LEUR STRUCTURE PRIMAIRE DEDUITE DE L'ASM

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-131-VI-LES GRANITOIDES HERCYNIENS DE LA HAUTE MOULOUYA (MAROC):

LEUR STRUCTURE PRIMAIRE DEDUITE DE L'ASM.

INDICATION SUR LEUR MISE EN PLACE

Par Hervé DIOT et Jean Luc BOUCHEZ

VI-1-RESUME

L'étude des granitoïdes affleurant au sein des boutonnières de Bou-Mia et Aouli en Haute-Moulouya (Meseta orientale, Maroc), réalisée grâce à la technique de l'anisotropie de la susceptibilité magnétique (ASM), révèle que ces corps présentent une foliation "magnétique", à tendance moyenne faiblement pentée, disposée en zone autour d'une direction subhorizontale en moyenne SE-NW et proche de la linéation "magnétique" moyenne. Par ana-logie avec d'autres études d'ASM dans des granites à paramagnétisme dominant, et où le fer est porté principalement par les phyllosilicates, on considère que les axes de la fabrique magnétique sont très proches de ceux de la fabrique magmatique. Une telle fabrique, dominée par la cons-tance d'orientation de la linéation proche de l'horizontale, est attribuée à un épisode tectonique en cisaillement plat,de direction SE-NW dominante.

Le type de cette déformation est nettement linéaire:anisotropie linéaire souvent supérieure à l'anisotropie planaire;pendages variables du plan de foliation autour de la linéation. Par argument de continuité avec une structuration similaire de l'encaissant métamorphique,ces granitoïdes sont considérés comme syn- à tarditectoniques,et le cisaillement qui les affec-te serait dirigé vers le NW. Cet événement qui concerne l'anisotropie que ces granitoïdes ont acquise avant leur cristallisation totale (état magma-tique), met en cause la signification des âges différents obtenus sur les _différents faciès, entre 345 et 3-20 Ma.

Nos données ne permettent pas de préciser si cette tectonique en cisail-lement plat,qui concernerait une vaste surface (>700 km2),est l'expression en domaine profond d'un épaississement ou d'un amincissement crustal. Les reconstitutions actuelles favorisent l'hypothèse compressive. L'hypothèse d'un amincissement crustal n'opposerait plus, pour la période considérée (Viséen), Meseta occidentale en extension et Meseta orientale en compres-sion.

VI-2-INTRODUCTION

L'inclusion des granitoïdes dans la croûte terrestre peut s'effectuer de multiples façons, depuis la fusion partielle in-situ sans mobilité du magma, au diapirisme "pur" avec rebroussement de l'encaissant passif, en passant par des scénarios variés où l'encaissant se déforme aussi. soit de façon ductile par cisaillement décrochant (Courrioux, 1982) ou cisaille-ment plat (Jover et Bouchez, 1986), soit de façon fragile par ouverture en fente de tension (Castro, 1985) ou pull-apart (Guineberteau et al., 1987).

La déformation du corps granitique dans l'un ou l'autre de ces contextes se traduit par des structures internes dont la connaissance peut permettre de remonter au mécanisme de mise en place. En ce sens, les granites sont des marqueurs de la cinématique régionale.marqueurs d'autant plus précieux qu'ils sont peu sensibles aux déformations postérieures, si elles sont rétrogrades, que peut enregistrer leur encaissant.

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-132-Les granitoïdes font depuis longtemps l'objet d'études approfondies sur les plans de la pétrographie, de la géochimie et de la radiochronologie.

L'aspect structural s'attache le plus souvent à l'organisation des faciès telle la zonation (par ex. Stephens et Halliday, 1980) et aux effets de la déformation à l'état solide, plastique (Berthé et al., 1979;Vauchez, 1980;

Choukroune et Gapais, 1983; Simpson, 1985; Gapais et Barbarin. 1986) ou fragile (Granier, 1985; Burg et lglesias, 1985).Cependant,les travaux car-tographiques concernant les structures primaires des plutons sont encore peu nombreux (Oertel, 1955; Sylvester et al., 1978; Pons, 1980; Bouchez et

§!:, 1981; Brun et Pons, 1981; Guineberteau et al., 1987).

L'étude des structures acquises par déformation l'état magmatique, c'est à dire avant que le magma ne développe une charpente continue de cristaux, abordée par l'orientation préférentielle de forme (OPF) de marqueurs rigi-des anisométriques inclus dans une matrice visqueuse,est déjà bien avancée aux plans de la modélisation numérique (March, 1932;Willis, 1977; Fernandez, 1987) et analogique (Fernandez, 1987; lldefonse and Fernandez, 1988). Sur le terrain on se heurte cependant,à la difficulté à la fois d'identifier les microstructures propres à l'état magmatique, et de caractériser les faibles taux de l'anisotropie induite par de telles déformations. Dans les granitoïdes, le quartz,minéral très plastique et dont une partie au moins cristallise tardivement, permet aisément de diagnostiquer si la roche a subi une déformation notable à l'état solide (voir Gapais et Barbarin, 1986; Gui ne berteau et al., 1987; Blumenfeld et Bouchez, 1988). En l'absence de déformation à l'état solide, c'est à dire marquée au plus par des sous-grains dans le quartz et des fractures dans les feldspaths, on attribue au stade magmatique I'OPF des marqueurs rigides "primaires" du granite tels que les feldspaths et les micas. A l'exception de quelques zones orthogneïssifiées dont il ne sera pas question ici,c'est ce type de micro-structure que l'on rencontre dans lesgranitoïdes étudiés ici.

La caractérisation de l'anisotropie primaire des granites, réduite par simplification à un plan moyen (foliation magmatique) et une ligne moyenne (linéation magmatique),est habituellement effectuée de façon visuelle glo-bale sur le terrain, ou par comptage statistique de cristaux sur sections adéquates (Oertel, 1955; Marre, 1982; Mollier, 1984). Suite aux travaux pionniers de Graham ( 1954) et Dai y ( 1970),et à leur application sur divers massifs (Van Der Voo et Klootwijk, 1972;Heller, 1973;Gulllet et al., 1983;

Jover et Bouchez, 1986; Bernier et&. 1987; Cogné and Perroud, 1988), on peut déterminer l'anisotropie interne des granites par la mesure de leur ASM, ou anisotropie de leur susceptibilité magnétique. C'est ce choix qui est fait ici, et qui s.era discuté à la fin de cette note, pour l'étude des massifs granitiques de Bou-Mi a et d' Aouli dont la structure, tout à fait originale, permet de proposer un modèle de mise en place par cisaillement p 1 a 1.

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-134-VI-3-CADRE GEOLOGIQUE

Les boutonnières paléozoïques de Bou-Mia et d'Aouli sont situées en Meseta marocaine orientale, dans la cuvette de la Haute-Moulouya, à la jonction du Haut-Atlas et du Moyen-Atlas (Fig. V1.1 ). Des granitoïdes et leur encaissant cristallophyllien servent de substratum au Permo-Trias, lui même recouvert par les séries du Secondaire et Tertiaire (Fig.VI.2).

Les affleurements principaux de matériel cristallin ici dénommés massif d'Aouli à l'Est, et massif de Bou-Mia à l'Ouest forment le massif cristal-lin de Hauté-Moulouya. Le massif d'Aouli affleure sur environ 260 Km2 au Nord de Midelt, entre Zaïda à l'Ouest et Aouli à l'Est, deux localités distantes de 37 kilomètres. Le massif de Bou-Mia s'étend sur environ 65 km2 à l'Ouest de la localité du même nom. Malgré une lacune d'affleurement d'une quinzaine de kilomètres entre Zaïda et Bou-Mia, la continuité entre ces deux massifs granitiques sous la couverture semble bien établie. En effet, les faciès principaux du massif de Bou-Mia se retrouvent sur le massif d'Aouli où ils fournissent des âges comparables (Tisserant, 1977).

Par ailleurs, entre Bou-Mia et Midelt, un forage (HM en figure V1.2), à rencontré le granite à faible profondeur (donnée exacte non connue), et le plancher du Lias déterminé par la géophysique ne semble pas perturbé entre ces zones d'affleurement du granite (Emberger, 1965). De plus, si l'on considère que !"'apophyse d'El Hassir" (Emberger, 1965; voir Discussion) constitue l'enracinement oriental du massif de la Haute-Moulouya dans les séries métamorphiques anté-triasiques,l'extension occidentale de ce massif n'est limité cartographiquement que par la couverture permo-triasique.

L'extension totale de ce massif selon la direction Est-Ouest dépasserait ainsi 50 kilomètres, lui conférant un surface minimum de 700 km2.

L'encaissant anté-triasique, à matériel probablement paléozoïque (Hoepffner, 1987), affleure principalement dans la partie orientale de la boutonnière d' Aouli (dôme de l'A dar Akorar), à la faveur d'un horst limité par des accidents verticaux de direction NNE-SSW tardi-hercyniens. Il s'agit surtout de schistes à chlorite et sérielle, de quelques niveaux de quartzites, ainsi que d'amphiboloschistes dérivés de dolérites (Emberger, 1965).Selon cet auteur, les faciès granitiques composant le massif d'Aouli sont superposés,les faciès les plus basiques et les plus profonds appa-raissant à l'Est ("apophyse d'El Hassir") .

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