A review of the geological evolution of the Variscan Jebilet massif, inferred from structural and geochronological analysis
III.2.2 Le métamorphisme régional syn-tectonique
Huvelin (1977) a montré que le métamorphisme régional synschisteux M2 qui est associé à la phase de déformation majeure varisque (D2) ne dépasse pas l’épizone, et développe des phyllades (schistes ardoisiers ou sériciteux) ou des termes de transition vers les micaschistes. Ces phyllades sont accompagnés de calcaires bioclastiques, de tufs et de laves, souvent presqu'entièrement recristallisés. Dans les Jebilet Occidentales (région de Bou Gader, Figure III.12A), il a montré également que les schistes sont affectés par place par un épimétamorphisme comme l’indique l’apparition de la séricite et de la chlorite soulignant la schistosité S2. Plus tard, Bordonaro (1983), El Hassani (1980) et Mayol (1987) précisent le travail de Huvelin (1977) en réalisant une étude détaillée du métamorphisme et en proposant des zonéographies métamorphiques, respectivement des Jebilet Orientales, des Jebilet Centrales et des Jebilet Occidentales (Figure III.12A).
L’étude d’El Hassani (1980) a montré que le métamorphisme dans les Jebilet Orientales évolue de l’est vers l’ouest (Figure III.12A) :
Dans la partie est des Jebilet Orientales (à l’est de Sidi Bou Othmane) la paragenèse décrite à Qtz – Ms – Chl – Ab est caractéristique de l’épizone supérieure (Figure III.13c).
Dans la partie centrale des Jebilet Orientales (secteur de Sidi Bou Othmane), l’assemblage minéralogique à Qtz – Chl – Ab – Bt est typique de l’épizone inférieure franche (Figure III.13d).
Dans la partie ouest des Jebilet Orientales, la paragenèse décrite à Qtz – Ms ± Chl ± Bt dans les schistes correspondrait au début de l’épizone inférieure.
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88 Dans les Jebilet Centrales, l’étude du métamorphisme réalisée par Bordonaro (1983) à l’aide de la minéralogie et de la cristallinité de l’illite montre une croissance du grade thermique de l’est vers l’ouest. Ainsi trois secteurs ont été définis (Figure III.12A) :
Dans la partie est des Jebilet Centrales (secteur de Jbel Sarhlef) les assemblages minéralogiques à Qtz – Chl – Ms ± Ab ± Cc dans les schistes et à Ep – Am verte – Chl – Cc – Pl dans les métabasites sont typiques du faciès schiste vert. L’absence de biotite est caractéristique de l’épizone supérieure (Figure III.13c).
Dans la partie centrale des Jebilet Centrales (secteur de Koudiat Kettara) les paragenèses décrites correspondent à Qtz – Chl – Ms – Ab dans les schistes, à Ep – Am verte – Chl – Cc – Pl ± Bt dans les métabasites et à Qtz – Chl – Ab – Ep ± Bt dans les métarhyolites. La présence sporadique de la biotite dans ce secteur est attribuée au début de l’épizone inférieure. Selon Bordonaro (1983) la température a du avoisiner 400°C.
Dans la partie ouest des Jebilet Centrales (secteur de Koudiat Bouzlaf), la biotite est bien cristallisée comme l’indique les paragenèses à Qtz – Chl – Ab – Bt dans les schistes et à Qtz – Pl – Ab – Chl – Ms – Cc – Bt dans les métarhyolites. Ce secteur montre une minéralogie caractéristique de l’épizone inférieur (Figure III.13d).
Les données de cristallinité de l’illite montrent une diminution progressive de l’indice de cristallinité ce qui conforte les observations minéralogiques et confirme donc une augmentation du grade du métamorphisme de l’est vers l’ouest (Figure III.12B, transect CD). Il est important de noter que sur le transect CD de la Figure III.12B, 4 données de cristallinité de l’illite sont caractéristiques du domaine anchizonale ce qui laisse penser que certaines roches ont enregistré un métamorphisme de plus bas grade. Ceci semble être également le cas pour le secteur sud des Jebilet Centrales où l’ensemble des données de cristallinité de l’illite sont soit dans le domaine anchizonale ou au début de l’épizone (Figure III.12B, transect EF).
Plus tard, Mayol (1987) a effectué une évaluation du grade du métamorphisme en se basant sur la méthode de la cristallinité de l’illite (Figure III.12B, transect AB). Les valeurs obtenues de l’indice de cristallinité de l’illite dans la formation de Bou Gader indiquent que les roches analysées ont subi principalement des conditions métamorphiques du domaine du métamorphisme épizonal et confirment les analyses pétrographiques réalisées par Huvelin (1977) dans ce secteur qui a décrit des paragenèses à Qtz – Ms – Chl. Ce secteur a été donc rattaché à l’épizone supérieure.
89 L’ensemble de ces paragenèses et des données de cristallinité de l’illite obtenues montrent que le métamorphisme régional dans le massif des Jebilet ne dépasse pas le faciès schiste vert. L’augmentation du degré du métamorphisme s’accompagne d’un changement de style et d’intensité de la déformation.
Figure III.13 : Microphotographies permettant d’illustrer les principales relations de cristallisation-déformation des minéraux métamorphiques dans notre zone d’étude telles que Huvelin (1977), El Hassani (1980), Bordonaro (1983) et Mayol (1987) ont pu les décrire. a et b : exemple d’assemblages minéralogiques typiques du métamorphisme de contact anté-tectonique dans le faciès hornfels à hornblende avec des Crd épigénisées en Bt-Qtz-Phg-Chl respectivement dans les secteurs d’Oulad-Ouaslam et de Sarhlef. c et d : exemple d’assemblages minéralogiques typiques du métamorphisme régional syn-tectonique dans l’épizone supérieure (a) et dans l’épizone inférieure (b) respectivement dans les secteurs de Bou Kheris et Kt. Bouzlaf. e et f : exemples d’assemblages minéralogiques typiques du métamorphisme de contact syn- à post-tectonique dans le faciès hornfels à hornblende avec (e) assemblage minéralogique syn-tectonique à Bt-And-Grt et (f) Grt post-tectonique dans le secteur de Sidi Bou Othmane.
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III.2.3 Le métamorphisme de contact syn- à post-tectonique
Pendant l’épisode compressif D2 qui affecte le massif des Jebilet se développe localement dans les secteurs de Sidi Bou Othmane, de Koudiat Mirouga et de Koudiat Bouzlaf-Draa Manjel un métamorphisme de contact comme en témoigne la présence de schistes tachetés (Figure III.12A et Figure III.13e, f ; Bordonaro, 1983; El Hassani, 1980; Huvelin, 1977). Ces schistes tachetés contiennent des porphyroblastes d’andalousite, de cordiérite, de grenat, de biotite et de chloritoïde. L’analyse microstructurale montre que la croissance de ces porphyroblastes est synchrone à l’épisode de déformation D2b (syn-tectonique, Figure III.13e ; Bordonaro, 1983; El Hassani, 1980; Huvelin, 1977). La présence de biotites chloritisées et de grenats post-tectoniques suggère que le métamorphisme de contact s’est poursuivi après l’arrêt de la déformation (Figure III.13f ; El Hassani, 1980; Huvelin, 1977). Dans le secteur de Koudiat Bouzlaf-Draa Manjel, Essaifi et al. (2001) ont montré que ce métamorphisme de contact est marqué par l’apparition d’un assemblage minéralogique syn-tectonique à And – Crd ± Grt ± Tur typique du faciès hornfels à hornblende (Figure III.12A). Cet assemblage indique un métamorphisme HT-BP dont les conditions correspondraient à une température d’environ 500°C et une pression maximale de 2 kbar. Ceci confirme les travaux de Bordonaro (1983) qui a décrit dans le même secteur des paragenèses à Qtz – Ms – Bt – Grt – Crd et dont la croissance est syn-D2. Selon cet auteur, l’apparition de la cordiérite indiquerait une température de l’ordre de 530°C. L’organisation de la zonalité de ce métamorphisme de contact ou apparait des faciès HT-BP témoigne de la présence de dômes thermiques et a été attribué à la mise en place d’intrusions à très faible profondeur (Bordonaro, 1983; El Hassani, 1980; Huvelin, 1977). Les témoins de ces intrusions pourraient correspondre aux filonnets constitués de quartz, plagioclase, feldspath potassique, biotite et micas blancs et aux nombreux filons pegmatitiques plissés et boudinés affleurant respectivement dans les secteurs de Koudiat Mirouga et de Sidi Bou Othmane (Bordonaro, 1983; El Hassani, 1980; Huvelin, 1977). Selon ces auteurs, ces dômes thermiques seraient à rapprocher à celui qui est observé autour du leucogranite du Bramram daté à 297 ± 9 Ma, 296 ± 6 Ma (Tisserant, 1977) and 295 ± 15 Ma (Mrini et al., 1992).
L’établissement de la zonéographie du métamorphisme s’est achevé à l’issue de la déformation pénétrative D2. Cette déformation pénétrative a été suivie par une phase de déformation fragile représentant les derniers incréments de D2 et qui est caractérisée par des chevauchements de faible ampleur et des décrochements conjugués qui ne modifient pas la disposition des zones métamorphique dans le massif des Jebilet (Bordonaro, 1983).
91 Les travaux de Bordonaro (1983), El Hassani (1980), Essaifi et al. (2001), Huvelin (1977) et Mayol (1987) ont permis de préciser le degré du métamorphisme dans le massif des Jebilet. Ils ont mis en évidence trois phases métamorphiques associées à des épisodes thermiques distincts :
Un métamorphisme précoce décrit autour des intrusions bimodales et granodioritiques qui se mettent en place pendant la phase extensive D0 et qui atteint le faciès de hornfels à pyroxène (Figure III.13a et b).
Un métamorphisme régional associé à la phase varisque majeure D2 qui ne dépasse pas l’épizone donc le faciès des schistes verts à l’échelle du massif des Jebilet (Figure III.13c et d).
Un métamorphisme de contact syn- à post-tectonique également rattaché à D2 et lié à la mise en place d’intrusion à faible profondeur, qui atteint le faciès des hornfels à hornblende (Figure III.13e et f).
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Chapitre III.3 Analyse thermique du massif des Jebilet par la
géothermométrie RSCM
Comme nous l’avons signalé précédemment, notre étude de la thermicité du massif des Jebilet a été réalisée principalement par la géothermométrie RSCM.
Jusqu’alors la méthode de géothermométrie RSCM n’a été calibrée que sur des roches métapélitiques ayant subi un seul cycle métamorphique au cours de l’orogène alpine (métamorphisme monophasé, e.g. contexte alpin ; Beyssac et al., 2002). Alors deux questions se posent. La première concerne l’applicabilité de la méthode dans des contextes géologiques complexes telle que la chaine varisque. En effet, l’applicabilité de la géothermométrie RSCM dans des contextes caractérisés par la superposition des plusieurs événements thermiques (métamorphisme polyphasé, e.g. contexte varisque) n’a jamais été démontrée. La deuxième question concerne l’applicabilité de la méthode RSCM sur des roches carbonatées type skarns. L’analyse de la première question fait objet de la partie II.3.1 (incluant un article publié) alors que l’analyse de la deuxième question fait objet de la partie II.3.2.
III.3.1 Analyse de l’applicabilité du RSCM dans un contexte polyphasé varisque
Afin de réaliser cette étude, notre démarche consistait à comparer les données de températures maximales obtenues par la pétrographie et les calculs thermodynamiques à celles obtenues par la méthode de géothermométrie RSCM. 17 échantillons métapélitiques ont été prélevés dans le massif des Jebilet. Les pics thermiques de ces roches ont été enregistrés lors de la phase varisque majeure qui se caractérise par (1) un métamorphisme régional dans le faciès schiste vert aux faciès amphibolite (phase D1/D2) surimposé par (2) un métamorphisme de contact atteignant le faciès hornfels/amphibolites (phase D2/D3). Les résultats de cette étude ont fait l’objet d’un article publié en 2016 dans le journal Lithos.Cet article ayant été publié avant notre étude structurale et géochronologique présenté dans l’article 1 (voir section II.3), il est important de noter, par soucis de cohérence, que (1) la carte géologique présenté (Figure III.14 et Figure III.21) est basée sur les travaux de Huvelin (1977) et que (2) l’appellation des phases de déformation dans cet article suit l’ancienne nomenclature établie par Huvelin (1977) et donc que les phases D1, D2 et D3 correspondent aux phases D2a, D2b et D2c présentées précédemment dans l’article 1 (Chapitre II.3). De la même manière, les âges proposés pour les intrusions magmatiques reprennent les données de la littérature. Par conséquent, la mise en place du magmatisme bimodal et granodioritique est indiqué à ca. 330 Ma dans cet article, ce qui n’est plus le cas au vu de nos nouvelles datations.
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