1-4-1. Les grands ensembles structuraux de la boutonnière de Tamlalt.
Plusieurs travaux ont été menés sur les déformations enregistrées dans l’ensemble de la boutonnière de Tamlalt (Hoepffner, 1987 ; Houari et hoepffner, 2000 ; Houari, 2003). Les premiers résultats ont montré que les terrains néoprotérozoïques et paléozoïques de la plaine de Tamlalt sont disloqués par un réseau sub-parallèle d’accidents E-W délimitant des ensembles structuraux bien distincts (Figure II-5). De nombreux accidents ESE-WNW et ENE-WSW de moindre importance recoupent ces ensembles structuraux et définissent un réseau anastomosé avec les principaux accidents E-W.
Hoepffner (1987) a subdivisé la boutonnière de Tamlalt en deux domaines distincts : le domaine nord (ND : Northern Domain) et le domaine centro-méridional (CSD : Central South Domain) (Figure II-5).
Le domaine nord (ND) est déformé par une première phase composée de deux épisodes (D1 et D2) et caractérisée par des structures tectoniques similaires à celles de la déformation « bretonne » de la Meseta orientale (Hoepffner, 1987; Houari, 2003). Cette phase « Eovarisque », attribuée au Dévonien supérieur (Hoepffner, 1987), est suivie par une phase
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de déformation D3 tardi-hercynienne. Enfin, une phase de déformation D4, localement synschisteuse, et antérieure aux dépôts triasico-liasiques scelle l’histoire tectonique paléozoïque de la zone (Houari et Hoepffner, 2003).
Le domaine centro-méridional (CSD) ne présente pas d’indices de la déformation « Eovarisque ». Il s’est principalement structuré au cours de la phase tardi-hercynienne D3 créant des plis kilométriques de direction E-W associés aux fonctionnement des bandes de cisaillement dextre (Figure II-6). Puis ces structures ont été reprises lors de la phase de déformation D4 principalement active dans la bordure sud de la région. D’après Houari et Hoepffner (2003), le domaine centro-méridional (CSD) serait assimilable à une mégazone de cisaillement (« shear zone ») large de 70 km et subdivisée en plusieurs ensembles sub-parallèles qui forment des zones de cisaillement de second ordre (Figure II-6).
Nous allons maintenant nous intéresser aux structures du secteur de Menhouhou, puisqu'il renferme dans sa partie nord-est les indices aurifères de Tamlalt-Menhouhou, sujet de notre étude.
1-4-2. Cadre structural du secteur du Menhouhou.
Les formations du secteur de Menhouhou sont découpées par deux grandes bandes de cisaillements orientés E-W (Figure II-7) : la bande de cisaillement d’El Hirech au nord (EHSB) et la bande de cisaillement de Machgoug au centre (MSB). La MSB sépare le secteur de Menhouhou en deux compartiments distincts caractérisés par des intensités de déformation différentes. Le compartiment nord est limité par les deux grandes bandes de cisaillement (MSB et EHSB) et se comporte comme un couloir de cisaillement jalonné, dans sa partie est, par des écailles de Paléozoïque. La déformation y est telle que la stratification initiale des formations volcano-sédimentaires néoprotérozoïques n'est plus identifiable (Figure II-8A et 8F). Le compartiment sud, limité au nord par la MSB, se présente cartographiquement comme un pli kilométrique de direction globale N-S (Figure II-7) limité à l'est par un chevauchement à vergence est. La déformation y est globalement moins importante que dans le compartiment sud, sauf aux abords directs des décrochements (Figure II-8B).
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Figure II-7 : Carte géologique simplifiée du secteur de Menhouhou présentant les principaux
accidents et la trajectoire de la schistosité S1 (S1a et S1b). 1 : compartiment nord; 2 : compartiment sud. EHSB : El Hirech shear band; MSB : Mechgoug shear band.
Trois schistosités ont été observées dans les formations néoprotérozoïques et paléozoïques du secteur de Menhouhou. Les deux premières schistosités (S1a et S1b; Figure II-8C) affectent toutes les lithologies et apparaissent fortement pénétratives. La schistosité S1b est postérieure puisqu'elle recoupe systématiquement la schistosité S1a en dextre (Figure II-8C). Dans le compartiment nord, ces deux schistosités sont orientées E-W à NE-SW. Dans le compartiment sud, au cœur des formations néoprotérozoïques, elles sont globalement orientées E-W. A l'ouest et au sud-est, dans les terrains néoprotérozoïques situés au contact avec les calcaire et dolomies, ces schistosités sont orientées respectivement NNE-SSW et NNW-SSE. Les directions des schistosités S1a et S1b dans le compartiment sud sont donc incompatibles avec le pli de direction N-S observé cartographiquement. Cependant le changement de direction de ces schistosités à l'ouest et au sud-est indique qu'elles ont été affectées ultérieurement par la même phase de déformation ayant engendré ce pli kilométrique N-S.
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La troisième schistosité (S2) est représentée, dans l'ensemble de la région, par un clivage de fracture ou de crénulation inhomogène. Le clivage de crénulation et les plis (P2) de type "kink-band" (Figure II-8D) sont bien plus développés dans le compartiment nord. Le clivage S2 est tardif par rapport aux deux autres schistosités puisqu'il reprend la schistosité S1 en senestre (Figure II-8F). Des mouvements senestres sont également enregistrés dans les nombreuses veines de quartz et calcite du secteur (Figure II-8F). L'orientation du clivage de fracture, de crénulation, et des axes de plis P2 varie de NNW-SSE à NNE-SSW dans l'ensemble du secteur, mais garde globalement une direction N-S.
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Figure II-8 : Planche photographique
A. Déformation intense des roches felsiques néoprotérozoïques au sein d'une zone de cisaillement appartenant au compartiment nord du secteur de Menhouhou
B. Déformation des roches felsiques néoprotérozoïques localisées aux abords des failles; compartiment sud de Menhouhou.
C. Relation entre la schistosité S1a et S1b. La schistosité S1b reprend la S1a en dextre. Roche felsique néoprotérozoïque.
D. Schistosité S2 et plissement (plis P2) de la schistosité S1. Roche mafique néoprotérozoïque.
E. Relation entre la schistosité S1 (ici S1b) et S2. La schistosité S2 reprend la S1 en senestre. Veine de quartz.
F. Mouvement senestre enregistré par une veine de calcite plissée et schistosée au sein d'une zone de cisaillement (compartiment nord de Menhouhou)
Chapitre 1. Cadre régional: la boutonnière de Tamlalt Partie II
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L'étude stéréographique des schistosités a été réalisée en séparant les données provenant du compartiment nord de celles provenant du compartiment sud. Dans le compartiment nord, les polaires des schistosités S1a et S1b se distribuent dans les quadrants SW et NE du stéréogramme indiquant une direction globale NE-SW des schistosités avec des pendages subverticaux (Figure II-9A et 9B). Cette direction est conforme avec un jeu dextre du couloir de cisaillement délimité par les accidents EHSB et MSB (Figure II-9A).
Les polaires de la schistosité S2 se distribuent dans les quadrants SE et NW du stéréogramme indiquant une direction globale NW-SE de la schistosité (Figure II-9C). Cette direction est conforme avec un rejeu senestre du couloir de cisaillement (Figure II-9C).
Dans le compartiment Sud, les polaires des schistosités S1a et S1b se retrouvent dispersées dans le quadrant est du stéréogramme (Figure II-10). Cette dispersion pourrait traduire l'existence d'un grand pli kilométrique synchisteux de direction E-W avec un axe plongeant de près de 70° vers l'est.
Les données obtenues pour la schistosité S2 dans le compartiment sud sont trop peu nombreuses pour pouvoir obtenir une représentativité statistique significative. Elles ne seront donc pas présentées.
Il semble donc que le secteur de Menhouhou ait connu une tectonique polyphasée. La première étape se traduit par la formation d'un pli kilométrique synschisteux de direction globale E-W associé à S1a et S1b. Il s’est structuré lors d'une déformation générée dans un contexte de cisaillement dextre. Ceci est en accord avec la déformation D3 décrite par Houari (2003). La deuxième étape consiste en une reprise des structures issues de la déformation D3. Cette déformation générée dans un contexte de cisaillement senestre conduit à la formation d'un grand pli de direction N-S et à la formation des chevauchements à vergence est. Cette phase est sûrement responsable du basculement de l'ancien pli E-W présentant aujourd'hui un axe plongeant de 70° vers l'est. Cette étape coïncide avec la déformation D4 observée par Houari (2003) et Houari et Hoepffner (2003) et qui correspondrait à une inversion tectonique tardi-hercynienne. Enfin, Houari (2003) décrit également une phase de déformation tardive qui reprend les clivages issus de la déformation D4 au niveau du couloir de cisaillement du compartiment nord (Figure II-11). L'auteur suggère un rejeu dextre lié à la déformation alpine.
En raison de l'intensité de la déformation localisée au niveau du gisement de Tamlalt-Menhouhou (Figure II-7) et des rejeux successifs des bandes de cisaillement, il apparaît important de prendre en compte les conséquences possibles des orogenèses varisque et alpine dans le modèle de formation de la minéralisation aurifère.
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Figure II-9 : Courbes d'isodensité des polaires des plans de schistosité S1a (A), S1b (B) et S2 (C)
localisées dans le compartiment nord (Projection en hémisphère inférieur) et schémas interprétatifs pour la formation de ces schistosités au sein du couloir de cisaillement. EHSB : El Hirech Shear Band; MSB : Machgoug Shear Band.
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Chapitre 2. Les formations néoprotérozoïques du secteur deMenhouhou Partie II
Chapitre 2. Les formations du secteur de Menhouhou
Comme nous l’avons vu précédemment les formations du secteur de Menhouhou ont subi plusieurs phases de déformation lors des orogenèses varisque et alpine. Pour essayer de nous affranchir le plus possible des phénomènes d’altération associés aux différentes phases tectoniques, nous nous sommes intéressés principalement au compartiment sud de la région. Nous avons également choisi d’échantillonner quelques formations néoprotérozoïques du secteur de Bou Salem, ce dernier ayant la particularité d’être moins déformé que le secteur de Menhouhou et pouvant donc fournir des échantillons de référence .