 - Filons hydrothermaux éburnéens PRQ : quartz en filons Les terrains paléoprotérozoïques de la boutonnière d‟Iguerda sont recoupés fréquemment par des filons remplis presque exclusivement de quartz. Ce dernier est de couleur grise, ponctué de rares minéraux opaques (hématite), ce qui le distingue du quartz blanc des filons tardifs. Ces filons, correspondent à des structures lenticulaires verticales, orientées NNW à NNE et mises généralement en relief. Leur longueur varie de quelques mètres à quelques centaines de mètres pour une puissance qui peut atteindre parfois 4 m. Le quartz de ces filons est présente une texture cataclasée à bréchique, ce qui permet de le distinguer facilement du quartz blanc minéralisé en oligiste sous forme de placages dans des fractures très tardives. Ces filons sont plus abondants dans l‟encaissant métamorphique, notamment les micaschistes, que dans les faciès plutoniques. Ils se mettent en place parallèlement aux plans S0-S1. Par endroit, ils se présentent en boudins intensément déformés en périphérie. Par exemple, au sein des micaschistes à l‟ouest et au sud de Taltagmout, plusieurs lentilles hectométriques (x=283 466, y=359 694) d‟une puissance allant jusqu'à 2.5 m, se suivent sur la même direction parallèle à S1.

2.1.2 - Protérozoïque (PR) 2.1.2.1 - Intrusions basiques à intermédiaires au sein du socle Paléoprotérozoïque Dans toutes les boutonnières précambriennes concernées par le projet Agadir Melloul les terrains paléoprotérozoïques et/ou néoprotérozoïques sont recoupés par de nombreux filons et sills de roches magmatiques basiques à intermédiaires, de direction, puissance, longueur et contenu lithologique variables. En outre, dans la partie la plus méridionale de la boutonnière d‟Agadir Melloul et plus au sud, au sein de la couverture sédimentaire cambrienne, nous avons

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

observé des filons doléritiques tardifs, que nous supposons être d‟âge liasique. Il convient donc d‟être très prudent sur l‟âge ou plutôt les âges de mise en place de ces intrusions basiques à intermédiaires, d‟autant qu‟au sein du socle paléoprotérozoïque il pourrait aussi y avoir des intrusions très précoces, analogues à celles qui ont été mises en évidence dans des boutonnières de l‟Anti-Atlas occidental : ● dans la boutonnière du Kerdous, des filons basiques ont une mise en place contemporaine (avec des figures de mélange magmatique, in notice de la carte Tlata Ida Gougmar, Roger et al., 2006) de celles de filons de microgranite porphyrique analogues à ceux de la boutonnière de la Tagragra d‟Akka où l‟un de ces filons acides est daté à 1760 ± 3 Ma par évaporation sur zircon (in notice de la carte Sidi Bou‟Addi, Chalot-Prat et al., 2001) ; ● des datations U-Pb sur zircons ont donné (i) un âge de 2040 ± 6 Ma (Walsh et al., 2002) pour une dolérite recoupant des métasédiments du Paléoprotérozoïque dans la boutonnière de Tata et (ii) un âge de 2040 ± 2 Ma (Kouyaté et al., 2010) pour un filon de dolérite de la boutonnière de Zenaga. Dans la région d‟Agadir Melloul, l‟existence d‟un magmatisme basique précoce est attestée par la présence, au sein de la boutonnière précambrienne d‟Iguerda, de la monzodiorite quartzifère de Tayfast, datée à 2038 ± 7 Ma. Nous avons en outre recueilli les données géochronologiques suivantes : ● parmi les filons qui sont intrusifs dans des quartzites du Tonien supérieur et/ou du Cryogénien inférieur (NP1-2), l‟un a été daté à 570 ± 6 Ma par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP (échantillon AMAS014) et il est probable que certains recoupent également le socle paléoprotérozoïque sous-jacent aux quartzites ; ● à l‟est du douar d‟Imirçid, dans l‟angle sud-est de la carte de Tabadrist, un filon de dolérite sinueux, de direction oscillant autour de N100°E, recoupe une grosse coulée de rhyolite rattachée au Groupe d‟Anammar (Édiacarien supérieur), comme cela est décrit et illustré par une photo dans la notice de la carte de Tabadrist (Blein et al., 2013) ; ● sur la carte d‟Agadir Melloul au 1/50 000, nous avons inventorié des filons basiques tardifs à trois endroits : - au sud du douar d‟Agadir Melloul, en bordure ouest de la route goudronnée, un faisceau de filons de dolérite, de direction N100°E et de 0,5 à 3 m de puissance, recoupe à la fois des terrains paléoprotérozoïques et les dépôts volcanoclastiques discordants sus-jacents, rattachés à la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate, daté de l‟Édiacarien supérieur ; l‟un de ces filons se trouve sur une faille qui vers l‟ouest se prolonge dans la Série carbonatée de la Formation d‟Adoudou ;

- encore plus au sud, au nord-ouest de la colline d‟Amajjoud, un filon de microgabbro doléritique, d‟orientation N90°E et d‟une vingtaine de mètres de puissance, recoupe la Formation cambrienne de Taliwine ; - au nord-est du douar d‟Azrar, situé en limite occidentale de la carte, un filon basique de direction N100°E recoupe, d‟ouest en est, (i) des dépôts sédimentaires détritiques puis volcanoclastiques de l‟Édiacarien et (ii) la série de base de la Formation d‟Adoudou. Ces filons tardifs de direction N90-100°E sont probablement liasiques comme cela est le cas pour le grand dyke de Foum Zguit, à l‟est de Bou Azer. Ils sont décrits plus loin (cf. μθ). Les corps basiques intrusifs dans les quartzites du Tonien supérieur et/ou Cryogénien inférieur sont également décrits plus loin (cf. NP3sμθ). L‟ensemble des entités métamorphiques et plutoniques paléoprotérozoïques de la boutonnière d‟Iguerda sont recoupés par un réseau complexe de filons de roches basiques. Sur le territoire de la carte d‟Assaragh au 1/50 000, nous n‟avons observé aucun filon recoupant des terrains de l‟Édiacarien ou du Paléozoïque inférieur. Ces filon de roches basiques affleurent sous forme de dykes subverticaux de quelques décimètres à une trentaine de mètres de puissance et atteignant parfois une dizaine de kilomètres de longueur. Les dykes basiques apparaissent souvent en relief, formant l'ossature des lignes de crêtes (Photo 15). Leurs éboulis, constitués surtout de boules noirâtres recouvrant les pentes, exagèrent, en apparence, la largeur de leur affleurement (Agard, 1954). Ils présentent des orientations variées dont les principales sont : N20°-50°, N60°-75° et N120-170°. Contrairement aux boutonnières d‟Agadir Melloul et d‟Izazen (feuilles Tabadrist et Agadir-Melloul) où les roches basiques sont formés de gabbros (PRsous forme de petits massifs allongés ou en filons plus épais) et de dolérite-microgabbro (PR sous forme de filons moins épais, dans cette boutonnières les roches basiques sont constituées essentiellement par des filons moins épais de dolérite-microgabbro (PR). PR : Gabbros Nous n‟avons cartographié sous le label de gabbro que deux gros filons associés, de direction moyenne N45 situés dans la partie nord de la feuille. Ils constituent le prolongement des deux gros filons qui se situent dans la moitié nord-ouest de la boutonnière d‟Iguerda sur la feuille Ighriy. Ils sont injectés dans le granite à leucocrate de Tizirte. Ils affleurent sur une longueur de 3 km et a une largeur variable de 50 à environ 200 m. Ils sont grossies au niveau du cœur où la taille de grain est de 5 à 8 mm, ce qui permet de distinguer facilement, à l‟œil nu, deux types de minéraux : d‟une part des silicates ferro-magnésiens de teinte vert foncé à brun

PROTÉROZOÏQUE

Photo 15 : Filons de doléritemicrogabbro formant des crêtes au sein du socle paléoprotérozoïque dans la boutonnière d‟Iguerda. Les filons de direction N60° recoupent celui de direction N140°. Vue vers le sud-est, depuis le point x=281 897, y=355 845, au nord de Aninig.

rouille, et, d‟autre part du plagioclase blanc laiteux. Un peu d‟épidote apparaît en tapissage de fractures. Ils présentent une bordure figée d‟environ 1 m de puissance. Aucun échantillon n‟a été prélevé sur ces filons ni sur la carte d‟Assaragh, ni sur leur prolongement sur la feuille Ighriy. Une étude pétrographique et géochimique du faciès gabbroïque proprement dit, est faite dans les notices d‟Agadir Melloul (Soulaimani et al., 2013) et de Tabadrist (Blein et al., 2013) où ce type de roches est assez bien développé, sous forme de corps massifs allongés ou en filons plus épais . PR : Dolérites et microgabbros, en sills ou filons Les corps intrusifs de ce type sont très nombreux, et ont des géométries variables. Les directions des filons et sills sont variables, avec cependant une prépondérance de trois familles : N20-50°, N60-75° et N120-170°.

La mise en place de ces filons s'est apparemment effectuée en plusieurs étapes. Les filons N120-170°sont nettement plus anciens. La Photo 15 montre un exemple d‟un filon de direction N60°E recoupant un filon de direction N140°E. Les N60°-75° sont soit antérieurs aux N20°-50, soit que les deux se sont mises en place même temps suivant en un système "pull apart". Les filons les moins épais (<10 m) sont constitués d‟une roche sombre à texture microgrenue, alors que dans ceux qui sont relativement plus épais (20 à 30 m), on observe très souvent des variations texturales importantes entre les bordures fines, sombres, et le cœur plus grenu et relativement clair. La majorité de ces filons est bien schistosée au niveau de leurs épontes, mais certains sont feuilletés sur toute leur épaisseur comme le cas du filon de dolérite de la Photo 16.

Photo 16 : Filon de dolérite affecté par un cisaillement dextre au sein du socle paléoprotérozoïque (x=281 637, y=355 895).

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Dans le cadre du projet Agadir Melloul, nous avons récolté vingt échantillons de roches basiques à intermédiaires, dont 16 ont fait l‟objet d‟analyses chimiques. Sept proviennent de la feuille Assaragh, parmi lesquels quatre sont analysés. D‟une manière générale, dans le cadre du projet Agadir Melloul, les études pétrographiques des filons « doléritiques » encaissés dans le socle paléoprotérozoïque montrent, comme cela a déjà évoqué par Hafid (1999), que les roches qualifiées de « dolérites » présentent en réalité plusieurs types de textures qui varient de la bordure au cœur du filon et sont donc en relation avec la vitesse de refroidissement. D'une manière générale, on distingue trois faciès pétrographiques avec un passage progressif de l'un à l'autre : ● Un faciès de bordure, observé dans la plupart des cas. Son épaisseur est de quelques décimètres mais elle est variable en fonction de la puissance du filon. Ce faciès est formé d'une roche microgrenue relativement sombre, avec une taille du grain généralement inférieure à 0,5 mm (Photo 17). Il présente une texture microdoléritique aphyrique à porphyrique due à la présence de "phénocristaux" de pyroxène et/ou plagioclase dont la taille ne dépasse guère un millimètre. Dans les bordures de certains filons fins, on peut parfois trouver des faciès microlitiques. Ce faciès de bordure est généralement enrichi en pyroxène par rapport à celui du centre. En revanche, il ne contient du quartz qu'occasionnellement. ● Un faciès « moyen », formant la masse principale des filons. Il est d'une manière générale constitué d‟une roche à texture doléritique intersertale, subophitique à ophitique typique, observée dans certains filons peu épais, notamment à Agadir Melloul. Le grain a une taille moyenne de 0,5 à 1,5 mm (Photo 17). ● Un faciès plus « grossier » (microgabbro doléritique à gabbro), occupant la partie centrale de certains filons. La taille du grain est de l'ordre de 2 à

3 mm exceptionnellement 5 mm (Photo 17). Ce faciès Ce faciès a une texture généralement doléritique, intersertale à subophitique, et est essentiellement caractérisé par l'abondance de micropegmatite, l'abondance de cristaux d'apatite et la fréquente présence des phases tardives hydroxylées (amphiboles et biotite) en position interstitielle. La grande majorité de ces roches est affectée, dans un contexte épizonal, par des transformations postmagmatiques, qui oblitèrent plus ou moins complètement la paragenèse primaire. Malgré ces transformations secondaires, qui sont parfois très accentuées, ces roches basiques conservent souvent leur texture magmatique et partiellement leur paragenèse primaire. Cette paragenèse est la suivante : clinopyroxène, rare orthopyroxène, plagioclase, oxydes ferro-titanés, apatite, fréquentes micropegmatites (quartz + feldspath alcalin), parfois hornblende vert-foncé et très rare biotite. La paragenèse secondaire est caractéristique du faciès schistes verts. Elle est formée d'albite, chlorite, actinote, épidotes, titanite (leucoxène), calcite et quartz. Le pyroxène se présente en cristaux automorphes à subautomorphes, parfois en plages pœcilitiques (1 à 4 mm) et en petits cristaux intergranulaires. Dans la majorité des roches étudiées, il est partiellement ou complètement transformé en actinote et en chlorite + épidotes, avec néoformation d‟oxydes de fer. Le pyroxène constitue avec le plagioclase environ 80% de la composition modale de la roche. Les analyses effectuées par Hafid et al. (1999) dans des échantillons très peu altérés montrent qu‟il s‟agit d‟augite (Wo33-40, En36-50, Fs13-30). Le plagioclase se présente généralement sous forme de lattes constituant la charpente intersertale de la roche ou parfois incluses, partiellement ou totalement, dans le clinopyroxène. Il apparaît rarement sous forme de phénocristaux zonés. Dans la plupart des roches, le plagioclase est très altéré et a une composition allant de

Photo 17 : Variation du facies entre la bordure fine et le centre grossier dans un dyke basique (x=278 878, y=356 817).

TONIEN À CRYOGÉNIEN

l'albite à l'oligoclase, mais, dans les roches les moins transformées où les minéraux primaires sont conservés, il présente généralement une composition d‟andésinelabrador : An45-70 (Hafid et al., 1999). Le quartz est présent dans la plupart des roches, soit en cristaux isolés, soit associé à du feldspath alcalin sous forme de micropegmatite, abondante dans les faciès « grossiers » différenciés. L‟amphibole est très rare ; quelques cristaux ont été observés dans certaines roches, notamment celles qui possèdent une texture « grossière » et sont riches en micropegmatite. Elle est de couleur vert-brun à bleuté parfois. Elle occupe la bordure des pyroxènes, et se trouve aussi sous forme de petits grains intimement associés à de la micropegmatite. D‟après les analyses faites par Hafid et al. (1999), il s'agit de ferro-édénite et de ferro-hornblende. La biotite est très rare et, comme l'amphibole, se trouve uniquement dans le faciès « grossier » riche en quartz. Elle est souvent partiellement chloritisée ou altérée en mica blanc. Les minéraux opaques sont des oxydes ferro-titanés xénomorphes, occupant les espaces inter-granulaires. Les cristaux analysés par Hafid et al. (1999) présentent une composition d'ilménite. Dans les roches altérées, ils sont plus ou moins complètement transformés en titanite. L‟apatite apparaît généralement en fines aiguilles intimement liées aux phases de fin de cristallisation, notamment la micropegmatite qui les englobe. Les autres minéraux accessoires inventoriés sont du leucoxène, fréquent, et de l‟allanite métamicte, très rare. Les minéraux secondaires sont représentés essentiellement par la chlorite, l'amphibole, les épidotes, la calcite et la titanite. L'amphibole est généralement fibreuse, verdâtre, et a une composition d‟actinote (Hafid et al. 1999). Sur le plan géochimique, dans le cadre du projet Agadir Melloul, nous avons fait analyser 15 échantillons de roches basiques à intermédiaires parmi lesquels six (ASHA491, ASHA412, ASAH601, ASAH392, ASHA433, ASHA386) proviennent des dolérite-microgabbro, en filons dans le socle paléoprotérozoïque (PR), de la feuille Assaragh. En ce qui concerne la composition géochimique de ces dolérite-microgabbro de la feuille Assaragh (Annexe 3), elles ont une composition basaltique : SiO2=45,8249,74% ; MgO=3,87-6,65% ; Fe2O3=15,16-18,83%. Malgré les transformations minéralogiques, leur composition chimique ne semble pas être très perturbée : PF<3,6. L‟étude géochimique synthétique des filons de doléritemicrogabbro est donnée plus loin dans le chapitre «Conditions de formation des entités géologiques».

2.1.3 - Tonien à Cryogénien (Néoprotérozoïque inférieur à moyen, NP1-2) 2.1.3.1 - Groupe de Taghdout Ce groupe correspond au « Système des Calcaires et quartzites » défini par Neltner (1938) et Choubert (1952). Il s‟intègre aujourd‟hui dans le Supergroupe de l‟AntiAtlas et est classiquement considéré comme un dépôt de marge passive de la bordure nord du Craton Ouest Africain, d‟âge Cryogénien. Le Groupe de Taghdout se présente comme l‟équivalent du Groupe du Jbel Lkest dans l‟Anti-Atlas occidental. Au nord-est de la chaîne, des lambeaux tectoniques de ces mêmes faciès de plate-forme jalonnent l‟Accident Majeur de l‟Anti-Atlas depuis le Sirwa jusqu‟à la boutonnière de Bou-Azer – El Graara (Chaînon de N‟Kob, Unité de Tachdamt – Bleïda). Dans la région d‟Agadir-Melloul -- Ighriy le Groupe de Taghdout affleure dans les deux massifs emblématiques de Tizi-n-Taghatine (extrémité sud de la boutonnière du Sirwa) et du Jbel Iguiguil (boutonnière d‟Azaghar – Izazen). Ces massifs, à très grande dominante gréseuse, restituent aujourd‟hui, à l‟identique, les paléoreliefs existants à l‟Édiacarien supérieur (environ 570 Ma). Sur la feuille Assaragh, le Groupe de Taghdout est représenté dans la boutonnière par une barre de quartzites cataclasés à microbréchifiés. Formation d'Ahmamad NP1-2Aq : Barres microbréchifiés

quartzites

cataclasés

La bordure ouest de la boutonnière d‟Iguerda est jalonnée par une barre continue de quartzite bréchique qui forme une longue crête morphologique sur plus de cinq kilomètres. Il s‟agit du prolongement sud-est de celle décrite à l‟ouest de la petite boutonnière de Tiza-nFouyal (feuille Ighriy). Ici la barre présente une direction N165-170°E et d‟environ 10 m de puissance. Elle est encastrée soit dans les terrains paléoprotérozoïques au nord et au sud, soit bordant la limite faillée entre le socle et la couverture adoudounienne (Photo 18). L‟observation macroscopique de cette structure montre qu‟elle est constituée de quartzites cataclasés à microbréchifiés, recimentés par du quartz blanc. Une vue globale montre que cette barre présente une stratification avec un pendage de 75° vers l‟est. Notons que ces barres de quartzites bréchiques encaissées d‟une façon tectonique dans le socle paléoprotérozoïque constituent l‟un des traits intriguant de la géologie de cette région. Elles sont décrites dans le cadre de ce projet dans les boutonnières de Tiza-nFouyal et d‟Idikl (Feuille Ighriy), au nord d‟Agadir Melloul (Feuille Tabadrist) et sont probablement à associer à celles qui soulignent la bordure sud-est d‟AzagharIzazen. Leur mise en place sera discutée ultérieurement dans les conditions de formation.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Photo 18 : Vue vers le sud de la barre de quartzites cataclasés et redressée au sein du socle paléoprotérozoïque dans la partie ouest de la boutonnière d‟Iguerda (x=277 480, y=356 170).

2.1.4 - Édiacarien (Néoprotérozoïque supérieur, NP3) ème

Sur la carte d‟Agadir Melloul au 1/100 000 (Faure Muret, 1992), les séries de l‟Édiacarien ont été subdivisées en deux ensembles : i) une séquence volcano-sédimentaire (Formations des Ida ou Natif et 3 d‟Anammar) attribuée au PII , recouverte par ii) une séquence volcanique PIII (Groupe de Ouarzazate). La séquence volcano-sédimentaire basale présente des faciès terrigènes et volcano-sédimentaires très variés qui rappellent fortement ceux du Groupe de Tiddiline dans la boutonnière de Bou Azer – El Graara ainsi que ceux de la Série d'Anzi dans le Kerdous. Les datations géochronologiques obtenues au cours de cette étude, indiquent que les Formations des Ida ou Natif et d‟Anammar ainsi que le Groupe de Ouarzazate appartiennent toutes à la partie supérieure de l‟Édiacarien (NP3s). Les formations des Ida ou Natif et d‟Anammar ne sont donc pas équivalentes au Groupe de Tiddiline ou à la Série d‟Anzi qui appartiennent à la partie inférieure à moyenne de l‟Édiacarien. De plus ces datations indiquent également que le complexe détritique de base du Jbel Wawkida appartient à la partie moyenne de l‟Édiacarien (NP3m). Il sera désigné sous l‟appellation Groupe du Jbel Wawkida dans les présentes notices. Sur la feuille Assaragh, l‟Édiacarien affleure presque exclusivement en bordure de la boutonnière d‟Iguerda, et est représenté par le volcanisme pyroclastique du Groupe de Ouarzazate.

2.1.4.1 - Groupe de Ouarzazate (NP3sW) Les dépôts volcaniques et sédimentaires du Groupe de Ouarzazate (PIII), défini par Choubert (1952, 1963) et Thomas et al. (2002), affleurent entre le soubassement ancien polystructuré et la couverture carbonatée adoudounienne, avec une puissance relativement faible (0 à 200 m). Le Groupe de Ouarzazate n‟avait jusqu‟à présent jamais fait l‟objet d‟une cartographie détaillée.

La cartographie des dépôts pyroclastiques et sédimentaires du Groupe de Ouarzazate sur l‟ensemble des quatre cartes (Tabadrist, Ighriy, Assaragh et Agadir Melloul) permet de distinguer trois séquences principales. La première séquence est représentée par deux formations, celle d‟Anammar et d‟Adrar-nTakoucht. La Formation d‟Anammar est constituée de sédiments volcano-détritiques. À son sommet des dépôts pyroclastiques fins aériens annoncent les dépôts pyroclastiques massifs de la Formation de Tadoughast. Cette Formation d‟Anammar affleure essentiellement dans la boutonnière d‟Agadir Melloul – Jbel Iguiguil. La Formation de l‟Adrar-n-Takoucht contemporaine, est constituée principalement de dépôts volcaniques pyroclastiques dont l‟âge est compris entre 572 et 568 Ma, et affleure dans la boutonnière du Sirwa. Ces deux formations se distinguent par une structuration différente. Alors que la Formation d‟Adrar-n-Takoucht est affectée par un plissement et recouverte en discordance angulaire par la Formation de Tadoughast, la Formation d‟Anammar ne présente pas un tel plissement et la Formation de Tadoughast la recouvre sans discordance notable. Une telle différence implique que la Formation d‟Adrar-n-Takoucht s‟est déposée dans un contexte en transpression, alors que la Formation contemporaine d‟Anammar est caractérisée par un régime en transtension. Ces observations seront développées dans la partie structuration. La seconde séquence est constituée par la Formation de Tadoughast. Cette formation est composée de dépôts pyroclastiques de composition dacitique à rhyolitique ainsi que de dômes rhyolitiques. Ces dômes affleurent dans la partie nord de la boutonnière d‟Agadir Melloul – Jbel Iguiguil. Les dépôts pyroclastiques sont de plus en plus massifs vers le sommet de cette formation, qui s‟achève généralement par la mise en place de deux coulées ignimbritiques massives. La troisième séquence est constituée par la Formation de Fajjoud qui présente également des dépôts pyroclastiques de composition dacitique à rhyolitique

ÉDIACARIEN

associés avec des coulées basaltiques à affinité alcaline. Le sommet de cette formation est caractérisé localement par des conglomérats chenalisés à éléments volcaniques et de socle.

vraisemblablement contemporains de la mise en place des coulées rhyolitiques en dôme.

Dans tous les secteurs de la carte, le Groupe de Ouarzazate repose en discordance angulaire très nette sur un paléorelief constitué par le socle paléoprotérozoïque (PP) ou par les sédiments du Néoprotérozoïque moyen (NP2). Les dépôts remplissent de larges sillons contrôlés par le développement synchrone de failles normales. Ces dépôts se caractérisent par une grande variabilité latérale et verticale des faciès.

Le secteur de Tayfast est caractérisé par la présence de rhyolite à texture microgrenue recoupant des quartzites cataclasées (NP2iAq) du Groupe de Taghdout et des granites leucocrates de la suite alumino-potassique de ème type Tazenakht. Sur la carte géologique au 1/100 000 d‟Agadir Melloul, ces rhyolites sont cartographiées comme intrusives. Ce caractère intrusif a été donné à cause de l‟aspect de ces affleurements qui semblent former des dômes intrusifs liés à la mise en place de coulées rhyolitiques très visqueuse comme dans le secteur de Tadoughast sur la feuille Tabadrist. Ces rhyolites sont certainement constituées d‟un magma très visqueux qui a conservé une morphologie en dôme après sa mise en place à l‟air libre. Cette rhyolite est recouverte par des brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle présentes à la base de la Formation de Fajjoud.

Sur la feuille Assaragh, les dépôts pyroclastiques affleurent de façon discontinue en bordure de la boutonnière d‟Iguerda : ● sur la bordure sud-est de la boutonnière, dans le secteur des assif Aguinane, Talat-n-Tla et Tinoussam, le Groupe de Ouarzazate est constitué par des brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle (NP3sW3b), des brèches pyroclastiques, des tufs lithiques et des tufs cristallins (NP3sW3B, NP3sW3tl) et des conglomérats sommitaux (NP3sW3cs) de la Formation de Fajjoud ; ● sur la bordure sud de la boutonnière, dans le secteur de Dougadir-n-Aït Mansour, le Groupe de Ouarzazate est constitué par des brèches volcanosédimentaires à éléments de socle (NP3sW3b), des brèches pyroclastiques et des tufs lithiques (NP3sW3B) de la Formation de Fajjoud ; ● sur la bordure ouest de la boutonnière, secteurs d‟Agadir-n-Tiniri (x=275 400, y=350 300) et Tayfast (x=278 400, y=350 300), le Groupe de Ouarzazate est constitué, et des coulées rhyolitiques en dômes et des cinérites de la Formation de Tadoughast, et par des brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle (NP3sW3b), des brèches pyroclastiques, des tufs lithiques, des tufs cristallins et des tufs cristallins en festons (NP3sW3B, NP3sW3tl, NP3sW3tf) de la Formation de Fajjoud. 2.1.4.1.1 - Formation de Tadoughast La Formation de Tadoughast est présente très localement sur la feuille Assaragh dans le secteur de Tayfast, avec des faciès de rhyolite liés à la mise en place de coulée en dômes (NP3sW2i), et par des tufs pyroclastiques fins ignimbritiques (NP3sW2ρ). NP3sW2ρ : Ignimbrites (565-567 Ma) Localement à l‟ouest de la localité de Tayfast, en bordure ouest de la boutonnière, un affleurement de tuf pyroclastique fin ignimbritique jaune a été observé. Ces tufs de composition rhyolitique reposent directement sur la diorite orbiculaire de Tayfast et sont recouverts par des brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle présentes à la base de la Formation de Fajjoud. De par leur position stratigraphique, ces tufs sont

NP3sW2i : Dômes rhyolitiques

2.1.4.1.2 - Formation de Fajjoud La Formation de Fajjoud constitue une partie importante des affleurements du Groupe de Ouarzazate pour la feuille Assaragh. Dans ce secteur, les faciès caractéristiques de cette formation sont des brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle (NP3sW3b), des brèches pyroclastiques (NP3sW3B), des tufs lithiques et tufs cristallins (NP3sW3tl), des tufs cristallins à litage oblique (NP3sW3tf) ainsi que des conglomérats (NP3sW3cs). La Formation de Fajjoud ne présente pas de niveaux massifs d‟ignimbrites, et affleure de façon discontinue en bordure ouest de la boutonnière et principalement sur une épaisseur ne dépassant pas cinquante mètres. Sur la bordure est de la boutonnière, elle affleure le long de plusieurs assif le long desquels les faciès pétrographiques présentent une forte variabilité lithologique. Ces assif actuels suivent peut être d‟anciennes vallées de l‟Édiacarien supérieur le long desquelles se sont déposés les dépôts pyroclastiques du Groupe de Ouarzazate. En descendant l‟assif Aguinane depuis Assaragh, nous pouvons observer de nombreux blocs basculés de socle devenant de plus larges vers l‟aval. De la localité d‟Assaragh à un point situé à mi-distance entre les localités d‟Azougza et Kiryout, les dépôts pyroclastiques deviennent de moins en moins épais vers l‟aval et présentent un pendage vers le nord-ouest. À partir de la localité de Kiryout, après un secteur où les dépôts pyroclastiques sont horizontaux, ils deviennent de plus en plus épais en descendant l‟assif, avec un pendage vers le sud-est.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

très variable, et décroit vers l‟aval des assif disparaître totalement. Dans le secteur de Tayfast l‟Adrar Sidi Ba‟lssa, ces brèches sont localisées des paléo-chenaux et constituées plutôt de granitiques.

pour et de dans blocs

Les brèches volcano-sédimentaires à éléments de schistes, particulièrement bien représentées dans le sud de la boutonnière d‟Iguerda et dans les assif Tinoussam et Aguinane, sont caractérisées par une accumulation (0 à 150 m) de fragments pluri-centimétriques à décimétriques provenant du substratum avec une prépondérance des fragments de schistes et de micaschistes et une matrice volcanogène (Photo 19).

Photo 19 : Brèche volcano-sédimentaire à éléments de schistes et micaschistes, secteur de Dougadir-n-Aït Mansour (x=283 800, y=348 500) boutonnière d‟Iguerda. NP3sW3b : Brèches éléments de socle

volcano-sédimentaires

Les brèches volcano-sédimentaires affleurent à la base de la Formation de Fajjoud principalement sur les bordures sud de la boutonnière d‟Iguerda dans le secteur de Dougadir-n-Aït Mansour, et sud-est de cette même boutonnière dans le secteur des assif Aguinane, Talat-n-Tla et Tinoussam. Dans les secteurs, les brèches volcano-sédimentaires sont constituées de blocs de schistes et de micaschistes. Leur épaisseur est

Les éléments, anguleux et mal triés (millimétriques à 20 cm de diamètre) qui les composent, suggèrent un transport limité. Les fragments de schistes fréquemment rectangulaires sont orientés. L'importance de la matrice varie suivant les localités, les fragments sont jointifs ou non jointifs. Il n‟est pas exclu que certains blocs soient de nature volcanique ce qui laisserait supposer un démantèlement précoce du volcanisme associé. À ce titre, l‟interstratification de tufs pyroclastiques riches en fragments lithiques dans ces brèches indique l‟existence d‟un volcanisme contemporain au dépôt de ces brèches. Elles ont localement un caractère volcanique indéniable. Toutefois, il semble que ce soit dans la majorité des cas une brèche volcano-sédimentaire remaniant des brèches pyroclastiques non consolidées riches en éléments de socle. Dans la partie ouest de la boutonnière, dans le secteur de Tayfast et de l‟Adrar Sidi Ba‟lssa, les brèches volcano-sédimentaires sont à éléments de granite essentiellement. Elles reposent toujours en discordance sur le socle éburnéen (granites, migmatites et micaschistes), toutefois elles de sont pas systématiquement présentes à l‟interface entre le

Photo 20 : Brèche volcano-sédimentaire à éléments de granite, secteur de Tizirt (x=280 80, y=361 400) boutonnière d‟Iguerda.

ÉDIACARIEN

Groupe de Ouarzazate et les formations sous-jacentes. De fait leur épaisseur est très variable, de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres. Ces brèches, d‟aspect chaotique, se distinguent par une absence de tri, une granulométrie des éléments variant du millimètre à plusieurs mètres et une absence de stratification (Photo 20). Les blocs, de taille pluri-décimétrique à pluri-métrique, peuvent être anguleux à émoussé mais peuvent aussi se montrer très arrondis, en particulier les quartzites. Les deux types peuvent se côtoyer ce qui pourrait témoigner d'une remobilisation d'un matériel déjà alluvionnaire (cannibalisme). La brèche est constituée essentiellement de blocs de granites. La nature et la dominance des blocs ainsi que de la matrice reflète la nature du substratum environnant immédiat et démontre le faible transport des matériaux. La taille des blocs présente une variation importante. À la base, nous observons des blocs de granites de taille métrique à pluri-métrique avec peu de matrice. Progressivement, la taille de blocs de socle diminue et devient pluridécimétrique. Ces brèches volcano-sédimentaires à éléments de socle sont recouvertes par des brèches pyroclastiques et des tufs lithiques (NP3sW3B), ou par des tufs lithiques et cristallins (NP3sW3tl) de la Formation de Fajjoud. NP3sW3tf : Tufs cristallins à litage oblique Sur la feuille Assaragh, ces tufs pyroclastiques cristallins ne s‟observent qu‟en bordure nord de la carte en limite avec la feuille Ighriy. Dans la boutonnière d‟Iguerda, ces tufs reposent directement sur le socle paléoprotérozoïque granitique par un niveau de tufs lithiques à fragments de socle. Ces tufs sont recouverts par une brèche de base de la Formation d‟Adoudou.

taille millimétrique à pluri-millimétrique. Ces tufs présentent une convergence de faciès avec des grès terrigènes, de part notamment la présence d‟un litage oblique. Ce litage oblique est fréquemment observable dans des tufs pyroclastiques de déferlantes se déposant à la base de séquences ignimbritiques. Les litages diffus sont souvent caractéristiques des tufs pyroclastiques. Toutefois, aucune stratification nette, aucune limite de bancs n‟a été observée dans ces tufs. Ils sont généralement massifs, et ne dépassent pas les vingt mètres d‟épaisseur sur cette feuille. NP3sW3B : Brèches pyroclastiques et tufs lithiques Ces alternances de brèches pyroclastiques et de tufs lithiques s‟observent sur les bordures de la boutonnière d‟Iguerda, dans de petites boutonnières sur la bordure ouest, et dans les assif dans bordures est et sud. Dans l‟assif Aguinane et dans de secteur de Dougadir-n-Aït Mançour, les brèches pyroclastiques et les tufs lithiques constituent un variation verticale et latérale des brèches volcano-sédimentaires basales à éléments de socle. Les éléments de socle disparaissent, et le caractère pyroclastique est de plus en plus prédominant. Sur la bordure ouest de la boutonnière d‟Iguerda dans le secteur d‟Imi-n-Ifriy (x=274 700, y=357 800), les brèches pyroclastiques et les tufs lithiques forment des chenaux entre les tufs lithiques et cristallins bien stratifiés et la couverture sédimentaire paléozoïque. Les brèches pyroclastiques sont constituées de fragments anguleux de taille variable (2 à 20 cm), mais également de nombreux blocs arrondis (5 à 20 cm) pris dans une matrice volcanique constituée de nombreux fragments de quartz, de feldspath et d‟échardes de verre. La matrice constitue 40 à 60% de la roche. Les fragments lithiques de ces brèches ne sont pas jointifs (Photo 21). Ce sont des fragments de roches

Ces tufs de teinte violet foncé sont caractérisés avec un litage diffus matérialisés par des clastes cristallins de Photo 21 : Brèches pyroclastiques renfermant de nombreux fragments de socle, secteur d‟Imi-n-Ifriy (x=274 700, y=357 800), boutonnière d‟Iguerda.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

volcaniques de composition rhyolitique mais également des fragments de socle dont la proportion est très variable suivant les secteurs, et la position de la brèche dans la pile stratigraphique.

Morphologiquement, ces alternances de brèches pyroclastiques et de tufs lithiques forment de petites falaises. NP3sW3tl : Tufs lithiques et cristallins Ces alternances de tufs lithiques et cristallins s‟observent dans l‟assif Aguinane et sur la bordure ouest de la boutonnière d‟Iguerda. Dans l‟assif Aguinane, ce sont des tufs bien stratifiés avec des alternances nettes entre des tufs lithiques à lapillis et des tufs grossiers à clastes lithiques (Photo 22). Dans ces tufs grossiers, la proportion des clastes est très variable. Ces clastes peuvent être jointifs ou éparpillés dans une matrice cendreuse. Les tufs lithiques sont constitués de fragments anguleux de taille variable (0.5 à 5 cm), mais également de nombreux blocs arrondis (1 à 4 cm) pris dans une matrice volcanique constituée de nombreux fragments de quartz, de feldspath et d‟échardes de verre. Ces fragments sont essentiellement des roches volcaniques riches en microlithes de feldspaths, avec également quelques fragments cristallins avec une matrice cendreuse. La matrice constitue généralement 40 à 60% de la roche, les différents fragments et blocs ne sont pas jointifs, toutefois certains faciès présentent une matrice peu abondante.

Photo 22 : Alternance de tufs pyroclastiques lithiques et cristallins, secteur de Timzoughine (x=294 300, y=356 300), assif Aguinane. Les tufs lithiques se différencient des brèches par des fragments lithiques plus petits inférieurs à 5 cm. Localement, une stratification en bancs plurimétriques s‟amorce dans ces tufs. Toutefois, aucun granoclassement n‟est observé. Ces roches pyroclastiques riches en fragments lithiques passent latéralement à des alternances de tufs cristallins et lithiques comme le long de l‟assif Aguinane.

Les tufs cristallins se différencient par l‟absence de fragments lithiques. Ces tufs, de teinte violet foncé, sont caractérisés avec un litage diffus matérialisés localement par des grains de quartz millimétriques avec une texture vitroclastique. Les clastes cristallins, d‟abondance variable, sont généralement jointifs à subjointifs, et ne présentent pas de granoclassement. Ce sont des fragments de quartz (25%), de feldspaths (60%), d'oxydes (10%) et de muscovite (5%) (Photo 23).

Photo 23 : Tuf pyroclastique cristallin avec une matrice cendreuse recristallisé et des échardes de verre (ASOB487), secteur de Tizirt (x=280 000, y=361 900) boutonnière d‟Iguerda.

NÉOPROTÉROZOÏQUE TERMINAL À CAMBRIEN INFÉRIEUR

Figure 5: Diagramme SiO2 vs Na2O+K2O (Le Maitre et al. 1989) appliqué aux roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate (NP3sW).

Photo 24 : Panorama de l‟assif Aguinane vers le nord présentant les conglomérats sommitaux de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate et la « Série de Base » de la Formation d‟Adoudou. Entre les clastes, la matrice est constituée d'échardes de verre déformées, d'oxydes et d'une masse cendreuse. Localement s'interstratifient des niveaux plus cendreux plus fins avec de très petits clastes cristallins au sein de ces tufs cristallins. Les tufs pyroclastiques cristallins analysés (ASOB487 et ASOB571) présentent une composition intermédiaire (59%<SiO2<63%) dans la gamme des andésites (Figure 5), avec de fortes teneurs en Al2O3 (18-19%) et en K2O t (7-8%), et de faibles teneurs en Fe2O3 (4,5-7,5%) et MgO (1,8-1,9%) (Annexe 7). Les fortes teneurs en K2O sont liées à la séricitisation des plagioclases et de la matrice cendreuse. NP3sW3cs : Conglomérats sommitaux La Formation d‟Adoudou repose généralement directement sur des tufs pyroclastiques du Groupe de Ouarzazate. Toutefois, des conglomérats sommitaux ont été cartographiés, sur la feuille Assaragh, dans les boutonnières des assif Tinoussam et Aguinane (Photo 24). Dans la partie amont de ces petites boutonnières, la Formation d‟Adoudou repose directement sur les faciès volcaniques du Groupe de Ouarzazate. Puis les

conglomérats apparaissent progressivement. Leur épaisseur varie fortement de quelques mètres à près de 100 m d‟épaisseur dans la partie la plus aval. La pétrographie des galets présente une forte variation suivant les secteurs. Cette variation pétrographique traduit la variation des faciès pétrographiques des roches du socle et du Groupe de Ouarzazate.

2.1.5 - Couverture du Néoprotérozoïque terminal - Paléozoïque inférieur La couverture sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur occupe une large partie de la feuille Assaragh. La base carbonatée de cette couverture affleure autour des flancs de la boutonnière d‟Iguerda tandis que les séries sus-jacentes affleurent au sud-est de la carte et, plus sporadiquement dans de petits massifs au sud de la feuille (Azagzawn, Adarg, Mouchouwaf). Le cycle Néoprotérozoïque terminal - Cambrien moyen basal est formé de deux groupes lithostratigraphiques (Taroudannt et Tata) présentant une épaisseur de l‟ordre de 1500 m dans la région d‟Agadir-Melloul (Figure 6 et Figure 7). Les grands ensembles lithostratigraphiques

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Єi4

Єi3 Єi2b Єi2a2

Єi2a1*

Єi2a1

Membre de Tiout

Єi1 ЄiTw3 ЄiTw2

ЄiTw1s

ЄiTw1m

ЄiTw1b

NP3ЄiAd2

NP3ЄiAd1b NP3ЄiAd1a

Figure 6 : Succession stratigraphique de la couverture sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal au Cambrien moyen basal de la feuille Assaragh.

NÉOPROTÉROZOÏQUE TERMINAL À CAMBRIEN INFÉRIEUR

DECOUPAGE STRATIGRAPHIQUE Formation Membre

Formation d‟Adoudou

NP3-ЄiAd1

« Série de base » détritique

NP3-ЄiAd1a

NP3-ЄiAd2

« Série de base » silteuse « Série de base » siltocarbonatée Membre carbonaté

ЄiTw1b

Membre silto-argileux

ЄiTw1m

Membre gréseux

ЄiTw1s

Membre silto-argileux

ЄiTw2

Barre(s) de Tata

ЄiTw3

Membre silto-carbonaté

Єi1

NP3-ЄiAd1b

Formation de Taliwine

Єi2b

Membre carbonaté inférieur Membre de Tiout – non cartographié Membre silto-carbonaté inférieur Membre médian à dominante carbonaté – non cartographié Membre silto-carbonaté supérieur Membre oolitique terminal

Formation d‟Issafène

Єi3

Formation d‟Asrir

Єi4

Formation d‟Igoudine

Єi1* Єi2a1

Formation d‟Amouslek

Єi2a1* Єi2a2

Description rapide Série détritique grossière hétérogène : faciès gréso-conglomératique et siltites rouges Siltite rouge à rares passages gréseux Siltite argileuse rouge et minces couches dolomitiques à laminations microbiennes, passe latéralement à un faciès gréso-conglomératique Dolomie à microbialite et interlits argilo-silteux rouges Silts argileux à rides de courant unidirectionnel et rides de vagues, présence de fines intercalations gréseuses Grès fin à rides de courant, litage plan, litage oblique de mégarides unidirectionnelles et galets mous intercalés dans des siltites rouges Silts argileux à rides de courant unidirectionnel et rides de vagues, rare intercalations de grès fin et de dolomie stromatolitique Dolomie à laminations microbiennes sub-horizontales et interlits silto-argileux versicolores (rouges/grises/roses) Siltite argileuse rouge à fines intercalations de dolomies à laminations microbiennes Dolomie stromatolitique et interlits argilo-silteux versicolores (rouge/gris) Silts argileux versicolores (vert/gris/rouge) et calcaire dolomitique sombre à laminations microbiennes et traces de bioturbations Calcaire dolomitique bioturbé et interlits silto-argileux versicolores (vert, gris, rouge), à rides de vagues et de courant unidirectionnel Calcaire dolomitique massif bioturbé et interlits silto-argileux versicolores (vert, gris, rouge). Rares bancs de calcaires oolitiques. Calcaire dolomitique massif bioturbé et interlits silto-argileux versicolores (vert, gris, rouge) Calcaire oolitique et interlits silto-argileux versicolores (vert, gris, rouge) Série silto-gréseuse rouge. Présence plus ou moins marquée de calcaires oolitiques à la base de la formation Grès fins à moyens à litage oblique ede type SCS et HCS à la base, à litage oblique de mégarides au sommet

Figure 7 : Légende du log lithostratigraphique de la couverture sédimentaire de la feuille Assaragh regroupent différentes formations d‟extension régionale à l‟échelle de l‟Anti-Atlas, qui ont été définies par différents auteurs (e.g. Choubert, 1952 ; Boudda et al., 1979 ; Geyer, 1990). Le Groupe de Taroudannt rassemble la Formation d‟Adoudou principalement carbonatée et la formation mixte de Taliwine, laquelle devient à dominante carbonatée vers l‟ouest tandis qu‟elle est exclusivement terrigène plus à l‟est, dans l‟Anti-Atlas central. Le

Groupe de Tata est composé de séries mixtes, carbonatées et terrigènes, les formations d‟Igoudine, d‟Amouslek, d‟Issafène et de Tazlaft. Ces formations sédimentaires montrent des variations latérales de faciès relativement lentes qui ont pu être établies clairement à travers les différents travaux de cartographie récemment menés par le BRGM autour des boutonnières du Kerdous (Chèvremont et al., 2005), de

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la Tagragra d‟Akka (Chalot-Prat et al., 2001 ; Gasquet et al., 2001) et de Bou Azer (Blein et al., 2013).

2.1.5.1 - Groupe de Taroudannt 2.1.5.1.1 - Formation d’Adoudou (NP3-ЄiAd) La Formation d‟Adoudou (Choubert, 1952) constitue l‟unité lithostratigraphique basale du cycle néoprotérozoïque terminal/cambrien inférieur. Dans la partie nord de la feuille Assaragh comme sur la feuille Ighriy, elle surmonte en discordance les séries continentales volcano-détritiques du Groupe de Ouarzazate (Édiacarien supérieur), et même, par endroits, le socle paléoprotérozoïque (PP). Cette discordance matérialise une phase de soulèvement et d‟érosion enregistrée régionalement à la fin de l‟épisode volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate. Dans l‟Anti-Atlas central (région de Bou Azer), un hiatus stratigraphique significatif accompagne l‟onlap des dépôts de la Formation d‟Adoudou sur le Groupe de Ouarzazate. Ce hiatus semble s‟atténuer dans la région d‟Agadir-Melloul pour probablement s‟estomper dans l‟Anti-Atlas occidental (flanc sud du Kerdous) où cette

phase de soulèvement n‟est enregistrée que par le développement d‟un prisme terrigène, sans aucune évidence de discontinuité stratigraphique majeure (Chèvremont et al., 2005). La Formation d‟Adoudou est principalement composée de dépôts carbonatés peu profonds et très monotones, à structures d‟origine microbienne. Elle s‟inscrit dans un contexte de subsidence généralisée responsable de l‟ennoyage progressif du bassin de l‟Anti-Atlas 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). Une différence marquée du taux de subsidence entre l‟Anti-Atlas occidental et l‟AntiAtlas central est responsable de 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., 2005) à 400 m dans la région d‟Agadir-Melloul, puis à seulement 150 m dans la région de Bou Azer, avant de se biseauter totalement sur le flanc sud du Jbel Saghro plus au nord-est (région d‟Agdz). La production sédimentaire à dominante

NP3-ЄiAd2

NP3-ЄiAd1

NP3-ЄiAd2 Dolomie stromatolithique NP3-ЄiAd2

NP3-ЄiAd1 Siltites rouges + ou - indurées NP3-ЄiAd1

Photo 25 : Les formations adoudouniennes de la feuille Assaragh : vue d‟une succession classique (en bas) et cas particulier de la région de Tayfast à faciès bréchiques de la « série de base »en haut (NP3-ЄiAd1). Pour les figurés et la signification des couleurs, voir Figure 7.

NÉOPROTÉROZOÏQUE TERMINAL À CAMBRIEN INFÉRIEUR

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. Dans le domaine étudié, comme dans sa localité type (région de Tiznit ; Choubert, 1952), la Formation d‟Adoudou peut être subdivisée en deux ensembles : une série de base (NP3-ЄiAd1a-b), de composition principalement terrigène, surmontée par une puissante et monotone série dite des « calcaires inférieurs » (NP3ЄiAd2). NP3-ЄiAd1a-b : Alternances silto-gréseuses, avec ou sans bancs dolomitiques (« série de base ») Dans la partie nord de la feuille Assaragh, la Formation d‟Adoudou débute par une mince unité terrigène de 0,5 à 15 m d‟épaisseur composée d‟une alternance de brèches, de grès grossier à conglomératiques et de

siltite rouge (Photo 25). Les brèches sont formées d‟éléments très anguleux de taille centimétrique à décimétrique, dont la nature reflète en général celle du substratum immédiat. Les variations d‟épaisseur et de faciès de cette unité, le caractère anguleux et la nature des éléments attestent l‟existence d‟une paléotopographie contrastée avec des reliefs nourriciers soumis à l‟érosion. Les produits de démantèlement de ces reliefs viennent alors combler ces paléoreliefs au début de la grande phase transgressive du Néoprotérozoïque terminal à la faveur du fonctionnement de systèmes de fan-delta localisés. Localement, le remaniement de blocs de dolomie à laminations algo-bactériennes dans certains niveaux bréchiques de cette « série de base » suggère l‟intercalation de dépôts carbonatés lacustres au sein de la série « synrift » du Groupe de Ouarzazate.

Série carbonatée (dolomie à stromatolithes) NP3-ЄiAd2

« Série de base » siltocarbonatée NP3-ЄiAd1b

« Série de base » silteuse NP3-ЄiAd1a

Photo 26 : Série de base de la Formation d‟Adoudou dans le massif Inoummar au sud d‟Assaragh. Cette unité basale principalement composée de siltite rouge repose ici en concordance sur le complexe volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate. Elle est progressivement surmontée par une série carbonatée à structures stromatolitiques. Photo 27 : Discordance de la série carbonatée de la Formation d‟Adoudou sur les séries volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate et sur le Paléoprotérozoïque (PI) structurés en une succession de demi-graben au sud du village d‟Assaragh.

Fm. Adoudou

Gr. Ouarzazate Gr. Ouarzazate

Groupe ZenagaIguerda

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

beaucoup sont limpides avec parfois une zonation concentrique visible en cathodo-luminescence. Onze analyses ont été effectuées sur 11 zircons différents. Toutes les analyses montrent que ces zircons ont piégé très peu de Pb commun. Sept analyses, proches de la Concordia, donnent un âge 207Pb*/206Pb* moyen de 2034 ± 5 Ma (Figure 8). L‟homogénéité de cette population est attestée par la valeur basse du MSWD à 0.38. Cet âge de cristallisation des zircons, est hérité d‟un socle ancien qui était certainement à l‟affleurement lors de la mise en place de ce tuf, grâce probablement à des mécanismes d‟exhumation en demi-grabens tels qu‟illustrés sur la Photo 27.

Figure 8 : Diagramme Concordia conventionnel pour les analyses sur les zircons du tuf ASOB560. Sur le flanc sud de la boutonnière d‟Iguerda (Timzoughine) cette unité basale est représentée par une série silto-argileuse rouge à rares et minces intercalations gréseuses de plus de 40 m (Photo 26). Elle surmonte, sans discontinuité stratigraphique évidente, les brèches volcano-détritiques terminales du Groupe de Ouarzazate. La limite entre cette unité basale et l‟unité carbonatée sus-jacente est concordante et transitionnelle comme en témoigne l‟intercalation progressive de couches dolomitiques pluridécimétriques. Latéralement, vers le village d‟Assaragh, cette série s‟amincit et montre des faciès plus grossiers (conglomératiques) qui reposent en discordance sur le Groupe de Ouarzazate et sur le socle paléoprotérozoïque (Photo 27). Ces conglomérats sont surmontés de grès grossiers et de tufs volcanosédimentaires. Ces tufs sont constitués de clastes cristallins, de clastes de carbonates et de niveaux fins cendreux. Les zircons du tuf ASOB560 sont assez rares et de petite taille (50 à 100 µm). Parfois métamictes,

La différence lithologique entre les partie sud et nord de la feuille semble indiquer (1) une subsidence plus forte du bassin vers le sud favorisant la préservation de dépôts terrigènes plus épais en concordance sur la série volcano-sédimentaire du Groupe de Ouarzazate et (2) l‟existence d‟un paléorelief constitué de roches du Paléoprotérozoïque et de l‟Édiacarien vers le nord recouvert en onlap par des dépôts détritiques grossiers rétrogradants. NP3-ЄiAd2 : Calcaires dolomitiques jaunâtres ou gris à lamination microbienne et fréquentes silicifications (série carbonatée) Cette unité détritique basale est rapidement surmontée par une série à dominante carbonatée (NP3-ЄiAd2) composée d‟une alternance de barres dolomitiques et des interbancs plus tendre à dominante silteuses et ou marneuse (Photo 28), Les bancs sont formés d‟une succession de couches dolomitiques d‟épaisseur pluridécimétrique séparées par des lits centimétriques à pluri-décimétriques de silts argileux gris à rouges. Les couches dolomitiques montrent soit une structure homogène soit des lamines horizontales d‟origine microbienne, plus rarement des structures stromatolitiques en dômes. Photo 28 : La Formation d‟Adoudou : une épaisse série carbonatée dolomitique d‟origine algo-bactérienne organisée en bancs et interbancs décamétriques.

CAMBRIEN INFÉRIEUR

Des silicifications secondaires se développent localement de manière intense au sein de ces faciès. Les niveaux argilo-silteux, parfois légèrement dolomitiques, 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‟ont été observés 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 perturbés par des d‟apports terrigènes fins. L‟influence des fluctuations climato-eustatiques pourrait être envisagée pour expliquer les alternances silto-dolomitiques de haute fréquence. Aucun élément de datation nouveau n‟a été relevé au sein de la Formation d‟Adoudou. À l‟échelle de l‟AntiAtlas, les données de géochimie isotopique du δ13C (Tucker, 1986 ; Latham et Riding, 1990 ; Magaritz et al., 1991) et les datations géochronologiques des intercalations volcaniques dans la région de Bou Azer plus à l‟est (Ducrot et Lancelot, 1977 ; Gasquet et al., 2005 ; Blein et al., 2013) indiquent que cette formation s‟est accumulée entre le Néoprotérozoïque terminal et le Cambrien basal. 2.1.5.1.2 - Formation de Taliwine (ЄiTw) La limite entre les formations Adoudou et Taliwine est marquée par une disparition progressive mais rapide des couches dolomitiques au profit de dépôts argilosilteux de teinte rouge violacée « lie de vin ». Ces dépôts forment ensuite une série relativement monotone de 350 m d‟épaisseur dénommée Formation de Taliwine

Formation d’Amouslek Єi2

(Chalot-Prat et al., 2001), également connue sous l‟appellation « Série lie de vin » (Choubert, 1952), « Taliwinien » (Boudda et al., 1979) ou « Lie de vin Formation » (Geyer, 1990). Cette formation aux teintes caractéristiques est aisément reconnaissable dans le paysage, entre les deux unités carbonatées de couleur orangée que constituent les formations Adoudou et Igoudine. Des cendres volcaniques intercalées au sein de la Formation de Taliwine ont été datées à 521 ± 7 Ma et 522 ± 2 Ma (Compston et al., 1992 ; Landing et al., 1998 ; Maalouf et al., 2005). Cette formation serait donc d‟âge Cambrien basal (Paléocambrien). Aucun élément nouveau de datation de cette formation n‟est apporté ici. Dans le détail, la Formation de Taliwine peut être découpée à 5 unités lithostratigraphiques regroupées classiquement en 3 membres (Photo 29). ЄiTw1 : Membre inférieur Le membre inférieur de la Formation de Taliwine (ЄiTw1) épais de 250 m est principalement formé de dépôts hétérolithiques constitués d‟une alternance de silts plus ou moins argileux à rares fentes de dessiccation et traces de pseudomorphose, et de lits centimétriques de grès fins à litage plan, litage de rides de courants et de rides de vagues. Cette série siltoargileuse est séparée en deux sous-unités (ЄiTw1b et ЄiTw1s) par un faisceau d‟une trentaine de mètres de puissance composé de bancs de grès fin décimétriques à pluri-métriques relativement tabulaires à l‟échelle de l‟affleurement, séparés par des lits argilo-gréseux centimétriques à décimétriques à litage de rides (ЄiTw1m). Les bancs de grès présentent parfois un litage plan ou plus souvent un litage oblique de mégarides 2D indiquant une direction de courant vers l‟WNW (Photo 30). La base des couches est nette, le

Formation d’Adoudou NP3-ЄiAd

Formation de Taliwine ЄiTw

Formation d’Igoudine Єi1

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Photo 30 : Grès à litage oblique de mégarides unidirectionnelles dans le membre inférieur de la Formation de Taliwine. Ces faciès représente la terminaison distale de la première séquence progradante du système fluvio-deltaïque des Grès de Tikirt.

sommet parfois marqué par des rides de courant, plus rarement des rides de vagues. Ces dépôts sont interprétés comme résultant de courants tractifs unidirectionnels dans la partie distale sous aquatique mais très peu profonde d‟un fan-delta de polarité ESEWNW. Ils sont l‟expression la plus occidentale des lobes fluvio-deltaïques gréseux de la Formation des Grès de Tikirt qui se développent très largement vers l‟est dans la région de Bou Azer à cette époque (Chbani et al., 1999 ; Blein et al., 2013). Cet intervalle gréseux enregistre le maximum de progradation vers l‟WNW de cet appareil fluvio-deltaïque dont la partie distale est représenté par les dépôts argilo-silteux de faible énergie qui encadrent ce prisme progradant. ЄiTw2 : Membre médian, Barre de Tata Epais d‟une vingtaine de mètres, le membre médian de la Formation de Taliwine (ЄiTw2) se caractérise par le développement de dépôts carbonatés au sein de la série terrigène à dominance argilo-silteuse. Il s‟exprime par l‟intercalation de couches très tabulaires d‟épaisseur centimétrique à pluri-décimétrique de dolomie blanche à laminations microbiennes, individualisées au sein de marnes blanchâtres et de silts-argileux versicolores (gris, verts, rougeâtres). Ces couches dolomitiques s‟organisent en plusieurs faisceaux plurimétriques qui se distinguent nettement dans le paysage. Cet intervalle plus carbonaté est considéré comme un équivalent latéral de la « Barre de Tata » définie plus à l‟ouest dans la région de Tata et de la Tagragra d‟Akka (Gasquet et al., 2001). Dans ce domaine, la Barre de Tata correspond un horizon carbonaté d‟une cinquantaine de mètres d‟épaisseur individualisé dans la partie médiane de la Formation de Taliwine qui présente alors une association de faciès très comparable à celle de la Formation d‟Adoudou. Cet intervalle carbonaté formé de dépôts marin très peu profonds est interprété comme l‟expression d‟une phase transgressive et d‟une rétrogradation consécutive des systèmes fluvio-

deltaïques de Tikkert – Taliwine et carbonaté de l‟Adoudou. ЄiTw3 : Membre supérieur Le membre supérieur de la Formation de Taliwine (ЄiTw3) marque un retour à des dépôts silto-argileux de couleur rouge dans lesquels viennent s‟intercaler de minces bancs de dolomies ocres à laminations stromatolitiques, lesquels annonce le passage progressif à la formation carbonatée sus-jacente. D‟une manière générale, la Formation de Taliwine peut être interprétée comme accumulée dans un domaine marin peu profond, à la transition entre un système deltaïque oriental de type « fan-delta front » de polarité NE  SW (Formation de Tikrit, région de Bou Azer) et une plate-forme carbonatée péritidale dont l‟aggradation se poursuit vers l‟ouest de manière continue entre les formations de l‟Adoudou et d‟Igoudine. (sud-ouest du Kerdous). En effet, dans l‟Anti-Atlas occidental, l‟équivalent stratigraphique de la Formation de Taliwine devient exclusivement silto-carbonatée et il est alors difficile de distinguer les formations d‟Adoudou, de Taliwine et d‟Igoudine dans cette série carbonatée très monotone. Vers l‟est, dans la région de Bou Azer, le système deltaïque se caractérise par trois barres gréseuses de plusieurs dizaines de mètres, lesquelles sont associées à trois phases de progradation du fan-delta. Ces épisodes de progradation sont sans doute contrôlés par une augmentation du flux terrigène, en relation avec une phase de soulèvement de la zone d‟alimentation, plutôt que par une baisse du niveau marin. L‟intervalle gréseux observé (ЄiTw1m) dans la région d‟Agadir-Melloul semble associé à la première de ces barres, laquelle matérialise le maximum de progradation du système (Blein et al., 2013 - Notice de la carte au 1/50 000 de Bou Azer). Les deux autres cycles de progradation deltaïque peuvent alors être corrélés avec les deux

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intervalles silto-argileux sus-jacents (ЄiTw1s et base de ЄiTw3) identifiés dans la Formation de Taliwine. L‟intercalation de dolomies dans la partie supérieure de la formation confirme son caractère plus distal et justifie la distinction avec la Formation de Tikirt à dominance gréseuse. Encore plus vers l‟est, les trois barres gréseuses de la Formation de Tikirt, s‟épaississent, s‟amalgament et deviennent plus grossières pour constituer une série gréso-conglomératique de fan-delta proximal, bien visible au Tizi n‟Tinifift sur la route de Ouarzazate à Agdz (feuille au 1/50 000 d‟Aït Semgane). Dans la vallée du Drâa (village de Tizgui), à une dizaine de kilomètres au nord-ouest d‟Agdz, 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. En conclusion, la Formation de Taliwine présente régionalement d‟importantes variations latérales de faciès qui se traduisent par un certain diachronisme des unités lithologiques. Ces variations répondent à un enrichissement en matériel détritique vers le nord-est et en carbonates vers du sud-ouest. La région d‟AgadirMelloul se trouve à la transition entre les systèmes gréseux de « fan-delta front » de la Formation de Tikirt et les dépôts de plate-forme silto-carbonatée peu profonde de l‟Anti-Atlas occidental. À l‟échelle de l‟AntiAtlas, cette série sédimentaire du Cambrien inférieur semble donc enregistrer une phase de soulèvement et d‟érosion de la bordure nord-est du bassin, dont l‟influx clastique résultant provoque une inhibition de la production carbonatée microbienne et, par conséquent, l‟interruption de l‟aggradation de la plate-forme péritidale Adoudou, sauf dans la partie occidentale de l‟Anti-Atlas dès lors que l‟on s‟éloigne des sources terrigènes.

2.1.5.2 - Groupe de Tata 2.1.5.2.1 - Formation d’Igoudine (Єi1) Suivant l‟usage introduit par Boudda et al. (1979) et repris par Geyer (1990), qui en a proposé le nom, la Formation d‟Igoudine comprend les « Calcaires supérieurs » ou « calcaires à patine chamois » des anciens auteurs (Choubert, 1952 ; 1963) ainsi que les faciès oolithiques terminaux rapportés au « Membre de Tiout ». Le passage entre la Formation de Taliwine et la Formation d‟Igoudine est progressif et marqué par la disparition rapide des dépôts argilo-silteux rouges au profit de bancs de calcaires dolomitiques microbiens, témoignant ainsi du retour à une sédimentation carbonatée de plate-forme péritidale.

La Formation d‟Igoudine (Єi1) désigne ainsi une série carbonatée monotone d‟une centaine de mètres composée de faciès comparables à ceux de la Formation Adoudou. Cette série est en effet constituée d‟une succession de couches pluri-décimétriques à métriques de dolomie beige à laminations microbiennes essentiellement sub-horizontales et, plus rarement, en dômes stromatolitiques. Ces couches sont séparées par des lits centimétriques à pluri-décimétriques de silt argileux versicolore (blanc, vert, rouge). Sur la feuille Assaragh, au droit des falaises de Tagourgrant, la partie médiane de la formation enregistre un influx clastique plus important venant perturber la production carbonatée. Des intervalles plus argileux ont alors favorisé des décollements hercyniens qui se traduisent par d‟importants niveaux de plissement sub-parallèles à la stratification au sein de cette formation dans la partie méridonale de la feuille. Au sommet de la formation, des bancs massifs et sombres de calcaire dolomitique bioturbé viennent s‟intercaler dans ces dépôts silto-argileux. La Formation d‟Igoudine est très continue à l‟échelle régionale. Dans la région d‟Agadir Melloul, son épaisseur est comprise entre 100 et 120 m tandis qu‟elle se réduit vers l‟est à 50 - 70 m dans la région de Bou Azer (Blein et al., 2013) et s‟épaissit vers l‟ouest pour atteindre 170 m au sud du Kerdous, dans l‟Anti-Atlas occidental (Chèvremont et al., 2005). Malgré ces variations d‟épaisseur, les faciès demeurent identiques sur l‟ensemble de la région, en particulier dans la partie inférieure de la formation. La diminution, voire la disparition, de l‟influx clastique enregistré par la Formation de Taliwine sous-jacente favorise le développement de la production carbonatée microbienne sur une plate-forme peu profonde de très grande extension. L‟absence d‟organismes métazoaires dans ces dépôts du Cambrien inférieur (Benssaou et Hamoumi, 2004 ; Alvaro et al., 2005) s‟explique par des conditions paléoécologiques défavorables liées au confinement de cet environnement sédimentaire. À noter cependant qu‟à l‟ouest du domaine cartographié, à partir de Tata, ces faciès carbonatés algo-microbiens très monotones sont surmontés par une unité transgressive caractérisée par l‟intercalation de dépôts oolitiques et bioclastiques bioturbés, dénommé « Membre de Tiout ». Cette unité considérée comme le membre supérieur de la Formation d‟Igoudine, est la première unité fossilifère du Cambrien inférieur. Elle a pu être datée de l‟Atdabanien (Debrenne et Debrenne, 1995), ce qui pourrait conférer un âge Tomotien aux faciès stromatolitiques du membre inférieur de la Formation d‟Igoudine. La présence de bancs pluri-décimétriques de calcaire dolomitique bioturbé au sommet de la Formation d‟Igoudine bien visible dans les falaises de Tagourgrant (sud-est de la feuille) pourrait témoigner de cette

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tendance transgressive et donc représenter l‟équivalent stratigraphique du Membre de Tiout. Cette association de faciès n‟a cependant pas pu être individualisée sur la carte. La persistance des faciès à structures microbiennes et l‟absence de dépôts oolitiques indiquent qu‟un domaine de plate-forme péritidale très peu profonde persistait ici à cette époque pendant que des conditions de mer plus ouverte apparaissaient plus à l‟ouest. La limite supérieure de la Formation d‟Igoudine est marquée par la progressive des faciès microbiens et la disparition passage à une série à silto-carbonatée rapportés à la Formation d‟Amouslek. 2.1.5.2.2 - Formation d’Amouslek La Formation d‟Amouslek (Geyer, 1990) correspond à la « Série schisto-calcaire » ou « Etage d‟Amouslek » de Choubert (1963, 1964) ou de « l‟Amouslekien » au sens de Boudda et al. (1979).

Elle désigne ici une série épaisse d‟environ 430 m, présentant dans le paysage un aspect très bien stratifié et monotone, en parfaite concordance sur la Formation d‟Igoudine sous-jacente (Photo 31). Elle est formée d‟une alternance de couches carbonatées pluridécimétriques et d‟intervalles silto-argileux pluridécimétriques à pluri-métriques. Elle se distingue de la Formation d‟Igoudine par un net enrichissement en dépôts terrigènes fins et par l‟apparition de bancs sombres montrant de fréquentes figures de bioturbation. La proportion relative des couches carbonatées par rapport aux intervalles argilo-silteux tend à augmenter vers le sud-ouest et est ainsi plus importante sur la feuille Assaragh que sur celle d‟Ighriy. Deux membres ont été distingués et cartographiés dans cette formation. Cette série est particulièrement bien exposée sur les falaises de Tagourgrant (sud-est de la feuille).

Membre silto-carbonaté supérieur Єi2a2

Membre médian à domiante carbonatée Єi2a1*

Membre silto-carbonaté Єi2a1

Photo 31 : La Formation d‟Amouslek au sud-est du village de Bou Smoum (massif de Tawrirt-n-Id Bou Idriy). Cette formation est découpée en deux membres lithologiques. Le membre inférieur est constitué d‟une série silto-carbonatée surmontée d‟une série à dominante carbonatée représentant une phase transgressive régionale. Le membre supérieur est formé d‟une série silto-carbonatée qui se termine par une succession de minces barres oolitiques transgressives (hors photo). Photo 32 : Fentes de dessiccation au sommet de bancs carbonatés de la Formation d‟Amouslek. Ces structures attestent l‟émersion temporaire et donc le caractère très peu profond de ce système de dépôt.

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Єi2a1 : Membre inférieur Le membre inférieur (Єi2a1) épais de 250 m environ débute par une série alternante à dominance argilosilteuse à minces bancs carbonatés. Les intervalles hétérolithiques argilo-silteux d‟épaisseur métrique sont composés de lits silteux centimétriques bioturbés à litage ondulé et/ou de rides de courant et de vagues, et de rares figures de dessiccation (Photo 32). Ils sont intercalés dans des argiles silteuses de couleur verte et rouge. Les bancs carbonatés d‟épaisseur décimétrique (0,5 à 1 m) sont très tabulaires. Il s‟agit de calcaire dolomitique de couleur sombre à oncholites fréquemment bioturbés à leur sommet. La base des bancs est le plus souvent nette et plane. Ils sont rarement massifs mais plus généralement constitués par l‟amalgame de lits centimétriques bioturbés à litage ondulé, plus rarement oblique. La partie supérieure de ce premier membre de la Formation d‟Amouslek est caractérisé une augmentation de la fréquence et de l‟épaisseur des bancs carbonatés. Ces bancs d‟épaisseur métrique (2 à 3 m) sont constitués de l‟amalgame de couches décimétriques de calcaire dolomitique sombre très bioturbés à oncholites et oolites. Elles présentent un litage ondulé ou plus rarement un litage oblique de mégarides. La base de ces barres est plane mais souvent érosive, et peut être interprétée par une surface de ravinement transgressif. Єi2a2 : Membre supérieur Єi2b : membre terminal oolitique Le membre supérieur de la Formation d‟Amouslek (Єi2a2) épais de 180 m est formé d‟une succession de faciès comparable à celle du premier membre. Elle débute par une série dominée par des faciès hétérolithiques argilo-gréseux verts à violets caractérisés par des litages de rides de courant et de vagues, des litages ondulés et de rares laminations d‟origine

bactérienne. De rares bancs carbonatés décimétriques composés de grainstone oolitique plus ou moins dolomitique et bioturbé s‟intercalent dans cet ensemble hétérolithique. Ils présentent souvent un litage oblique de mégarides (Photo 33). Leur fréquence et leur épaisseur augmentent au sommet de la formation pour former un horizon repère assez bien individualisé sous la formation argileuse sus-jacente (Єi2b) (Photo 34). Ici encore, la base érosive de ces couches carbonatées peut être interprétée comme des surfaces de ravinement transgressif. L‟association de faciès de la Formation d‟Amouslek témoigne d‟un environnement de plate-forme interne mixte de faible énergie (lagune interne), en général peu profonde, pouvant éventuellement subir des émersions temporaires, comme en témoignent les rares figures de dessiccation observées. 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, 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 l‟aggradation des platiers stromatolitiques. Un refroidissement climatique résultant de la dérive du Gondwana vers le sud pourrait par ailleurs participer à la diminution de la production carbonatée microbienne au profit des apports terrigènes. Les couches carbonatées qui se développent préférentiellement au sommet du premier et du second membre de cette formation enregistrent des phases transgressives plus prononcées de haute fréquence.

Photo 33 : Barre de calcaire grainstone à oolitiques et oncholites à litage oblique de mégarides dans la partie supérieure transgressive de la Formation d‟Amouslek.

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Formation de Tazlaft Єi4

Formation d’Issafène Єi3

Formation d’Amouslek Membre terminal oolitique Єi2b

Photo 34 : Membre terminal carbonaté oolitique de la Formation d‟Amouslek surmontée par la formation à dominance silto-pélitique d‟Issafène puis par la formation des grès de Tazlaft (angle sud-est de la feuille Assaragh). À l‟échelle de la formation, deux grandes séquences transgressives peuvent alors être distinguées. La première phase de transgression maximale reconnue dans la partie supérieure plus carbonatée du premier membre peut être corrélée régionalement. Elle pourrait correspondre 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., 2005). Elle trouverait son expression plus à l‟est dans la région de Bou Azer à travers l‟intercalation de deux niveaux repères carbonatés C1 et C2 au sein de la Formation d‟Amouslek (Blein et al., 2013). La légère tendance régressive qui lui fait suite est également reconnue régionalement dans le membre supérieur de la Formation Amouslek ou « Membre de Timoulay Isder » au Sud du Kerdous (Chèvremont et al., op. cit.). Les faciès plus carbonatés du sommet de la formation s‟inscrivent 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 du sud du Kerdous jusque vers Bou Azer où une barre carbonatée sombre très continue marque partout la transition entre ces deux formations (Chèvremont et al., 2005 ; Blein et al., 2013). Sur la base des fossiles de trilobites et d‟archaéocyathes récoltés et étudiés en domaine marin plus ouvert (vers l‟ouest), la Formation d‟Amouslek est attribuée à l‟Atdabanien (Boudda et al., 1979 ; Destombes et al., 1985).

2.1.5.2.3 - Formation d’Issafène (Єi3) La Formation d‟Issafène désigne la série connue aussi sous le nom de « Série schisteuse » ou « Etage d‟Issafène » (Choubert, 1952, 1963, 1964), ou encore d‟«Issafénien » (Boudda et al., 1979). La Formation d‟Issafène n‟affleure que dans l‟angle sudest de la feuille Assaragh, notamment à proximité de Sidi Wa‟Abdalli où elle possède une épaisseur de l‟ordre de 80 m (Photo 34). Elle apparaît comme une série principalement silto-argileuse rouge à rides de courant ou de vague dans laquelle sont intercalés des rares couches décimétriques de calcaire sombre bioturbés à oncolites puis des lits centimétriques à décimétriques de grès fin à litage ondulé, litage de rides chevauchantes, structures en balls et pillows, très rarement des figures de glissement (slump). La fréquence et l‟épaisseur de ces bancs gréseux tendent à augmenter vers le haut, assurant ainsi la transition avec la formation gréseuse sus-jacente. Ces bancs montrent parfois des traces de phénomènes de slumping. Des petits bancs de calcaires oolitiques non bioturbés s‟intercalent à la base, indiquant le caractère concordant du contact avec la formation sous-jacente. Dans la partie médiane de cette formation argileuse, une couche carbonatée de 30 cm pourrait constituer la lointaine expression des calcaires bioconstruits à Archéocyathes connus sous l‟appellation « Calcaires d‟Aguerd » ou biostrome d‟Aguerd dans l‟Anti-Atlas occidental (Boudda et al., 1979 ; Debrenne et al., 1990 ; Chalot-Prat et al., 2001 ; Chèvremont et al., 2005). À noter que vers le nord, sur la feuille Ighriy, la Formation d‟Issafène comprend de fréquents niveaux

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carbonatés oolitiques qui disparaissent donc vers le sud du bassin. L‟association de faciès de la Formation d‟Issafène est interprétée comme témoignant d‟un environnement de dépôt relativement profond dans un domaine de plateforme distale autour de la limite d‟action des vagues (domaine d‟offshore). Les faciès gréseux de plus en plus fréquent qui s‟intercalent vers le sommet de la formation enregistrent des processus de haute énergie induit par l‟action temporaire des vagues et des tempêtes dans un environnement de dépôt de moins en moins profond d‟offshore supérieur. Le partie basale argileuse de la Formation d‟Issafène est un niveau repère régional à l‟échelle de Anti-Atlas qui représente le maximum de transgression du grand cycle sédimentaire du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal. L‟enrichissement progressif en dépôts sableux enregistre ensuite le début de la phase régressive du cycle qui aboutit à la mise en place de la formation gréseuse de Tazlaft connue aussi sous l‟appellation « Grès Terminaux ». 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). 2.1.5.2.4 - Formation d’Asrir (Єi4) Sur la carte d‟Assaragh, n‟affleure que la partie inférieure de la Formation d‟Asrir, ou Formation de Tazlaft. 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 ». Comme la Formation d‟Issafène, la Formation de Tazalft n‟affleure que dans l‟angle sud-est de la feuille

Assaragh. La limite inférieure de cette formation est transitionnelle et se marque par un développement progressif mais rapide de couches de grès au détriment des dépôts argilo-silteux rouges. La limite supérieure de la formation n‟affleure pas sur la feuille Assaragh. Régionalement, elle est surmontée par un intervalle argilo-gréseux condensé transgressif situé à la base du Groupe de Feijas Internes, défini sous le nom de Formation de Tatelt (Landing et al., 2006) et daté du Cambrien moyen non basal (zone à Hupeolenus ; Geyer et al., 1995). La Formation de Tazlaft débute sur une vingtaine de mètres par des faisceaux gréseux plurimétriques intercalés dans des faciès argilo-silteux rouges de même nature que ceux de la formation sous-jacente (Photo 35). Ces faisceaux sont composés de couches centimétriques à décimétriques lenticulaires de grès fin à litage ondulé, litage oblique de type SCS, litage de rides de courant, de rides de vague et de rides chevauchantes. Les figures d‟érosion interne et de type « scour and fill » sont fréquentes. Cette association de faciès est interprétée comme celle de dépôt de prodelta dans un environnement d‟offshore supérieur soumis à l‟action intermittente de vagues de tempêtes. Au-dessus, la Formation de Tazlaft devient principalement gréseuse. Elle est formée de couches décimétriques à plurimétriques de grès fin à moyen à litage plan ou oblique de mégarides 2D ou 3D indiquant la permanence d‟un courant unidirectionnel vers l‟ouest ou le sud-ouest (Photo 36). Ces couches de grès se caractérisent aussi par une géométrie très lenticulaire résultant de la présence de nombre surface d‟érosion recoupant les couches. Certains niveaux argilo-silteux rouges intercalés au sein de cette série gréseuse peuvent présenter quant à eux une extension beaucoup plus continue. Photo 35 : Partie inférieure de la Formation de Tazalft : une association de faciès front delta distal en partie remanié par les tempêtes. Alternance de dépôts argilo-silteux à rides et de couches discontinues de grès à litage ondulé ou de mégarides unidirectionnelles.

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Photo 36 : Partie médiane de la Formation de Tazalft : une association de faciès front delta. Couches de grès lenticulaires à litage de mégarides unidirectionnelles recoupées par de multiples surfaces d‟érosion. Ces barres gréseuses sont séparées par des intervalles argilo-silteux transgressifs relativement tabulaires.

Les faciès gréseux de la Formation de Tazlaft sont interprétés comme des dépôts marins de front delta alimentés par un vaste système fluvio-deltaïque dont les faciès plus proximaux ont été reconnus plus à l‟est dans la région de Bou Azer sous la forme de grès à litage oblique de mégarides unidirectionnelles résultant d‟un influx fluvial NESW. La région d‟Assaragh se trouvait alors dans une partie plus distale de ce grand système deltaïque, en domaine d‟offshore supérieur proximal et de barres d‟embouchure. Dans ce domaine, les dépôts gréseux issus du delta sont en partie remaniés par l‟action des vagues et des tempêtes. Cette interprétation est cohérente avec le plus large développement des faciès de tempêtes décrits dans la formation équivalente d‟Asrir dans l‟Anti-Atlas occidental (région d‟Akka, feuille Tamazrar ; Gasquet et al., 2001). L‟organisation générale granocroissante des dépôts de la Formation de Tazlaft témoigne globalement d‟une progradation du système deltaïque. Des séquences de plus haute fréquence de progradation et rétrogradation du delta sont enregistrées à travers les cycles de variations de la proportion des dépôts gréseux par rapport aux intervalles plus argileux, sans pour autant pouvoir les définir précisément en raison des mauvaises conditions d‟affleurement. Ces dépôts deltaïques progradant 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.).

2.1.6 - Plio-Quaternaire qcc : Encroûtement calcaire Des encroûtements de calcaire travertineux se trouvent : i) au sein de la grande boutonnière d‟Iguerda entre les localités d‟Iguerda (x=287 800, y=361 800) et Lamdint (x=289 500, y=360 200) ; et ii) à l‟extrémité sud de la carte d‟Assaragh. Dans ces deux cas, l‟encroûtement se situe en piémont du relief que constitue la Série carbonatée de la Formation d‟Adoudou. qTr : Travertins et calcaires travertineux des vallées Ces travertins des vallées affleurent fréquemment en amont ou en aval des falaises de travertins, dans les vallons drainant les dolomies de la Formation Adoudou. Ils sont caractérisés par une surface rugueuse et des trous “scoriacés” dûs à la dissolution, qui a pu aussi creuser des poches et des cavités.Ces travertins se caractérisent par des dépôts à litage massif, ou finement lités. Les travertins massifs contiennent des lentilles et des lits discontinus de conglomérats et brèches. Les travertins lités forment des strates d‟épaisseur millimétrique à centimétrique de couleur jaune. Ces lits sont formés de calcite grossière ayant cristallisée entre les interlits à cristallisation plus fine. Sur la carte d‟Assaragh, ils s‟observent en amont et en aval de la localité d‟Assaragh (x=290 200, y=359 500).

QUATERNAIRE

qTf : Falaises de travertins L‟édifice le plus important se trouve en aval de la localité d‟Assaragh, il a plusieurs dizaines de mètres de hauteur sur près de cinq cents mètres de longueur (x=290 700, y=359 500). Il repose essentiellement sur la partie occidentale d‟une falaise constituée par des dépôts du Groupe de Ouarzazate. Cet édifice travertineux vient fossiliser la topographie actuelle et est clairement associés à des incisions d‟assif perchés, maintenant largement inactifs. Choubert (1952) leur attribue un âge villafranchien, en relation avec une phase climatique plus humide. qcl : Calcaires lacustres à palustres des hautes plaines Des dépôts argilo-carbonatés blanchâtres occupent une dépression pluri-kilométrique en rive droite de l‟assif TfarKhast dans la partie méridionale de la carte Assaragh (x=290 500, y=338 000). Ces faciès indiquent que cette dépression a été occupée par un lac temporaire lors de périodes humides du Quaternaire.

2.1.7 - 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 Tensiftien et au Soltanien. Amirien q3c : Cône de déjection Les épandages conglomératiques à galets et blocs anguleux de l‟Amirien, le plus souvent mal triés, se trouvent essentiellement au sein de la boutonnière d‟Iguerda au pied des massifs de leucogranites à grain fin ou moyen de l‟association alumino-potassique de type Tazenakht. Les éléments proviennent très largement des leucogranites affleurant au sein de la boutonnière d‟Iguerda. Ces dépôts proximaux de cône alluvial possèdent quelques mètres d‟épaisseur visible. Ces dépôts alluviaux ne sont que très localement recoupés par les oueds (assif en berbère) actuels. q3a : Terrasse fluviatile Des lambeaux de hautes terrasses alluviales affleurent sur les bords de l‟assif-n-Tazaggart (x=289 000, y=340 000), et de l‟assif-n-Tfarkhast (x=290 500,

y=339 100). Ces terrasses sont partiellement érodées et subsistent sous forme de lambeaux discontinus. Elles sont formées de strates horizontales constituées de galets, de cailloutis et de sables. Les éléments sont principalement des roches carbonatées. Leurs dépôts terrigènes se composent d‟un matériel grésoconglomératique ont une épaisseur atteignant une dizaine de mètres. Localement, ils peuvent être finement laminés et stratifiés avec des figures de chenaux. Tensiftien q2c : Cône de déjection Les épandages conglomératiques à galets et blocs anguleux du Tensiftien, le plus souvent mal triés, se trouvent principalement à la limite entre les formations Adoudou, Taliwine et Igoudine dans la partie méridionale de la carte d‟Assaragh. Les éléments proviennent très largement des carbonates des formations d‟Adoudou et d‟Igoudine. Ils affleurent également dans la partie sud de la boutonnière d‟Iguerda et sont alors constitués d‟éléments provenant des schistes et des micaschistes du socle ancien métasédimentaire. Ces dépôts de déjection sont épais de quelques mètres, mais continus et occupent les bas versants proximaux de cône alluvial possèdent quelques mètres d‟épaisseur visible. Ces dépôts alluviaux sont recoupés par les assif actuels. q2a : Terrasse fluviatile Ces terrasses s‟observent principalement dans la partie sud-est de la feuille Assaragh. Elles sont formées de strates horizontales constituées de galets, de cailloutis et de sables. Les éléments sont des roches carbonatées des formations d‟Adoudou et d‟Igoudine, et des faciès pélitiques à gréso-pélitiques de la Formation de Taliwine, suivant les secteurs. Leurs dépôts terrigènes se composent d‟un matériel gréso-conglomératique ont une épaisseur atteignant une dizaine de mètres. Localement, ils peuvent être finement laminés et stratifiés avec des figures de chenaux. Soltanien q1c : Cône de déjection Les épandages conglomératiques à galets et blocs anguleux du Soltanien, le plus souvent mal triés, se trouvent localement à la base des formations d‟Adoudou, de Taliwine et d‟Igoudine, dans le secteur sud-est de la feuille Assaragh, mais également sur le socle de la boutonnière d‟Iguerda. Dans le secteur de l‟Azghar-n-Aït Youssef, les éléments proviennent principalement des carbonates des formations d‟Adoudou et d‟Igoudine, alors que ces éléments sont constitués de granitoïdes

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

paléoprotérozoïques ou de micaschistes du socle ancien métasédimentaire au sein de la boutonnière d‟Iguerda. Ces dépôts proximaux de cône alluvial possèdent quelques mètres d‟épaisseur visible. Ces dépôts alluviaux sont fréquemment recoupés par les assif actuels. q1a : Terrasse fluviatile Les plus basses terrasses bordent le lit actuel des oueds (assif en berbère), qu‟elles dominent de quelques mètres. En amont, leur sont associés des cônes de déjection, distingués sur la carte (q1c). Ces terrasses sont développées principalement dans le coin sud-est de la carte Assaragh dans les localités de Tiggammiy-n-Oumjoud (x=294 000, y=335 250), sur la rive droite de l‟assif-n-Aït Mancour (x=284 100, y=344 500 ; et x=285 400, y=342 000), le long de l‟assifn-Taddarine (x=282 500, y=338 100), et le long de l‟assif-n-Takhast (x=279 400, y=335 500). Elles sont formées de strates horizontales constituées de galets, de cailloutis et de sables. Ces terrasses constituent des bandes planes. Elles se composent d‟un matériel mal trié, gréso-conglomératique, peu induré. Holocène E : Eboulis Les éboulis pierreux sont présents en dessous de leurs sources de matériaux. Ces dépôts sont constitués surtout de cailloutis anguleux, de galets et de graviers. Les roches graveleuses sont en couches à pendage fort, sèches et avec une matrice sablo-limoneuse. A : Alluvions fluviatiles récentes et actuelles Dans la région cartographiée, les oueds ne fonctionnent qu‟au moment des crues saisonnières, aucun assif ne présente un cours pérenne. Le lit majeur des oueds est occupé par des alluvions récentes, constituées principalement de galets roulés et arrondis provenant de l‟érosion des séries avoisinantes. Ces dépôts sont en général meubles, ou parfois mal cimentés par une croûte carbonatée. X : Dépôts anthropiques Ces dépôts anthropiques affleurent au sud de la localité de Bou Smoum (x=289 000, y=340 200).

2.2 - CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS GÉOLOGIQUES 2.2.1 - Groupe de Zenaga-Iguerda Nature du protolite. Le Groupe de Zenaga-Iguerda, qui constitue l‟encaissant des intrusions plutoniques éburnéennes, est composé de roches plus ou moins métamorphiques qui dérivent de sédiments détritiques de type gréso-pélitique avec des intercalations de grauwackes. La nature silico-feldspatho-clastique de ces roches implique l‟érosion d‟un soubassement plus ancien et un dépôt dans un environnement marin, probablement de plate-forme distale. Vu la nature des lithoclastes, le bâti érodé devait avoir une composition à prédominance de roches magmatiques, plutoniques et/ou volcaniques, acides. Trois points essentiels peuvent être mis en évidence : ● On observe généralement des séquences rythmiques avec une alternance de niveaux gréseux fins et pélitiques plus épais, correspondant à un caractère cyclique de sédiments de type « flyschoïde », attestant d‟un domaine instable tectoniquement mais relativement profond de type plate-forme distale non carbonatée. ● On note également une évolution du bassin de l‟est vers l‟ouest : les apports gréseux sont prédominants dans le sud. Ceci semble indiquer un approfondissement du bassin vers l‟ouest. ● Les paragneiss quartzo-plagioclasiques micacés dérivent vraisemblablement de grauwackes ayant une composante volcano-détritique. Âge du protolite. Dans la boutonnière de Tata, les métasédiments ont été datés directement : un métatuf interstratifié dans la série donne un âge de 2072 ± 8 Ma (Walsh et al., 2002). Ailleurs, les datations radiométriques concernant les roches plutoniques éburnéennes permettent de préciser la limite d‟âge supérieure des dépôts sédimentaires. Dans la boutonnière du Kerdous, sur la feuille Tlatat Ida Gougmar, les métasédiments sont intrudés par un sill tonalitique daté à 2110 ± 17 Ma (Roger et al., 2006). Toujours dans la boutonnière du Kerdous, mais plus au nord sur la feuille Anzi, une datation à 2187 ± 33 Ma a été réalisée sur une trondhjémite (BGS, 2001a, b). Dans le cadre du projet Agadir Melloul, nous avons fait réaliser sur les intrusions plutoniques quatre datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons ; ces datations donnent des âges situés dans un intervalle très restreint : 2038 ± 7 à 2034 ± 5 Ma. Des âges comparables ont été obtenus dans la boutonnière de Zenaga pour des granodiorites de la suite de type Azguemerzi (2032 ± 5 Ma) et des granites de la suite de type Tazenakht (2038 ± 7 Ma, Thomas et al., 2002). Il est donc possible de corréler chronostratigraphiquement ces métasédiments avec ceux des ceintures birimiennes du Craton Ouest Africain, comme par exemple celles de Mauritanie ou du Burkina Faso et

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOPROTÉROZOÏQUES

d‟attribuer à leur protolite un âge qui pourrait être compris entre 2070 et 2200 Ma. Métamorphismes régional et de contact. Au cours de l‟orogenèse éburnéenne, ce protolite a subi un métamorphisme régional − d‟intensité variable selon les endroits − auquel se superpose localement un métamorphisme de contact, induit par des intrusions de roches plutoniques. Dans le cas de la vaste boutonnière précambrienne d‟Iguerda l‟intensité du métamorphisme régional varie considérablement d‟un endroit à l‟autre, avec le gradient suivant, par ordre croissant : ● un faciès épimétamorphique, localement hydrothermalisé, dans lequel la stratification est bien conservée, bien représenté à l‟est et au sud du douar d‟Assaragh, sur le territoire de la feuille Assaragh au 1/50 000 ; ● un faciès de type schistes verts à amphibolite, globalement prédominant, constitué de micaschistes soit massifs, soit, plus généralement, à intercalations de quartzites et/ou de paragneiss à grain fin, localement anatectiques ; dans certaines zones, distinguées sur la carte d‟Ighriy, ce faciès est envahi de filons et autres petits corps intrusifs, constitués de granite et/ou de pegmatite ; ● un faciès franchement migmatitique, apparaissant localement au voisinage de massifs granitiques et distingué cartographiquement dans le cas de la boutonnière d‟Iguerda (cartes d‟Ighriy et d‟Assaragh).

territoire de la carte de Tabadrist, sous forme d‟enclaves dans un massif de granite franchement porphyroïde à deux micas (PPγP) de la boutonnière paléoprotérozoïque de Ti-n-Maliz–Tamjircht. En dehors de ce faciès exceptionnel le métamorphisme thermique se traduit par un spectaculaire développement de blastes ou de porphyroblastes d‟andalousite et/ou de cordiérite. Les schistes à andalousite et/ou cordiérite sont particulièrement bien développés autour des massifs de leucogranites ou de granites subleucocrates à leucocrates de la boutonnière d‟Iguerda, comme le montrent les cartes géologiques d‟Ighriy et, surtout, d‟Assaragh. Les silicates d‟alumine sont bien visibles macroscopiquement, mais leur observation en lames minces montre une rétromorphose complète en agrégats de microphyllites incolores (séricite s.l.) ou verdâtres (chlorite).

2.2.2 - Intrusions plutoniques éburnéennes 2.2.2.1 - Suite calco-alcaline moyennement potassique « type Azguemerzi » Cette suite est représentée par quatre termes : ● monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen (PP) ; ● diorite orbiculaire (PPO) ; ● diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ) ; ● granitoïde mésocrate à composition de granodiorite-monzogranite à biotite (PPMG). PP : Monzodiorite à grain fin à moyen, à amphibole et biotite, de type Tayfast (2038 Ma) Parmi les trois échantillons ayant fait l‟objet d‟analyses géochimiques, un correspond à une enclave sombre prélevée dans une diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (échantillon TBAH133). Cette enclave a une texture et une composition chimico-minéralogique proches de celles de la monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen, à amphibole et biotite accessoire, de type Tayfast, qui affleure sous forme de petits corps plus à l‟est (feuilles Ighriy et Assaragh).

Figure 9 : Diagramme Q vs P de Debon et Le Fort (1988) appliqué aux roches plutoniques éburnéennes de la région d‟Agadir Melloul. Pôles de référence : to = tonalite, gr = granite, ad = adamellite, gr = granite, dq = diorite quartzifère, mzdq = monzodiorite quartzifère, mzq = monzonite quartzifère, sq = syénite quartzifère, go = gabbro, mzgo = monzogabbro, mz = monzonite, s = syénite.

Les intrusions plutoniques éburnéennes sont fréquemment accompagnées par le développement d‟une auréole de métamorphisme de contact. Un faciès de cornéenne à biotite et/ou grenat a été observé sur le

Les analyses chimiques des trois échantillons (TBAH133, ASPC631 et ASAH596) de la monzodiorite quartzifère à amphibole et biotite de Tayfast (Annexe 1) révèlent des teneurs en SiO2 de 50,9 à 52,9%, ce qui en fait des roches intermédiaires. Conformément à leur richesse en minéraux colorés ces roches ont un paramètre B=Fe+Mg+Ti élevé (53,65-69%) par suite de t fortes teneurs en Fe2O3 (8,4-9,2%) et surtout en MgO (7,5-11,0%), la teneur en TiO2 étant en revanche faible (0,31-0,35%). Ces roches sont en outre riches en CaO (6,4-7,8%), pauvres en K2O (1,6-2,9%) et Na2O (1,42,6%) et méta-alumineuses (Al2O3=13,91-17,44% ; A/CNK=0,78-0,89). Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9) elles se rapprochent du pôle monzodiorite quartzifère (mzdq).

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

En ce qui concerne les éléments en traces, on note de fortes teneurs en Cr (226,20-597,8 ppm), Sr (196426,5 ppm), Ni (25,4-56,6 ppm), Zn (100-150 ppm) et en Co (38,45-44,1 ppm), des teneurs relativement élevées en Ba (267-570 ppm), et de faibles teneurs en Rb (58,789,16 ppm), Zr (43,22-56,64 ppm), Y (8,37-12,27 ppm), Th (1,02-1,94 ppm), U (< 1 ppm), et ΣTR (42,0564,4 ppm). La monzodiorite quartzifère à amphibole et biotite représente le terme le moins différencié de toutes les roches plutoniques éburnéennes analysées. Les spectres des terres rares sont faiblement fractionnés ([La/Sm]n=2,7-3,4 ; [La/Yb]n=6,3-7,2 ; Figure 10), avec de faibles teneurs en terres rares lourdes inférieures à 10 fois les chondrites. Ces trois échantillons présentent des spectres parallèles. Alors que deux échantillons ASPC631 et ASAH596 présentent une anomalie positive en Eu, due à l‟accumulation des feldspaths, cette dernière est absente pour la monzodiorite TBAH133 (Figure 10). Du point de vue contexte géodynamique, dans le diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N de Thiéblemont et Tégyey (1994) et Thiéblemont (1999) (Figure 11), les analyses

de cette monzodiorite quartzifère se placent dans le champ des granites calco-alcalins mantelliques (zones de subduction) et dans le domaine des granites d'arc volcanique sur le diagramme Rb vs (Y+Nb) (Figure 12) de Pearce et al. (1984). Géochronologie. L‟échantillon ASPC631 a en outre fait l‟objet (i) d‟une séparation et d‟un tri des minéraux lourds, ainsi que d‟une typologie du zircon (Bruyère, 2010) et (ii) d‟une datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons. Le zircon se présente en cristaux automorphes, de teinte rose clair et de taille relativement grande : 100 à 300 µm. Il est daté à 2038 ± 7 Ma, ce qui en fait, de peu, l‟intrusion plutonique la plus ancienne de la région d‟Agadir Melloul. Il est à remarquer que cet âge est très proche de ceux obtenus par des datations U-Pb sur zircons pour des dolérites éburnéennes d‟autres boutonnières de l‟Anti-Atlas : 2040 ± 6 Ma (Walsh et al., 2002) pour une dolérite recoupant des métasédiments du Paléoprotérozoïque dans la boutonnière de Tata, 2040 ± 2 Ma (Kouyaté et al., 2010) pour un filon de dolérite de la boutonnière de Zenaga.

Figure 10 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les roches plutoniques calco-alcalines de type Azguemerzi.

Figure 11 : Diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N (Thiéblemont et Tégyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour les roches plutoniques éburnéennes. A- champ du magmatisme calco-alcalin mantellique (zones de subduction) ; B- champ du magmatisme calco-alcalin crustal ; Cchamp du magmatisme alcalin intraplaque ; Dchamp des leucogranites peralumineux liés aux zones de collision.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOPROTÉROZOÏQUES

mantelliques (zones de subduction) et dans le domaine des granites d'arc volcanique et sur le diagramme Rb vs (Y+Nb) (Figure 12) de Pearce et al. (1984).

Figure 12 : Diagramme Rb vs. Y+Nb (Pearce et al., 1984) pour les granitoïdes paléoprotérozoïques. Syn-ColG : granite syn-collision (S-granites) ; VAG : granite d'arc volcanique (I-granite) ; WPG: granite intra-plaque ; ORG: granite de ride océanique.

PPMG : Granitoïde mésocrate à grain moyengrossier, à tendance porphyroïde locale, à biotite L‟échantillon AMPC042, prélevé sur la feuille Agadir Melloul (Annexe 1) est une granodiorite relativement pauvre en SiO2 (67,84%) et K2O (2,38%), riche en Na2O t (4,90%), Fe2O3 (3,82%), MgO (1,26%) et TiO2 (0,48%) ce qui se traduit corrélativement par un paramètre multicationique B=Fe+Mg+Ti de 15,36%. La séricitisation du plagioclase explique en outre la valeur relativement élevée de la perte au feu (2,67%) et la faible valeur de la teneur en CaO (2,21%). Enfin, l‟indice d‟aluminosité A/CNK est faible (1,01) dénotant un caractère métaalumineux. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9), l‟échantillon AMPC042 se situe près du pôle granodiorite (gd). En ce qui concerne les éléments en traces, on note que la teneur en Sr est anormalement faible (96 ppm), ce qui est dû à la forte séricitisation du plagioclase. Par rapport à la monzodiorite quartzifère, il apparaît un net enrichissement en Zr (154 ppm), ΣTR (127 ppm) et Th (7,5 ppm), ainsi qu‟une augmentation de la teneur en U (1,5 ppm). Le spectre des terres rares de cet échantillon est assez bien fractionné ([La/Sm]n=3,4 ; [La/Yb]n=19,4 ; Figure 10), avec une faible anomalie négative en Eu (Figure 10). Cette granodiorite présente des teneurs en terres rares légères nettement supérieures aux monzodiorites quartzifères, et des teneurs en terres rares lourdes semblables aux échantillons ASAH596 et TBAH133. Du point de vue contexte géodynamique, dans le diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N de Thiéblemont et Tégyey (1994) et Thiéblemont (1999) (Figure 11), ce granitoïde se place dans le champ des granites calco-alcalins

Conclusion. Les analyses chimiques montrent que les roches plutoniques de la suite calco-alcaline moyennement potassique de type Azguemerzi, représentés par la monzodiorite quartzifère à grain finmoyen, à amphibole et biotite accessoire (PP), et la granodiorite-granite à grain moyen-grossier, à tendance porphyroïde locale, à biotite (PPMG) se placent dans le champ du magmatisme des zones de subduction dans les diagrammes Zr vs. (Nb/Zr)N et Rb vs. (Y+Nb), ce qui est compatible avec la signature clairement «orogénique» de ces roches. Il en est fort probablement de même pour la diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ), qui n‟a fait l‟objet d‟aucune analyse chimique mais que nous classons dans la même suite en raison de sa composition modale. Cela permet d‟envisager comme la plus probable une mise en place des granitoïdes de l‟association calco-alcaline moyennement potassique dans une zone de subduction. Ces roches dériveraient de la différenciation d‟un magma basaltique calco-alcalin issu du manteau sousjacent à un arc plutono-volcanique.

2.2.2.2 - Suite alumino-sodique Cette suite est représentée par un granite albitique subleucocrate et porphyroïde, à biotite chloritisée, qui n‟apparaît que sur une faible surface de quelques 2 centaines de m , au milieu d‟arènes dans la pénéplaine de Tayfast (carte Assaragh). Il se singularise par le fait que son caractère porphyroïde est dû à la présence de tablettes feldspathiques, de 1 à 4 cm de longueur, qui sont constituées exclusivement d‟albite en échiquier. L‟analyse chimique (ASPC622, Annexe 1) de ce granite montre une composition parfaitement compatible avec la paragenèse minérale : il est moins différencié que tous les autres granites (SiO2=67,3%), très fortement sodique (Na2O=9,1%) et très peu potassique (K2O=0,57%), très peu calcique (CaO=0,18%) et très enrichi en Al2O3 (18,5%). Les paramètres multi-cationiques illustrent le caractère subleucocrate avec Fe+Mg+Ti=7,25% et peralumineux avec A/CNK=1,16. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9), la roche se situe à proximité du pôle diorite quartzifère voire gabbro, en raison des faibles valeurs des paramètres Q (65) et P (-286), dues aux teneurs relativement faible en SiO2 et très élevée en Na2O. En ce qui concerne les éléments en traces, on note un net appauvrissement en Ba (25,6 ppm), en Rb (19,2 ppm) et en Sr (15,2 ppm) par rapport aux autres granites. Les teneurs en Zr (125 ppm), en Y (14,7 ppm), en Nb (10,2 ppm) et en REE (ΣTR=149 ppm) sont par contre globalement assez comparables. Son spectre de terres rares est assez bien fractionné ([La/Sm] n=2,7 ; [La/Yb]n=17 ; Figure 13), avec une assez forte anomalie négative en Eu, due au fractionnement du plagioclase.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Figure 13 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour un granite albitique subleucocrate à biotite chloritisée.

Du point de vue contexte géodynamique, dans le diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N de Thiéblemont et Tégyey (1994) et Thiéblemont (1999) (Figure 11), ce granite se place dans le champ des granites calco-alcalins mantelliques (zones de subduction) et dans le domaine des granites d'arc volcanique dans le diagramme Rb vs. (Y+Nb) (Figure 12) de Pearce et al. (1984).

2.2.2.3 - Suite alumino-potassique de type Tazenakht La suite alumino-potassique comprend divers types de granites, mésocrates à leucocrates, à deux micas ou à muscovite seule, et se termine par des pegmatites. Cette suite peut-être subdivisée en deux associations : ● l‟une mésocrate à subleucocrate ; ● l‟autre subleucocrate à leucocrate. 2.2.2.3.1 - Association alumino-potassique mésocrate à subleucocrate Quatre échantillons de cette association aluminopotassique mésocrate à subleucocrate ont été prélevés : ● deux granites mésocrate à subleucocrate à grain moyen (PPM) ;

● un granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde (PPP) ; ● un granite mésocrate porphyroïde, orienté à orthogneissique de type Iguerda (PPoP). Seul le faciès de granite mésocrate porphyroïde, orienté à orthogneissique de type Iguerda (PPoP) affleure sur la carte Assaragh. PPoP : Granite mésocrate porphyroïde, orienté à orthogneissique, à biotite et muscovite, de type Iguerda L‟échantillon IGPC478 (Annexe 1) montre une composition nettement acide (SiO2=71,08%), nettement plus potassique (K2O=3,80%) que sodique (Na2O=2,91%) et peu calcique (CaO=1,24%). Les paramètres multi-cationiques illustrent le caractère mésocrate avec Fe+Mg+Ti=13% et peralumineux avec A/CNK=1,31 ; cependant cette valeur relativement forte de l‟indice d‟aluminosité est due en partie à une altération hydrothermale se traduisant par un développement de mica blanc secondaire et une chloritisation partielle de la biotite. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9), la roche se situe à proximité du pôle granite (gr). Figure 14 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour un granite mésocrate porphyroïde de type Iguerda.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOPROTÉROZOÏQUES

En ce qui concerne les éléments en traces, on note par rapport au monzogranite AMPC278, d‟affinité calcoalcaline : un net appauvrissement en Sr (132 contre 189 ppm) et un net enrichissement en Zr (216 contre 130 ppm) et ΣTR (216 contre 138 ppm). Ce granite présente un spectre bien fractionné ([La/Sm]n=3,5 ; [La/Yb]n=30,9 ; Figure 14), avec une anomalie négative en Eu. Ce granite présente des teneurs et un fractionnement des terres rares légères semblable au granite TBPB284. Il diffère de ce dernier par de plus fortes teneurs en terres rares lourdes ([Yb]n=6), et un fractionnement moindre de ces terres rares lourdes ([Tb/Yb])n=2,5). Du point de vue contexte géodynamique, dans le diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N de Thiéblemont et Tégyey (1994) et Thiéblemont (1999) (Figure 11), les quatre granites de cette association se placent tous dans le champ des granites calco-alcalins mantelliques (zones de subduction) et dans le domaine des granites d'arc volcanique sur le diagramme Rb vs. (Y+Nb) (Figure 12) de Pearce et al. (1984). Conclusion. Comme les granitoïdes de la suite calcoalcaline moyennement potassique de type Azguemerzi, ceux de l‟association alumino-potassique mésocrate à subleucocrate représentée par des granites mésocrates à subleucocrates à grains moyens (PPM), un granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde (PPP), et granite mésocrate porphyroïde de type Iguerda (PPoP), se placent dans le champ du magmatisme des zones de subduction dans les diagramme Zr vs. (Nb/Zr)N et Rb vs. (Y+Nb) ce qui montre la signature clairement «orogénique» de ces roches. Cela permet d‟envisager, également pour cette association, comme la plus probable une mise en place dans une zone de subduction. Ces roches dériveraient donc de la différenciation d‟un magma basaltique calcoalcalin issu du manteau sous-jacent à un arc plutonovolcanique.

2.2.2.3.2 - Association alumino-potassique subleucocrate à leucocrate Dix échantillons de cette association alumino-potassique mésocrate à subleucocrate ont été analysés : ● deux leucogranites à grain fin à moyen à deux micas (PPL2m) ; ● deux leucogranites à grain moyen à muscovite (PPLm) ; ● trois granites subleucocrates à leucocrates à grain moyen-grossier à deux micas (PP2m) ; ● trois leucogranites à grain fin-moyen à muscovite et parfois grenat (PPLmg). PPL2m : Leucogranite à grain fin à moyen à deux micas Les deux échantillons de leucogranite (PPL2m) analysés (ASAS663, ASAS642 ; Annexe 2), montrent une composition nettement acide (SiO2=73,5-74,8%), à peu près aussi potassique (K2O=3,8-4,7%) que sodique (Na2O=3,6-4,1%) et très peu calcique (CaO=0,4-0,5%). Les paramètres multi-cationiques illustrent le caractère leucocrate avec Fe+Mg+Ti=4,08 et 4,62% et peralumineux avec A/CNK=1,23 et 1,21. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9), ces roches se situent à proximité du pôle granite (gr). En ce qui concerne les éléments en traces, on note par rapport aux autres granites de l‟association aluminopotassique leucocrate : un net enrichissement en Zr (62 ppm) et ΣTR (101 ppm) et dans une moindre mesure en appauvrissement Sr (64-70 ppm) et Ba (246256 ppm). Ce granite présente des spectres très bien fractionnés ([La/Sm]n=1,8-2,6 ; [La/Yb]n=40,5-55,2 ; Figure 15), et une anomalie négative en Eu. Ce fort fractionnement est dû à un fort fractionnement des terres rares lourdes ([Tb/Yb]n=5,0-5,9), et des teneurs en terres rares lourdes inférieurs à deux fois les chondrites à partir de Ho. Ce faciès se distingue des autres granites de l‟association alumino-potassique leucocrate par le fait Figure 15 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les granites leucocrates à deux micas de la suite alumino-potassique de type Tazenakht.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

qu‟il est le moins différencié, avec un paramètre Fe+Mg+Ti un peu plus élevé, une teneur en SiO2 plus basse et des spectres de terres rares très bien fractionnés. Géochronologie. L‟échantillon ASAH642 a, en outre, fait l‟objet (i) d‟une séparation et d‟un tri des minéraux lourds, ainsi que d‟une typologie du zircon et (ii) d‟une datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons. Les grains de zircon sont petits (~ 100 µm). Ils sont soit allongés, clairs et limpides, soit colorés et plus massifs. La datation à la SHRIMP donne 207 206 un âge Pb*/ Pb* moyen de la mise en place de 2037 ± 5 Ma. PPLm : Leucogranite à grain moyen à muscovite Les deux échantillons de leucogranite analysés (ASPC617, ASAH561 ; Annexe 2), montrent une composition très acide (SiO2=75,6-76,0%), à peu près aussi potassique (K2O=3,5-4,0%) que sodique (Na2O=3,4-3,8%) et très peu calcique (CaO=0,540,64%). Les paramètres multi-cationiques illustrent le caractère très leucocrate avec Fe+Mg+Ti=3,02 et 2,75% et peralumineux avec A/CNK=1,31 et 1,24. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9), les deux analyses se situent à proximité du pôle granite (gr). En comparant ces leucogranites à grain moyen (PPLm) avec ceux à grain fin-moyen yen (PPL2m), nous constatons un appauvrissement en Sr (27 et 25 ppm), Ba (120 et 105 ppm), Zr (38,4 et 41,4 ppm) et en ΣTR (44 ppm et 34 ppm). Ces deux échantillons de leucogranite présentent des spectres peu fractionnés ([La/Sm]n=2,1-2,4 ; [La/Yb]n=5,8-7,3 ; Figure 16), et une assez forte anomalie négative en Eu. Ces spectres se caractérisent, au niveau des terres rares lourdes, par le développement de concavité entre Gd et Ho, et entre Er et Lu.

PP2m : Granite subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule Les trois échantillons de granite subleucocrate à leucocrate analysés (AMHA055, ASAH682 et IGPC377 ; Annexe 1 et Annexe 2) montrent une composition très acide (SiO2=73,2-75,6%), nettement plus potassique (K2O=4,3-5,8%) que sodique (Na2O=2,7-4%) et très peu calcique (CaO=0,18-0,42%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère leucocrate avec Fe+Mg+Ti=3,5 et 2,93% des granites AMHA055 et ASAH682, et subleucocrate avec Fe+Mg+Ti=9,14% pour le granite IGPC377 ; et peralumineux avec A/CNK=1,19 et 1,18 pour les granites AMHA055 et ASAH682, et alumineux A/CNK=1,34 pour le granite IGPC377. Pour ce dernier ce caractère très alumineux est en grande partie secondaire, lié à un important développement de mica blanc secondaire et à la chloritisation de la biotite. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9) les trois échantillons se situent à proximité du pôle granite (gr). Comme pour les faciès de leucogranites à grain moyen à muscovite (PPLm), nous observons pour les éléments traces de faibles teneurs en Ba (53-524 ppm), Rb (147-311 ppm), Sr (17-84 ppm), Zr (20-129 ppm) et ΣTR (6,74-20,97 ppm). Les teneurs en éléments radioactifs sont modérées pour U (0,86-2,02 ppm) et Th (0,76-8.65 ppm). Les échantillons AMHA055 et ASAH682 présentent des spectres peu fractionnés, ([La/Sm]n=1,9-3,0 ; [La/Yb]n=9,6-11,2 ; Figure 16), ASAH682 présente une anomalie négative en Eu, par contre AMHA055 présente une anomalie positive due à l‟accumulation des feldspaths. Par rapport aux leucogranites à gain moyen (PPLm), nous avons dans ces granites de plus faibles teneurs en terres rares, et notamment en terres rares lourdes. Les concavités au niveau des terres rares lourdes sont moins accentuées. Le granite IGPC377 présente un spectre plat ([La/Sm]n=0,9 ; [La/Yb]n=1,4 ;

Figure 16 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les granites leucocrates à grain moyen à deux micas (violet) et les granites subleucocrate à leucocrate à grain moyen-grossier à deux micas (rose) de la suite aluminopotassique de type Tazenakht.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOPROTÉROZOÏQUES

Figure 17 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les leucogranites de la suite aluminopotassique de type Tazenakht.

Figure 17) avec une légère anomalie négative en Eu. Les teneurs en terres rares de cet échantillon sont faibles comprises entre 6 et 7 fois celles des chondrites. Ce type de granite présente des analogies avec un leucogranite à deux micas (ASAH642, carte Assaragh), daté à 2037 ± 5 Ma, avec un héritage vers 2100 Ma, par la méthode U-Pb sur zircons à la SHRIMP. PPLmg : Leucogranites à muscovite et parfois grenat

grain

fin-moyen,

Trois échantillons de ce faciès ont été analysés dans le cadre du projet Agadir Melloul : un (AMPC019) sur la feuille Agadir-Melloul et deux (ASAH583 et ASAH597) sur la feuille Assaragh (Annexe 2). Leur montre une composition très acide (SiO2=74,44-75,76%). ASAH597 et AMPC019 sont beaucoup plus potassique (K2O=4,65,8%) que sodique (Na2O=2,8-3,9%), alors que ASAH583 est beaucoup plus sodique (Na2O=5,55%), que potassique (K2O=1,84%). Les paramètres multicationiques illustrent le caractère leucocrate avec Fe+Mg+Ti<2,64% et peralumineux avec A/CNK=1,221,9. Dans le diagramme de classification Q-P (Figure 9) AMPC019 et ASAH597 se situent à proximité du pôle granite (gr) alors que ASAH583 tombe à proximité du pôle trondhjémite (tr) à cause de sa faible teneur en K2O (1,84%) et de sa teneur relativement forte en Na2O (5,55%). Comme pour les granites subleucocrate à leucocrate à grain moyen à muscovite (PP2m), les analyses révèlent des teneurs faibles en Ba (52,56-102,8 ppm), Sr (10,892374 ppm), Zr (7-29,5 ppm) et ΣTR (6,6-18,57 ppm), moyennement élevée en Rb (111,4-384,6 ppm). Les teneurs en éléments radioactifs sont faibles : U=0,462,61 ppm et Th=0,31-0,85 ppm. Ces leucogranites présentent des spectres très peu fractionnés, ([La/Sm]n=9,9-1,7 ; [La/Yb]n=1,6-4,3 ; Figure 17) caractéristiques de ce type de roche et avec une assez forte anomalie négative en Eu due au fractionnement des feldspaths. Ces spectres présentent au niveau des terres rares lourdes des concavités entre Gd et Ho, et entre Er et Lu. Ce type de leucogranite

représente le terme le plus différencié de tous les leucogranites recensés. Conclusion. En ce qui concerne le contexte géodynamique, les analyses des granites et leucogranites de l‟association alumino-potassique subleucocrate à leucocrate se placent (i) dans le champ des leucogranites peralumineux dans le diagramme Zr vs (Nb/Zr)N de Thiéblemont et Tegyey (1994) et Thiéblemont (1999) (Figure 11), et (ii) dans le domaine correspondant à un environnement syn-collisionnel, caractéristique des leucogranites sur le diagramme Rb vs. (Y+Nb) (Figure 12) de Pearce et al. (1984). Ce magmatisme peralumineux présente les caractéristiques des granites d‟origine crustale, métasédimentaire ou, tout au moins, «supracrustale» (Chappell et White, 1974). Un tel environnement est plus fréquemment invoqué pour ce type de granite est le plus apte à rendre de compte du transport de matériaux supracrustaux dans les conditions de la fusion. De tels granites constituent effectivement un type commun au sein de zones de collision plus récentes ou actuelles (zone interne varisque, Alpes, Haut Himalaya). Dans le domaine éburnéen d‟Afrique de l‟ouest, de tels granites ont été observés sous forme de ceintures plutoniques bien développées (batholite de Ferkessédougou en Côte d‟Ivoire, granitoïde de Tmimichatt-Rhallamane en Mauritanie) ou de massifs d‟extension locale (Burkina Faso).

2.2.2.4 - Conclusion générale Les roches plutoniques éburnéennes étudiées dans ce projet, se répartissent en fonction de leur composition minéralogique et géochimique en deux ensembles dont les modalités de genèse et les environnements de mise en place seraient différents : ● Des roches plutoniques intermédiaires à acides dérivant de la différenciation d‟un magma d‟origine mantellique, probablement associé à un ancien arc éburnéen, et avec une contribution crustale dont témoigne leur caractère assez alumineux. Ce groupe

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

comprend la suite calco-alcaline moyennement à fortement potassique (type Azguemerzi) représentée par la diorite quartzifère-tonalite à grain moyen à biotite(PP), la diorite orbiculaire de type Tayfast (PPO), la monzodiorite quartzifère à grain fin-moyen à amphibole et biotite (PP), et la granodioritegranite à grain moyen-grossier à tendance porphyroïde locale (PPMG), la suite alcaline sodique représentée par le granite albitique, subleucocrate et porphyroïde (PPNaP), et l‟association alumino-potassique mésocrate à subleucocrate de la suite alumino-potassique (type Tazenakht) représentée par le granite mésocrate à subleucocrate à grain moyen à deux micas (PPM) et le granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde à deux micas (PPP) ; ● Des granites subleucocrates à leucocrates et des leucogranites témoignant de la fusion de matériaux supracrustaux à relativement basse pression dans un environnement géodynamique de collision. Ce groupe comprend l‟association alumino-potassique subleucocrate à leucocrate de la suite aluminopotassique (type Tazenakht) représentée par le granite subleucocrate à leucocrate à grain moyengrossier, localement porphyroïde, à deux micas ou à muscovite seule (PP2m), les leucogranites à grain moyen à muscovite (PPLm), les leucogranites à grain fin-moyen, à muscovite et parfois grenat (PPLmg) et les aplites (PPaP). Les quatre datations radiométriques U-Pb à la SHRIMP sur zircons réalisées dans le cadre du projet Agadir Melloul indiquent un âge paléoprotérozoïque et une mise en place subcontemporaine des trois suites calcoalcaline (monzodiorite quartzifère : 2038 ± 4 Ma), alumino-potassique mésocrate à subleucocrate (granites porphyroïdes mésocrates à subleucocrates, 2035 ± 5 Ma et 2034 ± 5 Ma) et alumino-potassique leucocrate (2037 ± 5 Ma). L‟association de deux types de magmatisme contemporains, calco-alcalin moyennement potassique d‟origine mantellique et alumino-potassique d‟origine crustale, observée dans les boutonnières concernées par ce projet (Iguerda, Agadir Melloul et Izazen) est également décrite dans presque toute les autres boutonnières de l‟Anti-Atlas sudoccidental : lgherm (Hafid, 1992), Zenaga (Saidi, 2002 ; Thomas et al., 2001), Bas-Draa et Tagragra d‟Akka (Mortaji et al., 2000 ; Gasquet et al., 2001), Kerdous (Roger et al., 2006). Selon Mortaji et al. (2000) les relations spatiotemporelles entre faciès basiques à intermédiaires, d‟origine mantellique, et faciès peralumineux, d‟origine crustale, témoignent dans I‟Anti-Atlas de phénomènes magmatiques à différents niveaux de la lithosphère, dont les moteurs thermiques et tectoniques n‟en sont pas encore clairement identifiés. Le déclenchement de l‟anatexie crustale pourrait être, en partie, lié à la mise en place d‟intrusions d‟origine mantellique dont seulement quelques-unes ont atteint les niveaux

structuraux actuellement à l‟affleurement et dont on peut trouver des témoins sous forme d‟enclaves et d‟intrusions de petite taille.

2.2.3 - Intrusions basiques à intermédiaires au sein du socle paléoprotérozoïque Douze échantillons (Gabbro PR et Doléritemicrogabbro PR) de roches basiques à intermédiaires intrusives dans le socle paléoprotérozoïque ont été analysées. Afin d‟arriver à des conclusions plus générales sur ces intrusions, d‟âge indéterminé intrusives, nous avons en outre pris en compte les analyses faites par Hafid et al. (1999). PR : Gabbro, en gros filons ou sills dans le socle paléoprotérozoïque Les deux échantillons de corps massifs gabbroïques analysés proviennent des feuilles Agadir-Melloul (AMPC271) et Tabadrist (TBPC205). Les résultats sont donnés dans l‟Annexe 3. Les cinq analyses publiées par Hafid et al. (1999) sont réparties comme suit : AM2C, AM4 et AM4b proviennent des deux corps orientés NWSE au nord de Jbel Iguiguil, entre Ighanimane et TinMaliz, sur la feuille Tabadrist ; AM29d et AM34 proviennent de deux corps orientés NE-SW dans la boutonnière d‟Azaghar−Izazen. Les analyses des gabbros présentent des compositions généralement basiques : SiO2=48,1-51,35%, MgO=6,62t 8,84%, Fe2O3 =9,24-12,64%, CaO=9,08-10,83%. Les teneurs en TiO2 (0,8-1,64%) sont faibles. La perte au feu est assez faible (PF<2,7) malgré les rétromorphoses minérales observées. En ce qui concerne les éléments en traces, on note des teneurs moyennement élevées en V (276-373 ppm), faibles en Y (13,1-20,2 ppm), en Zr (68,9-85 ppm), en Nb (3,59-6,83 ppm) et en ΣTR (36,85-68 ppm). Les 2+ faibles valeurs du rapport Mg# (Mg#=100Mg/Mg+Fe ; 52,10-61,35) ainsi que les faibles teneurs en Cr (88353 ppm) et en Ni (37,19-153 ppm) montrent bien le caractère relativement différencié de ces roches. Les spectres de terres rares sont très peu fractionnés ([La/Yb]n=2,2-5,9 ; [La/Sm)]n=1,2-3,5) par rapport à ceux des autres roches basiques à intermédiaires recensées dans le socle paléoprotérozoïque. Ils ne présentent pas d‟anomalie significative en Eu (Figure 19). Les faibles valeurs des rapports Nb/Y (0,23-0,32) (Winchester et Floyd, 1976 ; Pearce, 1982) et Ti/V inférieures à 50 (21-28) (Shervais, 1982) (Figure 18), ainsi que l‟allure des spectres des terres rares indiquent bien le caractère tholéiitique de ces roches. Dans le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Figure 20) de Thiéblemont et al. (1994), utilisé pour la discrimination des contextes géodynamiques des roches basaltiques, les analyses des corps gabbroïques intrusifs dans le

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PROTÉROZOÏQUES

socle paléoprotérozoïque s‟inscrivent bien dans le champ des basaltes continentaux. Leur caractère tholéiitique anorogénique est également confirmé par la composition de leurs pyroxènes (Hafid et al., 1999).

Les diagrammes multi-élémentaires (Figure 21), où les éléments sont normalisés par rapport au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) sont similaires à ceux des tholéiites continentales (Bertrand et al., 1982 ; Dupuy et Dostal, 1984 ; Dupuy et al., 1988 ; Vicat et al., 1996). Ils sont caractérisés par un enrichissement en Rb, Ba, K, et en terres rares légères, ainsi que par une anomalie négative en Nb, Ta, Th et P et une pente globalement négative du spectre. Ils se distinguent de ceux des autres roches basiques à intermédiaires recensées dans le socle paléoprotérozoïque par une forte anomalie négative en Th et une faible voire absente anomalie en Sr.

Figure 18 : Diagramme Ti/1000 vs. V pour les filons ou sills de dolérite-microgabbro et de gabbros intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. Figure 19 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les corps gabbroïques intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque.

Figure 20 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les corps gabbroïques, intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque. N-MORB : champ des basaltes de ride médioocéanique de type appauvri (N-type MORB) ; E-MORB : champ des basaltes de ride médioocéanique de type enrichi (E-type MORB) ; WPAB : champ des basaltes alcalins intraplaques ; CFB : champ des tholéiites continentales ; BAB : champ des tholéiites de bassin arrière-arc ; IAT : champ des tholéiites d‟arc ; CAB : champ des basaltes calcoalcalins de marge active.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Figure 21 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour gabbros intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque.

Dix échantillons de dolérite-microgabbro, en filons ou sills dans le socle paléoprotérozoïque ont été analysés dans le cadre du projet Agadir-Melloul (Annexe 3), dont deux (AMTB341 et AMHA654) proviennent du territoire couvert par la feuille Agadir-Melloul et huit de la boutonnière d‟Iguerda. Afin de mieux préciser les signatures géochimiques de ces filons de doléritemicrogabbro nous avons en outre pris en compte les douze analyses faites par Hafid et al. (1999). Ces douze analyses faites par Hafid et al. (1999) sur ces filons de dolérite-microgabbro sont réparties comme suit : deux proviennent de la boutonnière d‟Agadir-Melloul, quatre de la boutonnières d‟Azaghar−Izazen et six de la boutonnière d‟Iguerda. PR : Dolérite-microgabbro, en filons ou sills dans le socle paléoprotérozoïque Les dix analyses faites sur les filons de doléritemicrogabbro montrent une composition basique à intermédiaire : SiO2=45,82-51,41%, MgO=3,87-9,99%, t Fe2O3 =11,62-18,83%, CaO=4,49-8,99%. Les teneurs en TiO2 sont variables (0,76-3,91%). A part deux échantillons (AMTB341 et AMHA654, qui ont PF=5,76 et 7,21%) la perte au feu est assez faible malgré les rétromorphoses. Les faibles valeurs du rapport Mg# 2+ (Mg#=100Mg/Mg+Fe ) généralement inférieur à 61, ainsi que les teneurs relativement faibles en Ni (<110 ppm) et Cr (<215 ppm) montrent bien le caractère relativement différencié de ces roches. En raison de l‟altération qui pourrait toutefois perturber les teneurs de certains éléments mobiles, nous nous sommes surtout basés, pour l‟identification précise des signatures géochimiques, sur des éléments réputés être moins mobiles.

Figure 22 : Distinction de deux groupes (Groupe 1 et Groupe 2) parmi les filons ou sills de doléritemicrogabbro, intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque, dans le diagramme La/Yb vs Nb/Y. Les filons des différentes directions ne se distinguent ni sur le plan de la texture ni sur celui de la composition minéralogique (Hafid et al. 1999) ; en revanche, ils se distinguent en fonction de leur composition chimique, notamment d‟après certains éléments les moins mobiles. Comme il a été déjà mis en évidence par Hafid et al. (1999) et El Aouli et al. (2004), on peut discriminer, au sein de l‟ensemble des roches analysées, deux groupes qui se distinguent par des teneurs en terres rares légères et des rapports La/Yb, La/Sm, Nb/Y, Zr/Y, Ti/V et Th/Yb plus élevés dans le Groupe 1 que dans le Groupe 2 (Figure 22). Ces deux groupes se distinguent également par les teneurs en TiO2, P2O5, Zr, Sr, Ba, Nb, Hf et Th qui sont généralement plus élevées dans le Groupe 1 que dans le Groupe 2 (voir tableau cidessous). Les échantillons du Groupe 1 proviennent des filons orientés NW-SE qui sont précoces, alors que ceux du Groupe 2 proviennent de filons NE-SW, plus tardifs. Hafid et al. (2001) ont également constaté dans la boutonnière de Zenaga, que les filons orientés NW-SE sont plus riches en terres rares légères, P 2O5, Zr, Hf et Th que ceux orientés NE-SW qui les recoupent.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PROTÉROZOÏQUES

Tableau 3 : Composition chimique caractéristique des deux groupes de dolérites. TiO2 P2O5 Zr Nb Th Nb/Y Ti/V ΣTR (La/Yb)N (La/Sm)N

Groupe 1 (NW-SE)

Groupe 2 (NE-SW)

2,4- 3,9 0,35- 0,50 178 - 247 15,7 - 20,1 2,99 - 4,26 0,48 - 0,59 44 - 58 163 - 216 8,2 - 8,9 2,3 - 2,8

0,76 - 2,91 0,10 - 0,43 59 - 227 3,8 - 15,4 0,64 - 2,84 0,23 - 0,38 23,1 - 44,4 58 - 164 2,5 - 5,3 1,2 - 2,3

Les faibles valeurs des rapports Nb/Y (0,25-0,38) (Winchester et Floyd, 1976, Pearce, 1982), et Ti/V inférieures à 50 (23-45) (Shervais, 1982) ainsi que l‟allure des spectres des terres rares indiquent bien le caractère tholéiitique des filons NE-SW. Les filons NWSE présentent par contre des caractères de basaltes transitionnels notamment par leurs rapports Nb/Y (0,480,59), et Ti/V supérieur à 50 (44-58) (Shervais, 1982).Les deux groupes se distinguent bien en fonction des teneurs et de l‟allure des spectres des terres rares. Le Groupe 1 est plus riche en REE (ΣTR=163,25215,56) que le Groupe 2 (ΣTR=58,38-163,63). Les

spectres du Groupe 1 sont plus fractionnés ([La/Yb]N=8,2-8,9 ; Figure 23) que ceux du Groupe 2 ([La/Yb)N=2,5-5,3 ; Figure 24). Les terres rares légères sont aussi plus fractionnés dans le Groupe 1 ([La/Sm]N=2,3-2,8) que dans le Groupe 2 ([La/Sm)N=1,2-2,3) (Figure 22). Les deux groupes ne présentent pas d‟anomalies significatives en Eu. Au sein du Groupe 2, des basaltes tholéïtiques, deux échantillons (AMHA654 et AMTB341) présentent des teneurs en terres rares plus faibles (ΣTR<100), comparables aux gabbros AMPC201 et TBPC205. Ces faciès tholéïtiques sont caractérisés par de faibles teneurs en TiO2 (<1%) et P2O5 (<0,2%). Dans le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Figure 20) de Thiéblemont et al. (1994), utilisé pour la discrimination des contextes géodynamiques des roches basaltiques, les analyses correspondantes aux deux groupes s‟inscrivent bien dans le champ des basaltes continentaux. Le caractère tholéiitique anorogénique de ces filons de dolérite-microgabbro, intrusifs dans le socle paléoprotérozoïque est également confirmé par la composition de leurs pyroxènes (Hafid et al., 1999).

Figure 23 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 1 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque.

Figure 24 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 2 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Figure 25 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 1 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque.

Figure 26 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les dolérites du Groupe 2 intrusives dans le socle paléoprotérozoïque.

Les diagrammes multi-élémentaires (Figure 25 et Figure 26), où les éléments sont normalisés par rapport au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) montrent que les roches du Groupe 1 ont des compositions chimiques homogènes et sont plus riches en éléments incompatibles que ceux du Groupe 2 qui sont hétérogènes. Les deux groupes sont caractérisés par un enrichissement en éléments fortement lithophiles à grand rayon ionique (LILE) Rb, Ba, K, Th et en terres rares légères, ainsi que par une anomalie négative en Nb et Sr et une pente globalement négative du spectre. Le Groupe 2 se distingue aussi du Groupe 1 par une anomalie négative en P2O5. Les diagrammes multiélémentaires des roches du Groupe 1 sont similaires à ceux de basaltes transitionnels, tandis que ceux du Groupe 2 ont des similitudes avec des tholéiites continentales à faibles ou fortes teneurs en Ti (Bertrand et al., 1982 ; Dupuy et Dostal, 1984 ; Dupuy et al., 1988 ; Vicat et al., 1996). Les valeurs élevées des rapports et Th/Ta (1,66-3,92) et Ba/Zr (1,28-6,88) ainsi que les faibles valeurs du rapport Nb/U<45 (10,7-29,9) de ces filons de dolérite-

microgabbro (généralement observé dans les tholéiites continentales) suggèrent selon Cabanis et al. (1990), Hildreth et al. (1991) et Fitton et al. (1995) une contamination crustale des magmas. Conclusion. Dans toutes les boutonnières concernées par le projet Agadir Melloul, les terrains paléoprotérozoïques sont recoupés par de nombreux filons et sills de roches basiques à intermédiaires. Il s'agit essentiellement de dolérites-microgabro et de gabbros transformés d'une manière plus au moins intense.Les grands corps massifs gabbroïques(PR), qui affleurent essentiellement dans les boutonnières d‟Azaghar−Izazen et d‟Agadir Melloul (feuilles Tabadrist et Agadir Melloul) semblent en règle générale être plus précoces que les dykes de dolérite-microgabbro (PR), des différentes directions (NW-SE et NE-SW) qui les recoupent dans plusieurs endroits. Ils ont généralement une composition basique. Leur composition chimique et minéralogique (Hafid et al.1999) souligne bien leur caractère de basaltes continentaux.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS TONIENNES À CRYOGÉNIENNES

Les filons et sills de dolérite-microgabbro (PR), sont généralement injectés suivant deux réseaux principaux : un premier réseau orienté NW-SE recoupé par un second orienté NE-SW à N-S. Le premier groupe, relativement enrichi en éléments incompatibles et en Ti, a un caractère transitionnel, et ne s‟observe que dans la boutonnière d‟Iguerda. Le second groupe est composé de tholéïtes continentales présentent dans toutes les boutonnières. Dans ce groupe, les tholéïtes riches en Ti affleurent dans la boutonnière d‟Iguerda, alors que celles pauvres en Ti s‟observent dans la boutonnière d‟AgadirMelloul. D'après leur composition chimique, ces roches sont anorogéniques intracontinentales. Comme nous l‟avons signalé au début du chapitre consacré à la description pétrographique de ces roches basiques, il convient d‟être très prudent sur les âges de mise en place de ces intrusions basiques à intermédiaires. Ainsi, au sein du socle paléoprotérozoïque, il y a probablement des intrusions : ● très précoces d‟âge Paléoprotérozoïque (ChalotPrat et al., 2001 ; Walsh et al., 2002 ; Kouyaté et al., 2010) analogues à celles qui ont été mises en évidence dans des boutonnières de l‟Anti-Atlas occidental et central (Kerdous, Tata et Zenaga) ; ● analogues à celles de la suite d‟Ifzwane (Zenaga), (Cahen et al., 1984) et de la série de Bleïda (Naidoo et al., 1991), liées à la phase de rifting prépanafricain ; ● analogues à celles qui bréchifient les quartzites du Jbel Iguiguil attribuées au Tonien supérieur et/ou au Cryogénien inférieur (NP1-2), et dont l‟une a été datée à 570 ± 6 Ma dans la cadre du présent projet ; ● analogues à celles des filons qui recoupent la couverture sédimentaire : Formations d‟Adoudou et même de Taliwine et qui sont liées à l‟ouverture de l‟Atlantique central au Trias-Lias. Comme aucune datation radiométrique n‟a été faite sur les corps de roches basiques à intermédiaires qui traversent le socle paléoprotérozoïque, nous ne pouvons pas déterminer avec précision leurs âges de mise en place et, corrélativement, les âges des différents stades de distension qui ont affecté cette partie de l‟Anti-Atlas.

2.2.4 - Groupe de Taghdout Le Groupe de Taghdout, défini au nord de la boutonnière de Zenaga (Bouougri, 1992 ; Bouougri et Saquaque, 2004 ; Thomas et al., 2002 ; 2004), correspond à la pile calcaréo-quartzitique décrite par Neltner (1938) dans la localité de Tizi n‟Taghatine sous l‟appellation d‟Algonkien et ultérieurement par Choubert (1952) à l‟échelle de tout l‟Anti-Atlas (depuis celle de Bou Azer-El Graara à l‟est jusqu‟au Bas Drâa à l‟ouest) sous l‟appellation de "Système des Calcaires et des 2 Quartzites (PII ). Ce groupe est classiquement considéré comme le vestige d‟une large plateforme peu profonde qui s‟est installée tout le long de la bordure nord du Craton Ouest Africain au Néoprotérozoïque inférieur (Leblanc et Billaud, 1978 ; Hassenforder, 1987 ;

Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994) antérieurement à la collision panafricaine. Deux grands ensembles sont décrits au sein de ces terrains de plateforme pré-panafricaine (Bouougri et Saquaque, 2004) : ● un ensemble considéré comme autochtone qui repose directement sur le substratum éburnéen, et qui correspond aux affleurements du domaine cratonique (Taghdout et Tizi n„Taghatine) ; ● un second ensemble allochtone qui regroupe l‟ensemble des écailles qui longe l‟Accident Majeur de l‟Anti-Atlas (N‟Kob-Mouddat dans le massif de Sirwa et Tachdamt-Bleïda dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara (Bouougri, 1992 ; Mouttaqi, 1977). Sur la feuille Assaragh, le Groupe de Taghdout est représenté par des barres de quartzites cataclasées à microbréchifiées de la Formation d'Ahmamad. La Formation d'Ahmamad est distinguée dans cette étude en raison de sa particularité structurale. Il s'agit en effet de barres de grès-quartzites (NP1-2Aq) d'épaisseur décamétrique, très cataclasées et tectoniquement encastrées dans les granites éburnéens. Isolées du reste du Groupe de Taghdout et très tectonisées, la position stratigraphique de ces barres de quartzite demeure incertaine. Ce sont néanmoins les faciès du dernier membre de la Formation de Mimount qui s'en approchent le plus. Ces barres de quartzites cataclasées à microbréchifiées affleurent soit en bordure de boutonnières (ouest du village de Tayfast) ou enracinées d‟une façon linéaire au sein du socle cristallin dans les boutonnières de Tiza-nFouyal et d‟Idikl (Feuille Ighriy) et au nord d‟Agadir Melloul (Feuille Tabadrist). Ces structures constituent en effet l‟un des traits étonnants de la géologie de cette région centrale de l‟Anti-Atlas. Leur disposition linéaire et leur enracinement systématique dans le substratum éburnéen ou le long des bordures de boutonnières montre que ces structures sont contrôlées par des linéaments tectoniques dont les directions varient du NNE vers NNW. Leur formation serait liée à l‟ouverture de mégafentes ouvertes dans le substratum métamorphique lors d‟un épisode extensif. Ces ouvertures seraient remplies par des éléments bréchiques de quartzites qui proviendraient de la dislocation de la plateforme quartzitique. Ce phénomène serait alors contemporain à celui décrit dans le Jbel Iguiguil ou sont juxtaposés les panneaux quartzitiques disloqués et basculés noyés sous les éléments bréchiques également quartzitique.

2.2.5 - Groupe de Ouarzazate Le volcanisme du Groupe de Ouarzazate correspond à l‟émission, à l‟air libre et en domaine continental, d‟un magma principalement rhyolitique sous forme de coulées pyroclastiques, auxquelles s‟associent quelques

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faciès basiques. Dans la Formation d‟Adrar-n-Takoucht, des coulées trachytiques sont associées aux ignimbrites, et des coulées basaltiques sont associées aux pyroclastites dans la Formation de Fajjoud. Ce volcanisme est contrôlé par des failles avec un système de horsts et de grabens. Ainsi, nous observons généralement un contexte distensif, avec un volcanisme fissural lié à une extension. Toutefois dans certaines zones, nous avons un contexte compressif avec le plissement des roches pyroclastiques au cours de leur dépôt. Il semble que nous avons un volcanisme se mettant en place dans une zone contrôlée par des failles décrochantes avec des zones en transtension (boutonnières d‟Agadir Melloul, d‟Iguerda) et des zones en transpression (boutonnière du Sirwa et d‟Idikal). Parmi les trente-six échantillons de roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate analysés dans le cadre du projet : ● onze échantillons pour la feuille Agadir Melloul ; ● dix-neuf échantillons pour la feuille Tabadrist ; ● quatre échantillons pour la feuille Ighriy ; ● deux échantillons pour la feuille Assaragh. 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 différentes boutonnières. Cette activité pyroclastique se retrouve dans trois formations : Adrar-n-Takoucht, Tadoughast et Fajjoud. L‟activité effusive de composition basique à intermédiaire est présente localement dans les formations d‟Adrar-n-Takoucht et de Fajjoud.

2.2.5.1 - Formation de Tadoughast La Formation de Tadoughast est constitué de tufs pyroclastiques cristallins, de coulées ignimbritiques et de dômes rhyolitiques (Annexe 5 et Annexe 6). Les tufs pyroclastiques cristallins à lithiques constituent la partie inférieure de la formation recouverte par des coulées ignimbritiques. Les dômes rhyolitiques sont contemporains de ce volcanisme pyroclastique. Les tufs pyroclastiques cristallins sont semblables à ceux observés au sommet de la Formation d‟Anammar. Le magmatisme de cette formation est essentiellement pyroclastique et différencié de composition acide, les termes basiques sont absents, et les intermédiaires très rares. Géochimie. L‟échantillon AMTB061 présente une composition intermédiaire (SiO2=60%) dans la gamme des andésites, avec de fortes teneurs en Al 2O3 (20,6%) t et K2O (8,2%), et de faibles teneurs en Fe2O3 (4,9%),

MgO (2,2%) et TiO2 (0,2%). Ces compositions d‟éléments majeurs sont caractéristiques de roches d‟affinité calco-alcaline. Cette andésite a un fractionnement des terres rares légères ([La/Sm]n=4.8), mais avec un enrichissement en terres rares lourdes se traduisant par une pente positive au niveau des terres rares lourdes et un rapport [Tb/Yb] n inférieur à 1 (Figure 27). L‟enrichissement en terres rares lourdes s‟accentue à partir de Ho. Ce type d‟enrichissement se retrouve dans des ignimbrites de cette formation. Les tufs pyroclastiques cristallins (TBTB329, TBTB330, TBOB051) et les ignimbrites fiammées rouges (AMOB197, AMOB409A) ont une composition intermédiaire à acide (SiO2=59,5-66,5%) dans la gamme des andésites et des dacites, avec de fortes teneurs en Al2O3 (12,5-17%), K2O (1,5-5,5%), variables en Na2O t (0,15-5,5%), et avec de faibles teneurs en Fe2O3 (4,55,5%), MgO (1,6-2%) et TiO2 (<0,95%). Ces compositions d‟éléments majeurs suggèrent une affinité calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique. Ces tufs présentent un fractionnement des terres rares légères ([La/Sm]n=2-3,5 ; [La/Yb]n=4-10,5), avec un fractionnement constant même au niveau des terres rares lourdes (Figure 29). Les rapports La/Nb et [Th/Ta]n, respectivement supérieur à 2 et à 3, suggère une affinité calco-alcaline. Les ignimbrites présentent une plus forte concentration en terres rares que les tufs pyroclastiques cristallins. Elles présentent également de fortes teneurs en Zr (340-350 ppm), Th (9,5-10,5 ppm), Y (36-39 ppm), et Nb (11,5-13 ppm). Les spectres multiélémentaires des faciès de composition intermédiaire présentent des anomalies négatives en Nb, P et Ti (Figure 30). Les ignimbrites grises (AMOB211, AMOB282, AMOB409B, TBTB146, TBOB063, TBOB230) à quartz ont une composition acide (SiO2=74-81%) dans la gamme des rhyolites, avec des teneurs élevées en Al2O3 (10-13%), K2O (2,5-6,5%) et Na2O (1,25-5%), et t des teneurs faibles en Fe2O3 (1,4-2,3%), MgO (0,21,6%) et TiO2 (<0,2%). Ces compositions d‟éléments majeurs suggèrent une affinité calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique, en limite des domaines calco-alcalin fortement potassique et peralcalin. Ces ignimbrites ont un enrichissement en terres rares légères ([La/Sm]n=2,5-6,5), avec un fractionnement constant de La à Ho, et des anomalies négatives en Eu prononcées (Figure 27). Le comportement des terres rares lourdes est variable. Deux ignimbrites (AMOB409B, TBOB146) présentent un spectre plat au niveau des dernières terres rares lourdes ([Ho/Yb]n=1).Les autres ignimbrites ont un enrichissement en terres rares lourdes plus ou moins prononcé, se caractérisant par une pente positive des spectres de terres rares à partir de Ho ([Ho/Yb]n<1). Dans les spectres multi-élémentaires des faciès

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS ÉDIACARIENNES

différenciés, nous retrouvons les anomalies négatives prononcées en Nb, P et Ti (Figure 28). Les cinq dômes échantillonnés ont une composition acide (69%<SiO2<75%) dans la gamme des dacites et des rhyolites, avec des teneurs élevées en Al 2O3 (1314%), K2O (2,75-4%), et Na2O (2,85-4,5%), et des

73 t

teneurs faibles en MgO (0,3-0,7%), Fe2O3 (1,7-2,7%) et TiO2 (<0,25%). Un seul échantillon TBPC116 présente une affinité dacitique, cet échantillon ne provient pas du secteur de Gar Waskawn, alors que les autres échantillons proviennent du secteur de Tadoughast.

Figure 27 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les andésites et les ignimbrites de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

Figure 28 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les andésites et les ignimbrites de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

Figure 29 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les tufs pyroclastiques de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

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Figure 30 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les tufs pyroclastiques de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

Figure 31 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les coulées rhyolitiques en dômes de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

Figure 32 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les coulées rhyolitiques en dômes de la Formation de Tadoughast du Groupe de Ouarzazate.

Le dôme dacitique présente un fractionnement des terres rares légères (Figure 31 ; [La/Sm]n=4,8 ; [La/Yb]n=17), avec un fractionnement constant même au niveau des terres rares lourdes. Les terres rares lourdes sont peu abondantes, puisque inférieure à 10 fois les chondrites à partir de Ho. Les rapports La/Nbet [Th/Ta]n, respectivement supérieur à 2 et à 4, suggère une affinité calco-alcaline. Ce spectre de terres rares est

comparable aux ignimbrites contemporaines échantillonnées dans le même secteur. Les dômes rhyolitiques présentent un très fort enrichissement en terres rares légères (Figure 31 ; 2,5<[La/Sm]n<4,5 ; 315<[La/Yb]n<775), avec un fractionnement constant même au niveau des terres rares lourdes. Alors que les terres rares légères présentent des concentrations semblables à celles observées dans les ignimbrites rhyolitiques de la même

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS ÉDIACARIENNES

formation, les teneurs en terres rares lourdes sont beaucoup plus faibles. Pour les terres rares comprises entre Gd et Ho, les concentrations en terres rares sont comprises entre 1 et 10 fois les chondrites. Pour les terres rares comprises entre Ho et Lu, les concentrations sont presque systématiquement inférieures à 1 fois les chondrites. Elles présentent des teneurs basses en Y (1,5-2,5 ppm), V (1-2 ppm) et Zr (65-110 ppm) par rapport aux ignimbrites de compositions comparables. De tels taux de fractionnement des terres rares sont connus dans des magmas adakitiques, toutefois ces rhyolites sont pauvres en MgO et présentent de faibles concentrations en Sr. Ces rhyolites présentent plutôt des similitudes avec des granites de type S, provenant de la fusion de roches sédimentaires. Ces analyses indiquent que la genèse des dômes est liée à différents processus magmatiques. Dans le diagramme (Th/Ta)n vs (Tb/Ta)n (Thiéblemont et al., 1994) (Figure 37), les tufs de la Formation de Tadoughast s‟inscrivent dans le champ des laves calcoalcalines. Dans le diagramme Zr vs (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) (Figure 38), ces tufs sont principalement dans le champ du magmatisme calco-alcalin des zones de collision caractérisé par une composante crustale, ou à la limite entre les champs du magmatisme calco-alcalin des zones de subduction ou de zones de collision caractérisé par une composante crustale. Les dômes rhyolitiques sont principalement dans le champ des leucogranites hyperalumineux. Ces résultats montrent la complexité de la source de magmatisme avec une source mantellique à laquelle s‟ajoute une composante crustale importante. Cette composante crustale est la seule pour certains faciès qui sont issus entièrement de la fusion crustale. Géochronologie. Cinq échantillons ont été sélectionnés pour datation au sein de la Formation de Tadoughast. L‟ignimbrite AMOB211 correspond à la barre d‟ignimbrite massive sur la bordure sud de la boutonnière d‟Agadir Melloul. D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population est de IA.IT=460.683, ce qui la place à proximité du domaine 4c (monzogranites et granodiorites calco-alcalins) de la répartition typologique des granites. Les 9 analyses retenues permettent de déterminer un âge très bien défini à 567 ± 5 Ma, interprété comme celui de la mise en place de l‟ignimbrite. L‟andésite AMTB061 est interstratifiée dans des tufs pyroclastiques dacitique à rhyolitique sous les coulées massives d‟ignimbrites. Les 8 analyses retenues ont permis de déterminer un âge à 566 ± 6 Ma, interprété comme celui de la mise en place de l‟andésite. Le magma a piégé quatre zircons hérités d‟origine variée à 612 Ma, 631 Ma, 648 Ma et 2022 Ma. Le tuf dacitique TBTB329 a été échantillonné dans la boutonnière du Sirwa. D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population est de

IA.IT=264.398, ce qui la place dans le domaine crustal, à proximité des domaines 1 (leucogranites alumineux), 2 (monzogranites et granodiorites par-autochtones) et 3 (monzogranites et granodiorites alumineux intrusifs) de la répartition typologique des granites. Ce placement est dû à la coexistence de deux pôles, un pôle dans le domaine 1 (leucogranites alumineux) et un pôle dans le domaine 4c (monzogranites et granodiorites calcoalcalins) de la répartition typologique des granites. Les 8 analyses retenues permettent de déterminer un âge bien défini à 565 ± 6 Ma, interprété comme celui de la mise en place de la rhyolite. Deux zircons hérités permettent de calculer un âge de 2034 ± 8 Ma, qui coïncide avec les âges paléoprotérozoïques des granitoïdes mesurés au cours de cette étude. L‟ignimbrite TBOB063 correspond à la barre d‟ignimbrite massive sur la bordure nord de la boutonnière d‟Agadir Melloul. D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population est de IA.IT=445.680, ce qui la place à proximité du domaine 4 (monzogranites et granodiorites calco-alcalins) de la répartition typologique des granites. Les 13 analyses retenues ont ainsi permis de déterminer un âge bien contraint à 565 ± 5 Ma, Cet âge est interprété comme celui de la mise en place de l‟ignimbrite. La rhyolite TBOB047 correspond aux coulées rhyolitiques en dôme caractérisées par une chimie particulière. D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population est de IA.IT=237.370, ce qui la place dans le domaine crustal, à proximité du domaine 1 (leucogranites alumineux) de la répartition typologique des granites. La signature est celle d'un granite alumineux d'anatexie. Les 11 analyses retenues ont ainsi permis de déterminer un âge bien contraint à 564 ± 6 Ma, interprété comme celui de la mise en place de la rhyolite. Les roches volcaniques intermédiaires à acides de la Formation de Tadoughast se mettent en place entre 564 et 567 Ma. D‟après la typologie, la population des zircons se place dans deux pôles (Figure 33) : ● un pôle dans le domaine des monzogranites et granodiorites calco-alcalins (domaine 4c) ; ● un pôle dans le domaine des leucogranites alumineux (domaine 1). Deux sources coexistent pour ce magmatisme, une source mantellique et une source crustale.

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4,5), avec de fortes teneurs en terres rares lourdes ([Tb]n=40-59 ; [Yb]n=25-37 ; Figure 34). Cet enrichissement en terres rares lourdes s‟accompagne de fortes teneurs en Zr (388-445 ppm), V (77-235 ppm) et Nb (15,5-18 ppm). Les spectres multi-élémentaires des faciès de composition intermédiaire ne présentent pas d‟anomalies négatives prononcées en Nb, P et Ti (Figure 35). Les rapports La/Nb de ces basaltes et andésites basiques sont compris entre 1,3 et 2,3, généralement inférieur ou égale à la limite inférieur (La/Nb=2) des andésites orogéniques (Gill, 1981). Les tufs pyroclastiques cristallins (ASOB487, ASOB571) présentent une composition intermédiaire (SiO2=5963%) dans la gamme des andésites, avec de fortes teneurs en Al2O3 (18-19%) et K2O (7-8%), et de faibles t teneurs en Fe2O3 (4,5-7,5%) et MgO (1,8-1,9%).

Figure 33 : Diagramme typologique IA.IT. (Pupin, 1980) pour les zircons des échantillons AMOB211, TBTB329, TBOB063 et TBOB047.

2.2.5.2 - Formation de Fajjoud Le magmatisme de la Formation de Fajjoud est caractérisé par des laves basaltiques porphyriques à plagioclases, des tufs pyroclastiques cristallins de composition intermédiaire et des ignimbrites très différenciés (Annexe 7). Cette formation présente également un caractère bimodal avec l‟absence de termes de composition dacitique. Géochimie. Des laves (AMOB263, TBOB086, TBOB104) ont une composition basique à intermédiaire (SiO2<46-55%) dans la gamme des basaltes et des andésites basiques, avec de fortes teneurs en Al 2O3 (13t 14%), Fe2O3 (9-17%), MgO (5-10%), Na2O (3,5-2,1%) et TiO2 (2,5-3,2%), compatibles avec une affinité tholéiitique. Ces laves tholéiitiques présentent un fractionnement des terres rares légères ([La/Sm]n=1,5-1,75 ; [La/Yb]n=3,5-

Ces tufs pyroclastiques ont un fractionnement des terres rares légères identiques ([La/Sm]n=2-2,5 ; [La/Yb]n=3,56), mais diffèrent par leur concentration en terres rares lourdes. En effet, l‟andésite la plus basique présente un spectre semblable à ceux des basaltes et des andésites basiques avec de fortes teneurs en terres rares lourdes ([Tb]n=34 ; [Yb]n=28), ainsi qu‟en Zr (416 ppm), en V (56 ppm) et Nb (12,3 ppm). L‟autre échantillon présente de plus faibles teneurs en terres rares lourdes ([Tb]n=20 ; [Yb]n=14) et Zr (190 ppm) semblables à celles observées dans les tufs pyroclastiques rhyolitiques plus différenciés. Les ignimbrites analysées (AMTB065, TBOB022, AMOB277) ont une composition acide (SiO2=78-81%) dans la gamme des rhyolites, avec de fortes teneurs en Al2O3 (9-10,5%) et K2O (5,5-8%), et de faibles teneurs t en Fe2O3 (<2,5%), MgO (<1,25%) et TiO2 (<0,25%). Ces ignimbrites ont un fractionnement des terres rares légères ([La/Sm]n=2,4-4,8 ; [La/Yb]n=2,9-13,1 ; Figure 34). Elles présentent également un enrichissement dans les dernières terres rares lourdes se traduisant par des pentes positives à partir de Ho, et des rapports [Ho/Yb] n inférieurs à 1 ([Ho/Yb]n=0,8-0,9). Figure 34 : Spectres de terres rares normés aux chondrites (Sun et McDonough, 1989) pour les roches volcaniques de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS ÉDIACARIENNES

Figure 35 : Spectres multi-élémentaires normés au Manteau Primordial (Sun et McDonough, 1989) pour les roches volcaniques de la Formation de Fajjoud du Groupe de Ouarzazate.

Dans le diagramme (Th/Ta)N vs (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) (Figure 37), les basaltes et les andésites basiques se situent dans le champ des basaltes tholéiitiques continentaux. Dans le diagramme Zr vs (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) (Figure 38), les termes intermédiaires à acides d‟affinité calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique se situent dans le champ du magmatisme calco-alcalin de zones de collision caractérisé par une composante crustale.

déterminer un âge bien contraint à 556 ± 5 Ma, interprété comme celui de la mise en place de l‟ignimbrite.

2.2.5.3 - Conclusion Le volcanisme du Groupe de Ouarzazate correspond à l‟émission, à l‟air libre et en domaine continental, d‟un magma principalement pyroclastique de composition dacitique à rhyolitique. Toutefois, des faciès basiques sont associés à ce magmatisme différencié dans les formations d‟Adrar-n-Takoucht et de Fajjoud. Cette activité éruptive pyroclastique se déroule entre 572 et 556 Ma. Les données géochimiques indiquent que les roches pyroclastiques de composition acide ont une affinité calco-alcaline fortement potassique à shoshonitique (sub-alcalin). Les faciès basiques associés à la formation d‟Adrar-n-Takoucht présentent également une affinité calco-alcaline alors que ceux associés à la Formation Fajjoud ont une affinité tholéiitique. Certains faciès rhyolitiques présents en dômes sont liés à un magmatisme de type leucogranites hyperalumineux.

Figure 36 : Diagramme typologique IA.IT. (Pupin, 1980) pour les zircons l‟ignimbrite AMTB065. Géochronologie. L‟ignimbrite AMTB065 correspond au niveau massif d‟ignimbrite de la Formation de Fajjoud venant au-dessus des tufs pyroclastiques cristallins à litage oblique. D‟après les grains de zircon indexés, l‟indice moyen de cette population est de IA.IT=435.649, ce qui la place dans le domaine 4 (granites calcoalcalins) de la répartition typologique des granites (Figure 36). Les 11 analyses retenues ontpermis de

La typologie des zircons permet de retrouver ces différents pôles : ● un pôle dans le domaine des granites sub-alcalins (domaine 5) ; ● un pôle dans le domaine des monzogranites et granodiorites calco-alcalins (domaine 4c) associés fréquemment à des roches basiques ; ● un pôle dans le domaine des leucogranites alumineux (domaine 1). Par rapport à la distribution des roches endogènes non granitiques, la population des zircons présents dans les domaines des granites subalcalins et des monzogranites et granodiorites calco-alcalins se place en fait entre les champs des rhyolites alcalines anorogéniques et des rhyolites calco-alcalines orogéniques. Différents diagrammes permettent d‟illustrer l‟ambiguïté du volcanisme du Groupe de Ouarzazate. Le diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Figure 37), établi pour les seules

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roches basiques et intermédiaires, montre un étalement global des analyses entre le champ des tholéiites continentales et celui des basaltes calco-alcalins. La signature orogénique est toujours plus marquée dans les laves intermédiaires. Le diagramme Zr vs. (Ta/Zr)N (Figure 38), adapté aux roches intermédiaires à acides, met en évidence une dispersion entre deux champs principaux, l‟un qui correspond au magmatisme des zones de subduction et l‟autre qui correspond au magmatisme calco-alcalin post-orogénique, ainsi que la présence des dômes rhyolitiques dans le champ des leucogranites hyperalumineux. Le magmatisme du Groupe de Ouarzazate est caractérisé par la coexistence de deux sources, une source mantellique et une source crustale Deux études détaillées du volcanisme du Groupe de Ouarzazate incluant une étude pétrologique ont été récemment effectuées (Youbi, 1998 ; Chalot-Prat et al., 2001 ; Gasquet et al., 2001 ; Thomas et al., 2002 ;

Benziane et al., 2008). Du point de vue géodynamique, les 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. Dans le premier cas, la coexistence des signatures orogéniques et anorogéniques témoignerait de la superposition d‟un mécanisme de subduction, à l‟origine du magmatisme calco-alcalin, et d‟un rifting, à l‟origine du magmatisme alcalin à tholéiitique. Des exemples récents d‟une telle situation nous sont fournis par la marge continentale du Mexique, l‟arc de Nouvelle Zélande où la province miocène du nord-est du Japon.

Figure 37 : Diagramme (Th/Ta)N vs. (Tb/Ta)N (Thiéblemont et al., 1994) pour les roches volcaniques des Groupes de Jbel Wawkida, de Ouarzazate et de la Formation d‟Adoudou. N-MORB : champ des basaltes de ride médioocéanique de type appauvri. E-MORB : champ des basaltes de ride médio-océanique de type enrichi. WPAB : champ des basaltes alcalins intraplaques. CFB : champ des tholéiites continentales. BAB : champ des tholéiites de bassin arrière-arc. IAT : champ des tholéiites d‟arc. CAB : champ des basaltes calcoalcalins de marge active.

Figure 38 : Diagramme Zr vs (Ta/Zr)N (Thiéblemont et Tegyey, 1994 ; Thiéblemont, 1999) pour les roches volcaniques des Groupes de Jbel Wawkida, de Ouarzazate et la Formation d‟Adoudou. 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.

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Dans le second cas, la coexistence des signatures traduirait la mise en jeu d‟un manteau lithosphérique (magmatisme calco-alcalin) préalablement affecté par une longue histoire orogénique (orogenèse panafricaine) au début de l‟extension post-collisionnelle, puis sa substitution progressive par un manteau asthénosphérique (magmatisme alcalin) au cours du processus de rifting. L‟exemple d‟une telle situation nous est fourni par la province permienne du domaine hercynien d‟Europe occidentale. Une étude détaillée du Groupe de Ouarzazate dans la boutonnière de Bou Azer a récemment été effectuée (Admou et al., 2013 ; Blein et al., 2013 ; Chèvremont et al., 2013 ; Soulaimani et al., 2013), et a confirmé la coexistence de signatures orogéniques et anorogéniques. Cela témoignerait de la superposition d‟un mécanisme de subduction, à l‟origine du magmatisme calco-alcalin et d‟un rifting, à l‟origine du magmatisme tholéiitique à alcalin et de la fusion crustale. Comme dans le cas de la marge continentale mexicaine, cette coexistence serait due à l‟arrivée d‟une dorsale océanique au niveau de la zone de subduction. L‟entrée de la dorsale 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 (magmatisme tholéiitique à alcalin) avec une augmentation du gradient thermique pouvant entraîner la fusion du coin mantellique (magmatisme calco-alcalin), et de la croûte continentale inférieure (leucogranite hyperalumineux). C‟est probablement le principal mécanisme de formation du magmatisme du Groupe de Ouarzazate.

2.2.6 - 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 PIII à dominance volcanique. Il en résulte un flux terrigène grossier important qui assure le comblement des bassins fluviolacustres PIII 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 péritidale.

d‟une

vaste

plate-forme

carbonatée

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 dans les boutonnières des régions Agadir Melloul, Tazenaght et Bou Azer, dans l‟Anti-Atlas central. 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. ème

Plusieurs grands cycles sédimentaires de 2 ordre sont reconnus dans la série sédimentaire marine du Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur de l‟Anti-Atlas (Choubert, 1952, 1963 ; Boudda et al., 1979 ; Destombes et al., 1985 ; Gasquet et al., 2001 ; Chèvremont et al., 2005 ; Figure 39). 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, Tagragra 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. Seul le premier cycle Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal affleure sur le domaine cartographié. 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 Taliwine à dominance terrigène. Cette dernière passe vers l‟est à la formation gréseuse de Tikirt. Le Groupe de Tata est composé de séries mixtes, carbonatées et terrigènes, des formations d‟Igoudine, Amouslek, Issafène et Tazlaft (ou Asrir plus à l‟ouest). L‟ensemble de cette série du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal possède une épaisseur de l‟ordre de 1500 m dans la région d‟Agadir Melloul. Elle s‟amincit à 800 m dans la région de Bou Azer 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.

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Figure 39 : Log synthétique de la couverture Néoprotérozoïque terminal – Paléozoïque inférieur de la Tagragra d‟Akka.

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS PALÉOZOÏQUES

Figure 40 : Schéma d‟organisation est-ouest des séries syn-rift et post-rift du Néoprotérozoïque terminal – Cambrien inférieur de l‟Anti-Atlas. Ce premier cycle sédimentaire débute presque partout par des dépôts gréseux à conglomératiques nommés « Série de base » (Choubert, 1952, 1963). Dans l‟AntiAtlas 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., 2005 ; Figure 40). 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 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 l‟ensemble du Groupe de Ouarzazate, 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 paléoprotérozoïque témoigne néanmoins de la poursuite de mouvements tectoniques pendant le début de cette « transgression adoudounienne ». La limite entre l‟ensemble PIII et les séries marines susjacentes a suscité de nombreux débats. Elle enregistre

selon nous la transition entre une phase de soulèvement à la fin du rifting PIII responsable d‟une érosion et/ou d‟une sédimentation conglomératique progradante qui comble les grabbens du rift PIII 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 40). 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 39). 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

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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 Adoudou, 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 des 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 de 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), cette formation silto-carbonatée liede-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 PIII sur le flanc sud du Jbel Saghro (Figure 40). L‟association de faciès de la Formation de Tikirt témoigne du fonctionnement d‟un système fluviodeltaïque 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). Dans la région d‟Agadir Melloul, seul un mince intervalle gréseux de quelques dizaines de mètres, correspondant au maximum de progradation (vers le sud-ouest) du système fluvio-deltaïque, s‟intercale dans la série argilo-silteuse lie-de-vin (Formation de Taliwine). De la même manière, seul un mince intervalle carbonaté de quelques mètres enregistrant un maximum de transgression et de rétrogradation (vers le nord-est) de la plate-forme carbonatée, s‟intercale dans cette même formation 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 plus à l‟est. Il est responsable d‟édifices volcano-sédimentaires formant d‟importants paléoreliefs fossilisés en onlap par les dépôts de la partie supérieure de la Formation d‟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. 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 présentant des faciès 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 39). 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. 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 plateforme 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 & Debrenne, 1995). Dans la région étudiée, le Membre de Tiout ne peut pas être formellement individualisé. La phase transgressive correspondante trouve probablement son expression dans l‟alternance de couches carbonatées bioturbées au sein des carbonates à structures microbiennes au sommet de la Formation d‟Igoudine. Au-dessus, les faciès peu profonds de replats argilosilteux voire gréso-carbonatés de la Formation d‟Amouslek (Atdabanien) représentent la partie interne des systèmes sédimentaires mixtes plus ouverts de

CONDITIONS DE FORMATION DES ENTITÉS CÉNOZOÏQUES

l‟Anti-Atlas occidental. 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. Ils représentent le maximum d‟inondation du cycle Néoprotérozoïque terminal – Cambrien moyen basal. La Formation d‟Issafène qui atteint 80 à 2100 m de puissance dans la région étudiée, s‟amincit vers l‟est (40 m à Bou Azer) et 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. Dans ce domaine occidental (Tagragra d‟Akka, Sud du Kerdous), d‟importantes bioconstructions carbonatées récifales (Calcaires d‟Aguerd) se développent entre deux phases d‟inondation importante de la plate-forme. 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, 1995 ; Landing et al., 2006). Ils constituent une barre gréseuse d‟une centaine de mètres d‟épaisseur, continue à l‟échelle de l‟AntiAtlas, initialement nommée « Grès terminaux » (Choubert, 1952). Dans la région étudiée, cette unité est représentée par la Formation de Tazlaft (Geyer, 1990), composée dépôts argilo-gréseux puis gréseux de prodelta puis de front-delta. Vers l‟amont (Bou Azer), elle est formée de grès à litage de mégarides accumulés dans un système de front delta proximal de polarité NESW, sur un domaine de plate-forme peu profonde et de faible inclinaison. En position plus distale, dans l‟AntiAtlas 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 silicoclastique 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 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.

2.2.7 - Cénozoïque Les laves de l‟appareil du Sirwa constituent deux séries magmatiques dérivant du même magma parental (Berrahma, 1995). La première lignée évolutive est alcaline et typique d‟un processus de cristallisation fractionnée avec des termes basiques (basaltes et hawaïtes), intermédiaires (mugéarites, benmoréites), et acides (trachytes et phonolites). Les termes intermédiaires et acides sont plus représentés que les termes basiques. La deuxième lignée, hyperalcaline, est formée de laves différenciées (trachytes, comendites et phonolites). Ces laves hyper-alcalines représenteraient un même type de magma que la première lignée, mais avec une évolution différente liée à une assimilation crustale. Les produits du Sirwa se sont mis en places durant trois grandes périodes d'activité volcanique, correspondant aux formations de Zimar, d'Agarzaghar et d'Aghigha (Berrahma, 1995 ; Aleotti, 1996 ; Palombarini, 1996). La Formation de Zimar (11-10 Ma) est caractérisée par des dépôts pyroclastiques et des dômes coulées. Une longue période de repos sépare les formations de Zimar et Agarzaghar. Elle est marquée par un paléosol développé sur l'ensemble du massif. Entre 8 et 6,5 Ma se met en place la Formation d'Agarzaghar avec une grande variation de dynamismes éruptifs (coulées, tufs phréato-magmatiques, ignimbrites, plugs, necks.). Les dernières manifestations ignimbritiques de cette formation sont accompagnées par la mise en place

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d'une caldeira. La période de repos qui sépare la Formation d'Agarzaghar et celle d'Aghigha est de très faible durée. La Formation d'Aghigha (6 à 3 Ma) est caractérisée par une activité lavique et intrusive abondante.

3 - STRUCTURATION La région étudiée montre une succession d‟évènements thermodynamiques qui s‟échelonnent depuis les épisodes éburnéens aux alentours de 2100 Ma. Les terrains précambriens ont enregistré des épisodes de déformations polycycliques dominés par les compressions éburnéennes et la mise en place des granitoïdes paléoprotérozoïques. L‟absence de l‟essentiel des terrains panafricains (Cryogénien) ne permet pas de contraindre les effets de cette orogenèse dans ce domaine, pourtant situé non loin de la suture panafricaine de Bou Azer-Sirwa. Plusieurs zones de cisaillement qui affectent le substratum paléoprotérozoïques sont à mettre à l‟actif des compressions panafricaines. À l‟Édiacarien, deux phases d‟extension continentale affectent l‟ensemble du domaine d‟Agadir Melloul à l‟image de tout l‟Anti-Atlas. Un premier épisode extensif est enregistré, à l‟Édiacarien inférieur, par la dislocation impressionnante des quartzites de Jbel Iguiguil et la mise en place de laves basiques, et un second épisode, à l‟Édiacarien supérieur, par le basculement des blocs du Groupe de Ouarzazate (vallée d‟Aguinane).

Tableau 4 : Tableau des principaux événements tectono-magmatiques du domaine d‟Agadir Melloul. Evènement Compressions éburnéennes (2000 Ma) Phase panafricaine précoce 780 Ma

Ensembles lithologiques caractéristiques granitoïdes orthogneissifiés et encaissant métamorphique

Corps tectonomagmatiques datés

Age

Structures associées

Métamorphisme

Déformation

granitoïdes

2034 et 2038 Ma

Foliation N-S à NNE, plissement

Epizonal à catazonal

Transpression dextre

Dykes basiques indéterminés dans le socle

hydrothermal

Zones de cisaillements ultramylonites C/S N senestres

épizonal

transpression senestre

Installation de la plateforme de Taghdout

Compressions panafricaines 750 à 650 Ma Magmatisme de marge activearc 620 à 600 Ma

Groupe du Jbel Wawkida

Zircons hérités

602 et 612 Ma

Extension

Laves basiques d‟Iguiguil

Antérieur à 570 Ma

Failles normales Inversion des structures normales

Rifting finiPrécambrien 575-555 Ma

Groupe de Ouarzazate

Ignimbrite dacitique à rhyolitique

572 à 556 Ma

Failles normales et blocs basculés

Transtension au Hydrothermalisme Sud et important transpression au Nord

Plis et chevauchements à déversement sud

Pas de métamorphisme

Failles normales ?

Hydrothermalisme N0 à N145

Soulèvements et réactivations de failles

aucun

Serrage hercynienne 300 Ma Extension triasique Soulèvements Atlasiques

Réactivations de fractures du socle et plissement de la couverture paléozoïque Filons de dolérites Soulèvement de l‟ensemble de la boutonnière

Traces de fission d‟apatites

- 133 Ma - Néogène

Extension suivi d‟une phase de transpression

Raccourcissement E-W à NE-SW

Raccourcissement atlasique NS et remontée asthénosphérique

STRUCTURATION

Au Carbonifère terminal, la tectonique hercynienne liée à la réactivation de failles profondes du socle est responsable de la structuration de la couverture paléozoïque et par le développement de couloir de déformation sub-méridiens (couloir d‟Agadir Melloul). Au Mésozoïque, les filons de dolérites qui recoupent les terrains paléozoïques sont liés à l‟extension triasique contemporaine de l‟ouverture de l‟Atlantique. Enfin, les reliefs importants qui caractérisent la région d‟Agadir Melloul sont liés aux surrections récentes de l‟Anti-Atlas sous les effets combinés des compressions atlasiques et de remontées asthénosphériques.

microstructures tardives sont liées aux mouvements de réactivation de failles profondes. Dans certaines zones très déformées, notamment dans la bande de micaschistes et paragneiss à l‟est du village de Aninig, on a de large bandes de cisaillement, l‟encaissant est transformé en un paragneiss rubané avec de gros cristaux de feldspaths (Photo 38).

3.1 - DÉFORMATION DANS LE SOCLE PALÉOPROTÉROZOÏQUE Le socle de la boutonnière d‟Iguerda est formé par des massifs granitiques intrusifs dans un encaissant métamorphique qui occupe environ la moitié de la boutonnière. L‟encaissant métamorphique est constitué de micaschistes, de paragneiss et de migmatites. Ces faciès sont riches paillettes de micas présentant un litage macroscopique constitué de lits micacés alternant avec des lits quartzitiques. Dans les micaschistes, les paillettes bien orientées peuvent atteindre une taille de plusieurs centimètres. La roche est parfois riche en oxydes de fer issus de l‟altération des micas.

Figure 41 : Stéréogrammes représentant l‟orientation de la foliation dans les différentes feuilles.

La foliation est soulignée par des lits micacés riches en paillettes de muscovite et de biotite fortement chloritisés et par des lisérés d'oxydes de fer (Photo 37). La muscovite dominante est présente en deux générations : ● une première syn-tectonique ; ● une seconde subautomorphe tardive en grosse paillettes. Le quartz apparaît avec des feldspaths dans des lits plus ou moins continus ou des agrégats lenticulaires aplatis dans le plan de la foliation. Le quartz, très abondant, apparait en petits grains 0,1 à 0,5 mm, montre une extinction onduleuse. La sillimanite est relativement abondante, en baguettes non orientées. Le grenat en petits grains rétromorphosés a un aspect tardif sur la foliation. La foliation dans l‟encaissant métamorphique correspond à des plans d‟aplatissement observés à l‟échelle régionale qui présentent une orientation globalement NE-SW avec un pendage vers le sud-est. Ces plans montrent une plus grande dispersion dans les autres boutonnières (N10 à N80) (Figure 41) et sont plus réguliers dans la boutonnière d‟Agadir Melloul (N0 à N30) (Figure 42). Notons que dans toutes les feuilles, et en dehors des zones de cisaillements ductiles, une seule foliation métamorphique a été observée. Par contre, dans certains endroits, une seconde schistosité reprend la foliation primaire en dessinant des chevrons. Ces

Figure 42 : Rosaces représentant l‟orientation des bandes de cisaillement (C/S) dans les différentes feuilles. Les cisaillements synschisteux (C/S ou C1) La compression des matériaux ductiles donne naissance à la foliation qui est un débit planaire passif. L‟évolution de cette compression génère des bandes de cisaillements C/S qui sont des plans actifs le long desquels il y a un déplacement et une cinématique de la matière.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Photo 37 : ASAH425 : foliation éburnéenne dans des micaschistes et migmatites de la partie nord-est de du village de Aninig (x=282 720, y= 362 550).

Photo 38 : ASAH458 : Micaschistes localement paragneissique à l‟est de Aninig (Tizoula) (x=280 780, y=362 070).

Photo 39 : Minéraux de cordiérite moulés par la foliation dans un micaschiste attestant d‟un métamorphisme de contact synschisteux (ASAH350 ; x=288 780, y=358 070).

STRUCTURATION

Le socle éburnéen est structuré par un réseau de plans de cisaillements ductiles synschisteux visibles à différentes échelles. Ces plans de cisaillement affectent aussi bien les granites orthogneissifiés que leur encaissant. Dans les boutonnières d‟Assaragh, les bandes de cisaillement C/S sont généralement subméridiennes et se répartissent en deux familles orientées NNW-SSE à NNE-SSW. Les subméridiennes sont précoces (éburnéennes) et ont un jeu globalement dextre (composante cisaillante dominante d‟âge éburnéen). Les bandes de cisaillement C/S orientées nord-est sont généralement plus tardives, probablement panafricaines, et attestent d‟un déplacement senestre. Par ailleurs, dans les massifs plutoniques à gros feldspaths, ces derniers sont réorientés dans les plans de foliation alors qu‟ils présentent une orientation aléatoire en dehors de ceux-ci. Ceci atteste du développement de zones de cisaillement dans un matériel chaud et donc d‟une mise en place syn- à tarditectonique.

3.2 - MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES ÉBURNÉEENS Dans les plutons granitiques, la foliation est souvent discrète mais devient plus visible le long de zones de cisaillement qui les affectent. Elle est souvent soulignée par l‟apparition d‟une fabrique minérale qui réoriente la structure de la roche. Ces réorientations sont plus perceptibles dans les faciès grenus à porphyriques ou en présence d‟enclaves qui sont étirées dans les plans de foliation.

Par ailleurs, la mise en place des massifs plutoniques éburnéens a engendrée le développement d‟une auréole de métamorphisme de contact dans leur encaissant immédiat, notamment à l‟est de Jbel Wiyyougane, au nord du granite de Tayssa et au sud de celui d‟Iguerda. Dans la boutonnière d‟Iguerda, l‟analyse de la déformation de la blastogenèse développée autour de ces massifs montre que ces minéraux sont localement sécants sur la foliation et que celle-ci, vue au microscope, les moulent. Ces observations attestent du développement syn- à tardi-schisteux de ces minéraux (Photo 39, Photo 40). Par conséquent, la mise place de ces plutons s‟est opérée lors des phases éburnéennes syn-tectonique à tardi-tectonique. Le même constat peut-être fait pour les filons de pegmatites tardi-magmatiques qui se sont mis en place dans un contexte tardi-tectonique. L’orthogneissification des granites L‟orthogneissification est un processus de déformation qui affecte tous les faciès plutoniques notamment le granite d‟Iguerda. L‟orthogneissification de ce granite forme une bande de cisaillement ductile d‟une longueur hectométrique et d‟une largeur de plusieurs centaines de mètres. Cette bande est globalement orientée NNESSW, à l‟ouest du village de Lamdint. Celle-ci s‟étant sur la feuille Ighriy. Cette orthogneissification se matérialise par une texture orientée avec une fabrique planaire très bien marquée sur le terrain. Cette fabrique planaire très nette, soulignée par des niveaux micacés et individualisation des amygdales (yeux) quartzofeldspathique. Ce phénomène est hétérogène, il est très accentué au niveau des bandes de cisaillement ductiles généralement orientées N-S à NE-SW. Les faciès tonalitiques sont affectés par ce phénomène (Photo 41). Photo 40 : Prismes centimétriques d‟andalousite sécant sur la foliation observée dans un schiste cornifié (ASAH350 ; x=288 780, y=358 070) du secteur d‟Assaragh montrant une blastèse tardive sur la foliation.

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Photo 41 : Granite mésocrate porphyroïde orthogneissifié avec des bandes de cisaillement oblique sur l‟orientation de la foliation. Région sudest d‟Iguerda (x=285 280, y=360 070).

À des stades de déformation et d‟orthogneissification avancés, la roche affectée est alors composée d‟une alternance de niveaux quartzo-feldspathiques et micacés. Le feldspath potassique subit une forte recristallisation sous forme d'agrégats polygonaux donnant un aspect lenticulaire gneissique (texture litée ou œillée), ces agrégats sont moulés par la foliation soulignée par des minéraux néoformés ou primaires réorientés de micas (surtout de la muscovite). La muscovite apparait en grosse paillette en poisson et parfois altérée en chlorites, et témoigne généralement d‟une cinématique tangentielle dextre. Lorsque la déformation est peu marquée, la linéation magmatique primaire est très bien marquée dans les granites porphyroïdes notamment ceux de la feuille Tabadrist. La linéation d‟étirement dans les micaschistes plonge globalement de 0 à 50° vers le nord à NNE (azimut N300 à N50). Elle indique des mouvements décrochevauchants vers l‟ouest. L‟orientation de la foliation et des linéations d‟allongement indique une direction de raccourcissement de la phase éburnéenne globalement orientée E-W à NW-SE

3.3 - DÉFORMATION DES ROCHES DU NÉOPROTÉROZOÏQUE 3.3.1 - Structuration du Groupe de Taghdout et des dolérites intrusives associées Les séries volcanodétritiques du Groupe de Ouarzazate remplissent un paléorelief d'âge Édiacarien terminal très accusé. Les paléovallées sont marquées par les zones où ces dépôts reposent directement sur le socle paléoprotérozoïque (boutonnières d‟Azaghar-Izazen, d‟Agadir Melloul et d‟Iguerda). Les paléo-reliefs quant à eux, sont constitués par les buttes témoins quartzitiques

du Groupe de Taghdout (Tonien supérieur et/ou Cryogénien inférieur) lequel reposent en discordance stratigraphique sur le socle éburnéens. Ces paléo-buttes témoins forment aujourd'hui le Jbel Iguiguil, ainsi que les sommets autour de Tanarcht. Le massif de Tizi n‟Taghatine, sur la feuille Ighriy correspond lui aussi à l'un de ces sommets édiacariens. La région d'Agadir Melloul, offre donc la particularité de restituer aujourd'hui les reliefs préservés d'un paysage vieux de 570 Ma, âge des premiers dépôts volcaniques qui ont scellé les reliefs. Ces paléoreliefs (buttes témoins) ont perduré pendant plus d'une dizaine de millions d'années puisque leurs sommets sont recouverts par les premiers dépôts marins de la Formation d'Adoudou. La zone située entre le Jbel Iguiguil et Tanarcht (nord de la boutonnière d'Azaghar-Izazen) permet d'analyser la déformation antérieure aux dépôts du Groupe de Ouarzazate (Figure 43). Le massif quartzitique du Jbel Iguiguil constitue un relief marqué, isolé (2323 m) au milieu d'un paysage de collines de plus faible altitude (entre 1600 et 1800 m d'altitude). Localement, on peut observer le contact stratigraphique entre les quartzites et leur substratum granitique paléoprotérozoïque. Le Jbel Iguiguil est un massif subcirculaire d‟environ six kilomètres de diamètre, entouré par les niveaux conglomératiques du Groupe de Ouarzazate. Sa disposition résulte d'un découpage par failles normales orientées NW-SE et ENE-WSW avec abaissement des paliers vers la périphérie du massif. Tout autour du massif de quartzite d‟Iguiguil, les blocs basculés sont recouverts par des dépôts bréchiques constitués majoritairement d‟éléments de quartzites. Les brèches chaotiques volcano-sédimentaires sont donc limitées aux pourtours du Jbel Iguiguil et sont génétiquement liées aux failles normales qui le découpent. La formation de ces failles normales est clairement synchrone de la mise en place d'un magma doléritique

STRUCTURATION

sous forme de filons ou de sills (Figure 43 b). Les épontes de ces filons montrent de véritables brèches magmatiques à éléments de quartzites. À l'échelle cartographique, la structure du Jbel Iguiguil elle semble même résulter de l'éclatement de la barre de quartzite, (épaisse de plusieurs centaines de mètre) injectée de dolérite.

alignement de 2 ou 3 barres de quartzites très redressées, voire renversées et parfois associé des niveaux de siltites ou de carbonates (feuille Agadir Melloul). Cette alternance de quartzite-siltites et carbonate est connue dans le massif de Tizi n'Taghatine où elle surmonte l'épaisse série des grès-quartzites. Cet alignement est orienté SW-NE et caractérisé par une abondance de brèches tectoniques injectées de filons de dolérites. Cette bande tectonique (Formation d'Ahmamad) est par conséquent interprétée comme une faille normale majeure (en fait transtension sénestre) ayant fortement abaissé le bloc nord-ouest (Figure 43 b). Le redressement des couches serait déjà amorcé durant cette extension par une structure en roll-over ; mais qui par ailleurs n'explique pas le renversement de ces couches. Ce renversement des structures ne peut s'expliquer que par l'inversion de cette faille normale dans un décrochevauchement dextre (Figure 43 c). Ceci explique qu'aujourd'hui le contact de base des quartzites des buttes témoins de Tanarcht est au même niveau que celui du Jbel Iguiguil. 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 (Formation d'Anammar), furent immédiatement comblés et scellés par les gigantesques émissions pyroclastiques de l'Édiacarien supérieur (Groupe de Ouarzazate, 575540 Ma ; Figure 43 d). Le seul âge obtenu pour ce magmatisme est de 570 Ma, c'est-à-dire un âge contemporain à la base du Groupe de Ouarzazate. Toutefois, dans le Groupe de Ouarzazate nous ne retrouvons pas des équivalents volcaniques de ces filons. De plus, les quartzites et les dolérites sont structurés verticalement avant d‟être recouvertes par les dépôts du Groupe de Ouarzazate. D‟autres datations sont nécessaires pour contraindre l‟âge de ce magmatisme doléritique. Toutefois, la proximité entre l‟âge obtenu sur une dolérite et les âges les plus vieux obtenus sur des ignimbrites indique que l‟inversion tectonique est un évènement instantané à l‟échelle des temps géologiques.

3.3.2 - Structuration du Groupe de Ouarzazate

Figure 43 : Schéma interprétatif de l‟évolution de la plateforme d‟Iguiguil au Néoprotérozoïque : (a) dépôts des sédiments du Groupe de Taghdout ; (b) déformation transtensive senestre ; (c) inversion tectonique ; (d) dépôts des roches volcano-sédimentaires du Groupe de Ouarzazate. Entre la bordure nord-ouest du Jbel Iguiguil et les buttes témoins de quartzites de Tanarcht on observe un

Dans l‟ensemble, le Groupe de Ouarzazate correspond à des dépôts post-métamorphiques caractérisés par plusieurs structures synsédimentaires qui témoignent de leur dépôt dans un contexte extensif. Les faciès bréchiques à la base sont dominés par des produits issus de destruction du substratum paléoprotérozoïque ou/et tonien à cryogénien local. Dans le socle, il est difficile de retrouver les traces de cette extension. La principale caractéristique des dépôts pyroclastiques et volcanosédimentaires est une grande variabilité latérale et verticale. Cette variabilité est due au fait que

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ces dépôts se mettent en place dans des sillons, plus ou moins larges, contrôlées par des failles principalement normales. Toutefois, nous observons des différentes importantes entre les boutonnières d‟Agadir-Melloul et du Sirwa.

3.3.2.1 - Boutonnière d’Iguerda Bien que les terrains volcanodétritiques du Groupe de Ouarzazate affleurent peu autour de la boutonnière d‟Iguerda, les incisions faites dans sa couverture sudorientale, notamment le long de la belle vallée d‟Aguinane, permettent de mettre à l‟affleurement de belles coupes verticales. En effet, de part et d‟autre on peut apercevoir de grands panneaux de terrains volcano-détritiques (Groupe de Ouarzazate) qui reposent en discordance majeure sur les schistes et micaschistes paléoprotérozoïques. Dans la partie amont de la vallée d‟Aguinane, les terrains du Groupe de Ouarzazate s‟organisent en panneaux dont l‟épaisseur croit considérablement vers le nord-ouest avant d‟être tronqués par une grande faille d‟effondrement à pendage sud-est. Ces blocs basculés sont scellés par la

couverture carbonatée adoudounienne. Par contre, dans la partie avale de la vallée d‟Aguinane, les terrains s‟organisent en panneaux dont l‟épaisseur croit vers le sud-est. Ce dispositif atteste d‟une organisation en blocs basculés, à effondrement nord-ouest puis sud-est, antérieurement à la transgression cambrienne. Dans ce contexte extensif, la bordure sud-est de la boutonnière d‟Iguerda (faille de Lamdint) joue un rôle fondamental comme limite entre un bloc paléoprotérozoïque au nord-ouest soulevé (boutonnière d‟Iguerda) et sa bordure sud-est effondrée. Cette configuration expliquerait la faible épaisseur voire l‟absence de terrains du Groupe de Ouarzazate autour de la boutonnière d‟Iguerda. En revanche ces derniers doivent être plus épais sous les vastes étendues carbonatées qui entourent les boutonnières. Sur la bordure nord-ouest de la boutonnière d‟Iguerda ainsi que dans la boutonnière d‟Idikal, le Groupe de Ouarzazate affleure dans des sillons plus au moins large dont l‟orientation est NW-SE.

Photo 42 : Vue panoramique du versant nord-est de la vallée d‟Aguinane près du village d‟Assaragh montrant le basculement de blocs PIII vers le sud-est, et coupe interprétative de cette vue panoramique.

STRUCTURATION

3.4 - STRUCTURATION DE LA COUVERTURE DU NÉOPROTÉROZOÏQUE TERMINAL – PALÉOZOÏQUE INFÉRIEUR : DÉFORMATION HERCYNIENNE La zone d‟étude s‟inscrit dans le domaine de l‟Anti-Atlas central, caractérisé par sa déformation hercynienne plus faible par rapport aux domaines plus occidentaux et surtout par rapport au domaine mésétien plus au nord (Burkhart et al., 2006 ; Soulaimani et Burkhart, 2008). Dans la feuille Assaragh, les affleurements de la couverture adoudounienne et cambrienne occupent le flanc oriental et méridionale de la grande antiforme de la boutonnière d‟Iguerda. Les structures tectoniques reconnues correspondent surtout à un plissement de la couverture et, à un degré moindre, à des structures cassantes de diverses échelles. Le plissement Deux types de plissements sont définis dans la couverture : ● un plissement de longueur kilométrique, qui affecte les terrains de l‟Adoudounien/Cambrien aussi bien que leur substratum néoprotérozoïque dans un contexte de parfaite adhérence entre ces deux principales unités mécaniques. Trois grands plis de

direction NE-SW dominent la structuration de cette couverture : 1) le grand anticlinal très évasé qui affecte l‟Adoudounien et son substratum le long de la bordure orientale de la boutonnière. C‟est au cœur de cet anticlinal que sont exhumées les petites boutonnières annexes d‟Assaragh (ou d‟Aguinane) et de Tinoussam ; 2) l‟anticlinal méridional d‟Adrar Laqçour qui affecte l‟Adoudounien ; 3) et le grand synclinal à coeur cambrien de l‟axe Azagzawn-Adarg. ● Des plis de type dysharmonique qui se surimposent aux précédents et qui affectent particulièrement les faciès carbonatés Adoudouniens (ЄiAd2) (Photo 43 et Photo 51). Ces plis sont très fréquemment visibles ; Ils ont des longueurs d‟onde variables, métrique, décamétrique à hectométrique ou même kilométrique. Ils sont de direction NE-SW et NW-SE et à vergence diverse : sud-est ou sudouest en fonction des directions des grands plis sur lesquels ils se surimposent. Ils présentent également diverses géométries (isoclinaux, déversés, en genou….). Ils s‟expriment dans un niveau superficiel et sont dépourvus de schistosité pénétrative. Par endroit, ces plissements sont liés à des surfaces de décollement parallèles à la stratification selon un système qui s‟apparente à des « plats et rampes ».

Photo 43 : Plissement dysharmonique à vergence sud affectant la Formation d‟Adoudou à Bou Semmoum (x=287 000, y=340 700).

Photo 44 : Plis faillés (rampes) déversés vers le sud dans la Formation d‟Adoudou de Bou Semmoum (x=289 000, y=342 700).

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Photo 45 : Plissement à vergence nord dans les couches adoudouniennes et leur substratum néoprotérozoïque dans le village d‟Assaragh. Le Néoprotérozoïque est déformé par un crochon de faille inverse liée à la grande faille d‟Assaragh (x=288 760, y=355 590). Photo 46 : Pli fortement déversé vers le nord dans l‟Adoudounien de la zone de faille d‟Assaragh (x=290 000, y=360 400).

Les failles ● Les grandes failles cartographiques : Ces failles apparaissent surtout dans le substratum protérozoïque de la boutonnière d‟Iguerda et d‟Assaragh. Elles se présentent selon deux réseaux : un réseau NE-SW à NNE-SSW dominant, un réseau E-W et un réseau NWSE moins développé. Quelques uns parmi ces accidents se manifestent dans la couverture adoudounocambrienne dont le comportement est plutôt plicatif. Ces failles qui se prolongent dans la couverture s‟amortissent rapidement. Le réseau NE-SW à NNE-SSW est représenté par la faille d‟Assaragh qui parcourt le contact Adoudounien/Protérozoïque et qui est jalonnée par plusieurs petites failles de même direction au nord-est et à l‟est de la feuille. Cet accident semble affaisser l‟Adoudounien contre le substratum de la boutonnière d‟Iguerda. Il s‟agirait d‟une ancienne faille normale, à regard sud-est, du même type que les failles décrites précédemment dans l‟hémigraben anté-adoudounien d‟Assaragh (Photo 42). Mais la déformation en crochon de faille inverse du Néoprotérozoïque terminalAdoudounien du village d‟Assaragh, ainsi que le plissement à vergence à vergence nord de la couverture

au même endroit indiquent qu‟il s‟agit en fait d‟une faille inverse, restée relativement soustractive par rapport au socle de la boutonnière d‟Iguerda (Photo 45). Le long de la faille, des petits plis déversés ou couchés vers le nord, observés dans l‟Adoudounien, témoignent encore du caractère inverse de la faille (Photo 46). La faille est jalonnée de fréquents plans bréchifiés et cataclasés ainsi qu‟une intense fracturation à remplissage calcitique dans les faciès carbonatés. D‟autres failles de directions NE-SW moins importantes cartographiquement se situent sur les flancs sud-est et nord-ouest de la boutonnière d‟Iguerda. Celles du sudest du village d‟Assaragh qui recoupent l‟Adoudounien semblent appartenir à la même famille extensive en demi-grabens décrite précédemment (Photo 42). Elles marqueraient donc une tectonique extensive précoce au Paléozoïque, antérieurement à l‟orogène hercynien. Cette extension est particulièrement exprimée sur l‟une des failles NE-SW du village de Tayfast au nord-ouest de la boutonnière (Photo 47). La géométrie des dépôts ainsi que l‟intercalation de plusieurs chenaux conglomératiques, à la base et à l‟intérieur des calcaires adoudouniens, est en faveur d‟une activité syn-Ad2 de la faille. L‟extension néoprotérozoïque terminal se manifeste clairement au cours de l‟Adoudounien et

STRUCTURATION

serait, au moins en partie, responsable de la différenciation de deux types de faciès dans la Formation d‟Adoudou. Il est fort probable aussi que cette extension ait également concerné la Formation de Taliwine qui montre parfois des failles normales NE-SW qui s‟amortissent vers le haut de la formation (Photo 48). Le réseau NW-SE est représenté, quant à lui, par la faille d‟Azaghar n‟Tayfast qui est de direction N160. Elle traverse la partie NW de la boutonnière d‟Iguerda, sous

forme d‟un large filon avant de recouper l‟Adoudounien à l‟extrémité NW de la feuille (Photo 49). C‟est une faille qui affaisse le compartiment adoudounien occidental. Elle semble globalement subverticale mais certains plans striés sont à fort pendage Est (N155-78E). Quand elles sont observables, les stries sont décrochantes sénestres, sur des plans de faille cataclasés et silicifiés montrant des traces de malachite.

Photo 47 : A) Faille normale NW-SE adoudounienne au village de Tayfast ; B) Miroir strié de faille normale dans le Néoprotérozoïque au voisinage de la faille (x=278 470, y=361 610). Photo 48 : Faille normale décamétrique NE-SW dans la Formation de Taliwine au nord-est de Bou Semmoum (x=289 600, y=342 800).

Photo 49 : La faille subverticale d‟Azaghar n‟Tayfast qui affaisse légèrement le compartiment adoudounien occidental (x=276 400, y=359 800).

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Photo 50 : Filon subéquatorial dolérite recoupant la Formation Taliwine (x=290 900, y=345 200).

En conclusion, cette zone est caractérisée par une déformation différenciée selon le niveau structural concerné : une tectonique de blocs dans le socle et une déformation plicative dans la couverture. Les failles sont probablement d‟anciennes faille normales héritées du Néoprotérozoïque/Adoudounien et qui ont été soit inversées (faille d‟Assaragh) soit réactivées en décrochements. Le plissement est accommodé probablement par des décollements, au sein de l‟Adoudounien et dans le Taliwinien, ce qui pourrait expliquer les différences de longueurs d‟ondes des plis. Il y a une interférence de deux directions de plissements régionaux mais contrairement à la feuille Ighriy la direction NE-SW à NNE-SSW est majeure alors que la direction NW-SE est secondaire. L‟interférence des failles et des plissements dans la couverture paléozoïque est l‟une des caractéristiques principales de la déformation hercynienne dans le Paléozoïque de l‟Anti-Atlas central et oriental (Donzeau, 1974 ; Donzeau et Zellouf, 1974 ; Leblanc, 1972, 1975 ; Caritg et al., 2003 ; Ouanaimi, 2004 ; Raddi et al., 2008 ; Baïdder et al., 2008 ; Soulaimani et Ouanaimi, 2012).

3.5 - EXTENSION FINI-TRIASIQUE A 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, 2006). Dans la feuille Assaragh plusieurs témoins de cette extension sont présents sous forme de petits filons de dolérites observables le long de la piste qui mène de Bou Semmoum à Assaragh, près de Tayfast et au Nord du village d‟Assaragh même (Photo 50). Un témoin régional de cette ouverture est le faisceau de filons basiques de Foum Zguid, de direction générale N40°E. Ce faisceau apparaît sur les cartes d‟Aït Ahmane et d‟Al Glo‟a (dans la boutonnière de Bou Azer), 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

de de

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 Taoudenni (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 40 39 méthode Ar- Ar sur biotite en Guinée (Deckart et al., 1997) ; 203,7 à 193,1 Ma avec un pic vers 198 Ma par la 40 39 méthode Ar- Ar sur plagioclase dans le bassin de Taoudenni dans le Nord du Mali (Verati et al., 2005).

SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE

4 - SYNTHÈSE GÉODYNAMIQUE RÉGIONALE La feuille Assaragh se situe dans la partie centrale de l‟Anti-Atlas. Localisé à la marge septentrionale du Craton Ouest Africain, l‟Anti-Atlas constitue une chaîne polycyclique avec un soubassement portant les traces des évolutions orogéniques d‟âge paléoprotérozoïque (PP) et néoprotérozoïque (NP) essentiellement, et une couverture sédimentaire infrapaléozoïque à paléozoïque affectée par les évènements hercyniens.

4.1 - LE SOCLE PALÉOPROTÉROZOÏQUE Dans la plupart des boutonnières précambriennes localisées au sud de l‟Accident Majeur de l‟Anti-Atlas (AAMF), un socle paléoprotérozoïque affleure sous les entités néoprotérozoïques ou directement sous la couverture sédimentaire adoudounienne. Ce socle est constitué de roches métamorphiques et d‟intrusions de roches plutoniques, d‟âges compris entre 2200 Ma pour les protolites et 2030 Ma pour les dernières intrusions granitiques (Aït Malek et al., 1998; Thomas et al., 2002). Il a acquis sa structuration principale lors de l‟orogenèse éburnéenne, comme cela est le cas dans le Bouclier de Réguibat, et correspond à la partie nord du Craton Ouest Africain. Les roches métamorphiques dérivent de roches sédimentaires, ayant localement une composante volcanique (métagrauwackes) ou des intercalations de roches volcanoclastiques. Les âges des protolites sont encore mal connus actuellement. Dans la boutonnière de la Tagragra de Tata, des métatufs rhyolitiques interstratifiés dans des schistes ont donné un âge U-Pb sur zircon de 2072 ± 8 Ma (Walsh et al., 2002). Dans la boutonnière de Zenaga se trouvent des métasédiments qui pourraient être plus anciens, d‟après un âge U–Pb par SHRIMP (2170 Ma) déterminé sur le cœur, hérité, du zircon d‟une intrusion granitique (Thomas et al., 2002). Au cours de l‟orogenèse éburnéenne les protolites ont subi un métamorphisme régional d‟intensité variable selon les boutonnières et parfois au sein d‟une même boutonnière paléoprotérozoïque comme cela est le cas pour les grandes boutonnières de Zenaga et d‟Iguerda. Au sein la boutonnière d‟Iguerda le gradient métamorphique est le suivant, dans le sens décroissant : i) migmatites de types diatexites et surtout métatexites ; ii) paragneiss, micaschistes, quartzites ; iii) schistes épimétamorphiques, localement hydrothermalisés. Les migmatites se trouvent à proximité immédiate de certains plutons granitiques, tandis qu‟un phénomène s‟apparentant à une sadduction apparaît parfois entre deux plutons granitiques, comme par exemple dans la partie nord-est de la boutonnière d‟Agadir Melloul. Au métamorphisme régional se superpose localement, à proximité de plutons de granitoïdes, un métamorphisme de contact se traduisant par un développement de cornéennes et/ou de schistes tachetés.

Ces roches métamorphiques sont recoupées par de nombreuses intrusions de roches plutoniques. Les intrusions les plus anciennes ont été mises en évidence dans le Kerdous. Il s‟agit : i) d‟une trondhjémite à deux micas, datée à 2187 ± 33 Ma par la méthode U-Pb sur zircon par le BGS en 2001 (donnée inédite figurant sur la maquette de la carte Anzi) ; et ii) d‟une tonalite à amphibole et biotite datée à 2110 ± 17 Ma - avec des zircons hérités âgés d‟environ 2180 Ma - par la méthode U-Pb sur zircon à la SHRIMP (carte Tlatat Ida Gougmar, Roger et al., 2006). Les autres granitoïdes paléoprotérozoïques du Kerdous et ceux des boutonnières de Bas Drâa, des Tagragra de Tata et d‟Akka, et d‟Igherm ont des âges U-Pb sur zircon compris nette environ 2050 et 2000 Ma (Aït Malek et al., 1998 ; Walsh et al., 2002 ; Chalot-Prat et al., 2001 ; Gasquet et al., 2004 ; Roger et al., 2006). Dans la boutonnière de Zenaga, les schistes sont recoupés par : i) des monzogranites porphyroïdes de type Tazenakht (2037±9 Ma, Thomas et al., 2002) ; et ii) des granodiorites peralumineuses de type Azguemerzi (2032 ± 5 Ma, Thomas et al., 2002). Ces deux venues magmatiques ont été reconnues dans toutes les intrusions paléoprotérozoïques. La première consiste en une suite de diorite, granodiorites et granites d‟affinité calco-alcaline reflétant une origine mantellique et/ou crustale inférieure avec une contamination crustale variable (Mrini, 1993), et la seconde correspond à des granodiorites, granites et leucogranites peralumineux ayant une source crustale. Dans les boutonnières d‟Iguerda et d‟Agadir Melloul, ces deux lignées magmatiques, calco-alcaline et peralumineuse, sont également présentes et ont des âges très proches, compris entre 2038 et 2034 Ma d‟après quatre datations à la SHRIMP sur zircons, l‟intrusion de la monzodiorite quartzifère de Tayfast (feuille Assaragh), à affinité calcoalcaline, étant de peu la plus ancienne (2038 ± 7 Ma). Les protolites des métasédiments silicoclastiques du Paléoprotérozoïque sont issues de l‟érosion d‟un soubassement plus ancien probablement archéen. Quelques zircons détritiques archéens ont été observés dans le Groupe du Saghro (Cryogénien). Les structures sédimentaires qu‟on y observe sont des arguments en faveur d‟une mise en place dans un environnement marin de plate-forme silicoclastique distale. La structuration du Paléoprotérozoïque se fait sous des conditions métamorphiques épizonale à catazonale avec cependant une anatexie locale. Une première génération de granitoïdes, d‟affinité calco-alcaline modérément potassique, apparaît vers 2180 Ma dans un probable contexte de zone de subduction. À partir de 2050 Ma se développent des granitoïdes synorogéniques, appartenant à deux types d‟association magmatique : l‟une calco-alcaline moyennement à fortement potassique, dérivant d‟une source basique néoformée, impliquant une composante crustale en faible proportion, l‟autre peralumineuse (alumino-potassique mésocrate à leucocrate), ayant une source crustale, vraisemblablement constituée par les (méta) sédiments

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silicoclastiques. La cohabitation de ces deux types d‟association implique un contexte de convergence de plaques aux contours imprécis. Un tel contexte géodynamique est à comparer avec celui observé dans la dorsale de Réguibat. Cette dorsale est composée de granites calco-alcalins, de roches volcaniques tholéïtiques à calco-alcalines et de sédiments volcanodétritiques (e.g. Milési et al., 1989 ; Deschamps et al., 1996), et correspond à une zone d‟accrétion de matériel paléoprotérozoïque autour d‟un nucleus archéen. L‟âge paléoprotérozoïque des granites de la dorsale Reguibat (2040 Ma, Deschamps et al., 1996) est comparable aux granites du Paléoprotérozoïque du domaine cratonique de l‟Anti-Atlas. Notons que les âges éburnéens obtenus dans le cadre de ce travail se situent dans une fourchette d‟âge très courte, ce qui soulève la question de la durée de l‟événement éburnéen, constat déjà souligné dans la Tagragra de Tata (Walsh et al., 2002)

4.2 - LE CYCLE PANAFRICAIN Comme nous venons de le décrire, le Craton Ouest Africain est constitué d‟une série métasédimentaire, déformée et métamorphisée avec anatexie locale et intrusions syncinématiques de plutons de granitoïdes d‟âge éburnéen (environ 2040 Ma). L‟ensemble est traversé par un réseau conjugué de filons basiques dont l‟âge est antérieur à 1700 Ma. La phase tectonique éburnéenne, a conduit à l‟exhumation, en surface, des migmatites et des orthogneiss qui ont alors été soumis à une importante altération supergène. La longue lacune comprise entre 1700 et 800 Ma (Mésoprotérozoïque) correspond à une période de stabilité dépourvue de toute trace géologique, à l‟image de l‟ensemble du Craton Ouest Africain. L‟histoire géologique de l‟AntiAtlas reprend au cours du Cryogénien dans le cadre du cycle Panafricain. La partie occidentale et centrale de l‟Anti-Atlas à laquelle appartiennent les boutonnières d‟Agadir Melloul, et d‟Iguerda, correspond à la zone péricratonique (Metacraton) en bordure nord du craton.

4.2.1 - Installation d’une plate-forme (Groupe de Taghdout) Les premiers dépôts sédimentaires de plate-forme à s‟installer sur le substratum éburnéen arasé de la bordure nord du Craton Ouest Africain appartiennent au Groupe de Taghdout (anciennement « Calcaires et quartzites » de Choubert). La puissance plurikilométrique de ces dépôts à dominante gréseuse peut s‟expliquer par le remaniement de l‟importante surface continentale arénisée durant près de 1 milliard d‟années. L‟installation de cette plate-forme est classiquement associée à une phase de rifting (ce qui n‟exclue pas un contexte de bassin arrière arc) car des niveaux de basaltes tholéiitiques ou alcalins se trouvent fréquemment interstratifiés dans les séquences de dépôts sédimentaires. Ces derniers se seraient alors épanchés dans un contexte fissural en extension en

milieu marin peu profond. Ce rifting a été daté indirectement (sur un métamorphisme de contact) et de façon incertaine à 768 ± 8 Ma (âge recalculé de Clauer, 1976). Dans les boutonnières de la région d‟Agadir-Melloul, ce volcanisme n‟a pas été identifié mais les dépôts de plate-forme du Groupe de Taghdout, à dominante de grès-quartzites, sont quant à eux, bien représentés dans les massifs de l‟Iguiguil (feuilles Tabadrist et AgadirMelloul) et de Tizi-n-Taghatine (feuille Ighriy). L'installation de cette plate-forme pourrait tout aussi bien témoigner du morcellement du super-continent Rhodinia, et serait dans ce cas d'un âge un peu supérieur à 1 milliard d'années, que de la formation, plus récente que 800 Ma d'un bassin arrière-arc sur la bordure nord du Craton Ouest africain.

4.2.2 - Accrétion d'arcs volcaniques et de lambeaux océaniques sur la bordure nord du Craton Ouest Africain (WAC) : Phases panafricaines D1 et D2 L'âge de 760-770 Ma (âge minimum pour le Groupe de Taghdout) est aussi équivalent à celui d‟un magmatisme d‟arc insulaire intra-océanique observé dans la boutonnière de Bou-Azer - El Graara. Cette dernière boutonnière est constituée, à l'instar de celles du Sirwa et du Saghro, par plusieurs lambeaux de terrains océaniques et d'arcs volcaniques accrétés le long de la marge continentale du bouclier nord-ouest africain au cours du cycle panafricain. Rappelons-en les principales étapes mises en évidence dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara. Dans cette dernière, la structuration de ces lambeaux tectoniques de nature océanique révèle l‟implication d‟au moins deux phases d‟accrétion majeures dans un contexte de subduction : ● La première déformation (D1) se situe entre 745 et 710 Ma. Elle se manifeste par la déformation, dans des conditions métamorphiques de faciès amphibolite HT, d'une séquence d‟arc volcanique et de bassin âgée de 755 à 745 Ma. Les orthogneiss résultants de cette déformation précoce ont ensuite été recoupés par des filons leucogranitiques datés à 705 ± 2 Ma (D‟Lemos et al., 2006 ; Admou et al., 2012 ; Blein et al., 2013 ; Chèvremont et al., 2013, Soulaimani et al., 2013). Il faut noter que l'âge de 658 Ma, récemment obtenu sur l'ophiolite de Bou Azer (Blein et al., 2013) s'avère beaucoup plus jeune que cette première phase panafricaine et traduit un nouveau régime extensif (bassin arrière arc?) qui a fonctionné entre les deux phases d'accrétions D1 et D2. ● La seconde déformation panafricaine (D2) 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. Les paragenèses à amphiboles associées à cet épisode, autrefois considérées comme un indicateur de conditions métamorphiques de haute pression

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(Hefferan et al., 2002), témoigneraient en fait d'un faciès "schistes verts" de haute température (Bousquet et al., 2008). La fin de cette accrétion arccontinent est marquée par la mise en place d‟intrusions dioritiques autour de 650 Ma. Dans les boutonnières de la région d‟Agadir-Melloul, entièrement situées en domaine cratonique, les évènements panafricains précédemment décrits, s'ils sont présents, demeurent difficilement identifiables. Les boutonnières de la région d‟Agadir-Melloul, bien que situées non loin de la suture panafricaine en domaine cratonique, ne comportent que des affleurements isolés du Groupe de Taghdout. Ceci est sans doute lié à une phase de dénudation importante à l‟Édiacarien, dont les effets sont encore visibles par la dislocation des quartzites de Jbel Iguiguil. Des terrains océaniques du Cryogénien ne sont pas observables dans la région d‟Agadir-Melloul, malgré la proximité de la suture panafricaine. Les évènements panafricains précédemment décrits demeurent donc difficilement identifiables. Ils ont pu vraisemblablement se traduire par la réactivation de faille dans le substratum éburnéen dont plusieurs zones de cisaillement peuvent être témoins.

4.2.3 - Formation de bassins arrière-arc et volcanisme de marge active (de 620 à 580 Ma?) Suite à l‟accrétion arc-continent à 650 Ma, marquant le paroxysme panafricain, un magmatisme de marge active se met en place quelques 30 Ma plus tard le long de la marge du Craton Ouest Africain. Ce magmatisme est caractérisé par des laves calco-alcalines (Groupe de Bou Lbarod-Iouraghene, boutonnière de Bou Azer-El Graara ; Groupe du jbel Wawkida, boutonnière du Sirwa) (Admou et al., 2013 ; Blein et al., 2013 ; Chèvremont et al., 2013, Soulaimani et al., 2013). C‟est lors de cet épisode que se mettent en place les premiers granites calco-alcalins de la suite d‟Assaragh 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. Cette activité volcanique s'est poursuivie jusqu'aux environs de 605 Ma (Thomas et al., 2002 ; Admou et al., 2013 ; Blein et al., 2013 ; Chèvremont et al., 2013 ; Soulaimani et al., 2013). Elle serait associée à la formation de bassins très subsidents en position arrière-arc dans un contexte tectonique décrochant : Formation d‟Anzi dans la boutonnière du Kerdous, Groupe de Bou Salda dans le Sirwa et Groupe de Tiddiline dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara. Dans la région d'Agadir Melloul, le Groupe de Tiddiline n'a pas été observé avec certitude, seuls quelques zircons hérités avec des âges de 602 et 612 Ma ont été repérés dans des roches volcaniques du Groupe de Ouarzazate. Néanmoins, une importante déformation régionale transtensive sénestre, orientée NE-SW, affecte l'ensemble de la région et est à l'origine de la

dislocation des terrains du Groupe de Taghdout. Cette extension, qui montre un rejet d'ordre pluri-kilométrique, est couplée avec la mise en place d'un puissant réseau de dykes et de sills basiques formant des méga-brèches magmatiques à l'intérieur de l'épaisse formation de grèsquartzite du Jbel Iguiguil. Le seul âge obtenu pour ce magmatisme est de 570 Ma, c'est-à-dire un âge contemporain du magmatisme du Groupe de Ouarzazate. Toutefois, dans le Groupe de Ouarzazate nous ne retrouvons pas des équivalents volcaniques de ces filons. D‟autres datations sont nécessaires pour contraindre l‟âge de ce magmatisme doléritique. La proximité entre l‟âge obtenu sur une dolérite et les âges les plus vieux obtenus sur des ignimbrites indique que l‟évènement suivant, l‟inversion tectonique que nous avons situé entre 580 et 575 Ma, est un évènement instantané à l‟échelle des temps géologiques.

4.2.4 - Inversion tectonique (580-575 Ma) Entre 580 et 575 Ma, la déformation transtensive sénestre, précédemment décrite, change brutalement de cinématique et devient transpressive dextre. Ce changement d'orientation des contraintes a produit une inversion des failles normales en failles inverses et a provoqué la verticalisation, voire le renversement, des structures en roll over associées à la phase distensive précédente. 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 (Formation d'Anammar) furent immédiatement comblés et scellés par les gigantesques émissions pyroclastiques de l'Édiacarien supérieur (Groupe de Ouarzazate, 575-540 Ma). Cette phase tectonique compressive est aussi bien connue dans la boutonnière de Bou Azer – El Graara (phase B2 de Leblanc, 1975) où les sédiments du Groupe de Tiddiline ont subi une importante déformation plicative lors de l'inversion des grabens préexistants. Ce changement des contraintes peut être lié à l‟entrée de la ride océanique dans la zone de subduction située plus au nord. 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.

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4.2.5 - Magmatisme Édiacarien supérieur (575550 Ma, Groupe de Ouarzazate) Le Groupe de Ouarzazate se met donc 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. Dans la région d'Agadir Melloul, la présence de failles normales et de blocs basculés est indéniable (par exemple dans la vallée d'Aguinane). Cette tectonique de blocs montre qu‟à cette époque le domaine de l‟AntiAtlas est affecté par une extension généralisée responsable d‟une topographie en blocs soulevés (ex. : boutonnière d‟Iguerda) bordés par des domaines affaissés, et le tout est scellé par les dépôts transgressifs adoudouniens (Soulaimani et al., 2003). Néanmoins, l'étude structurale de certains autres secteurs, notamment vers le nord du secteur d‟étude, montre clairement l'existence d'une tectonique plicative progressive qui accompagne les dépôts pyrocastiques successifs du Groupe de Ouarzazate. On assiste donc à des dépôts qui sont caractérisés par un passage d‟un contexte transtensif au sud vers un contexte plutôt transpressif au nord, à l‟approche du prolongement de l‟Accident Majeur de l‟Anti-Atlas. Cette dernière structure présenterait un important rôle transcurrent à cette époque. 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. Elles attestent d‟une fusion partielle de la croûte continentale profonde. Dans la boutonnière de Bou Azer-El Graara, le volcanisme du Groupe de Ouarzazate franchit la limite Précambrien-Cambrien pour donner un magmatisme alcalin (volcanisme du Jbel Boho). Le bombement flexural de grande longueur d'onde de cette partie de l'Anti-Atlas, qui s'est accompagné d'une déformation décrochante (transtensive ou transpressive), semble bien lié à une intumescence thermique régional qui a perduré jusqu'au début du Cambrien. Ainsi, la Formation d'Adoudou est encore fortement influencée par une tectonique de failles normales (ou parfois flexural ?) synsédimentaires caractérisées par des dépôts de brèches à éléments de socle ou de calcaires déjà adoudouniens.

4.2.6 - Installation d’une vaste plate-forme carbonatée péritidale 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 du Néoprotérozoïque terminal (550 540 Ma). Pendant cette période relativement longue entre la fin de l‟Édiacarien et le début du Cambrien, la sédimentation est alternativement silico-clastique et carbonatée. Le taux de sédimentation compense généralement l‟élévation relative du niveau marin entrainant l‟aggradation verticale d‟une série relativement épaisse. Les faciès sont assez différenciés malgré leur dépôt dans des conditions de faible profondeur. L‟expression des fluctuations transgressives et régressives se manifeste surtout par des inversions de tendance dans des conditions progressives, sans discontinuités sédimentaires majeures claires. Au cours du Cambrien inférieur, la tendance générale est d‟abord prograde et régressive (Formation de Taliwine) avant de redevenir globalement transgressive. La transgression s‟accentue avec la Formation d‟Igoudine 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 carbonaté, puis mixtes. 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 arrièrearc : 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 mesetien 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).

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4.3 - L’OROGENÈSE HERCYNIENNE L'orogenèse hercynienne, résulte de la fermeture de l‟océan Rheic entrainant la collision entre Gondwana et Laurasia (s; l.). Dans cet orogène, l'Anti-Atlas occupait une position externe, d'avant-pays à la fois orientale des Mauritanides et méridionale de la meseta et n'a que très peu subi les contrecoups de la déformation au Carbonifère supérieur. 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 ; Caritg et al., 2004 ; Helg et al., 2004 ; Soulaimani et Burkhard, 2008). Ainsi, les boutonnières de l'Anti-Atlas apparaissent-elles comme des dômes de socle extrudé accumulant un raccourcissement (NW-SE) d'une vingtaine de kilomètres (Burkhard et al., 2006). 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 précambriens 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‟adapte à leur forme, provoquant un comportement disharmonique et flexural de la base de la couverture sédimentaire. Les plissements et des structures de disharmonie sont remarquables le long du couloir subméridien d‟Agadir Melloul où la réactivation d‟une fracture profonde engendre le soulèvement du socle d‟Agadir Melloul qui vient chevaucher sa couverture adoudounienne à l‟ouest et une grande disharmonie au sein de cette couverture au sud. De même, à la bordure sud-est de la boutonnière d‟Iguerda, une grande disharmonie développée sur quelques centaines de mètres dans les calcaires adoudouniens atteste de la réactivation d‟une ancienne faille de socle qui contrôlait le basculement des blocs du Groupe de Ouarzazate à l‟Édiacarien supérieur. Les boutonnières cartographiées lors de ce projet (Iguerda, Idikal, Agadir Melloul et Sirwa) illustrent parfaitement ce processus tectonique d‟interaction socle/couverture de type Thick skined tectonics qui a engendré la réactivation des structures précambriennes.

La réactivation de failles de direction NW-SE (direction ougartienne), NE-SW et N-S, distingue cette région de l‟Anti-Atlas occidental, à réactivation principalement NESW, et de l‟Anti-Atlas Oriental, à structures essentiellement NW-SE (Baïdder et al., 2008). En l‟absence de terrain Carbonifère supérieur-Permien conservés dans le domaine de la chaîne plissée, l‟âge du raccourcissement hercynien n‟est pas certain. Il était considéré comme westphalien partout (Bonhomme et Hassenforder, 1985), mais il est plus probable qu‟il soit tardi-Carbonifère et hétérochrone à l‟échelle de l‟AntiAtlas, Namuro-Westphalien dans sa partie occidentale et Stéphanien-Permien inférieur dans sa partie orientale (Michard et al., 2008).

4.4 - L’ÉVOLUTION POST-PALÉOZOÏQUE À partir du Trias supérieur et en relation avec l‟ouverture de l‟Atlantique central, l‟Anti-Atlas est affecté par une extension NNW-SSE (Robert-Charrue et Burkhard, 2008), dont sont témoins les filons basiques de Foum Zguid, de direction N40°E, à l‟est de Bou Azer (Leblanc, 1973 ; Admou et al., 2013), et d‟Igherm, de direction N45°E. À ce dernier se rattache un filon de la carte de Tabadrist qui recoupe la couverture adoudounienne comme cela est également le cas pour des filons de direction N100 sur le territoire de la carte d‟Agadir Melloul. Le dyke de Foum Zguid a fourni une moyenne 40 39 d'âges de 196.9 ± 1.8 Ma par la méthode Ar- Ar sur plagioclase (Sebai et al., 1991). L‟absence de dépôts triasiques dans l‟Anti-Atlas est sans doute en relation avec la position surélevée de l‟Anti-Atlas le long de la bordure méridionale du rift atlasique. 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‟AntiAtlas. Ce dernier soulèvement est le résultat d‟un effet combiné entre la compression atlasique (alpine) et une remontée asthénosphérique (Missenard et al., 2006).

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

5 - RESSOURCES NATURELLES 5.1 - GITES ET INDICES MINERAUX Quatre catégories bien distinctes de minéralisations ont été répertoriées sur le territoire de la feuille Assaragh au 1/50 000 : ● des filons remplis de quartz cataclasé à bréchique et des lentilles de quartz gris, encaissés dans des roches métamorphiques ou plutoniques éburnéennes, mais qui ne semblent pas être aurifères dans l‟état actuel des connaissances ; ● de nombreux filons de pegmatites éburnéennes, localement riches en muscovite, feldspaths et/ou minéralisées en béryl et accessoirement niobite, tapiolite et autunite ; ● d‟abondants filons de quartz à oligiste et des filons de quartz à carbonate(s) minéralisés en cuivre et/ou en fer, recoupant des entités du Paléoprotérozoïque et/ou de l‟Édiacarien, voire la base de la Formation d‟Adoudou ; ● des indices cuprifères stratiformes situés dans la partie basale de la couverture sédimentaire adoudounienne. Filons de quartz éburnéens Des filons remplis presque exclusivement de quartz sont fréquents dans les terrains paléoprotérozoïques de la boutonnière d‟Iguerda. Le quartz est de couleur grise, ponctué de rares minéraux opaques (hématite), il est bien distinct du quartz blanc des filons tardifs. Ces filons cartographiés avec la notation PPQ, correspondent à des structures lenticulaires verticales, orientées NNW à NNE et mises, généralement, en relief sur 3 à 4 m de haut après érosion de leur encaissant. Leur longueur varie de quelques mètres à quelques centaines de mètres pour une puissance qui peut atteindre parfois 4 m. L‟encaissant est formé le plus souvent de roches métamorphiques, notamment les micaschistes, quoique des veines recoupant des faciès plutoniques aient aussi été observées. Dans les micaschistes, les filons se mettent en place dans les plans S0-S1. Par endroit, ils sont tronçonnés en boudins intensément déformés en périphérie. Par exemple, au sein des micaschistes à l‟ouest et au sud de Taltagmout, plusieurs lentilles hectométriques (x=283 466, y=359 694) d‟une puissance allant jusqu'à 2,5 m, se suivent sur la même direction parallèle à la schistosité régionale. Elles forment des murailles sur plus de deux mètres de hauteur. Dans le granite de Tizirt, des lentilles de direction N160°E, qu'on peut suivre sur plus de 150 m de longueur avec une puissance dépassant parfois 3 m, affleurent en relief sur plus de 3 m de hauteur. Ces filons, par la nature de leur remplissage et par leur contexte de mise en place, présentent de grandes similitudes avec les filons de quartz aurifère des autres boutonnières de l‟Anti-Atlas (mine d‟Iouririn, Tagragra d‟Akka). Une paillette d‟or a été d‟ailleurs trouvée dans

un concentré alluvionnaire par les géologues de la « Mission de l‟or » dans le bassin de l‟assif n‟Ouguinane, aux environs d‟Iguerda (Rampont et Matveieff, 1937). La présence de lentilles de quartz aurifère dans la boutonnière d‟Iguerda ne doit pas donc pas être exclue dans l‟état actuel des connaissances. Deux échantillons de quartz gris (ASEA89 et 93) et un échantillon de quartz à hématite (IGPC 469) de la carte d‟Ighriy ont fait, à titre de test, l‟objet d‟analyses chimiques au laboratoire ALS de Séville en Espagne. Ces analyses montrent des contenus très faibles en métaux précieux avec Au=2 à 4 ppb, et des teneurs inférieures aux seuils de détection pour Ag (< 1 ppm), Pt (< 5 ppb) et Pd (< 1 ppb) (Annexe 13). Filons de pegmatites Les pegmatites sont largement développées dans les terrains paléoprotérozoïques de la présente feuille. Elles y affleurent en lentilles de dimensions variables, de quelques mètres à plus d‟un kilomètre de longueur pour une puissance allant de quelques décimètres à plus de 4 m. Leur répartition semble dépendre de la lithologie de leur encaissant. Certains granites en sont presque dépourvus (granite de Tayssa, granite d‟Winislane, granite de Taïfst-Tanigart), alors que d‟autre en sont pleins comme celui de l‟ouest de Taltagmout. Dans les roches métamorphiques, notamment les micaschistes, elles sont abondantes et se présentent sous forme de lentilles parfois très rapprochées et en parfaite concordance avec la schistosité régionale en direction et en pendage (régions de Taltagmout et d‟Aninig). Par endroit, elles sont boudinées et moulées par la schistosité. Dans les granites, elles apparaissent en filons subverticaux de faible largeur ne dépassant guère 1 m, et qui se relayent parallèlement à leur direction sur de grandes distances. Suivant leur composition minéralogique et leur texture, les pegmatites répertoriées peuvent être classées en pegmatites simples (non zonées) et en pegmatites différenciées (zonées) : - les pegmatites simples ou banales constituées de quartz et de feldspath auxquels s‟ajoutent la muscovite et la tourmaline. Elles sont toujours stériles ou très pauvres en béryl. Ce type de pegmatites est fréquent au nord-est d‟Winislane où elles s‟injectent dans des micaschistes et au sud-est de Bou Dra où elles sont associées aux migmatites. On les rencontre également dans les granites comme c‟est le cas à l‟est de Taltagmout. La texture pegmatitique à cristaux géants est rare, ainsi que la texture graphique caractérisée par des plages de quartz isolées et cunéiformes au sein du feldspath alcalin. - les pegmatites différenciées ou complexes caractérisées par une composition minéralogique très variée et une répartition des minéraux en zones concentriques parallèles aux contours extérieurs du corps pegmatitique. De la périphérie au cœur et sur

GITES ET INDICES MINÉRAUX

une épaisseur qui ne dépasse guère 0.4 m, on distingue une bande soit tourmalinisée soit riche en muscovite dont les lamelles sont orientées perpendiculairement aux épontes. La zone intermédiaire, généralement beaucoup plus large (jusqu‟à 2 m) et où la taille des minéraux devient plus grande (0,1 à 0,5 m), est formée de muscovite, feldspath, quartz et tourmaline en prismes striés longitudinalement. Les feldspaths potassiques les plus répandus sont l‟orthose et le microcline qui se présentent en cristaux roses veinés de blanc. Le feldspath sodique est représenté par l‟albite à faciès saccharoïde ou lamellaire qui résulte du remplacement métasomatique des feldspaths potassiques. La muscovite apparait en plaques de dimension variable, jusqu‟à 10 cm. La variété de muscovite blanc-verdâtre est abondamment rencontré dans les lentilles affectées de phénomènes métasomatiques. La tourmaline se présente en prismes noirs striés longitudinalement. Le béryl a fait l‟objet d‟une prospection par la société PÉCHINEY en 1949-51 et d‟un rapport de J. Agard (1954). Il se présente en cristaux de un à quelques dizaines de centimètres, d‟aspect pierreux et de couleur blanc-verdâtre à légèrement violacée. Sur la carte d‟Assaragh nous avons reporté avec le symbole Be les points de minéralisation en béryl qui figurent sur la carte géologique d‟Agadir Melloul au 1/100 000. La niobite, tapiolite, autunite, grenats et mispickel sont également présents mais très rares (Agard, 1954). La zone centrale est constituée de quartz massif, banc laiteux, plus ou moins monominéral.

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Un grand nombre de ces pegmatites a été exploré pour le béryl, mais ces recherches n‟ont fait que mettre en évidence la nature très sporadique de ce minéral. Toutefois, l‟abondance de la muscovite peut rendre ces pegmatites rentables industriellement. En effet, la poudre de celle-ci connait actuellement une demande importante, elle est utilisée comme additif brillant à la peinture blanche. À cet égard, elles peuvent être exploitées pour la muscovite mais également pour les feldspaths, minéraux essentiels dans la formulation des matières premières utilisées dans l'industrie céramique. Nous avons d‟ailleurs recensé plusieurs petites exploitations abandonnées, consistant en de petites carrières (Photo 51) ou autres grattages peu profonds. Ces pegmatites ont fait l‟objet d‟un tri sélectif : à côté des carrières abandonnées se trouvent encore de petits tas constitués soit de blocs de feldspath, soit de blocs riches en grandes lamelles de muscovite. Filons de quartz à oligiste La boutonnière précambrienne d‟Iguerda recèle une multitude de filons de quartz à oligiste recoupant des terrains paléoprotérozoïques et/ou néoprotérozoïques voire la base de la couverture sédimentaire pour certains. Ces filons cartographiés avec la notation QFe, sont subverticaux et peuvent être continus sur plusieurs centaines de mètres pour des épaisseurs ne dépassant que rarement le mètre. Ils se suivent généralement le long d‟un même accident. Aux extrémités, le remplissage s‟amincit en petits filonnets qui suivent le tracé de la fracture contrôlant la minéralisation. Des veinules satellites de la grande caisse s‟injectent, par endroit, formant un réseau dans l‟encaissant immédiat. Photo 51 : Petite carrière, abandonnée, pour l‟exploitation de feldspath et de muscovite dans un filon de pegmatite de la boutonnière d‟Iguerda (x=284 300, y=356 065).

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

rouges du Groupe de Ouarzazate par des circulations hydrothermales tardives (hercyniennes probablement). Minéralisation stratiforme cuprifère

Photo 52 : Filon de quartz à oligiste recoupant les tufs PIII, exploité dans la partie amont d‟assif Talat n‟Tla (x=291 870, y=355 560). Aux épontes, le remplissage filonien est bien tranché, on y observe une bréchification et une silicification de l‟encaissant avec souvent formation d‟une mince bande d‟altération, se traduisant par un blanchiment qui résulte de la décoloration des roches bordières sous l‟action des solutions minéralisatrices. C‟est l‟exemple du filon actuellement en exploitation en amont d‟assif Talat n‟Tla (x=291 860, y=355 540) (Photo 52). Il s‟agit en réalité d‟une succession de lentilles verticales qui se suivent le long d‟un accident de direction N20°E et qui affecte les conglomérats PIII et les premières couches de la couverture sédimentaire adoudounienne. Dans ces dernières, la structure minéralisée se réduit en petits filonnets qui suivent la même direction. Le minerai est constitué essentiellement d‟oligiste dans une gangue constituée de quartz et rarement d‟ankérite. L‟oligiste se présente, généralement, en lamelles millimétriques à centimétriques qui se délitent facilement par frottementet restent collées aux doigts. Elles sont fréquemment tordues et présentent une couleur gris d‟acier tirant au bleu et un remarquable vif éclat. L‟oligiste peut être également massif. La Photo 53 montre l‟aspect microscopique du minerai en lumière réfléchie, polarisée et non-analysée. D‟autres filons de quartz à oligiste ont fait l‟objet d‟exploitations artisanales anciennes, comme à l‟ouest de Lamdint (x=288 370, y=360 480) où un essaim de filons subverticaux, orientés NE-SW, sont remplis de quartz, oligiste, ankérite, goethite et ocre. Ici les caisses filoniennes sont encaissées dans les micaschistes paléoprotérozoïques. Sur le territoire de la feuille Ighriy, les filons de quartz à oligiste, se développent surtout, sur les pourtours des terrains protérozoïques, notamment dans les terrains du Groupe de Ouarzazate, en dessous de l‟interface avec la couverture adoudounienne. À grande échelle, cette partie de l‟Anti-Atlas est caractérisée par l‟abondance de ce type de minéralisations dans les terrains du Groupe de Ouarzazate et son soubassement cristallin mais à une courte distance stratigraphique de ce groupe (Snoep, 1966). Il est donc possible que l‟oligiste provienne du lessivage de l‟hématite fine des couches

Ce type de minéralisation apparait à la base de la transgression adoudounienne sur le soubassement protérozoïque et se localise à proximité et autour des paléoreliefs précambriens localement déjà minéralisés (Soulaimani, 1998 ; Benssaou et Hamoumi, 1999). L‟association minérale est dominée par des minéraux supergènes ; chalcocite, bornite, azurite et malachite (Asladay et al., 1998). Le seul indice répertorié sur la présente feuille, se situe au nord de Tayfast (x=278 520, y=361 460). Il s‟agit, principalement, de placages de malachite qui tapissent les plans de la stratification des calcaires argileux (Photo 54) qui reposent en discordance sur les tufs PIII et rarement sous forme d‟imprégnation diffuse de mouches de chalcocite ou de veinules de quartz, carbonates et chalcocite injectées suivant les plans de glissement inter-banc parallèles à la stratification S0.

Photo 53 : Aspect microscopique du minerai ferrifère exploité en amont d‟assif Talat n‟Tla ; oligiste (blanc-gris) en lamelles tordues. Lumière réfléchie, polarisée, nonanalysée. Section Polie ASEA109.

Photo 54 : Placage de malachite tapissant les plans de la stratification des calcaires adoudouniens au nord de Tayfast (x=278 520, y=361 460).

CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES

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 quatre cartes géologiques au ème 1/50.000 dans le domaine de l‟Anti Atlas et correspondant aux feuilles topographiques de Tabadrist, Ighriy, Agadir Melloul et Assaragh, il est prévu une étude géotechnique des ressources minérales. Une campagne d‟échantillonnage a été effectuée sur les roches les plus massives et sur les alluvions des oueds, elle a porté sur les quatre feuilles. 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 ème au 1/50.000 réalisées et aux levés de coupes adéquates, permettra également une évaluation qualitative et quantitative des gisements.

5.2.1 - Définition des essais réalisés Compte tenu de la nature des matériaux étudiés, des essais mécaniques réalisés sur roche ou alluvions, 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 pour les granulats utilisés pour les bétons routiers. Ainsi, les essais géotechniques retenus sont les suivants : ● Détermination de la masse volumique absolue ou densité Cet essai a pour but de permettre 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 3 3 volumiques s'expriment en t/m , en kg/dm , ou en 3 g/cm . La masse volumique absolue moyenne des granulats silico-calcaires est prise égale, en première 3 3 approximation, à 2,65 t/m ou 2,65 g/cm . ● Mesure de la porosité La porosité est le rapport du volume des vides au volume. On peut aussi définir la porosité comme le

103

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 principe 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.

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Le coefficient MDE est exprimé en pourcentage qui caractérise la résistance à l'usure d'un granulat, selon un protocole d'essai normalisé appelé "microdeval". 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 5). Tableau 5 : Catégories des granulats selon la résistance aux chocs et à l'usure.

Photo 55 : Granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde, à deux micas (PPγP).

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 l‟Annexe 14, l‟Annexe 15, l‟Annexe 16 et l‟Annexe 17.

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 3 400 kg de ciment/m ; ● 35% pour les bétons de classe B2 et B3 dosés à 3 350 et 300 kg de ciment/m . 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 5.

5.2.2.2 - Choix de l’échantillonnage Dans la région étudiée, en dehors de la couverture quaternaire et récente, les terrains géologiques sont en quasi-totalité, formés de roches du socle (Cambrien et Précambrien) où dominent les granites, les roches volcaniques (rhyolites et dolérites), les quartzites et les calcaires métamorphisés. Ainsi les formations les plus représentatives de la boutonnière d‟Agadir Melloul (au sens large, c'est-à-dire englobant les boutonnières des 4 feuilles) et de sa couverture paléozoïque, 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.

Photo 56 : Diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ). Les roches sur lesquelles le laboratoire a réalisé des essais de dureté sont les suivantes (Tableau 6) : ● Granite mésocrate à subleucocrate franchement porphyroïde, à deux micas (PPγP) sur la feuille Tabadrist (échantillon TBEA15 ; Photo 55) et d‟Assaragh (échantillons ASEA42) ; ● Granite mésocrate à grain moyen-grossier, à tendance porphyroïde locale, à biotite (PPγM) sur la feuille Ighriy (échantillon IGEA35) et de Tabadrist (échantillon TBEA16) ; ● Diorite quartzifère-tonalite à grain moyen, à biotite (PPΔ) sur la feuille Agadir Melloul (échantillon AMEA150 ; Photo 56) ; ● Dolérite-microgabbro, en filons dans le socle paléprotérozoïque (PRμθ) sur la feuille Ighriy (échantillon IGEA39) et de Tabadrist (échantillon TBEA12) ; ● Quartzites à festons (NP1-2Iq) sur la feuille Agadir Melloul (échantillon AMEA134 ; Photo 57) et de Tabadrist (échantillon TBEA11) ; ● Dolérite-microgabbro en filons dans les quartzites (NP3μθ) sur la feuille Tabadrist (échantillon TBEA10) ; ● Calcaires dolomitiques de la Formation d‟Adoudou (NP3-ЄiAd2) sur la feuille Assaragh (échantillon

CARACTÉRISATIONS GÉOMÉCANIQUES

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ASEA105 ; Photo 58) et d‟Agadir Melloul (échantillon AMEA151) ; ● Phonolite attribuée au Miocène (n5-6φ) sur la feuille Tabadrist (échantillon TBEA133 ; Photo 59) ; ● Travertins de Tagadirt Ifri attribués au Quaternaire (qTr) sur la feuille Tabadrist (échantillon TBEA143).

Photo 58 : Calcaires dolomitiques de la formation d‟Adoudou (NP3-ЄiAd2).

Photo 57 : Quartzites clairs du Groupe de Taghdout.

Photo 59 : Phonolite du complexe du Sirwa (n5-6φ). Tableau 6 : Points d‟échantillonnage - Localisation et nature lithologique Echantillon

Lithologie

Notation

30,22924

F. topographique 1/50000 Agadir Melloul

AMEA134

-7,83280

quartzites à festons

NP3sμθ

AMEA150

-7,78856

30,21781

Agadir Melloul

tonalite à biotite

PPΔ

AMEA151

-7,81292

30,18666

Agadir Melloul

calcaires Adoudou

NP3-ЄiAd2

ASEA105

-7,63355

30,07989

Assaragh

calcaires Adoudou

NP3-ЄiAd2

ASEA42

-7,59962

30,24421

Assaragh

granite porphyroïde

PPγP

IGEA35

-7,57957

30,29672

Ighriy

granodiorite à biotite

PPγMG

IGEA39

-7,60200

30,25974

Ighriy

dolérite-microgabbro

PRμθ

TBEA10

-8,81894

30,25145

Tabadrist

dolérite du socle

NP3sμθ

TBEA11

-7,81876

30,25292

Tabadrist

quartzites à festons

NP1-2Iq

TBEA12

-7,81509

30,25736

Tabadrist

dolérite-microgabbro

PRμθ

TBEA15

-7,81350

30,27367

Tabadrist

granite porphyroïde

PPγP

TBEA16

-7,80387

30,27287

Tabadrist

granodiorite à biotite

PPγMG

TBEA133

-7,85076

30,48558

Tabadrist

phonolite miocène

n5-6φ

TBEA143

-7,84335

30,44115

Tabadrist

travertin

qTr

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5.2.2.3 - Résultats des essais Les principales lithologies représentées dans la région d‟Agadir Melloul (feuilles au 1/50 000 Agadir Melloul, Tabadrist, Assaragh et Ighriy) ont été soumises à des essais géomécaniques, dont les résultats sont représentés sous forme de tableau (Tableau 7).

5.2.2.4 - Conclusion et interprétation 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 (2,62 à 2,85), avec des valeurs de densité qui dépassent la densité spécifique des 3 grains solides, laquelle est de l‟ordre de 2,6 à 2,7 T/m . Les échantillons étudiés sont des roches très peu poreuses avec des valeurs de la porosité qui varient entre 0,6 et 1,2%, 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 0,2 et 1,4, 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 7) sont très bonnes (avec des L.A. compris entre 19 et 3 24%, et une densité de matériau de 2,6 à 2,8 T/m ). 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. À titre d‟exemples, 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 de même compatibles avec les normes exigées pour les granulats utilisés dans la confection des produits manufacturés (hourdis, poutrelles, ...) 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 3 généralement supérieure à 2,4 T/m . 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. Il est cependant recommandé, selon les conditions locales des carrières d‟extraction 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.

Tableau 7 : Résultats des essais géomécaniques effectués sur les matériaux rocheux de la région d‟Agadir Melloul. n° ech.

Densité T/m3

Porosité %

TBEA11

2.85

0.65

0.25

AMEA 134

2.80

0.60

0.23

AMEA 150

2.75

0.80

0.20

AMEA151

2.73

0.70

0.23

ASEA 105

2.72

0.72

0.25

TBEA16

2.71

0.60

0.20

IGEA 35

2.70

0.60

0.21

TBEA12

2.65

0.65

0.19

IGEA 39

2.68

0.66

0.20

Dolérite du socle

TBEA 10

2.71

0.74

0.19

Phonolite miocène

TBEA 133

2.67

0.71

0.22

TBEA15

2.64

0.80

0.20

TBEA143 ASEA 42

2.62 2.74

1.2 0.65

1.4 0.18

24 19

19 16

Lithologie

Coeff. d'absorption

Los Angeles %

Mico Deval %

Quartzites PII Tonalite à biotite Calcaires Adoudou

Granodiorite à biotite

Dolérite-microgabbro

Granite porphyroïde

RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE

5.3 - RESSOURCES EN EAUX SOUTERRAINES-HYDROGÉOLOGIE 5.3.1 - Réseau hydrographique La carte géologique au 1/50 000 d‟Assaragh se situe dans la partie centrale de l‟Anti-Atlas. Elle appartient entièrement au Bassin du Bas Draa (sous bassins de Tissint et Tata). Le bassin versant de l‟oued Tissint à l‟amont du foum s‟étend sur une superficie d‟environ 3550 km². Ce bassin draine le versant sud de l‟Anti-Atlas, et traverse deux barres rocheuses qui délimitent deux feijas :  la première assimilable à un rectangle de 60 km sur 10 km est délimitée longitudinalement à l‟aval par la barre acadienne du Jbel Azagzag, traversée par l‟oued au niveau du foum Tamerjit ;  la deuxième feija assimilable à un rectangle de 50 km sur 2 km délimitée par barre quartzitique de la chaîne du Bani (Ordovicien) et le foum de Tissint. Cette unité comprend les oasis suivantes : Tissinnt, Akka n'Ait Sidi, Tanzida, Trhit, Kesbet Ej Jou, Isser Rhine, Tiskemoudine, Akka Ighane, Afouza. Au niveau de la feuille Assaragh au 1/50 000, le réseau hydrographique est formé par des oueds dont le sens d‟écoulement est généralement subméridien, ou du nord-ouest vers le sud-est, alimentant le bassin versant du Bas Draa. Les alignements morphologiques guident de nombreux affluents vers la partie sud orientale de la feuille, où les aires de dépôts alluvionnaires s‟élargissent. On peut suivre à partir du nord de la feuille, dans le secteur de Tayfast, l‟assif Amtazguine qui vient confluer avec assif-n-Waninig à hauteur du douar Tizguiy, en creusant de profondes gorges dans les

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calcaires adoudouniens ; ce dernier formera ensuite l‟assif-n-Aït Mançour en confluant avec assif-n-Ikis et assif-n-Igliy. Cet ensemble viendra grossir assif-nTazaggart puis assif-n-Tfrkhast. Deux autres axes hydrographiques orientés également NW-SE empruntent deux cluses parallèles creusées dans la formation carbonatée d‟Adoudou : au nord, c‟est l‟assif Aguinane qui passe par Assaragh où s‟étale une verdoyante oasis irriguée par de nombreux puits et sources. Parallèlement et à deux ou trois kilomètres plus au sud, l‟assif Tinoussam entaille de la même façon les épais calcaires adoudouniens pour aller former de larges terrasses fluviatiles au pied de l‟adrar Adakhs. Climat Le secteur couvert par la carte est caractérisé par une aridité à hivers frais avec des précipitations moyennes annuelles allant de 120 à 220 mm et le quotient pluviométrique est de 19. Il concerne la zone ouest du bassin d‟Aït Douchène. La région subit le climat saharien à hivers frais qui caractérise le plateau d‟Ouarzazate et la partie est du sous-bassin d‟Aït Douchène, et s‟étale vers le sud pour couvrir la région du moyen Drâa. Les précipitations moyennes annuelles sont de l‟ordre de 10 mm et le quotient pluviométrique varie entre 6 et 13. Les précipitations sur la région (Tableau 8, Tableau 9, Tableau 10, Figure 44) présentent une grande variabilité spatiale et temporelle avec deux saisons : ● la saison humide (novembre à mars), durant laquelle la région reçoit 70 à 75% de la pluie annuelle avec un premier pic en automne, et un deuxième en hiver ;

Figure 44 : Courbes de tendance des précipitations annuelles.

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

● la saison sèche (avril à octobre) durant laquelle la région reçoit de 25 à 30% de la pluie annuelle. Les précipitations annuelles (Tableau 10) sont très variables. Les valeurs moyennes annuelles varient de 600 mm au nord sur les sommets du Haut-Atlas, à 150 mm au sud sur la partie orientale de l‟Anti-Atlas. La plaine reçoit environ 200 mm de précipitations. Les précipitations moyennes sont de 280 mm sur le bassin du Souss.

La région est relativement ventée (Tableau 14). Des vents d‟est chauds, communément appelés “Chergui”, peuvent souffler en été comme en automne. La vitesse du vent varie d‟un secteur zone à l‟autre. Le pouvoir évaporant du bassin est très fort (Tableau 15), les valeurs maximales enregistrées concernent le mois de Juillet, qui correspond, d‟après les mesures de températures moyennes mensuelles, au mois le plus chaud.

La région subit le climat saharien à hivers frais qui caractérise le plateau de Ouarzazate et la partie est du sous-bassin d‟Aït Douchène, et s‟étale vers le sud pour couvrir la région du moyen Drâa. Les précipitations moyennes annuelles sont de l‟ordre de 160 mm et le quotient d‟Emberger est de l‟ordre de 8. Dans le plateau d‟Ouarzazate, la station d‟Agouim a enregistré en 1965 une pluie maximale d‟une hauteur de 760 mm, elle a enregistré une hauteur de 506 mm en 1989. Le bassin d‟Aït Douchène a connu une période pluvieuse étalée sur 3 ans (1987-1990) avec une pluviométrie moyenne annuelle de 310 mm en 1989. La pluviométrie moyenne mensuelle (Tableau 10) observée dans le Bas Drâa est homogène dans l‟espace. Les pluies enregistrées dans les différentes stations sont presque égales. La période pluvieuse s‟étale d‟Octobre à Janvier.

Figure 45 : Evolution de la température moyenne mensuelle (1975-2006) – Agouilal.

Les courbes de tendance (Figure 44) montrent que la pluviométrie est variable dans le temps et assez homogène dans l‟espace. Les mêmes séquences d‟abondance de pluie et de sécheresse sont enregistrées dans les trois stations considérées. Les séquences sèches s‟étalent sur les années 1932-1950, 1960-1963 et 1973-1978, tandis que les périodes abondantes sont enregistrées pendant les années 19551960, 1965-1972 et 1985-1992. Les températures moyennes mensuelles (Tableau 11, Tableau 12, Tableau 13, Figure 45, Figure 46) varient entre 14°C dans la station d‟Aguouim et 22°C sur l‟AntiAtlas au niveau de la station de Tata, au sud. La température maximale journalière atteint 49°C et la température minimale descend jusqu‟à 0°C.

Figure 46 : Evolution de la température moyenne mensuelle (1986-2004) – Tata.

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Figure 47 : Volume des apports. Tableau 8 : Stations pluviométriques Station N° IRE Autorité Bassin X (m) Y (m) Z (m) Aoulouz 1145 EF Souss 235 550 413 950 700 Aghbar 1232 EF Souss 203 500 435 000 1700 Askaoun 1272 MI Souss 271 900 418 200 1950 Idni 4248 EF Souss 233 250 437 900 1670 Immerguen 4452 EF Souss 225 000 428 000 1000 Igherm 4512 MI Souss 205 000 347 000 1750 Oueld Berrhil 6000 MI Souss 205 600 408 000 450 Tafingoult 7368 MI Souss 213 900 422 500 790 Talekjount 7624 EF Souss 198 800 418 900 725 Taliouine 7648 MI Souss 257 400 393 500 1020 Tata 8048 MI Draa 251 300 307 600 700 Timdouine 8312 EF Draa 197 900 395 400 0 Tizi n' Test 8512 MI Draa 215 600 433 700 2100 Imdghar S.E.O Draa 314 250 402 950 Assaka S.E.O Draa 332 900 400 450 Fou Zguid Draa 355 954 336 233 Tinouar S.E.O Draa 384 200 446 250 Barrage Draa 365 006 437 065 Tamdrouste Draa 329 000 439 600 Taharbilte S.E.O Draa 351 150 426 300 Amerzgane ORMVAO Draa 327 087 450 788 Agouilal S.E.O Draa 337 275 446 550

Tableau 9 : Précipitations moyennes mensuelles (mm) Station Tinouar Barrage Agouim Tamadroste Agouilal Imdghar Taharbilte Assaka Aman‟tini Tata F. Zguid Assa

Période Septembre Octobre Novembre Décembre Janvier Février Mars 74 - 09 9,3 16,9 10,2 9,8 9,3 9,4 11,6 74 - 09 10,3 16,6 9,3 11,4 8,8 12,2 11,0 62 - 08 18,7 41,9 38,1 29,7 32,1 38,0 30,3 77 - 09 5,7 13,7 10,2 10,5 11,5 13,7 13,8 75 - 09 12,4 18,1 9,3 15,2 14,7 15,9 13,8 75 - 09 15,4 20,0 12,6 21,2 16,5 19,3 14,5 67 - 09 9,7 17,1 20,6 11,1 9,8 12,4 10,7 75 - 07 11,1 17,2 9,9 15,5 14,6 14,9 13,1 82 - 09 8,6 14,6 9,2 12,4 9,4 16,0 9,5 31 - 03 10,9 15,9 18,1 12,1 9,8 8,3 9,3 31 - 03 8,6 11,8 14,3 11,7 10,2 7,6 5,4 31 - 03 7,7 12,9 12,4 13,2 8,4 6,4 5,8

Avril 7,9 5,7 15,2 3,4 6,1 5,1 7,0 6,7 5,3 3,7 3,5 2

Mai 6,8 4,7 6,1 1,7 4,9 3,8 4,1 3,4 2,4 2,3 2,5 2,2

Juin 4,6 10,0 5,8 6,1 10,3 3,4 4,0 1,6 5,4 0,8 1,2 0,6

Juillet 1,7 2,5 3,4 1,5 3,0 1,4 1,8 2,1 0,9 1,3 1 1,4

Tableau 10 : Paramètres statistiques des précipitations annuelles Station Tinouar Barrage Agouim Tamadroste Agouilal Imdghar Taharbilte Assaka

Période 1975 - 2008 1975 - 2008 1963 - 2007 1978 - 2008 1976 - 2008 1976 - 2008 1968 - 2008 1976 - 2006

Moyenne 104,7 108,5 271,3 97,5 134,4 140,6 103,5 118,7

Minimal 9,8 12,7 63,8 6,0 18,5 49,7 15,4 12,0

Maximale 229,9 322,7 763,0 209,9 292,4 308,1 263,0 278,0

E.T 53,9 62,3 154,2 53,4 60,6 62,5 54,9 63,3

C. Variation 51,5 57,4 56,8 54,8 45,1 44,5 53,0 53,3

Aoüt 7,4 6,6 11,8 6,4 9,1 8,4 5,4 6,9 8,3 3,4 3,7 2,7

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Tableau 11 : Températures moyennes mensuelles (°C). Mois

Agouim 68 - 07 20,48 15,75 10,76 6,76 6,46 7,93 9,75 12,69 16,34 20,84 24,28 23,63

Septembre Octobre Novembre Décembre Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août

Agouilal 76 - 06 23,27 17,59 12,65 8,88 7,71 10,56 12,76 15,14 19,91 23,65 28,11 26,96

Barrage 79 - 07 25,83 20,40 14,72 10,55 9,84 12,06 16,00 19,10 22,78 27,12 30,31 29,23

Assaka 75 - 07 23,63 17,85 12,65 9,14 8,24 10,52 13,62 16,65 20,31 24,71 28,18 27,40

Tata 86 - 04 28,83 23,66 17,16 14,16 13,60 15,47 18,88 22,21 25,76 30,30 33,09 32,19

Tableau 12 : Moyennes mensuelles des températures maximales (°C). Mois Septembre Octobre Novembre Décembre Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août

Agouim 68 - 07 29,00 23,20 17,78 13,53 13,41 14,90 17,00 20,45 24,66 29,56 33,04 32,23

Agouilal 76 - 06 30,50 23,87 18,51 15,36 13,59 16,53 20,23 22,64 27,74 31,55 35,82 34,42

Barrage 79 - 07 32,97 27,01 20,70 16,45 16,02 18,87 22,90 26,14 30,02 35,05 38,31 36,50

Assaka 75 - 07 30,61 24,54 19,18 15,82 14,93 17,43 20,64 23,74 27,60 32,36 35,76 34,54

Tata 86 - 04 41,24 34,76 28,34 24,76 24,42 26,86 31,17 34,78 38,78 42,65 44,83 43,94

Tableau 13 : Moyennes mensuelles des températures minimales (°C). Agouim 68 - 07 11,97 8,3 3,75 0,02 0,49 0,96 2,51 4,94 8,02 12,11 15,51 15,03

Mois Septembre Octobre Novembre Décembre Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août

Agouilal 75 - 07 15,72 11,22 6,04 2,05 1,09 3,38 5,86 8,50 12,37 16,96 20,00 19,44

Barrage 79 - 07 18,66 13,78 8,75 4,63 3,75 5,72 9,19 12,01 15,35 19,17 22,29 22,01

Assaka 75 - 07 16,65 11,15 6,12 2,45 1,56 3,60 6,60 9,56 13,03 17,05 20,58 20,27

Tata 86 - 04 17,06 13,01 6,02 4,25 3,00 4,35 6,46 9,63 12,74 17,95 21,36 20,44

Tableau 14 : Vitesse du vent moyenne mensuel (m/s). Mois Agouim Agouilal

89 - 93 83 - 05

S 8,5 2,71

O 10,42 2,6

N 9,95 2,42

D 8,04 2,08

J 7,16 2,3

F 9,27 2,77

M 11,08 3,14

A 10,93 3,62

M 9,1 3,68

J 7,95 3,35

J 7,45 3,19

A 7,25 2,84

Tableau 15 : Evaporation moyenne mensuelle (mm). Mois Septembre Octobre Novembre Décembre Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Année

Barrage 340,37 245,01 167,23 101,85 135,71 158,64 252,98 281,68 350,22 417,77 494,20 451,15 3396,82

Agouim 239,63 181,46 136,81 117,85 106,46 119,21 143,39 166,89 210,98 252,08 302,86 298,59 2276,21

Agouilal 353,43 280,48 193,33 148,21 136,26 171,99 236,57 280,93 340,91 406,89 522,56 458,37 3529,94

Assaka 409,70 270,18 170,48 100,51 119,88 168,46 263,20 341,44 444,52 523,47 588,53 528,70 3929,07

Tableau 16 : Débits moyens mensuels et débits annuels de quelques station hydrométriques. Tamadroste Assaka Agouim Agouilal

Période 75 - 98 75 - 98 69 - 98 76 - 98

J 5,2 0,7 0,9 1,6

F 6,1 1,4 1,2 1,7

M 6,2 1,1 2 3,2

A 2,2 0,8 1,1 2,4

M 0,8 0,2 0,6 0,9

J 0,9 0,5 0,4 0,5

J 0,5 0,1 0,2 0,3

A 0,8 0,4 0,2 0,3

S 0,6 0,8 0,3 0,5

O 1,3 1,2 0,6 1,2

N 2,8 0,6 1,1 1,3

D 4,1 0,4 0,8 1,3

Module 2,6 0,7 0,8 1,3

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5.3.2 - Hydrogéologie La feuille Assaragh se situe dans le méga-bassin hydrologique du Bas Draa. Elle est couverte au nordouest et au sud-est par deux anticlinaux où affleure le socle séparés par un synclinal NE - SW à cœur cambrien et secondaire. Elle s‟insère dans le contexte hydrogéologique régional de l‟Anti-Atlas central caractérisé par l‟absence de nappes régionales généralisées, mais abritant des circulations partagées entre karsts, fractures, fissures et localement interstices dont les manifestations en surface sont non négligeables, parfois impressionnantes. À l‟échelle locale de la feuille Assaragh elle-même, sur la base du comportement et de l‟intérêt hydrogéologique, trois grandes familles de terrains peuvent être distinguées (Figure 48) : ● Les terrains des formations d‟Adoudou et d‟Igoudine renfermant des circulations profondes karstiques et fissurales. Ils peuvent constituer de potentiels probants réservoirs en profondeur dans certains contextes. Ils peuvent être le siège de possibles manifestations sous forme de suintements ou de débordement à l'occasion d'entaillements par le réseau hydrographique ou dans les dépressions contre les schistes du socle ou de la série lie-de-vin. Les eaux sont généralement de faible minéralisation des eaux en général et les productivités sont moyennes importantes selon les conditions de captage. ● La famille de faciès abritant des circulations souterraines d'interstices, souvent en sous écoulement dans les oueds et les vallées. Elle correspond à deux faciès principaux : (i) les dépôts alluvionnaires du Plio-Quaternaire ; et (ii) les formations sédimentaires du Tonien et/ou du Cryogénien. La minéralisation des eaux est variable mais généralement modérée et les productivités sont faibles à moyennes. ● Les terrains imperméables ou très peu perméables constitués par les roches principalement ignées (i) du socle paléoprotérozoïque ; (ii) du Groupe de Ouarzazate ; (iii) les séries gréso-pélitiques de la Formation de Taliwine ; et (iv) les roches volcaniques du Cénozoïque. Ces terrains peuvent jouer un rôle d'écran facilitant résurgences et suintements, notamment à la base des calcaires d'Adoudou et d'Igoudine. Les alluvions et remplissages plio-quaternaires consistent en des dépôts détritiques récents produits de la dynamique plio-quaternaire et remaniant parfois les matériaux du socle paléozoïque et précambrien. Ces remplissages plio-quaternaires sont le siège de

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circulations d‟eau. Ces circulations intègrent aussi les franges superficielles altérées des formations anciennes. Elles occupent essentiellement la partie méridionale du synclinal NE – SW. Ces alluvions quaternaires tapissent le fond des vallées et sont d‟une structure variable suivant l‟emplacement des dépôts et l‟origine des matériaux qui les composent. Il s‟agit d‟alluvions grossières constituées d‟argile, de sable fin et de galets polygéniques à ciment argilocalcaire. Quand elles constituent un remplissage notable et en drainant les circulations d'eau qui s'opèrent dans les formations sous jacentes, elles se présentent productives (confluences de Chaabas et affluents, petits plateaux). Géographiquement, ces formations sont captées dans les vallées du réseau hydrographique amont du Draa. Les profondeurs varient de 50 à 900 mètres. La série calcaire adoudounienne et la série schistocalcaire cambrienne constituent un complexe géologique très développé dans la région, formant un réservoir potentiel, se concrétisant lorsque les conditions hydrogéologiques sont réunies : ● épaisseur notable du réservoir avec présence d'un niveau imperméable ; ● apport d'eau d'autant plus important que le sous bassin hydrogéologique est étendu ; ● existence de conditions favorables à la recharge par les eaux de crue. Ces formations sont le siège de circulations d'eau se localisant dans les zones de fracture et dans les zones hypodermiques déprimées et érodées intensément par les écoulements torrentiels du chevelu de talwegs. Les crues et averses, bien que peu fréquentes, favorisent le ruissellement instantané dans les parties hautes et pentes. La concentration des eaux pluviales dans le chevelu des thalwegs accroît de façon non négligeable l'infiltration dans les parties déprimées et érodées ainsi que le long de vallées alluviales. L'eau de pluie et l'eau de ruissellement qui s'infiltrent à travers les fissures des calcaires, suivent les cours irréguliers et enchevêtrés des micro conduites souterraines pour se repartir dans les parties profondes de la masse calcaire au niveau de l'imperméable de base (série conglomératique ou série schistes "lie-devin").

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Figure 48 : Schéma hydrogéologique de la feuille Assaragh.

DOSSIER CARTOGRAPHIQUE

Cependant les circulations d'eau dans les calcaires sont d'importance très irrégulière. Quand ces calcaires sont très indurés et avec des fissures parfois fortement recristallisées, ils ne sont soumis qu'à des circulations privilégiées. Malgré leur nature, ces calcaires présentent localement des structures bien individualisées et favorables à l'emmagasinement de l'eau. Lorsque les oueds entaillent suffisamment le toit imperméable constitué de la série schisteuse "lie-devin", ils libèrent les circulations d'eau dans les calcaires sous-jacents. La partie supérieure de ces calcaires supérieurs est perméable en grand et constitue un réservoir potentiel dans le haut bassin du Souss. Les forages IRE 1028/62 et 1143/62 qui les ont reconnus plus au Nord ont fourni de bons indices sur les arrivées d'eau. Avec des épaisseurs dépassant parfois les 100 mètres et une structure généralement plongeante, les eaux infiltrées à travers les failles et les interfaces stratigraphiques s‟écoulent en profondeur pour alimenter des niveaux de base. En plus de ce caractère, les volumes infiltrés étant faibles en rapport avec la pluviométrie, ne saturent qu‟une faible frange située à de fortes profondeurs. Les formations rhyolitiques et andésitiques imperméables de l‟Édiacarien abritent quelques écoulements dans les zones de fissuration de surface. Ces zones volcano-sédimentaires présentent un certain intérêt dans cette région caractérisée par la rareté de l‟eau. Les sondages les ayant reconnues dans des contextes voisins ont mis à jour des productivités faibles (0,1 à 0,6 l/s). Le socle protérozoïque est constitué d‟andésites, de rhyolites et de formations volcano-sédimentaires du précambrien supérieur. Elles occupent les tiers nordouest et sud-est de la feuille.

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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. Un manuel d‟utilisation du SIG a été aussi fourni.

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NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

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ANNEXES

123

ANNEXES

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Annexe 1 : Analyses chimiques et datations radiométriques de roches plutoniques basiques à acides, mésocrates à subleucocrates, du Paléoprotérozoïque pour les cartes d'Agadir Melloul (AM), Assaragh (AS), Ighriy (IG) et Tabadrist (TB). Suite

alcaline so dique

calco -alcaline mo yennement po tassique

Lithologie

mo nzo dio rite quartzifère à amphibo le (Tayfast)

Échantillon Âge Ma X Y

ASPC631 2038±7 277400 360593

mo nzo dio rite quartzifère à amphibo le

grano dio rite à grain mo yengro ssier à bio tite

so dagranite po rphyro ïde à bio tite chlo ritisée

TBAH133

ASAH596

AMPC042

ASPC622

273198 364937

277342 360702

269380 360687

alumino -po tassique méso crate à subleuco crate mo nzo granite à grain mo yen à 2 micas (bi>>mu)

granite à grain mo yen à 2 micas (bi>mu)

AMPC278 AMHA656 2035±5 277374 251300 251552 360242 361985 361990

granite po rphyro ïde o rienté à 2 micas

IGPC478 2034±5 288074 364834

granite très po rphyro ïde à 2 micas

granite po rphyro ïde à 2 micas

TBPC284

IGPC377

255733 365024

291014 367986 73,25

SiO2

50,87

52,20

52,89

67,84

67,28

70,71

73,70

71,08

72,95

TiO2

0,33

0,35

0,31

0,48

0,25

0,33

0,16

0,44

0,38

0,28

Al 2O3

17,31

13,91

17,44

14,75

18,54

15,00

13,90

14,61

13,84

14,33

Fe 2O3 MnO MgO Ca O Na 2O

% % % % %

9,15 0,15 7,54 7,76 1,40

8,42 0,14 10,96 7,26 1,75

8,49 0,13 7,51 6,44 2,56

3,82 0,03 1,26 2,21 4,90

1,33 0,00 0,82 0,18 9,14

3,20 0,04 0,78 2,41 3,12

1,85 0,02 0,44 0,71 3,23

3,67 0,02 0,84 1,24 2,91

2,51 0,03 0,73 0,78 2,91

2,52 0,01 0,63 0,42 3,01

K2O

2,90

1,59

1,68

2,38

0,57

3,73

4,73

3,80

4,45

4,56

P2O5 PF Total Fe+Mg+Ti A/CNK

% % % %

0,07 2,53 100,00 55,32 0,88

0,08 2,64 99,30 69,12 0,78

0,08 3,13 100,63 53,65 0,98

0,15 2,67 100,48 15,36 1,01

0,13 0,99 99,23 7,25 1,16

0,14 0,94 100,39 11,46 1,11

0,13 0,97 99,84 6,51 1,18

0,14 1,37 100,14 13,04 1,31

0,13 1,08 99,78 9,80 1,25

0,17 1,44 100,62 9,14 1,34

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

183,4 357,7 39,1 25,4 570,1 98,2 426,5 56,6 12,27 1,95 0,24 1,67 1,02 0,98

146,6 597,8 44,1 56,6 266,9 58,8 195,9 45,2 8,98 1,86 0,16 1,30 1,76 0,75

123,1 226,2 38,4 26,3 311,4 58,8 417,7 43,2 8,37 1,95 0,19 1,20 1,94 0,66

23,0 23,2 8,0 12,1 508,0 76,7 95,6 154,0 8,65 8,28 0,60 4,53 9,56 1,48

14,8 15,3 1,8 7,8 25,6 19,2 15,2 125,9 14,66 10,16 1,06 4,33 9,02 2,09

18,2 28,7 5,9 12,0 598,7 158,1 189,4 129,8 17,86 5,94 0,60 3,59 7,49 1,55

10,6 17,3 2,0 11,8 328,4 231,5 83,2 66,4 13,77 4,46 0,75 2,35 6,36 2,07

29,6 37,8 5,9 15,4 660,8 166,5 132,5 216,5 13,53 8,04 0,79 5,73 13,52 1,94

13,6 16,8 4,1 5,6 421,2 199,3 85,1 146,9 8,63 9,09 0,78 4,20 22,24 3,03

12,6 14,2 3,6 6,4 443,3 214,6 70,3 128,5 8,78 6,32 0,92 3,92 8,65 2,20

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu S TR

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

10,85 25,64 3,30 12,95 2,64 0,97 2,29 0,36 2,11 0,43 1,24 0,19 1,24 0,20 64,40

9,83 21,03 2,63 10,57 2,11 0,69 1,73 0,26 1,54 0,32 0,92 0,14 0,98 0,16 52,92

8,49 17,69 2,12 7,88 1,61 0,86 1,42 0,23 1,41 0,29 0,84 0,13 0,93 0,15 44,05

25,38 56,87 6,30 25,21 4,83 0,84 3,19 0,37 1,78 0,31 0,93 0,14 0,94 0,16 127,23

27,20 64,73 8,14 30,87 6,45 0,63 4,28 0,58 2,82 0,48 1,31 0,18 1,15 0,18 149,00

27,61 58,60 7,00 26,89 5,24 0,95 3,93 0,58 3,22 0,60 1,67 0,24 1,58 0,24 138,35

16,93 37,17 4,52 17,04 3,89 0,44 2,76 0,43 2,42 0,47 1,35 0,21 1,45 0,22 89,29

44,91 95,28 11,45 43,52 8,23 1,18 5,20 0,64 2,88 0,46 1,21 0,17 1,04 0,17 216,33

39,06 91,47 11,48 45,15 9,13 0,67 5,42 0,59 2,36 0,31 0,69 0,07 0,45 0,07 206,91

1,62 4,08 0,59 2,82 1,12 0,27 1,41 0,24 1,44 0,28 0,81 0,12 0,84 0,13 15,77

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

22,16 0,76 1,75 3,04 0,35 0,13 0,25 2,57 < L.D. 0,12 38,21 5,52 100,50 17,47 1,68

5,89 < L.D. 0,80 0,50 < L.D. 0,15 0,62 1,19 < L.D. 0,53 30,97 13,99 109,40 12,21 1,35

28,24 0,57 < L.D. 0,69 0,31 < L.D. < L.D. 1,62 < L.D. < L.D. 46,91 5,85 146,30 16,06 1,31

2,66 1,32 0,38 1,24 0,39 0,10 < L.D. 1,30 < L.D. 0,59 6,17 6,01 20,87 19,43 1,07

< L.D. 1,31 < L.D. 5,51 0,66 < L.D. < L.D. 0,32 < L.D. < L.D. < L.D. 1,15 < L.D. 18,84 0,89

< L.D. 2,23 1,47 2,12 0,98 0,19 0,28 6,21 < L.D. 0,26 7,51 15,33 61,35 18,70 1,47

1,64 3,27 < L.D. 3,45 0,59 < L.D. < L.D. 3,85 < L.D. < L.D. < L.D. 40,96 33,21 17,68 1,79

19,21 3,03 0,86 3,44 0,74 0,24 0,15 5,01 < L.D. < L.D. 17,72 19,92 37,48 21,88 1,35

< L.D. 1,59 < L.D. 1,37 0,32 < L.D. < L.D. 1,39 < L.D. < L.D. 100,80 16,11 33,38 20,89 1,20

< L.D. 3,05 < L.D. 6,70 1,08 < L.D. < L.D. 5,49 < L.D. 0,13 < L.D. 14,51 14,44 18,91 1,35

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

126

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 2: Analyses chimiques de granites subleucocrates à leucocrates du Paléoprotérozoïque pour les cartes d'Agadir Melloul (AM) et d'Assaragh (AS). a l umi no-pota s s i que l eucocra te

Suite leuco granite à grain mo yen à 2 micas

Lithologie Échantillon Âge Ma X Y

ASAS663

leuco granite à leuco granite à leuco granite à grain mo yenmusco vite + grain mo yen à 2 gro ssier à 2 grenat micas micas

ASAH682

AMPC019

289 276 354 058

280 148 351 192

268 460 357 935

ASAS642 2037±5 288 455 360 829

leuco granite o rienté à grain fin-mo yen à 2 micas (mu>bi)

leuco granite po rphyro ïde à 2 micas

leuco granite à grain mo yen à musco vite

ASAH597

AMHA055

ASPC617

leuco granite à leuco granite à pegmatite riche grain mo yen à 2 grain fin à grenat en musco vite micas

ASAH583

ASAH561

AMPC079

287 697 361 774

269 449 362 876

281 974 360 150

278 511 357 376

282 159 360 219

268 415 358 035

SiO2

73,58

74,34

74,44

74,79

75,33

75,57

75,61

75,76

75,97

78,34

TiO2 Al 2O3

% %

0,14 14,61

0,03 14,12

0,01 14,58

0,14 14,21

0,06 14,39

0,09 13,23

0,08 14,36

0,00 14,63

0,05 13,90

0,07 13,77

Fe 2O3 MnO MgO Ca O Na 2O K2O

% % % % % %

1,25 0,00 0,21 0,41 3,65 4,71

1,01 0,00 0,13 0,35 4,00 4,37

0,56 0,00 0,09 0,34 3,88 4,60

1,27 0,01 0,32 0,48 4,08 3,83

0,83 0,01 0,14 0,44 2,84 5,21

1,10 0,01 0,18 0,18 2,72 5,79

0,80 0,01 0,23 0,57 3,39 4,04

0,52 0,00 0,11 0,41 5,55 1,84

0,83 0,01 0,17 0,64 3,80 3,47

0,82 0,01 0,17 0,36 3,77 2,27

P2O5 PF Total Fe+Mg+Ti A/CNK

% % % %

0,19 1,04 99,80 4,08 1,23

0,19 0,72 99,27 2,93 1,18

0,17 0,80 99,44 1,69 1,22

0,18 0,82 100,13 4,62 1,21

0,28 1,08 100,60 2,64 1,29

0,07 0,84 99,78 3,49 1,19

0,33 1,29 100,68 3,02 1,31

0,21 0,92 99,97 1,67 1,23

0,35 1,10 100,28 2,75 1,24

0,12 1,24 100,93 2,77 1,48

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

4,52 8,77 0,48 < L.D. 245,7 288,6 64,0 58,8 4,40 11,07 1,98 2,12 10,23 2,57

1,73 7,28 0,47 4,80 53,5 311,4 17,7 20,1 3,30 9,96 1,43 1,22 1,29 1,07

< L.D. 6,99 0,57 < L.D. 102,8 141,9 10,9 7,0 2,89 0,33 0,03 0,59 0,41 0,54

5,13 13,11 0,99 < L.D. 255,8 212,5 70,3 62,0 4,03 9,73 1,78 2,14 11,12 4,56

1,02 7,18 0,39 5,32 75,6 384,6 23,7 29,6 9,54 8,87 1,82 1,48 0,85 2,61

1,47 7,49 0,48 < L.D. 524,3 147,6 84,3 35,5 2,16 2,22 0,22 1,36 0,76 0,86

4,00 10,46 0,82 < L.D. 120,2 306,4 27,0 38,4 9,38 8,33 2,65 1,76 2,49 1,90

0,80 8,58 2,03 4,95 52,6 111,4 19,1 13,0 3,78 1,06 0,13 1,23 0,31 0,46

2,98 7,22 0,52 < L.D. 105,2 249,8 25,6 41,4 7,96 8,26 2,03 1,89 1,64 2,51

0,85 6,67 0,44 4,78 30,4 185,3 21,9 14,4 4,25 10,36 1,75 0,57 1,38 0,55

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣTR

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

16,14 44,02 5,80 23,54 5,80 0,60 3,29 0,32 1,10 0,14 0,35 0,04 0,29 0,04 101,45

3,40 7,37 0,93 3,41 1,18 0,12 1,07 0,18 0,88 0,13 0,29 0,04 0,26 0,03 19,29

1,04 2,24 0,29 1,09 0,38 0,03 0,46 0,10 0,52 0,07 0,16 0,02 0,17 0,02 6,60

18,85 45,91 5,45 20,73 4,76 0,35 3,05 0,32 1,10 0,13 0,30 0,04 0,25 0,04 101,26

2,59 5,84 0,73 2,81 0,97 0,14 1,03 0,23 1,54 0,30 0,90 0,16 1,16 0,19 18,57

4,22 8,49 1,04 3,93 0,90 0,56 0,68 0,09 0,44 0,07 0,21 0,04 0,27 0,05 20,97

8,17 17,48 2,17 8,13 2,18 0,23 1,87 0,33 1,75 0,29 0,75 0,12 0,80 0,12 44,39

0,83 1,84 0,27 1,08 0,60 0,07 0,72 0,15 0,77 0,11 0,26 0,04 0,34 0,05 7,12

6,05 13,24 1,63 6,14 1,88 0,15 1,67 0,31 1,54 0,23 0,59 0,10 0,75 0,11 34,38

1,01 1,60 0,25 1,03 0,36 0,11 0,43 0,08 0,58 0,13 0,41 0,08 0,57 0,09 6,74

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

< L.D. 3,99 0,32 10,05 1,57 0,13 < L.D. 8,64 < L.D. 0,31 < L.D. 10,50 < L.D. 22,17 1,37

1,12 2,27 < L.D. 5,88 0,32 0,25 < L.D. 5,19 0,12 0,20 < L.D. 11,58 < L.D. 23,87 1,99

< L.D. < L.D. < L.D. 2,58 < L.D. 0,16 < L.D. 1,35 < L.D. < L.D. 7,03 7,16 27,23 26,00 1,90

< L.D. 4,78 < L.D. 9,21 1,28 0,39 < L.D. 7,95 < L.D. 0,12 6,86 34,91 < L.D. 20,45 1,22

1,95 4,49 < L.D. 16,71 3,27 0,19 < L.D. 37,19 0,12 0,10 6,17 14,18 33,21 21,64 2,11

< L.D. < L.D. < L.D. 1,58 < L.D. < L.D. < L.D. 2,59 < L.D. 0,45 < L.D. 14,70 < L.D. 12,81 1,08

< L.D. 5,17 < L.D. 14,13 1,37 0,24 < L.D. 9,87 < L.D. 0,25 4,83 7,53 16,35 21,20 2,09

2,01 1,61 < L.D. 4,42 0,39 0,24 < L.D. 1,93 < L.D. < L.D. 5,22 8,27 < L.D. 22,14 2,40

< L.D. 3,86 < L.D. 14,14 1,06 0,20 < L.D. 8,71 < L.D. 0,18 < L.D. 8,10 19,51 20,52 2,19

< L.D. 4,69 < L.D. 37,17 8,08 0,56 < L.D. 27,82 0,16 0,21 < L.D. 3,51 21,29 27,65 1,57

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

ANNEXES

127

Annexe 3: Analyses chimiques de roches basiques à intermédiaires pour les cartes d'Agadir Melloul (AM), Assaragh (AS), Ighriy (IG) et Tabadrist (TB). Lithologie

Enca i s s a nt Échantillon Âge Ma X Y

microgabbro doléritique, fortement hydrothermalisé

dolérite filon N50

gabbro à amphibole, gros filon N30

microgabbro granophyrique , sill N45

microgabbro doléritique, fortement hydrothermalisé

NP2 TBTB036

PP AMHA654

PP TBPC205

PP AMPC271

PP AMTB341

263 547 368 425

252 549 363 099

267 057 366 953

251 379 361 096

252 124 359 594

microgabbro doléritique, microgabbro quartzifère, doléritique hydrothermalisé

NP2 TBTB160

NP2 AMAS014 570±7 266 661 263 921 370 431 363 248

SiO2

44,16

48,14

48,11

51,35

51,41

55,40

TiO2

0,70

0,76

0,91

1,02

1,06

1,12

52,57 1,36

Al 2O3

13,88

14,18

14,63

14,24

14,43

13,70

14,38

Fe 2O3t MnO MgO Ca O Na 2O K2O

% % % % % %

14,60 0,15 6,42 6,51 1,04 1,17

12,14 0,25 9,99 4,49 2,54 0,26

11,03 0,17 8,84 10,68 1,66 1,01

11,42 0,21 6,62 9,08 2,24 1,25

11,62 0,12 6,25 5,69 2,28 1,04

15,04 0,08 4,29 1,52 3,58 0,75

12,15 0,17 4,60 4,16 5,26 1,44

P2O5 PF Total Fe+Mg+Ti

% % % %

0,09 9,81 98,52 63,38

0,10 7,21 100,05 74,05

0,10 2,70 99,84 66,71

0,14 2,23 99,79 57,84

0,15 5,76 99,81 56,71

0,17 4,28 99,92 55,72

0,19 2,71 98,99 51,15

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

195,0 105,0 56,0 104,6 209,3 55,3 49,6 66,3 17,0 3,71 0,30 1,78 1,21 0,44

197,8 89,3 46,1 108,8 115,9 8,6 103,5 59,5 14,5 3,84 0,33 1,68 1,20 3,88

218,0 353,0 52,3 135,1 203,5 35,9 205,4 48,9 13,1 3,59 0,28 1,30 0,46 0,16

228,0 88,3 39,9 37,2 584,7 47,0 205,0 85,0 18,6 5,42 0,42 2,31 1,59 0,54

272,3 103,9 44,4 43,0 311,7 41,1 181,1 102,4 22,8 6,50 0,53 2,81 2,00 0,91

221,4 116,2 30,0 24,0 130,1 29,9 33,7 129,9 22,7 8,71 0,67 3,42 2,90 2,29

278,8 30,1 42,5 17,3 575,5 39,8 271,7 139,8 25,3 10,06 0,76 3,66 2,97 0,81

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu S TR

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

10,27 21,93 2,91 12,64 3,08 1,19 3,24 0,50 2,92 0,55 1,47 0,21 1,41 0,21 62,53

9,88 20,63 2,72 11,60 2,86 0,97 3,00 0,44 2,65 0,50 1,38 0,20 1,34 0,21 58,38

4,86 11,54 1,66 7,73 2,07 0,78 2,25 0,38 2,31 0,46 1,30 0,19 1,25 0,19 36,95

11,09 24,44 3,20 13,40 3,14 0,96 3,13 0,51 3,20 0,65 1,85 0,28 1,88 0,30 68,01

13,66 30,19 3,92 16,58 3,84 1,19 3,85 0,63 3,86 0,79 2,27 0,34 2,35 0,37 83,82

12,17 26,37 3,62 15,16 3,95 1,07 4,10 0,68 3,99 0,79 2,18 0,32 2,11 0,32 76,82

16,88 37,22 5,03 21,46 4,92 1,56 4,73 0,75 4,53 0,89 2,42 0,35 2,39 0,36 103,48

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

4,02 1,31 < L.D. 0,81 < L.D. < L.D. < L.D. 0,85 < L.D. 0,60 9,10 5,02 90,2 16,6 2,66

9,85 0,85 1,04 1,00 0,22 < L.D. < L.D. 0,55 0,12 0,47 29,43 6,02 326,5 15,6 1,53

4,99 < L.D. < L.D. 0,63 < L.D. < L.D. < L.D. 1,26 < L.D. < L.D. 87,98 7,67 114,1 15,0 1,42

6,20 < L.D. 0,81 0,82 < L.D. < L.D. < L.D. 1,17 < L.D. 0,39 163,50 6,27 106,5 16,4 1,53

15,39 1,04 1,77 1,38 0,38 0,12 < L.D. 1,69 < L.D. 1,60 11,38 5,89 129,7 19,2 1,63

10,26 1,32 0,48 1,77 0,77 0,10 < L.D. 1,13 < L.D. 3,07 9,69 5,01 79,7 20,4 1,61

11,27 1,26 0,71 2,45 0,32 < L.D. < L.D. 0,56 < L.D. 0,82 22,94 4,02 135,8 22,6 1,60

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

128

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 3 : Suite. Lithologie Enca i s s a nt Échantillon Âge Ma X Y

micro gabbro do léritique, filo n N70

micro gabbro do léritique filo n N20

micro gabbro do léritique quartzifère, filo n N155

micro gabbro filo n N65

micro gabbro do léritique filo n N60

micro gabbro filo n N130

micro gabbro

gabbro

PP IGPC479

PP ASAH601

PP IGPC390

PP ASHA412

PP ASHA491

PP ASHA433

PP ASHA386

PP ASAH392

288 034 364 333

287 299 362 558

290 731 368 508

281 797 355 360

283 112 357 606

283 387 357 324

280 588 359 086

47,00 2,16 14,62 14,78 0,22 6,21 8,99 2,56 0,77 0,33 1,96 99,60 66,13

48,96 2,19 13,39 15,16 0,19 6,65 8,23 1,82 0,39 0,20 3,03 100,19 69,03

48,62 2,46 14,19 14,58 0,17 5,30 6,42 2,96 0,79 0,48 2,92 98,88 62,25

49,74 2,74 13,12 15,68 0,24 4,68 6,77 3,06 0,86 0,31 2,74 99,95 62,57

48,30 2,91 12,17 18,65 0,25 3,87 4,81 2,41 1,93 0,40 3,63 99,31 62,57

48,42 2,96 13,91 16,02 0,19 5,12 6,49 2,21 0,94 0,49 2,91 99,67 65,81

48,74 3,03 14,13 16,23 0,18 5,54 6,90 2,38 1,17 0,46 2,23 100,99 68,33

45,82 3,91 12,75 18,83 0,22 5,21 7,20 2,45 0,73 0,47 2,51 100,09 74,68

SiO2 TiO2 Al 2O3 Fe 2O3t MnO MgO Ca O Na 2O K2O P2O5 PF Total Fe+Mg+Ti

% % % % % % % % % % % % %

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

292,1 157,1 51,2 104,9 369,9 44,0 296,8 132,3 27,21 10,28 0,78 3,56 1,87 0,41

379,6 212,3 51,0 101,3 124,5 20,1 228,1 127,8 34,90 8,70 0,71 3,62 0,99 0,73

270,1 75,5 48,3 74,0 570,0 25,8 391,1 230,4 32,66 15,68 1,16 5,53 3,90 0,90

427,7 84,5 41,9 54,1 349,7 35,6 366,7 226,7 40,87 15,44 1,51 5,81 1,98 0,61

436,1 40,8 42,7 33,0 816,7 57,6 213,0 178,9 40,31 15,27 2,45 5,00 2,83 1,14

306,8 115,8 48,1 74,3 608,4 36,7 387,1 246,6 33,11 17,69 1,26 5,93 3,58 0,88

331,6 145,5 51,3 91,5 619,4 51,3 438,0 227,1 31,83 16,73 1,22 5,49 3,36 0,69

448,8 38,3 55,1 51,8 373,4 30,5 459,1 180,5 28,57 16,26 1,22 4,71 3,00 0,82

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu S TR

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

18,23 40,78 5,42 23,68 5,47 1,80 5,29 0,83 4,91 0,96 2,65 0,39 2,61 0,42 113,43

9,66 25,01 3,77 17,95 5,07 1,79 6,16 1,01 6,26 1,20 3,17 0,44 2,73 0,40 84,61

35,89 77,90 9,85 40,09 8,27 2,40 7,24 1,07 6,04 1,17 3,18 0,46 3,07 0,49 197,11

18,64 45,34 6,48 30,10 7,78 2,49 8,15 1,26 7,49 1,47 3,97 0,58 3,73 0,55 138,02

27,33 58,23 7,77 33,74 7,80 2,44 7,86 1,21 7,18 1,39 3,84 0,57 3,72 0,57 163,64

36,85 80,54 10,43 42,92 8,80 2,63 7,75 1,10 6,32 1,18 3,15 0,46 2,96 0,45 205,54

34,50 74,08 9,68 40,34 8,37 2,54 7,40 1,07 5,98 1,11 2,96 0,43 2,81 0,42 191,67

27,73 62,13 8,21 34,82 7,59 2,48 7,01 0,99 5,55 1,00 2,62 0,37 2,39 0,35 163,25

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

2,29 1,16 2,22 1,89 0,26 < L.D. 0,17 4,15 < L.D. 0,19 105,10 4,43 139,20 22,03 1,70

10,70 0,81 5,52 1,92 0,40 < L.D. < L.D. 1,04 0,12 0,48 215,80 3,58 117,00 21,84 1,62

20,46 1,55 2,11 1,97 0,43 0,46 0,17 1,32 < L.D. 0,48 8,23 7,32 164,50 23,53 1,79

35,09 1,72 1,39 2,81 0,30 < L.D. 0,25 1,19 0,16 0,44 93,98 11,77 193,40 23,94 1,78

41,29 1,49 3,23 125,40 0,54 0,20 < L.D. 1,25 0,12 0,94 9,35 15,82 184,20 23,06 1,90

15,97 1,58 2,20 2,04 0,39 < L.D. 0,17 3,32 0,12 0,68 106,40 10,25 143,60 24,19 1,64

31,56 1,41 3,41 1,93 0,40 < L.D. 0,16 3,23 0,12 1,00 39,22 5,31 152,70 23,72 1,68

8,87 1,36 3,37 1,74 0,38 < L.D. 0,16 1,50 0,11 0,35 25,39 5,83 204,90 25,09 1,64

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datation radiométrique par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

ANNEXES

129

Annexe 4: Analyses chimiques de roches volcaniques du Groupe du jbel Wawkida et des Formations Adrar-n-Takoucht et Anammar du Groupe de Ouarzazate pour les cartes Agadir Melloul (AM), Ighriy (IG) et Tabadrist (TB). Form ation

Lithologie Echantillon Age

Gr jbel Waw kida andésite basique

TBTB365

Adrar-n-Takoucht Trachyte

andésite

tuf pyro clastique andésitique

IGOB739 TBTB108

TBTB385

IGOB766

B asalte trachytique

tuf fin pyro clastique rhyo litique

Anammar ignimbrite

TBTB404 TBOB647 568 ± 6

Ignimbrite rhyo litique

rhyo lite

IGOB620 AMTB059

572 ± 5

Ignimbrite rhyo litique

IGOB728

570 ± 6

tuf pyro clastique dacitique

tuf fin pyro clastique rhyo litique

TBOB003

AMTB133

561 ± 6

Longitude

269 280

293 056

252 803

267 255

291 128

264 735

269 670

291 914

267 356

294 052

270 479

259 102

Latitude

391 065

372 199

373 480

387 450

372 278

388 110

389 355

371 209

360 263

372 152

368 379

371 889

53,43 16,82 11,51 0,14 4,00 1,97 5,37 0,94 1,06 0,23 4,44 99,89

51,74 15,53 9,24 0,23 7,27 4,62 4,76 2,68 0,90 0,21 3,15 100,33

55,22 17,00 9,43 0,13 2,73 2,39 4,92 2,91 0,95 0,29 3,58 99,54

57,22 19,23 8,79 0,04 1,71 0,43 3,71 4,45 1,14 0,16 3,07 99,92

58,60 16,32 8,86 0,03 2,24 1,50 5,15 3,76 1,00 0,24 2,26 99,96

70,15 13,51 4,32 0,05 1,20 1,44 0,04 6,05 0,54 0,18 3,29 100,77

74,66 13,32 2,97 0,03 0,17 0,15 5,61 1,24 0,29 0,07 0,95 99,46

75,23 12,80 1,22 0,01 0,56 0,14 0,17 8,20 0,26 < L.D. 1,56 100,14

76,18 10,33 2,11 0,08 1,28 1,73 4,91 0,29 0,07 < L.D. 2,19 99,18

76,32 10,41 2,91 0,02 0,25 0,10 0,12 8,65 0,12 < L.D. 0,41 99,30

68,53 12,26 9,12 0,05 2,42 0,18 0,78 2,57 0,25 0,06 3,27 99,50

69,50 15,39 3,01 0,03 1,63 0,20 0,87 5,50 0,29 0,10 2,82 99,33

SiO2 Al2O3 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 PF Total

% % % % % % % % % % % %

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

215 18 22,8 13,3 135 32 101 93 17,1 3,92 0,27 2,68 2,27 1,18

204 365 36,4 57 2023 48 509 88 20,3 3,47 0,24 2,50 3,65 3,17

116 < L.D. 20,5 5,5 637 130 232 221 27,9 8,14 0,62 5,41 5,19 3,73

124 46 19,0 37,5 1295 174 56 147 24,9 8,66 0,65 4,37 5,86 1,94

96 6 12,5 < L.D. 1254 97 172 226 26,2 7,87 0,57 5,58 5,93 2,32

60 36 4,0 7,6 552 118 23 139 17,7 8,92 0,78 4,15 6,93 4,30

8 7 1,9 < L.D. 176 44 70 251 21,3 11,40 0,99 6,56 9,19 3,86

15 18 2,9 16 1547 160 21 251 14,4 11,29 1,01 6,47 9,50 4,15

10 17 11,1 20,3 73 13 103 151 22,4 11,36 0,97 4,88 9,00 2,22

19 38 2,5 35 625 117 16 156 19,7 8,76 0,90 5,05 7,13 3,70

17 10 15,6 27,3 307 100 15 200 26,9 9,96 0,99 5,74 8,23 11,24

27 12 3,6 6,0 967 220 29 88 10,9 5,62 0,64 2,87 7,54 4,86

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

6,26 11,24 1,57 7,37 2,33 0,70 2,75 0,45 2,77 0,58 1,63 0,25 1,73 0,26 39,89

21,41 44,26 5,62 23,75 5,09 1,64 4,54 0,66 3,77 0,71 1,94 0,28 1,92 0,29 115,88

23,44 49,01 6,37 27,06 5,87 1,73 5,51 0,85 4,92 0,96 2,67 0,40 2,70 0,42 131,92

25,98 57,02 7,21 29,59 6,02 1,42 5,12 0,77 4,45 0,84 2,27 0,33 2,21 0,33 143,54

19,82 43,36 5,67 24,05 5,56 1,66 5,14 0,80 4,62 0,91 2,56 0,38 2,59 0,41 117,51

35,35 61,30 5,66 19,86 4,14 0,93 4,12 0,63 3,40 0,59 1,56 0,24 1,53 0,24 139,55

32,43 65,05 7,89 30,39 5,87 0,96 4,38 0,64 3,66 0,73 2,23 0,36 2,60 0,43 157,60

9,86 14,55 2,13 8,30 1,66 0,44 1,62 0,30 2,11 0,49 1,61 0,28 2,11 0,37 45,81

12,20 27,23 3,22 12,42 2,78 0,49 2,92 0,53 3,55 0,77 2,35 0,39 2,81 0,44 72,09

13,51 26,49 3,35 12,61 2,44 0,46 2,14 0,39 2,77 0,64 2,07 0,36 2,69 0,45 70,37

20,06 46,25 5,63 21,93 5,03 1,06 4,52 0,80 4,97 0,96 2,70 0,41 2,78 0,43 117,52

7,43 13,81 1,87 7,08 1,48 0,35 1,45 0,23 1,44 0,31 0,90 0,13 0,93 0,15 37,57

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

7,94 0,78 1,06 1,21 0,46 < L.D. < L.D. 1,23 < L.D. 0,72 8,02 2,74 118,50 18,77 1,26

37,84 0,95 1,51 0,58 0,29 0,13 0,12 0,90 < L.D. 0,85 7,48 6,59 213,90 18,39 2,05

12,08 2,00 0,95 1,57 0,68 0,20 < L.D. 4,03 < L.D. 1,15 5,35 9,28 89,25 24,77 1,29

60,06 2,78 0,98 2,32 2,04 0,45 < L.D. 6,03 0,10 2,21 9,43 11,34 39,67 25,10 1,75

16,48 1,25 1,63 1,39 0,41 0,17 0,16 1,65 < L.D. 0,65 < L.D. 6,07 27,09 21,93 1,62

5,24 3,54 1,34 2,34 3,89 0,25 < L.D. 4,18 < L.D. 0,65 10,64 3,67 22,26 20,20 1,50

8,45 0,73 0,34 2,05 1,09 < L.D. 0,15 1,63 < L.D. 1,62 17,88 8,45 30,97 16,16 1,07

5,57 0,70 6,06 1,43 1,14 < L.D. 0,14 2,58 < L.D. 1,32 32,43 12,32 15,34 12,68 1,38

2,64 < L.D. 4,60 1,37 0,34 < L.D. < L.D. 0,50 < L.D. 3,22 < L.D. 3,87 25,54 8,39 1,12

2,61 < L.D. 16,27 1,64 1,07 0,11 0,14 1,01 < L.D. 0,84 23,58 3,16 < L.D. 5,01 0,99

4,70 2,51 < L.D. 3,47 1,36 < L.D. < L.D. 2,64 < L.D. 1,58 17,84 68,28 40,14 17,04 1,41

2,48 2,53 < L.D. 1,40 0,68 0,36 < L.D. 7,31 < L.D. 0,41 175,80 8,25 38,48 18,52 1,15

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

130

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 5 : Analyses chimiques de roches volcaniques de la Formation Tadoughast du Groupe de Ouarzazate pour les cartes Agadir Melloul (AM) et Tabadrist (TB). Formation Lithologie Echantillon Age Ma Longitude Latitude

Tadoughast ignimbrite

tuf pyro clastique dacitique

TBTB330 AMTB061 AMOB197 AMOB409A 566 ± 6 272 670 267 736 259 191 268 207 389 880 360 300 360 880 363 105

TBTB329 565 ± 6 272 085 388 905

TBOB051 TBPC116 TBTB087

ignimbrite

andésite

ignimbrite

265 307 371 757

rhyolite

269 288 364 757

rhyolite

255 293 379 787

SiO2 Al 2O3 Fe 2O3t MnO MgO CaO Na 2O K2O TiO2 P2O5 PF Total

% % % % % % % % % % % %

59,61 16,95 5,47 0,11 1,99 3,30 0,15 4,49 0,94 0,17 5,89 99,06

59,77 20,60 4,92 0,02 2,16 0,06 0,05 8,21 0,21 < L.D. 3,68 99,66

64,86 15,39 5,16 0,15 1,86 0,64 2,48 4,47 0,73 0,22 2,76 98,72

65,10 12,46 5,43 0,17 1,91 2,94 3,72 2,76 0,66 0,22 4,57 99,94

66,12 16,59 5,03 0,05 1,67 0,43 0,84 5,52 0,46 0,16 3,41 100,27

66,49 14,16 4,79 0,13 1,69 2,16 5,41 1,48 0,77 0,13 2,92 100,13

69,13 13,94 2,68 0,05 0,50 3,61 2,86 3,14 0,23 0,09 4,28 100,51

73,28 13,92 1,91 0,02 0,36 0,29 3,81 4,00 0,08 0,06 1,16 98,88

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

166 24,77 20,87 19,73 1211 128,6 36,48 134,7 22,45 8,495 0,755 4,016 5,14 3,812

92 8 8,3 18,1 789 303 4 242 34,8 13,32 1,41 6,89 12,28 1,62

30 11 5,0 < L.D. 421 114 32 350 38,5 12,78 1,01 8,89 10,35 4,77

25 15 6,7 5,8 289 57 53 341 36,2 11,72 0,93 7,83 9,64 3,82

43,41 14,2 4,908 6,628 1256 181,9 19,3 166,5 17,96 9,496 0,932 5,124 9,242 3,132

69,05 52,02 13,21 17,2 201,6 52,51 92,26 183,4 15,06 6,033 0,574 4,866 7,356 2,537

7,142 10,59 1,694 < L.D. 547,9 86,44 62,2 127 13,22 6,972 0,623 3,555 6,542 1,257

1,05 7,709 0,852 < L.D. 1099 120,1 228,5 107,8 2,45 11,23 0,978 3,711 10,94 2,602

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

11,25 27,44 3,55 14,96 3,66 0,91 3,75 0,62 3,93 0,80 2,22 0,32 2,14 0,32 75,87

31,98 63,95 6,68 24,05 4,29 1,00 3,72 0,64 4,39 1,01 3,21 0,54 3,88 0,63 149,95

37,39 82,84 11,73 49,38 10,89 2,54 9,15 1,34 7,48 1,39 3,77 0,55 3,76 0,57 222,78

37,10 111,00 12,09 50,04 10,42 2,40 7,97 1,11 6,27 1,21 3,40 0,50 3,36 0,52 247,39

25,17 41,13 6,05 24,56 5,35 1,38 4,19 0,60 3,23 0,60 1,67 0,25 1,75 0,27 116,20

21,63 43,60 5,13 19,42 3,93 0,99 3,23 0,48 2,77 0,52 1,47 0,22 1,48 0,23 105,10

29,44 56,05 6,17 22,15 3,95 0,87 3,12 0,45 2,43 0,44 1,22 0,18 1,24 0,20 127,89

38,86 76,80 9,32 34,13 5,64 1,11 2,95 0,29 0,87 0,07 0,16 0,012 0,067 0,010 170,28

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

7,183 1,953 1,824 2,3 1,203 0,107 < L.D. 4,272 < L.D. 0,994 6,219 2,5964 115,8 22,42 1,543

7,86 2,19 < L.D. 3,28 < L.D. 0,21 < L.D. 5,24 0,10 0,26 7,31 3,07 20,78 28,57 2,01

13,39 2,00 0,61 2,55 0,91 < L.D. 0,23 3,58 < L.D. 0,86 39,36 6,67 18,29 18,43 1,30

11,18 1,01 1,00 2,41 0,91 0,13 0,21 1,89 < L.D. 0,99 12,87 6,15 14,22 14,98 1,40

70,71 2,446 0,538 3,036 0,919 0,291 < L.D. 5,383 < L.D. 1,133 9,3 8,6646 44,09 23,2 1,298

7,964 < L.D. 0,57 1,494 0,782 0,164 < L.D. 2,929 < L.D. 1,211 < L.D. 13,5694 43,94 15,22 0,982

< L.D. 1,338 < L.D. 1,121 0,32 < L.D. < L.D. 2,076 < L.D. 0,474 < L.D. 4,1199 < L.D. 16,56 0,989

2,679 2,291 0,52 2,385 0,93 < L.D. < L.D. 1,304 < L.D. < L.D. 5,413 6,7752 22,23 20,6 1,549

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

ANNEXES

131

Annexe 6 : Analyses chimiques de roches volcaniques de la Formation Tadoughast du Groupe de Ouarzazate pour les cartes Agadir Melloul (AM) et Tabadrist (TB) (suite). Formation Lithologie Echantillon Age Ma Longitude Latitude SiO2 Al 2O3 t Fe 2O3 MnO MgO CaO Na 2O K2O TiO2 P2O5 PF Total

% % % % % % % % % % % %

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE

Tadoughast rhyolite ignimbrite rhyolite rhyolite ignimbrite ignimbrite ignimbrite ignimbrite TBOB047 AMOB409B TBOB131 TBOB235 AMOB282 AMOB211 TBOB230 TBOB146 564 ± 6 567 ± 5 264 758 268 207 262 851 252 964 265 062 260 980 252 538 264 752 371 835 363 105 376 941 379 950 360 943 359 323 380 525 375 360

ignimbrite TBOB063 565 ± 5 266 786 372 247

74,22 13,08 1,70 0,05 0,32 1,43 4,42 2,78 0,07 0,04 2,01 100,11

74,37 12,54 2,03 0,03 0,44 0,12 1,27 6,45 0,19 < L.D. 1,42 98,85

74,53 13,34 1,90 0,01 0,70 0,11 3,25 3,75 0,07 0,04 1,43 99,12

74,54 13,53 1,89 0,08 0,47 0,19 4,09 3,49 0,07 0,04 1,05 99,43

76,24 12,76 2,32 0,06 0,19 0,08 4,63 3,03 0,15 < L.D. 1,00 100,46

77,31 12,59 1,93 0,06 0,37 0,09 4,14 2,67 0,15 < L.D. 1,12 100,43

79,26 10,40 1,42 0,02 0,53 0,17 3,99 2,50 0,17 < L.D. 0,81 99,26

80,83 9,67 1,53 0,06 1,55 0,11 1,56 3,14 0,11 < L.D. 1,74 100,30

81,51 9,64 1,47 0,05 0,65 0,04 0,06 5,08 0,13 < L.D. 1,52 100,13

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

1,038 24,29 0,879 11,5 331,9 82,13 73,34 79,5 1,846 9,071 0,796 2,848 8,3 2,19

28 16 1,9 < L.D. 828 82 18 311 25,6 11,50 1,12 8,00 18,58 5,74

1,875 6,302 0,705 < L.D. 571,5 87,69 20,36 68,54 1,697 8,236 0,725 2,636 7,262 2,082

1,274 21,64 0,732 < L.D. 874,8 105,2 68,05 74,12 1,599 8,723 0,773 2,788 8,259 2,754

17 27 1,8 < L.D. 388 49 25 243 19,1 11,11 1,00 6,42 8,77 3,25

10 14 1,8 < L.D. 172 37 11 206 13,1 10,01 0,90 5,71 8,25 3,12

11,75 10,97 4,701 6,631 584 29,86 50,44 138,3 8,315 5,353 0,563 4,129 8,512 2,35

11,25 9,374 3,515 < L.D. 334,1 58,8 13,5 138,9 14,69 7,723 0,62 3,935 5,167 1,295

25,28 21,19 1,954 < L.D. 348,2 102,2 6,933 188,7 9,593 7,862 0,733 5,323 11,37 3,101

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

33,53 71,03 8,41 31,01 5,21 0,92 2,54 0,24 0,70 0,05 0,10 0,005 0,031 0,004 153,77

31,41 66,53 7,89 29,07 5,28 0,76 4,29 0,72 4,24 0,85 2,46 0,37 2,57 0,40 156,85

27,56 58,51 6,94 25,42 4,14 0,85 2,07 0,19 0,58 0,05 0,11 0,008 0,038 0,005 126,47

10,94 59,49 3,22 13,17 2,80 0,66 1,86 0,18 0,53 0,04 0,07 0,005 0,025 0,004 92,98

29,57 60,51 7,30 26,77 5,03 0,84 3,80 0,54 3,12 0,62 1,86 0,29 2,13 0,33 142,70

23,76 59,32 7,00 26,36 4,36 0,68 2,69 0,35 2,00 0,42 1,40 0,24 1,80 0,30 130,66

17,50 36,07 3,90 12,47 1,83 0,31 1,40 0,22 1,30 0,27 0,86 0,15 1,11 0,19 77,57

13,40 38,54 4,21 16,51 3,38 0,61 2,92 0,45 2,63 0,50 1,41 0,22 1,46 0,23 86,46

11,96 22,21 3,00 12,17 2,28 0,28 1,82 0,27 1,55 0,30 0,93 0,16 1,27 0,21 58,40

As ppm 3,289 5,43 7,288 2,184 2,99 2,20 4,999 17,79 3,681 Be ppm 1,708 < L.D. 1,246 2,02 1,16 < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. Mo ppm 5,243 0,96 1,144 0,826 1,01 1,15 0,625 0,437 1,519 Sn ppm 1,571 1,88 1,751 1,748 1,90 0,72 0,607 1,559 1,15 W ppm 0,623 1,33 0,52 0,679 0,64 0,91 0,365 0,343 0,88 Bi ppm < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. 0,119 < L.D. < L.D. Cd ppm < L.D. 0,18 < L.D. < L.D. < L.D. 0,16 < L.D. < L.D. < L.D. Cs ppm 2,734 2,19 2,552 1,686 0,76 1,14 0,44 1,982 3,988 In ppm < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. < L.D. Sb ppm 0,645 2,27 0,467 < L.D. 1,11 0,62 0,838 1,041 1,741 Cu ppm < L.D. 11,60 < L.D. 13,19 28,15 6,18 < L.D. < L.D. < L.D. Pb ppm 1,9984 4,74 2,3597 6,9091 3,12 < L.D. 7,6563 3,499 < L.D. Zn ppm < L.D. 21,61 < L.D. 18,37 17,04 22,05 29,36 19,03 17,1 Ga ppm 15 17,41 14,62 15,83 20,18 17,63 6,179 11,7 10,49 Ge ppm 1,137 1,11 0,96 1,182 0,89 0,96 0,801 1,068 1,17 Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

132

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 7 : Analyses chimiques et datations radiométriques des roches volcaniques et pyroclastiques de la Formation Fajjoud du Groupe de Ouarzazate pour les cartes Agadir Melloul (AM), Assaragh (AS), et Tabadrist (TB). Formation Lithologie Echantillon Age Ma Longitude Latitude

Fajjoud basalte

basalte

TBOB104 TBOB086 260 497 377 191

256 724 375 211

Tuf Tuf andésite pyro clastique pyro clastique basique cristallin cristallin

ignimbrite

AMOB263 ASOB487 ASOB571 AMTB065 TBOB022 556 ± 5 262 764 280 500 290 553 267 868 271 354 358 587 361 862 359 203 359 244 371 952

AMOB277

ignimbrite

261 431 357 440

SiO2 Al 2O3 t Fe 2O3 MnO MgO CaO Na 2O K2O TiO2 P2O5 PF Total

% % % % % % % % % % % %

46,66 13,87 13,34 0,11 9,96 2,08 3,62 0,52 2,96 1,27 5,03 99,42

48,51 13,92 16,79 0,15 5,43 2,14 4,10 1,08 3,12 1,23 3,84 100,32

55,04 13,19 8,88 0,13 4,96 3,52 5,11 1,17 2,56 0,94 3,98 99,47

59,33 18,85 7,08 0,04 1,85 0,40 0,05 7,84 0,85 0,25 3,33 99,84

62,80 18,13 4,96 0,00 1,87 0,10 0,06 7,23 0,65 0,09 3,21 99,11

78,00 9,24 2,41 0,12 0,41 0,17 0,08 7,39 0,22 0,05 0,73 98,82

78,61 10,48 1,34 0,04 1,24 0,07 0,08 7,56 0,08 < L.D. 1,16 100,67

80,31 10,20 1,73 0,15 0,65 0,21 0,06 5,72 0,10 < L.D. 1,56 100,66

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

177 50 32,4 23,4 197 6 40 388 61,7 15,55 1,22 8,64 1,63 0,54

234 71 33,0 32,8 204 14 137 441 68,6 16,74 1,34 9,22 1,73 0,59

77 38 26,4 24,1 2932 12 133 410 54,8 17,77 1,28 9,89 6,24 3,62

59 24 4,4 12 503 267 9 190 26,3 8,29 0,68 5,12 5,66 10,24

56 9 10,3 10 159 156 7 416 52,0 12,29 1,10 10,57 11,19 7,96

38 25 2,9 7,5 1176 67 14 216 15,7 7,42 0,60 5,47 5,73 2,36

11 22 3,8 < L.D. 721 81 9 115 16,2 8,38 0,90 3,99 9,06 1,68

7 13 3,3 < L.D. 692 64 10 104 20,1 7,52 0,74 3,55 8,00 2,20

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

35,24 88,70 12,60 57,26 13,33 3,88 13,12 1,99 11,61 2,23 6,01 0,86 5,67 0,87 253,38

35,55 91,89 13,37 61,68 15,10 4,98 14,31 2,20 12,98 2,46 6,67 0,94 6,16 0,93 269,22

22,37 50,90 7,10 31,32 8,28 2,21 9,01 1,50 9,16 1,84 5,05 0,71 4,64 0,70 154,79

19,43 45,97 5,96 24,86 5,63 1,40 4,90 0,74 4,50 0,85 2,41 0,37 2,39 0,37 119,79

23,88 66,83 7,53 30,33 6,49 1,75 7,45 1,27 8,04 1,63 4,66 0,69 4,72 0,75 166,02

8,16 16,63 2,15 9,15 2,22 0,60 2,25 0,40 2,57 0,56 1,72 0,29 2,02 0,32 49,04

12,85 29,33 3,23 12,09 2,51 0,25 2,12 0,37 2,43 0,53 1,65 0,29 2,09 0,34 70,05

40,05 74,91 8,45 29,81 5,43 0,63 4,17 0,57 3,19 0,64 1,96 0,31 2,20 0,35 172,65

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

7,60 1,45 1,37 2,82 0,46 0,17 0,24 1,84 < L.D. 0,50 6,47 3,68 89,29 22,82 1,46

9,16 2,58 1,58 2,91 < L.D. < L.D. 0,26 0,59 0,14 0,29 9,16 7,06 155,70 26,11 1,62

11,38 1,24 0,99 2,25 0,69 < L.D. 0,23 0,44 < L.D. 0,67 6,11 11,73 55,90 15,91 1,19

9,51 2,25 0,93 2,26 0,68 0,52 0,12 5,96 0,19 2,89 11,16 5,60 < L.D. 23,55 1,50

5,10 1,42 0,49 3,69 0,28 < L.D. 0,26 10,98 < L.D. 0,89 < L.D. 1,51 < L.D. 23,16 1,73

2,51 < L.D. 1,39 2,14 0,60 < L.D. < L.D. 0,77 < L.D. 0,57 22,55 4,40 14,83 6,23 0,96

2,46 < L.D. 0,48 1,06 < L.D. < L.D. < L.D. 1,24 < L.D. 0,24 < L.D. 8,26 11,22 10,05 0,89

1,87 1,15 0,47 2,09 < L.D. < L.D. < L.D. 1,57 < L.D. 0,59 < L.D. < L.D. 13,57 10,54 1,18

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

ANNEXES

133

Annexe 8 : Analyses chimiques et datations radiométriques des roches volcaniques de la Formation de Zamir du Complexe du Sirwa pour les cartes Ighriy (IG) et Tabadrist (TB). Formation Lithologie Echantillon

Zi ma r Phonol i te

Tra chyte

TBTB358 IGOB666B IGOB666A

Longitude

267 750

285 700

Latitude

389 900

390 300

57,71 20,06 3,02 0,32 0,22 1,77 8,24 6,07 0,47 0,12 1,47 99,45

59,68 19,00 3,82 0,28 0,41 1,42 4,98 5,94 0,70 0,25 3,03 99,50

60,48 18,71 3,73 0,20 0,53 2,01 4,95 6,09 0,68 0,25 3,12 100,74

SiO2 Al 2O3 Fe 2O3t MnO MgO CaO Na 2O K2O TiO2 P2O5 PF Total

% % % % % % % % % % % %

V Cr Co Ni Ba Rb Sr Zr Y Nb Ta Hf Th U

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

10,15 8,89 0,62 7,97 206 175,3 184,1 1468,0 45,4 415,6 30,22 28,93 34,46 10,12

10,17 < L.D. 0,45 < L.D. 539 102,8 343,4 773,5 43,9 212,1 16,43 18,63 17,24 5,73

9,67 4,02 0,45 < L.D. 516 113,4 434,3 788,5 45,5 216,2 16,13 15,91 17,36 5,78

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

240,10 406,10 39,00 119,20 15,33 3,24 9,98 1,52 8,32 1,53 4,47 0,68 4,60 0,70 854,8

212,50 382,10 41,23 142,10 20,17 5,49 13,04 1,83 9,38 1,55 4,11 0,57 3,52 0,52 838,1

222,20 396,80 42,12 143,10 20,49 5,36 12,97 1,83 9,42 1,60 4,26 0,57 3,68 0,55 865,0

As Be Mo Sn W Bi Cd Cs In Sb Cu Pb Zn Ga Ge

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

3,02 6,62 7,68 3,38 2,01 < L.D. 1,03 1,72 < L.D. 0,48 < L.D. 17,19 229,2 37,10 1,80

1,17 3,44 1,87 3,19 1,80 < L.D. 0,88 0,77 0,11 0,24 < L.D. 25,29 181,2 27,07 1,76

1,46 3,58 1,51 3,18 1,02 < L.D. 0,66 1,03 0,11 0,56 8,91 24,25 180,8 26,89 1,72

Analyses réalisées au SARM de Nancy (France) par ICP-AES pour les éléments majeurs, ICP-MS pour les éléments en traces. Datations radiométriques par la méthode U-Pb à la SHRIMP sur zircons.

134

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH Tableau 1. Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircons du Maroc (Agadir-Melloul, Anti-Atlas)

Annexe 9 : Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircon des roches magmatiques du Paléoprotérozoïque. Rapports radiogéniques

Grain.

Th/U

point (ppm) (ppm)

206

Pb*

204

(ppm)

206

Pb/ Pb

f206 %

206

207

Pb/

238

207

Pb/

235

Age (Ma) 206

Pb/

206

207

Pb/

238

Pb/

206

% ± Conc

Diorite ASPC 631 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1

494 229 529 102 177 128 963 233 801 774 346 152

61 66 109 21 34 30 101 68 104 402 88 36

0.12 0.29 0.21 0.21 0.19 0.24 0.10 0.29 0.13 0.52 0.26 0.24

157 73 167 29 55 40 301 74 250 242 106 47

0.00002 0.00006 0.00003 0.00001 0.00001 0.00001 0.00001 0.00001 -

<0.01 0.03 <0.01 0.09 0.05 0.02 0.01 <0.01 0.01 0.02 0.01 <0.01

0.3695 0.3684 0.3682 0.3340 0.3628 0.3606 0.3636 0.3694 0.3628 0.3643 0.3583 0.3575

0.0040 0.0043 0.0040 0.0044 0.0044 0.0047 0.0038 0.0043 0.0041 0.0038 0.0040 0.0045

6.408 6.410 6.387 5.636 6.248 6.211 6.302 6.430 6.268 6.319 6.212 6.237

0.072 0.080 0.074 0.086 0.083 0.089 0.067 0.079 0.072 0.070 0.073 0.086

0.1258 0.1262 0.1258 0.1224 0.1249 0.1249 0.1257 0.1262 0.1253 0.1258 0.1258 0.1265

0.0004 0.0006 0.0005 0.0009 0.0007 0.0008 0.0003 0.0005 0.0003 0.0004 0.0005 0.0007

0.963 0.929 0.929 0.864 0.915 0.906 0.979 0.936 0.978 0.953 0.950 0.911

2027 2022 2021 1858 1995 1985 1999 2027 1996 2003 1974 1970

19 20 19 21 21 22 18 20 19 18 19 21

2040 5 2046 8 2040 8 1991 14 2027 9 2028 11 2039 4 2046 8 2033 4 2040 6 2039 7 2050 10

99 99 99 93 98 98 98 99 98 98 97 96

107 85 113 122 93 51 85 79 76 221 72 87

0.00001 0.00002 0.00003 0.00002 0.00002 0.00008 0.00002 0.00004 0.00004 0.00001 0.00000 0.00001

0.01 0.02 0.05 0.02 0.04 0.12 0.03 0.05 0.06 0.01 0.00 0.01

0.3713 0.3591 0.3667 0.2970 0.3846 0.2976 0.3685 0.3838 0.3223 0.3701 0.3713 0.3622

0.0041 0.0040 0.0040 0.0037 0.0043 0.0035 0.0041 0.0044 0.0036 0.0045 0.0042 0.0040

6.408 6.226 6.458 4.982 6.853 5.150 6.403 6.910 5.573 6.410 6.406 6.270

0.076 0.074 0.074 0.064 0.083 0.069 0.076 0.084 0.067 0.080 0.078 0.074

0.1252 0.1257 0.1277 0.1217 0.1292 0.1255 0.1260 0.1306 0.1254 0.1256 0.1251 0.1255

0.0006 0.0005 0.0005 0.0004 0.0006 0.0008 0.0005 0.0006 0.0006 0.0003 0.0006 0.0005

0.923 0.939 0.951 0.964 0.924 0.871 0.938 0.933 0.925 0.979 0.932 0.941

2035 1978 2014 1676 2098 1680 2022 2094 1801 2030 2035 1993

19 19 19 18 20 17 19 20 18 21 20 19

2031 8 100 2039 7 97 2067 6 97 1981 6 85 2087 8 100 2036 12 82 2043 7 99 2106 8 99 2035 8 88 2037 5 100 2031 8 100 2036 7 98

100 214 52 50 115 176 39 38 135 51 42

0.00001 0.00001 0.00002 0.00003 0.00001 0.00001 0.00000 0.00003 0.00002 0.00003 -

0.01 0.02 0.03 0.05 0.02 0.01 0.01 0.05 0.03 0.04 <0.01

0.3661 0.3733 0.3732 0.3735 0.3760 0.3671 0.3663 0.3664 0.3657 0.3633 0.3578

0.0041 0.0065 0.0045 0.0046 0.0041 0.0039 0.0046 0.0046 0.0040 0.0044 0.0045

6.333 6.351 6.378 6.445 6.522 6.367 6.312 6.301 6.309 6.314 6.243

0.075 0.171 0.084 0.086 0.075 0.070 0.088 0.088 0.072 0.084 0.086

0.1254 0.1234 0.1239 0.1252 0.1258 0.1258 0.1250 0.1247 0.1251 0.1261 0.1265

0.0005 0.0025 0.0006 0.0007 0.0004 0.0004 0.0007 0.0007 0.0004 0.0007 0.0007

0.950 0.646 0.921 0.915 0.951 0.968 0.908 0.904 0.959 0.917 0.910

2011 2045 2045 2046 2057 2016 2012 2012 2009 1998 1972

19 30 21 21 19 19 22 22 19 21 21

2035 2006 2014 2031 2040 2040 2028 2025 2031 2044 2051

121 90 62 87 131 90 85 103 64 28 111

0.00002 0.00003 0.00006 0.00001 0.00003 0.00001 0.00003 0.00005 0.00007 -

0.02 0.05 <0.01 0.09 0.01 0.04 0.02 0.04 0.07 0.10 <0.01

0.3585 0.3698 0.3745 0.3531 0.3754 0.3678 0.3639 0.3691 0.3906 0.3779 0.3639

0.0039 0.0041 0.0043 0.0039 0.0041 0.0041 0.0042 0.0041 0.0046 0.0051 0.0040

6.189 6.371 6.472 6.120 6.905 6.342 6.304 6.467 7.313 6.718 6.304

0.070 0.076 0.080 0.074 0.078 0.075 0.076 0.075 0.092 0.105 0.072

0.1252 0.1250 0.1253 0.1257 0.1334 0.1251 0.1256 0.1270 0.1358 0.1289 0.1257

0.0004 0.0005 0.0006 0.0006 0.0004 0.0005 0.0005 0.0005 0.0006 0.0011 0.0004

0.953 0.941 0.925 0.930 0.961 0.941 0.943 0.949 0.926 0.854 0.953

1975 2028 2051 1949 2055 2019 2001 2025 2126 2066 2000

18 19 20 19 19 19 20 19 21 24 19

2032 6 97 2028 7 100 2033 8 101 2039 8 96 2143 5 96 2030 7 99 2038 7 98 2058 6 98 2174 8 98 2084 14 99 2038 6 98

94 116 28 124 289 89 105 119 115 205 88 24

0.00001 0.00003 0.00008 0.00002 0.00001 0.00002 0.00001 0.00002 0.00004 0.00001 0.00003 0.00005

0.01 0.04 0.12 0.04 0.01 0.03 0.02 0.03 0.05 0.01 0.04 0.08

0.3726 0.3863 0.3811 0.3683 0.3806 0.3722 0.3677 0.3687 0.3708 0.3744 0.3911 0.3703

0.0044 0.0044 0.0053 0.0041 0.0040 0.0042 0.0041 0.0084 0.0041 0.0040 0.0045 0.0054

6.455 6.661 6.517 6.396 6.739 6.411 6.382 6.373 6.386 6.482 7.181 6.455

0.085 0.081 0.105 0.079 0.072 0.077 0.075 0.148 0.075 0.071 0.087 0.112

0.1256 0.1251 0.1240 0.1260 0.1284 0.1249 0.1259 0.1254 0.1249 0.1256 0.1332 0.1264

0.0007 0.0005 0.0010 0.0007 0.0003 0.0005 0.0005 0.0005 0.0005 0.0003 0.0005 0.0012

0.898 0.936 0.864 0.897 0.978 0.939 0.947 0.988 0.947 0.969 0.942 0.838

2042 2106 2081 2021 2079 2040 2019 2023 2033 2050 2128 2031

21 20 25 19 19 20 19 40 19 19 21 25

2038 2030 2015 2042 2076 2028 2041 2034 2028 2037 2140 2049

Granite ASAH 642 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1 13.1

337 275 358 478 280 198 268 239 273 694 227 280

18 17 183 62 82 129 27 67 78 141 66 33

0.05 0.06 0.51 0.13 0.29 0.65 0.10 0.28 0.29 0.20 0.29 0.12

Granite AMPC 278 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 5.2 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1

319 666 162 155 354 557 125 121 429 163 137

59 33 34 40 44 40 34 34 28 45 43

0.19 0.05 0.21 0.26 0.13 0.07 0.27 0.28 0.07 0.28 0.31

7 36 9 9 6 5 10 11 6 9 10

99 102 102 101 101 99 99 99 99 98 96

Rhyolite ASOB 560 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1

392 284 192 285 406 284 272 324 190 86 356

106 13 43 31 109 18 30 183 101 15 85

0.27 0.05 0.22 0.11 0.27 0.06 0.11 0.56 0.53 0.18 0.24

Granite IGPC 478 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1

Notes :

294 349 87 392 883 279 333 376 361 636 260 74

28 21 64 11 81 9 17 13 8 3 99 37

0.10 0.06 0.74 0.03 0.09 0.03 0.05 0.03 0.02 0.00 0.38 0.50

1. Incertitudes données à 1s. 2. f 206 % correspond au pourcentage de 206Pb issu du Pb commun. 3. Pour les domaines plus anciens que 800 Ma, la correction du Pb commun utilise le rapport 4. % Conc : degré de concordance.

204

Pb/206Pb

10 8 14 10 4 7 7 6 7 5 7 17

100 104 103 99 100 101 99 99 100 101 99 99

ANNEXES

135

Tableau 2. Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircons du Maroc (Agadir-Melloul, Anti-Atlas) Annexe 10 : Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircon des roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate. Total Grain.

Th/U

point (ppm) (ppm)

206

Pb*

204

(ppm)

206

Pb/ Pb

f206 %

238 206

207

Radiogénique 206

Pb/

206

238

Age (Ma) 206

Pb/ ±

Pb/

238

Tuf rhyolitique TBTB 647 1.1 2.1 3.1 3.2 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 9.2 10.1

252 226 785 302 371 189 305 319 388 295 491 264

48 35 188 58 85 31 62 65 55 60 116 50

0.19 0.15 0.24 0.19 0.23 0.17 0.20 0.20 0.14 0.20 0.24 0.19

20 18 63 24 30 15 25 25 31 24 39 21

0.000088 0.000237 0.000073 0.000124 0.000033 0.000084 0.000006 0.000092 0.000045 0.000071 0.000034 -

0.09 <0.01 <0.01 0.10 <0.01 0.31 <0.01 0.06 0.05 <0.01 0.03 0.03

10.95 10.79 10.73 10.75 10.62 10.69 10.69 10.91 10.90 10.75 10.72 10.89

0.17 0.17 0.16 0.17 0.16 0.18 0.17 0.17 0.17 0.17 0.16 0.17

0.0596 0.0587 0.0588 0.0600 0.0587 0.0618 0.0591 0.0594 0.0594 0.0586 0.0594 0.0592

0.0007 0.0007 0.0004 0.0007 0.0006 0.0010 0.0007 0.0006 0.0006 0.0006 0.0005 0.0007

0.0913 0.0927 0.0932 0.0929 0.0943 0.0933 0.0936 0.0916 0.0917 0.0931 0.0932 0.0918

0.0015 0.0015 0.0014 0.0015 0.0015 0.0016 0.0015 0.0015 0.0014 0.0015 0.0014 0.0015

563 572 575 573 581 575 577 565 565 574 575 566

9 9 8 9 9 9 9 9 8 9 8 9

6 11 14 10 11 10 15 8 40 19

0.000315 0.27 0.000087 0.14 0.000143 <0.01 0.14 0.000045 0.07 0.000180 0.13 0.11 0.000216 0.08 0.000045 0.07 0.000097 <0.01

10.87 10.78 10.50 10.73 10.78 10.97 10.70 10.85 10.76 10.92

0.21 0.18 0.17 0.18 0.18 0.18 0.17 0.19 0.16 0.17

0.0612 0.0603 0.0582 0.0603 0.0597 0.0599 0.0601 0.0597 0.0597 0.0586

0.0013 0.0013 0.0008 0.0010 0.0009 0.0009 0.0008 0.0010 0.0005 0.0007

0.0917 0.0927 0.0954 0.0931 0.0927 0.0910 0.0933 0.0921 0.0929 0.0917

0.0018 0.0016 0.0016 0.0016 0.0016 0.0016 0.0015 0.0016 0.0014 0.0015

566 571 587 574 572 562 575 568 573 565

11 9 9 10 9 9 9 10 8 9

33 60 52 37 45 57 50 30 43 69

0.000106 0.000004 0.000013 0.000033 0.000064 0.000026 0.000052 0.000024 0.000059

<0.01 <0.01 0.07 0.10 <0.01 <0.01 <0.01 0.14 <0.01 0.12

10.85 10.51 10.78 10.99 10.73 10.22 10.95 11.09 10.79 10.66

0.19 0.18 0.22 0.19 0.19 0.20 0.19 0.20 0.19 0.19

0.0589 0.0593 0.0597 0.0597 0.0591 0.0591 0.0587 0.0599 0.0589 0.0603

0.0006 0.0004 0.0005 0.0006 0.0005 0.0005 0.0005 0.0006 0.0005 0.0004

0.0922 0.0952 0.0927 0.0909 0.0932 0.0979 0.0914 0.0901 0.0927 0.0937

0.0017 0.0017 0.0019 0.0016 0.0017 0.0019 0.0016 0.0016 0.0017 0.0016

568 586 571 561 574 602 564 556 572 577

10 10 11 10 10 11 10 10 10 10

72 87 31 23 14 19 34 11 48 81

0.000072 <0.01 0.000041 0.02 0.000059 <0.01 0.000057 0.04 0.19 0.000123 0.01 0.000055 0.01 0.000113 0.13 0.000051 <0.01 0.000021 0.08

10.52 10.95 10.65 11.01 10.80 10.90 10.93 10.99 11.43 11.05

0.15 0.16 0.16 0.17 0.18 0.18 0.17 0.19 0.17 0.16

0.0590 0.0591 0.0587 0.0591 0.0606 0.0590 0.0590 0.0599 0.0581 0.0594

0.0004 0.0003 0.0006 0.0007 0.0009 0.0008 0.0006 0.0011 0.0005 0.0004

0.0951 0.0913 0.0940 0.0908 0.0924 0.0917 0.0915 0.0909 0.0875 0.0904

0.0014 0.0014 0.0015 0.0014 0.0016 0.0015 0.0014 0.0016 0.0013 0.0013

585 563 579 560 570 566 564 561 541 558

8 8 9 9 9 9 8 10 8 8

0.000249 0.000010 0.000103 0.000063 0.000386 0.000035 0.000026 0.000063 0.000031 0.000032 -

10.00 10.70 9.45 10.42 9.71 11.29 10.94 10.92 11.05 10.95 10.91 10.95 10.73

0.21 0.17 0.16 0.17 0.19 0.18 0.18 0.18 0.18 0.18 0.18 0.17 0.18

0.0635 0.0584 0.0606 0.0588 0.0611 0.0593 0.0581 0.0595 0.0596 0.0603 0.0599 0.0591 0.0602

0.0014 0.0004 0.0007 0.0006 0.0012 0.0005 0.0006 0.0007 0.0006 0.0007 0.0006 0.0005 0.0007

0.0996 0.0935 0.1059 0.0961 0.1029 0.0885 0.0915 0.0916 0.0904 0.0912 0.0916 0.0913 0.0931

0.0021 0.0015 0.0018 0.0016 0.0021 0.0014 0.0015 0.0015 0.0015 0.0016 0.0015 0.0015 0.0016

612 576 649 591 631 546 564 565 558 562 565 563 574

12 9 10 9 12 8 9 9 9 9 9 9 9

Tuf rhyolitique AMTB 059 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1

71 136 175 125 134 128 185 99 506 246

23 52 61 54 43 42 69 22 173 74

0.33 0.38 0.35 0.43 0.32 0.33 0.37 0.22 0.34 0.30

Dolérite AMAS 014 1.1 2.1 3.1 3.2 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1

412 734 648 476 558 678 634 392 544 861

103 136 237 112 138 202 104 102 78 217

0.25 0.19 0.37 0.24 0.25 0.30 0.16 0.26 0.14 0.25

Rhyolite TBTB 404 3.1 883 3.2 1104 9.1 380 9.2 295 9.3 172 9.4 239 12.1 428 13.1 138 14.1 645 15.1 1043

318 463 154 110 39 61 99 66 287 289

0.36 0.42 0.41 0.37 0.23 0.26 0.23 0.48 0.44 0.28

Tuf andésitique AMTB 061 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 7.1 7.2 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1 13.1

56 739 217 257 71 447 383 284 303 238 309 403 255

Notes :

30 206 173 53 40 173 140 55 57 39 62 97 45

0.53 0.28 0.80 0.21 0.56 0.39 0.36 0.19 0.19 0.16 0.20 0.24 0.18

5 59 20 21 6 34 30 22 24 19 24 32 20

0.39 <0.01 <0.01 <0.01 0.03 0.11 <0.01 0.07 0.10 0.17 0.12 0.03 0.13

1. Incertitudes données à 1s. 2. L'erreur due à la calibration à l'aide du standard Temora est incluse dans les erreurs ci-dessus. 3. f 206 % correspond au pourcentage de 206Pb issu du Pb commun.

4. La correction du Pb commun a été réalisée à l'aide des 238 206 207 206 rapports U/ Pb et Pb/ Pb mesurés selon Tera and Wasserburg (1972) développé par Williams (1998).

136

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Tableau 2b. Analyses U-Pb(SHRIMP) (SHRIMP) sur dudes Maroc (Agadir-Melloul, Anti-Atlas) Annexe 11 : Analyses U-Pb surzircons zircon roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate. Total Grain.

Th/U

point (ppm) (ppm)

206

Pb*

204

(ppm)

206

Pb/ Pb

f206 %

238 206

Radiogénique

207

U/ ±

206

Pb/

206

Age (Ma) 206

Pb/

238

Pb/

238

Tuf rhyolitique AMOB 211 3.1 1113 4.1 501 5.1 503 6.1 289 7.1 881 8.1 663 9.1 796 10.1 606 11.1 662 12.1 630

309 160 118 53 279 162 151 474 159 174

0.28 0.32 0.23 0.18 0.32 0.24 0.19 0.78 0.24 0.28

88 39 40 22 70 52 63 48 52 50

0.000038 0.000031 0.000073 0.000142 0.000093 0.000087 0.000003 0.000119 0.000107

0.02 0.06 0.09 <0.01 <0.01 <0.01 0.06 0.04 0.14 <0.01

10.90 10.94 10.78 11.15 10.88 10.87 10.94 10.88 10.87 10.80

0.16 0.16 0.16 0.17 0.16 0.18 0.16 0.16 0.16 0.16

0.0591 0.0594 0.0598 0.0583 0.0589 0.0586 0.0594 0.0593 0.0601 0.0589

0.0003 0.0005 0.0005 0.0006 0.0005 0.0004 0.0004 0.0005 0.0005 0.0004

0.0917 0.0914 0.0927 0.0897 0.0919 0.0921 0.0914 0.0919 0.0919 0.0926

0.0013 0.0014 0.0014 0.0014 0.0014 0.0016 0.0014 0.0014 0.0014 0.0014

566 564 571 554 567 568 564 567 567 571

8 8 8 8 8 9 8 8 8 8

18 62 29 23 42 27 21 52 63 62 49

0.000017 0.06 0.000052 0.02 0.000019 0.26 0.000093 0.10 0.000024 0.03 0.000131 0.11 0.000075 <0.01 0.000002 0.19 <0.01 0.000019 0.10 <0.01

11.06 11.24 11.45 10.86 10.88 10.97 10.74 11.17 10.93 10.98 10.92

0.19 0.17 0.18 0.18 0.17 0.18 0.18 0.17 0.17 0.17 0.17

0.0592 0.0587 0.0604 0.0598 0.0592 0.0597 0.0588 0.0601 0.0589 0.0596 0.0588

0.0007 0.0004 0.0006 0.0006 0.0005 0.0006 0.0006 0.0004 0.0004 0.0004 0.0004

0.0904 0.0889 0.0871 0.0920 0.0919 0.0911 0.0932 0.0894 0.0915 0.0909 0.0916

0.0015 0.0014 0.0014 0.0015 0.0015 0.0015 0.0016 0.0014 0.0015 0.0014 0.0015

558 549 538 567 567 562 574 552 564 561 565

9 8 8 9 9 9 9 8 9 8 9

43 28 24 39 19 26 47 13 47 38 31 35 29 26

0.000042 0.000035 0.000075 0.000041 0.000121 0.000139 0.000229 0.000022 0.000071 0.000077 0.000029 0.000078

0.06 <0.01 <0.01 0.10 0.09 <0.01 <0.01 0.02 0.01 <0.01 0.02 <0.01 0.19 0.09

10.84 10.74 10.89 11.12 11.09 10.68 10.49 10.95 10.81 11.10 11.09 10.78 10.91 10.93

0.16 0.17 0.17 0.17 0.18 0.17 0.16 0.19 0.18 0.17 0.17 0.16 0.17 0.17

0.0595 0.0589 0.0586 0.0595 0.0594 0.0586 0.0586 0.0591 0.0591 0.0575 0.0589 0.0585 0.0604 0.0596

0.0005 0.0008 0.0007 0.0005 0.0008 0.0006 0.0005 0.0009 0.0005 0.0005 0.0006 0.0005 0.0006 0.0008

0.0922 0.0931 0.0919 0.0898 0.0901 0.0937 0.0955 0.0913 0.0925 0.0902 0.0902 0.0929 0.0915 0.0914

0.0014 0.0015 0.0015 0.0014 0.0015 0.0015 0.0014 0.0016 0.0015 0.0014 0.0014 0.0014 0.0014 0.0015

569 574 566 554 556 577 588 563 570 557 557 573 565 564

8 9 9 8 9 9 9 9 9 8 8 8 8 9

15 33 28 56 20 77 20 17 39 27 25 39

0.000071 0.000039 0.000037 0.000095 0.000139 0.000096 0.000070

<0.01 <0.01 0.14 <0.01 0.17 <0.01 0.09 <0.01 0.01 0.08 0.08 <0.01

10.53 10.76 10.94 11.07 11.06 10.41 11.06 10.90 11.27 10.87 11.18 10.74

0.20 0.19 0.20 0.19 0.21 0.18 0.21 0.21 0.20 0.20 0.21 0.19

0.0595 0.0587 0.0600 0.0587 0.0601 0.0597 0.0595 0.0590 0.0586 0.0596 0.0592 0.0588

0.0009 0.0006 0.0007 0.0005 0.0008 0.0007 0.0008 0.0008 0.0006 0.0007 0.0007 0.0008

0.0950 0.0930 0.0913 0.0904 0.0902 0.0961 0.0903 0.0917 0.0887 0.0919 0.0893 0.0932

0.0019 0.0017 0.0017 0.0016 0.0017 0.0017 0.0017 0.0018 0.0016 0.0017 0.0017 0.0017

585 573 563 558 557 591 557 566 548 567 552 574

11 10 10 9 10 10 10 11 9 10 10 10

0.000214 0.13 0.000198 0.17 0.000222 <0.01 0.000292 0.08 0.000129 0.14 0.000089 <0.01 0.000059 0.03 0.000154 0.06 0.07

10.97 11.03 11.03 11.04 10.87 10.87 11.12 11.04 10.97

0.18 0.17 0.18 0.18 0.17 0.17 0.18 0.18 0.17

0.0599 0.0602 0.0584 0.0594 0.0601 0.0589 0.0589 0.0593 0.0594

0.0008 0.0007 0.0007 0.0008 0.0007 0.0007 0.0007 0.0008 0.0006

0.0911 0.0905 0.0907 0.0905 0.0919 0.0920 0.0899 0.0905 0.0911

0.0015 0.0015 0.0015 0.0015 0.0015 0.0015 0.0014 0.0015 0.0014

562 558 560 559 567 567 555 558 562

9 9 9 9 9 9 9 9 8

0.000075 0.15 0.000029 <0.01 0.000096 <0.01 0.000203 0.08 0.000010 <0.01 0.000155 0.16 0.000128 0.20 0.000010 0.01 0.000179 0.13 0.000000 0.03 0.000074 0.04 0.01

11.08 10.89 11.13 10.53 10.74 10.99 11.08 11.16 11.31 10.98 11.40 11.32

0.17 0.17 0.17 0.18 0.17 0.17 0.18 0.17 0.19 0.18 0.17 0.17

0.0600 0.0576 0.0583 0.0601 0.0584 0.0602 0.0603 0.0587 0.0594 0.0591 0.0587 0.0585

0.0006 0.0008 0.0007 0.0010 0.0008 0.0007 0.0008 0.0006 0.0011 0.0007 0.0006 0.0006

0.0901 0.0920 0.0899 0.0949 0.0932 0.0908 0.0900 0.0896 0.0883 0.0911 0.0877 0.0883

0.0014 0.0015 0.0014 0.0017 0.0015 0.0014 0.0015 0.0014 0.0015 0.0015 0.0014 0.0014

556 567 555 584 575 560 556 553 546 562 542 546

8 9 8 10 9 8 9 8 9 9 8 8

Rhyolite TBTB 329 1.1 2.1 3.1 4.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 13.1

235 808 389 288 526 342 267 679 801 794 627

40 269 84 151 95 159 62 104 154 187 133

0.17 0.33 0.22 0.52 0.18 0.47 0.23 0.15 0.19 0.24 0.21

Tuf rhyolitique TBOB 063 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 8.1 9.1 10.1 10.2 11.1 12.1 13.1 14.1

542 355 298 509 245 329 574 167 592 485 406 444 370 329

240 71 63 187 47 88 161 46 252 195 98 171 75 103

0.44 0.20 0.21 0.37 0.19 0.27 0.28 0.28 0.43 0.40 0.24 0.38 0.20 0.31

Rhyolite TBOB 047 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1

186 413 361 726 259 933 253 219 515 338 320 484

32 100 80 147 65 289 57 52 140 60 86 100

0.17 0.24 0.22 0.20 0.25 0.31 0.23 0.24 0.27 0.18 0.27 0.21

Tuf rhyolitique TBOB 003 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1

228 282 248 203 252 248 287 243 468

41 45 46 34 49 41 56 45 102

0.18 0.16 0.18 0.17 0.19 0.17 0.20 0.19 0.22

18 22 19 16 20 20 22 19 37

Tuf rhyolitique AMTB 065 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1

330 184 243 107 235 268 200 397 168 238 351 426

Notes :

47 49 55 44 38 50 56 100 34 60 69 119

0.14 0.27 0.23 0.42 0.16 0.19 0.28 0.25 0.20 0.25 0.20 0.28

26 15 19 9 19 21 15 31 13 19 26 32

1. Incertitudes données à 1s. 2. L'erreur due à la calibration à l'aide du standard Temora est incluse dans les erreurs ci-dessus. 3. f 206 % correspond au pourcentage de 206Pb issu du Pb commun.

4. La correction du Pb commun a été réalisée à l'aide des rapports 238U/206Pb et 207Pb/206Pb mesurés selon Tera and Wasserburg (1972) développé par Williams (1998).

ANNEXES

137

Tableau 3. Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircons hérités du Maroc (Agadir-Melloul, Anti-Atlas) Annexe 12 : Analyses U-Pb (SHRIMP) sur zircons hérités de roches magmatiques du Groupe de Ouarzazate. Rapports radiogéniques Grain.

Th/U

point (ppm) (ppm)

206

Pb*

204

(ppm)

206

Pb/ Pb

f206 %

206

207

Pb/

238

207

Pb/

235

Age (Ma) 206

Pb/

206

0.0004 0.0005 0.0004 0.0006 0.0006 0.0005 0.0005 0.0006 0.0005

0.953 0.949 0.953 0.934 0.929 0.946 0.949 0.920 0.958

207

Pb/

238

Pb/

206

2050 2111 2127 2062 2094 2020 2043 2053 1985

19 20 19 22 21 19 19 20 21

% ± Conc

Rhyolite TBTB 404 (héritage) 1.1 2.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 10.1 11.1

395 344 634 246 441 365 379 249 387

73 53 239 51 217 136 243 33 65

0.18 0.15 0.38 0.21 0.49 0.37 0.64 0.13 0.17

127 115 213 80 145 116 121 80 120

0.00001 0.00002 0.00001 0.00003 0.00008 0.00003 0.00003 0.00004

0.02 0.02 0.01 0.04 0.12 0.04 0.05 <0.01 0.06

0.3743 0.3876 0.3909 0.3769 0.3837 0.3681 0.3729 0.3749 0.3607

0.0041 0.0043 0.0042 0.0047 0.0044 0.0041 0.0041 0.0043 0.0045

6.495 6.742 6.753 6.538 6.709 6.356 6.461 6.499 6.203

0.075 0.079 0.076 0.088 0.083 0.074 0.075 0.081 0.081

0.1259 0.1262 0.1253 0.1258 0.1268 0.1252 0.1257 0.1257 0.1247

2041 2045 2033 2040 2054 2032 2038 2039 2025

6 7 6 9 8 7 6 9 7

100 103 105 101 102 99 100 101 98

1920 18 2036 2020 19 2030

5 6

94 100

Rhyolite TBTB 329 (héritage) 5.1 12.1

667 370

41 35

0.06 0.10

199 117

0.00001 0.02 0.3469 0.0037 6.005 0.066 0.1255 0.0003 0.968 0.00002 0.03 0.3681 0.0041 6.347 0.074 0.1251 0.0004 0.953

Tuf andésitique AMTB 061 (héritage) 6.1

Notes :

134

0.32

0.00005 0.07 0.3683 0.0046 6.323 0.088 0.1245 0.0008 0.896

2022 22 2022 11 100

204

Pb/

206

138

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 13 : Analyses chimiques des horizons minéralisés.

ANNEXES

139

Annexe 14 : 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 Annexe 15 : Les classes de résistance des bétons.

R‟c : Rt : N.D :

Classe de Résistance

Résistances R‟c * nominales à 28 jours Rt.* en Mpa

30,0

27,0

23,0

18,0

13,0

2,4

2,2

N.D*

N.D

Résistance à la compression Résistance à la traction par fendage Non définie

Angularité IC (%) Dureté (**) Résistance à l‟usure (MDE) Forme CA H Z h O propreté a N E d

Annexe 16 : Spécification des graves non traitées. Graves non traitées pour couche de Graves non traitées pour couche de base fondation GNF GNR GNA GNB GNC GND GNF1 GNF2 GNF3 >100 >100 >35 >30 .. >60 > 30 .. <25 <30 <35 < 40 <30 < 40 <50 <20

<25(*)

<30(*)

<35(*)

<25(*)

< 30

<35(*)

<45(*)

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 < 8 ou VB < 2

IP < 6 et ES (0/2) > 45 sinon VB <1.5

IP < 8 ou VB < 2

IP < 12

(*) 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

Annexe 17 : Spécification de la Grave Bitume. Classe du fuseau

GBB

0.08

0/25

74 37 100 à à 100 60

24 à 40

6 à 10

0/20

100

44 à 65

25 à 42

6 à 10

0/31.5

45 à 60

20 à 35

3 à 7

Angularité

Propreté

TMJA

>4500

2000<T<250

750<T<250

v/j

LA<30 MDE<25

LA<35 MDE<30

>4500

2000<T<4500

750<T<250

v/j

>100

> 50

Avec compensation entre le LA et le MDE dans la limite de 5 points NP

610

0/14

GBF

Dureté

Granularité passant au tamis de (m/m)

LA<40 et MDE <35 avec compensation entre le LA et le MDE dans la limite de 5 points LA+MDE <75

>30

> 30 roulés admissible

140

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH Annexe 18 : Fichier d‟inventaire des points d‟eau (IRE) N° IRE 204/71 267/71 268/71 282/71 283/71 284/71 285/71 286/71 287/71 288/71 289/71 290/71 291/71 292/71 293/71 294/71 295/71 296/71 297/71 298/71 299/71 300/71 301/71 302/71 303/71 306/71 307/71 308/71 310/71 312/71 313/71 314/71 317/71 318/71 324/71 325/71 326/71 327/71 328/71 330/71 333/71 334/71 335/71 338/71 339/71 340/71 341/71 344/71 345/71 346/71 347/71 348/71 364/72 598/71 607/71 626/71 627/71 628/71 629/71 646/71 647/71 650/71 651/71 652/71 665/71 666/71 667/71 682/71 683/71

Province Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata

Type Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Sondage Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits Puits

X (km) Y (km) 298,20 252,10 255,16 255,25 252,10 283,75 283,50 283,10 267,90 267,75 267,90 268,70 268,40 266,20 266,50 285,20 254,40 256,85 256,00 288,60 254,90 280,10 288,80 288,75 288,80 254,40 252,10 283,75 283,80 290,90 292,80 291,30 283,80 285,20 282,10 283,50 291,50 282,50 282,00 283,20 291,15 290,60 288,55 273,80 254,00 290,50 291,50 252,10 255,16 286,10 290,65 283,40 252,10 283,20 254,40 288,60 254,90 280,10 288,80 288,75 288,80 254,40 252,10 283,75 290,90 292,80 291,30 283,80 285,20

357,50 340,05 340,25 340,50 340,05 348,60 349,35 350,80 338,75 338,80 339,25 338,10 338,60 343,00 342,90 346,90 340,95 338,70 340,20 340,04 346,90 354,40 339,60 339,50 339,70 340,95 340,05 348,60 348,30 365,00 355,90 359,50 348,65 346,90 337,95 342,20 375,10 378,90 368,00 349,00 358,60 385,65 339,80 340,90 334,50 357,80 358,80 340,05 340,25 341,10 353,00 342,20 340,05 349,00 340,95 340,04 346,90 354,40 339,60 339,50 339,70 340,95 340,05 348,60 365,00 355,90 359,50 348,65 346,90

Z (m)

Profondeur NP (m)/sol Transmisivité Résidu sec totale (m) 78 19 3 0,75 100 14,9 4 0,82 100 21 0,63 65 51 97 4,17 97 8,7 91 30,3 91 12,45 97 20,44 91 9,72 85 40,7 85 10,45 32 5,82 88 67 12,1 81 2,7 67 25 85 24,8

20 31

17,5 7,5 15,0

5,8

25 25 18,5

11,1 10

1050 1200 900 1200 1100 940 800 800 1200 1261 1050 1400 1860 967 960

14,35 45 35

18 3,65 22,2 25,5

100 100 25

41 14,9 21 19

43 100 3,65 81

36,6 16,15 14,35 2,7

17,5 20 31

17,5 7,5 15

65 25 25 11,1 10

7,23

ANNEXES

N° IRE

Province

Type

689/71 690/71 691/71 692/71 693/71 768/71 769/71 780/71 791/71 792/71 793/71 794/71 817/72 856/71 857/71 911/71 912/71 929/72 931/72 933/71 954/72 955/71 107/71 715/82 121/71 941/72 531/72 532/72 533/72 534/72 535/72 74/74 00003/ 00004/ 00005/ 00361/ 00362/ 00364/ 00544/ 00545/ 00593/ 00594/ 00595/ 00596/ 00597/ 00598/ 00599/ 00600/ 00601/ 00602/ 00603/ 00736/ 00750/ 00751/ 00752/ 00753/

Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Tata Ouarzazate Ouarzazate Ouarzazate Ouarzazate Ouarzazate Ouarzazate Ouarzazate Zagora Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt Taroudannt

Sondage Sondage Puits Khettara Puits Puits Puits Puits Sondage Puits Puits Puits Puits Sondage Sondage Sondage Puits Puits Puits Sondage Khettara Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Khettara Khettara Khettara Khettara Khettara Forage Source Source Puits Source Source Source Puits Puits Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Sondage Puits Puits Puits Puits Puits

X (km) Y (km)

Z (m)

282,10 283,50 291,50 282,50 282,00 291,15 290,60 288,55 273,80 254,00 290,50 291,50 297,94 252,10 255,16 286,10 290,65 257,20 268,30 283,40 283,80 252,10 297,94 257,20 291,98 299,60 299,48 299,85 300,06 299,78 299,20 264,75 262,15 272,85 291,85 250,40 250,40 260,25 250,50 250,48 256,17 255,90 255,30 283,75 283,50 283,10 267,90 267,75 267,90 268,70 268,40 266,00 250,20 269,50 271,50 267,00

1000 940 1100 990 992 1100 1190

337,95 342,20 375,10 378,90 368,00 358,60 385,65 339,80 340,90 334,50 357,80 358,80 357,60 340,05 340,25 341,10 353,00 343,70 338,70 342,20 348,30 340,05 357,60 343,70 370,70 375,85 375,20 374,65 375,25 375,45 375,26 341,65 390,30 387,20 386,62 380,00 381,75 391,80 381,65 381,65 339,92 340,04 340,07 348,60 349,35 350,80 338,75 338,80 339,35 338,10 338,60 370,45 365,10 369,20 379,00 384,50

1178 1100 1100 1100 1204

1000 1400

940 967 1000

1738 1745 1708 1720 1746 640 1445 1660

141

Profondeur NP (m)/sol Transmisivité Résidu sec totale (m)

19,5 18,2 22,2 25,5

45 35

47 35 14,9 21 19

30 100 100 25

8 80 36,6

16,15

100

8 55 75

6,40 16,40

100 18 16,2 13,5

19,75

1300,00 1038,00 1038,00 1265,00 1230,00 1280,00 1050,00 1050,00 1050,00 1175,00 1175,00 1160,00 1150,00 1175,00 1650,00 1520,00 1700,00 1740,00 1600,00

44 4

8,85 9,73 50 65 51 97 97 91 91 97 91 85 85 23

8,03 9,11 36,4 61,9 46,7 4,17 8,7 30,35 12,45 20,44 81,28 40,7 10,45 6,6

15 19,8

0,49 0,46

0,44 0,62 0,43

0,57 0,51 0,56 0,56

0,93 0,51 0,94 1,04 1,09 1,03 0,48

142

NOTICE EXPLICATIVE DE LA FEUILLE ASSARAGH

Annexe 19 : Puits de particuliers Point d'eau IGPC420 IGPC428 IGPC445 IGPC530 IGPC653 IGPC658 IGAS405 IGAS431 TBMJ3 TBMJ5 TBMJ11 IGMJ224 IGMJ225 ASMJ389 ASMJ404 ASMJ405 IGMJ426 TBBM119 IGBM132 IGBM133 IGBM166 AGBM230 ASHA427 ASHA453 ASHA508 ASHA589 ASHA619 AMJR020 TBJR048 IGHO015 TBAS153 TBAS158 AMAS277 AMHA080 AMHA090 TBHA164 TBHA227 TBHA247 TBHA296 TBTB037 AMPC005 AMPC043 AMPC055 TBPC151 TBPC194 TBPC249 TBAH232

X (m) 287158,79 288565,02 289560,46 284098,41 275218,03 275352,66 285528,72 288557,36 262013,50 255694,20 256082,43 289703,48 290057,41 287792,07 288950,49 291010,03 274709,90 267334,63 278191,88 278970,32 281606,91 281606,91 260667,52 277664,87 280669,38 274394,88 287854,89 291963,06 274684,15 285005,51 253362,43 253760,38 255611,97 268647,54 272982,03 266372,73 269349,16 256990,22 252632,61 266381,68 274185,53 268110,52 269416,26 271056,81 270955,98 266799,72 271290,97 273182,61

Y (m) 367200,62 365523,47 366116,39 364305,86 365829,55 364540,02 366360,44 365520,29 386643,56 383454,29 379085,06 378397,70 360230,62 358692,01 359875,83 352830,23 364112,99 366208,93 388935,51 388443,35 389860,95 389860,95 361664,12 360206,44 360953,69 357401,64 361481,58 357800,86 370296,04 372052,35 368168,22 367619,37 363326,89 359342,87 362574,25 366219,12 368568,84 366357,00 364709,54 365600,78 371254,16 362029,65 360295,63 360261,75 365462,08 367632,22 369445,36 369480,87

Type puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puits puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit puit

puit puit

Commentaires Puits dans brèche chaotique à éléments de PI, base du PIII sur granite + micaschistes Puits avec captage (Timdghart) dans granite, à l'Est filon de pegmatite Puits dans faille N10-60°W, au sein de granites Puits dans granite Puits (à 1 m) dans granite Puits dans diorite et quartz Puits dans granite Puits à 5m, dans granite

Puits à 10m

Puits à 5m

Puits familial (douar Agdim) Puits ONEP Puits d‟habitation, Profondeur d‟eau: 6m Puits scellé avec moteur et bassin Puits de particulier (niveau eau à 4m) Puits dans dolerite Puits dans granite à grenat Puits dans Adoudounien Puit au contact granite fin et granite Puit dans micaschiste Puits dans oued - village Tatalt Puits dans PIII lie-de-vin, nombreux filons de quartz blanc Limite est du Tw1 de la Formation de Taliwine Profondeur d‟eau à 5m Profondeur d‟eau à 15m Profondeur d‟eau à 40m Puit au contact PI/Adoudounien Puit au croisement de deux filon basiques N40 et N140 Puit au niveau du filon basique Gneiss fin Contact basique/granite + filon de quartz (N160) Puit dans granite porphyroïde Puits dans granite Puits dans tufs œillés Puits dans brèche chaotique à éléments de PI Puits dans granite +/- cataclasé avec enclaves métamorphiques Puits dans granite Sommet brèche chaotique, puits dans filon QFe Micaschistes en déblais d'un puits pour eau Puits avec déblais de granite cisaillé Puit dans grès du PIII