Discussion des différents modèles

Le modèle proposé par Michard et al. (2008, 2010) est un modèle idéalisé permettant de synthétiser l’ensemble des observations existantes dans le domaine Mésétien.

L’évolution tectono-thermique du massif des Jebilet que nous proposons dans ce travail est en accord avec un grand nombre de points illustrés par le modèle proposé par Michard et al. (2008, 2010). En effet, selon ce modèle, la formation des bassins de la zone centrale comprenant le bassin des Jebilet, débute au Dévonien inférieur-moyen (~400 Ma) et se termine au Viséen supérieur (330 Ma), (Figure IV.1A). Cette période est en accord avec les âges que nous avons obtenus dans cette étude qui vont de ~370 à ~325 Ma. Selon ces auteurs, l’ouverture de ces bassins ainsi que l’activité magmatique importante serait liée à un processus de délamination lithosphérique par « slab roll-back » permettant la remontée d’un courant asthénosphérique chaud (Figure IV.1A). Cette remontée d’un courant asthénosphérique chaud pourrait être responsable de la haute thermicité enregistrée par des sédiments (> 500°C) révélée par la géothermométrie RSCM.

L’inversion de ces bassins liés à la phase compressive varisque débute à 320 Ma et se termine à 300 Ma selon ce modèle (Figure IV.1A). Notre évolution tectono-thermique du massif des Jebilet montre que cette phase compressive varisque se fait en plusieurs étapes et sur un laps de temps plus long. En effet, les prémices de cette phase varisque majeure se font ressentir au Viséen supérieur-Namurien (~325 Ma) avec la mise en place des nappes superficielles (D1) dans les Jebilet Orientales et correspondant à la zone des nappes sur le modèle de la Figure IV.1A ou aucun âge n’est proposé. Selon, le modèle de Michard et al. (2008, 2010) la mise en place de ces nappes serait reliée à des chevauchements crustaux, ce que nous ne pouvons confirmer ou infirmer à partir de nos travaux. La phase de déformation majeure D2 dans le massif des Jebilet débute vers 310 Ma et se termine au Permien inférieur vers 280 Ma selon nos travaux donc bien après le Carbonifère supérieur comme le propose Michard et al. (2008, 2010) dans ce modèle. Cette phase de déformation D2 est associée à un magmatisme et un métamorphisme de BP-HT. Ces données montrent que le massif des Jebilet n’a pas été impliqué dans la zone interne d’un orogène mais qu’au contraire, il correspond à un domaine externe plissé. Par conséquent, ce

190 modèle ne propose pas d’explication concernant l’origine de la haute thermicité qui a affecté un domaine externe plissé.

Figure IV.1: Modèles géodynamiques proposés pour expliquer l'évolution de la Meseta du Dévonien supérieur au Permien inférieur. (A) Subduction de l’océan Rhéïque vers l'Est entraînant la formation de bassins avants et arrières arcs dans le bloc mésétien (modifié d’après Michard et al., 2008, 2010). (B) Evolution de la Meseta durant le Carbonifère impliquant une subduction vers l’ouest suivit par un « slab break-off induisant la remontée de courants asthénosphériques chauds érodant la lithosphère (modifié d’après Essaifi et al., 2013)

191 Le modèle proposé par Essaifi et al. (2013) est principalement basé sur l’évolution géochimique des magmas mises en place dans la Meseta. Les différents stades présentés sont par conséquent contrains par les âges obtenus autour de 330 Ma et de 300 Ma sur différentes roches magmatiques qui proviennent principalement du massif des Jebilet (Essaifi et al., 2003; Mrini et al., 1992; Tisserant, 1977). Cependant, les âges autour de 330Ma ne représente que la partie finale de la période de l’activité magmatique que nous avons datée de 358 ± 7 Ma et 336 ± 4 Ma, ce qui modifie par conséquent l’âge de 330 Ma du stade 2 du modèle d’Essaifi et al. (2013), (Figure IV.1B).

Pour expliquer la diversité géochimique des magmas dans les différents secteurs de la Meseta, Essaifi et al. (2013) font intervenir une subduction au Tournaisien suivie par une délamination lithosphérique par « slab break-off » à 330 Ma permettant la remontée d’un courant chaud asthénosphérique qui se poursuit jusqu’à 300 Ma (Figure IV.1B). Selon ces auteurs, ce courant asthénosphérique chaud induit une anomalie thermique de haute température responsable du métamorphisme BP-HT et de la fusion crustale. Notre étude suggère que cette anomalie thermique a eu lieu bien avant les 330 Ma mais à partir d’environ 360 Ma comme l’indique l’âge le plus vieux daté de 358 ± 7 Ma que nous avons obtenue dans ce travail. Les courants asthénosphériques chauds qui génèreraient une importante activité magmatique permettrait également d’expliquer l’événement de haute thermicité pré-orogénique (> 500°C) que nous avons déterminée à partir de l’analyse géothermométrique par la méthode RSCM.

Cependant le modèle d’Essaifi et al. (2013) présente également un certain nombre de points discutables :

 Ces auteurs proposent que la structuration de la Meseta marocaine est liée à une subduction vers l’ouest probablement pour justifier la présence du magmatisme calco-alcalin assimilé à un arc magmatique dans les Jebilet Orientales (Figure IV.1B). Or comme l’avait signalé les travaux de Michard et al. (2008, 2010), Essaifi et al. (2013) ne tiennent pas compte de la présence de la zone de subduction de l’océan Rhéïque entre l'Afrique (Meseta et craton ouest africain) et Laurussia. De plus, ces derniers ne précisent pas l’origine de la lithosphère océanique subductée vers l’ouest. Etant donné que dans les auteurs se réfèrent aux reconstitutions paléogéodynamique réalisées par von Raumer et al. (2009); von

192 Raumer & Stampfli (2008), nous supposons donc que cette lithosphère océanique subduite vers l’ouest appartient à l’océan Paléotéthys. Dans ces reconstructions, la Meseta serait séparée de l’Anti-Atlas (marge nord du Gondwana) par l’océan Paléotéthys au cours du Paléozoïque moyen pour se situer à environ 1 000 km de distance vers le NW (coordonnées actuelles) au Dévonien moyen-supérieur. Cependant, les données stratigraphiques, géochronologiques et paléomagnétiques les plus récentes plaident, en faveur d’une contiguïté permanente au cours du Paléozoïque entre la Meseta et l’Anti-Atlas (à l’exception du Bloc de Sehoul). La Meseta serait restée gondwanienne malgré le rifting cambrien, qui n’a permis l’ouverture de l’océan Rhéïque qu’à l’ouest de la Meseta correspondant ainsi à une marge étirée et fragmentée de l’Anti-Atlas (Michard et al., 2008, 2010). Dans ce contexte, la subduction vers l’ouest de la lithosphère océanique paléotéthysienne n’est pas possible.

Essaifi et al. (2013) montrent que la mise en place du magmatisme bimodal et granodioritique à 330 Ma se fait dans un contexte transpressionnelle lié à la phase de déformation majeure varisque (D2) permettant l’ouverture localisée de bassins en pull-apart (Figure IV.1B). Dans ce schéma, la mise en place de ces magmas datée de 330 Ma est synchrones du pic tectono-métamorphique dans le massif des Jebilet. Nous sommes en désaccord avec ce point du modèle. En effet, un certain nombre d’auteurs ont proposé à partir d’arguments structuraux, stratigraphiques et géophysiques que la mise en place du magmatisme bimodal et granodioritique est associé à un contexte extensionnel (Aarab, 1995; Aarab & Beauchamp, 1987; Bordonaro, 1983; Boummane & Olivier, 2007), contrairement à ce que proposaient (Essaifi et al., 2001; Lagarde & Choukroune, 1982). Notre étude géochronologique et structurale associé aux données stratigraphiques montrent clairement que le magmatisme bimodal et granodioritique dont les âges s’étalent entre 358 ± 7 Ma et 336 ± 4 Ma s’est mis en place dans un contexte extensionnel entre le Dévonien supérieur (~370 Ma) et le Viséen supérieur-Namurien (~325 Ma). Par conséquent, la Meseta Occidentale (1) est caractérisée par un régime tectonique extensif au Carbonifère inférieur.

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IV.1.5 Synthèse

Dans l’état actuel des connaissances, les deux modèles précédemment discutés apportent des informations pertinentes permettant d’expliquer l’évolution tectono-thermique du massif des Jebilet.

D’un point de vue tectonique le modèle proposé par Michard et al. (2008, 2010) nous semble le plus complet pour expliquer l’évolution tectonique du massif des Jebilet contrairement au modèle d’Essaifi et al. (2013) qui montre de nombreux désaccords avec l’évolution tectonique du massif des Jebilet que nous proposons dans cette étude.

D’un point de vue thermique, il est important de noter que malgré les nombreuses différences entre le modèle de Michard et al. (2008, 2010) et le modèle d’Essaifi et al. (2013), ces auteurs font intervenir des même processus géodynamique de délamination lithosphérique similaire avec respectivement un « slab roll-back » et un « slab break-off » pour expliquer la structuration de la Meseta marocaine du Dévonien supérieur au Permien inférieur. Il semble donc que ce processus soit à l’heure actuelle le plus pertinent pour expliquer à la fois l’ouverture des bassins de la Meseta, l’activité magmatique importante pré-orogénique et orogénique dans ces bassins et la présence d’une anomalie de haute température qui génère un métamorphisme pré-orogénique et pré-orogénique BP-HT.