Massif du Tibest

Le massif de Tibesti est situé à l’extrême Nord du Tchad, dans la région du Ténéré et s’étend en Libye. Les formations précambriennes de cette zone sont recouvertes à la périphérie par des dépôts discordants du Paléozoique ou par des grès du Crétacé de Nubie et des roches volcaniques alcaline d’âge Cénozoïque. Ce massif est caractérisé par deux séries métamorphiques : le Tibestien inférieur et le Tibestien supérieur.

Le Tibestien inférieur affleure à l’Est du massif du Tibesti et est constitué des roches très métamorphisées dans sa partie inférieure (des gneiss rubanés, des migmatites oeillées, des gneiss à micas et grenat et des leucogneiss à muscovite). Sa partie supérieure est moins métamorphisée avec des roches telles que des quartzites micacées, des micaschistes et des amphiboloschistes ainsi que des faciès schisteux.

Le Tibestien supérieur est peu métamorphisé et constitué des métarhyolites et des laves basiques interstratifiées avec des schistes et des grès arkosiques. Cette partie du massif du Tibesti, se prolonge jusqu’au batholite de Bin Ghanimah au Niger (Pegram et al., 1976). Les roches intrusives les plus répandues sont les granites calco-alcalins (de type Arayé) formant

33 de grands batholites, intrusifs dans la série volcano-sédimentaire. Les affleurements de granites et gabbros syntectoniques de Jabel Eghei, le batholite de Bin Ghanimah et le pluton de Wadi Yébigué post-tectonique sont également décrits par Suayah, (1986).

Elmakhrouf (1988) et Kasser (1995) attribuent un âge de dépôt entre 1250 et 820 Ma au

Tibestien inférieur. Les granites de type Arayé ainsi que les pegmatites de Yédri donnent des âges de cristallisation panafricains (520 ~ 578 Ma; Schneider, 1989). Pegram et al., (1976);

Ghuma and Rogers (1978); El Makhrouf (1988); Suayah et al., (2006) ont donné des âges de

cristallisation compris entre 600 et 530 Ma aux intrusions calco-alcalines qui recoupent les formations du Tibestien inférieur et supérieur.

Métacraton du Sahara

Le terme Métacraton a été défini pour la première fois par Abdelsalam et al., (2002)

comme un craton qui a été remobilisé lors d'un événement orogénique, mais qui est encore reconnaissable grâce à la prédominance de ses caractères rhéologique, géochronologiques et isotopiques (le préfixe "méta" est pris dans le sens général de métamorphose, c’est-à-dire changement de forme, de nature ou de structure, et non le sens géologique de métamorphisme). Il s'agit d'un vaste domaine polycyclique situés au nord-est du Brésil, au nord du craton du Congo et à l'est du craton d'Afrique de l'Ouest (Trompette, 1997, 2000).

Depuis l'introduction de ce terme, plusieurs études ont été menées au nord de l'Afrique pour comprendre les processus métacratoniques (Abdelsalam et al., 2003; Bailo et al., 2003; El -

Sayed et al., 2007; Finger et al., 2008; Küster et al., 2008), dans le Hoggar (Acef et al., 2003 ;

Liégeois et al., 2003; Bendaoud et al., 2008; Henry et al., 2009; Fezaa et al., 2010), dans les

irumides zambienne (De Waele et al., 2006), l' Anti- Atlas marocain (Ennih et Liégeois, 2008), au Cameroun (Kwekam et al., 2010 ; Shang et al., 2010a), au Brésil (da Silva et al., 2005) et en Chine (Zhang et al., 2011a,b).

Le Métacraton est interprété du côté africain par Black et al. (1994) et Liégeois et al.

(1994) comme un collage de terrains exotiques comprenant des métavolcanites et granitoïdes

Néoprotérozoïque et des ensembles Paléoprotérozoïque et Archéen réactivés. En raison de la présence de roches métamorphiques, roches magmatiques et la datation précoce des roches archéennes de la région Uweynat (Klerkx et Deutsch, 1977), ces ensembles continentaux

34 paléoprotérozoïques et archéens réactivés, sont considérés comme des vestiges d’un ancien craton nommé Craton Nilotique (Rocci, 1965), Craton du Sahara-Congo (Kröner, 1977), craton est-saharien (Bertrand et Caby, 1978), Métacraton du Sahara Oriental (Liégeois et al., 1994), Métacraton du Sahara Central (Black et Liégeois (1993)). Enfin, par la compilation des données géochronologiques et isotopiques sur la région, Abdelsalam et al. (2002) proposent que si les événements Pan-africains sont largement enregistrés, les protolithes sont en grande partie paléoprotérozoïque ou d'âge archéen et que de nombreuses parties de la zone entière présentent des caractéristiques pré-néoprotérozoïques et se comportent comme un seul bloc pendant le Phanérozoïque. Ils l'ont appelé "Métacraton Saharien ".

Dans l'ensemble, Liégeois et al. (2012) montrent que le Métacraton est caractérisé par (1) l'absence d’événement pré-collision ; (2) l’absence de métamorphisme de haute pression généré par subduction ou d’une racine orogénique de haut-grade pouvant témoigner d’un épaississement crustal à lithosphérique, (3) la préservation de terrains océanique pré- collision allochtones, (4) un magmatisme post-collisionnel abondant associé à des zones de cisaillement mais pas avec un épaississement lithosphérique ; (5) la présence de métamorphisme HT-BP associé au magmatisme post-collisionnel ; (6) des ceintures orogéniques intracontinentales non liées à la subduction et les fermetures des bassins océaniques.

Abdelsam et al. (2002) décrivent le Métacraton comme un ensemble géologique,

constitué majoritairement (1) de gneiss de moyen à haut grade, (2) de petits affleurements de granulites, (3) de quelques roches volcanosédimentaires de faible à moyen grade, le tout recoupée par plusieurs générations de granitoïdes entre 750 et 550 Ma, qui s'étend du bouclier Arabo-Nubien au bouclier Touareg, et (4) d’une couverture phanérozoïque allant de la marge septentrionale de l’Afrique, au Sud de l’Égypte et de la Libye, au craton du Congo.

35 Figue I.13 : Principal domaine rhéologique de l'Afrique subsaharienne centrée sur le métacraton subsaharien. Les contours et caractéristiques structurels sont basés sur la carte tectonique de l'Afrique (Milesi et al., 2010). Les subdivisions au sein du métacraton subsaharien sont de Fezaa et al. (2010) pour le craton Murzuq, les terrains Djanet - Edembo et du Tibesti, Küster et al. (2008) pour Bayouda et de ce papier pour les autres parties, en particulier le craton du Tchad sont proposées par Al Kufrah. L'anomalie gravimétrique est la principale anomalie Haraz (Cratchley et al., 1984).

36 Conclusion

Le massif du Ouaddaï est situé à la marge Sud du Métacraton du Sahara et au Nord du craton du Congo. Par manque des données précises sur ce massif, plusieurs auteurs ayant travaillé au Tchad ou dans les régions voisines (Cameroun ou Soudan) le considèrent comme faisant partie du Métacraton du Sahara ou de la Ceinture Orogénique Pan-Africaine d’Afrique Centrale (COPAC). L’objectif de ce travail est de détermimer la nature juvénile ou remobilisée de la croûte continentale exposée au Ouddaï dans le but de l’intégrer dans le contexte global de la COPAC ou du Métacraton du Sahara. Pour atteindre ces objectifs, plusieurs méthodologies basées sur la cartographie (terrain et imagerie satellite), l’analyse structurale, la pétrologie métamorphique et la modélisation thermodynamique, la géochimie sur roche totale (éléments majeurs, traces, les traçages isotopiques (Nd)) et la géochronologie (U-Pb-Hf sur zircon) seront utilisées.

37 CHAPITRE II :

CARTOGRAPHIE DES UNITES LITHO-TECTONIQUES ET DES PRINCIPALES