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La convergence Afrique-Eurasie, chronique d’une collision différentielle
Le domaine méditerranéen doit sa configuration actuelle et sa géodynamique complexe à la convergence entre les plaques Afrique, Eurasie et autres microplaques, imputée à l’ouverture de l’océan Atlantique suite au démantèlement de la Pangée lors du dernier cycle de Wilson (Figure 1.1 A). En effet, l’ouverture de l’océan nord atlantique au Crétacé inférieur (Figure 1.1 B) provoque d’abord le déplacement vers l’Est de l’Ibérie et sa rotation antihoraire. Puis, alors que l’océan sud atlantique s’ouvre à son tour au Crétacé supérieur (Figure 1.1 C), la plaque africaine cesse sa translation parallèle à la limite avec la plaque eurasienne pour converger vers cette dernière. Ce mouvement relatif général de l’Afrique vers une Eurasie stable (par convention) s’exprime par une rotation antihoraire dont le pôl e se situe au large de l’Afrique de l’Ouest, au niveau des îles Canaries. Le s reconstructions cinématiques remontant jusqu’à l’Oligocène (35 Ma) indiquent un mouvement convergent globalement orienté NS (DEWEY et al., 1989 ; Figure 1.2).
La configuration de la Téthys alpine, océan étroit intercaléntre les plaques africaine et eurasienne (Figure 1.1 B), a favorisé la collision différentielle qui affecte la mer Méditerranée d’Ouest en Est à partir de 30-35 Ma (JOLIVET & FACCENNA, 2000). Actuellement, le domaine occidental en est déjà au stade final de l’orogenèse, voire de l’extension post-collision, tandis que le domaine oriental subit toujours la subduction.
Figure 1.2 : carte tectonique de la mer Méditerranée, affichant les principales chaînes de montagne, domaines crustaux et le déplacement de l’Afrique vers l’Europe de 50 Ma à nos jours (modifiée d’après JOLIVET et al., 2006).
Chaînes et bassins de Méditerranée occidentale : de la subduction à la collision
Au niveau de la Méditerranée occidentale et centrale, la convergence a produit l’édification de deux ceintures majeures, respectivement les Alpes-Bétiques sur le segment septentrional de la mer Méditerranée, et les Apennins-Maghrébides sur son segment méridional. Ces deux ceintures se sont développées de façon diachrone auCénozoïque. En effet, si la chaîne alpine s.l. débute sa phase de subduction dès le Crétacé inférieur, la chaîne apennine s.l. ne la commence que lorsque la première en est déjà au stade de lacollision inter-continents (ca 45-50 Ma).
Un changement important de la cinématique se produit à l’Eocène terminal (30-35 Ma), alors que le mouvement absolu de l’Afrique se réduit de moitié àla collision des deux plaques (JOLIVET & FACCENNA, 2000). Un bloc regroupant les microplaques d’Alboran, du massif des Kabylies, des monts Peloritains et de Calabre (AlKaPeCa, défini par BOUILLIN et al., 1986 ; Figure 1.3), se déplace depuis l’Est et entre en collision avec la plaque ibérique.
Figure 1.3 : évolution tectonique schématique de la position des microplaques d’Alboran (Al), de Grande Kabylie (Ka1), de Petite Kabylie (Ka2), des monts Peloritains (Pe) et de Calabre (Ca) : de (A) l’Oligocène supérieur-Miocène précoce au (B) tardi-Miocène USTRINO(L et al., 2011).
La Téthys alpine entre en subduction sous la future chaîne Apennins-Maghrébides immédiatement après, ce qui varie selon les auteurs du Crétacéupérieurs à l’Oligocène supérieur (FACCENNA et al., 1997 ; DOGLIONI et al., 1999b ; LUSTRINO et al., 2009 ; Figure 1.4 A). Vers 30 Ma, l’extension d’arrière-arc débute dans le bassin Liguro-Provençal, accompagnée de son cortège de manifestations volcaniques calco-alcalines (FACCENNA et al., 2004). Celle-ci se propage ensuite vers le SW jusqu’en Alboran. Dans le même temps le front de subduction recule (DEWEY et al., 1989 ; LONERGAN & WHITE, 1997 ; JOLIVET & FACCENNA, 2000 ; ROSENBAUM et al., 2002 ; FACCENNA et al., 2004) et une première croûte océanique se forme dans le bassin Liguro-Provençal, esquissant une proto-Méditerranée occidentale (Figure 1.4 B). Ce retrait du front de subduction marque une rotation horaire dans sa partie occidentale (≈ 10° pour les Baléares) et antihoraire dans sa partie orientale (≈ 45-60° pour la Corse-Sardaigne) selon un pôle situé approximativement au niveau du golfe de Gênes (SPAKMAN & WORTEL, 2004 ; GATTACCECA et al., 2007). La migration opposée des arcs de Calabre et de Gibraltar vers le SE et le SW (respectivement) créée finalement les deux autres bassins majeurs de la Méditerranée occidentale, la mer Tyrrhénienne à l’Est et la mer d’Alboran à l’Ouest. L’extension cesse en Alboran vers 7-8 Ma ( FACCENNA et al., 2004 ; Figure 1.4 C) et la subduction n’est aujourd’hui plus active qu’au niv eau de la chaîne des Apennins où elle décline à son tour (Figure 1.4 D).
Figure 1.4 : reconstruction de l’évolution de la Méditerranée occidentale(FACCENNA et al., 2004). (A) Subduction de la chaîne Apennins-Maghrébides vers le NW ; (B) Recul du front de subduction, ouverture du bassin Liguro-Provençal et migration opposée des arcs de Gibraltar vers l’Ouest et de Calabre vers l’Est ; (C) Fin de l’extension dans la partie oc cidentale ; (D) La subduction n’est aujourd’hui plus active que dans la chaîne des Apennins.
BILLI et al. (2011) résument l’évolution fini-cénozoïque de la Méditerranée occidentale à un cycle de Wilson de petite échelle : (1) une subduction vers le Nord de la plaque africaine depuis 35 Ma, produisant de l’extension en arrière-arc ; (2) à partir de 15 Ma, l’arrêt de la subduction se propage depuis l’Ouest (mer d’Alboran) vers l’Est (mer Tyrrhénienne) le long de la frontière de plaques ; (3) vers 8-10 Ma, la déformation compressive est de nouveau enregistrée d’Ouest en Est en domaine d’arrière-arc, ce qui conduit à l’inversion tectonique des bassins formés durant la période d’extension ; (4) la subduction des anciens domaines d’arrière-arc devient désormais possible.
La Crise de Salinité Messinienne
Si la convergence entre les plaques Afrique et Eurasie est à l’origine de la formation du domaine méditerranéen, elle contribue également à le clore progressivement. De fait, la Méditerranée a déjà connu un épisode d’isolement qui a conduit vers 6 Ma à son assèchement total. Connue sous le nom de Crise de Salinité Messinienne, cette crise environnementale majeure résulte de la fermeture des connections entre l’océan Atlantique et la mer Méditerranée au niveau de l’arc de Gibraltar. Elle sert deniveau-repère dans la chronologie récente du domaine méditerranéen. En effet, l’évaporation intense a occasionnéedépôtl d’une importante couche d’évaporites dans les bassins profonds et marginaux (Figure 1.5) et produit une surface d’érosion marquée sur tout le pourtour méditerranéen.
Figure 1.5 : distribution des évaporites messiniennes dans les bassins méditerranéens (ROUCHY & CARUSO, 2006).
La Crise de Salinité Messinienne fait l’objet de nombreux débats quant à son commencement, sa durée et ses modalités. Nous nous contenterons icide présenter les trois stades d’évolution proposés par le consensus du CIESM (2008) :
(1) de 5,96 à 5,6 Ma, début de la crise et première phase évaporitique.Synchrone sur l’ensemble de la Méditerranée, cette première phase ne s’exprime cependant que dans les environnements peu profonds tels que les bassins marginaux. Des alternances de gypse et de marnes y forment des dépôts d’une quinzaine de cycles, témoignant de changements périodiques de salinité. La baisse de niveau marin n’est toutefois pas substantielle et la séquence marque vers le haut un retour global à des profondeurs d’eau moindres ;
(2) de 5,6 à 5,55 Ma, apogée de la Crise de Salinité Messinienne. La éductionr des échanges entre l’Atlantique et la Méditerranée, probablement occasionnée par l’action conjointe de la tectonique et de changements climatiques, provoque une chute drastique du niveau marin. L’importante érosion qui en découle incise profondément lelittoral et affecte les bassins évaporitiques formés lors de la première étape. Dansles bassins abyssaux, une importante couche d’évaporites (halite et potasse) se dépose au-dessus du gypseresédimenté ;
(3) de 5,55 à 5,33 Ma, dépôt des évaporites supérieures et Lago Mare. Les dépôts antérieurs sont recouverts d’abord par du gypse de formation plus superficielle, puis par plusieurs évènements discrets d’évaporites d’eau douce, reconnus sous l’appellation de Lago Mare. La base du Zancléen (et donc du Pliocène) marque le retour à des conditions de pleine mer vers 5,33 Ma, suite à un ennoiement brutal lié à la réouverture du détroit de Gibraltar.
Structure géologique profonde de l’orogène bético-rifain
Terminaison occidentale des chaînes alpines méditerranéennes, l’arc de Gibraltar voit, de par sa position aux limites des plaques Afrique et Eurasie, se confronter à la fois l’édification orogénique et son effondrement. L’association de ces deux processus opposés dessine une structure en empilement de nappes qui, depuis la mer d’Alboran, se chevauchent et se déversent sur les littoraux espagnols et marocains pour forme respectivement les Cordillères Bétiques et le Rif (ANDRIEUX, 1971). L’arc bético-rifain forme ainsi un ensemble étroit mais relativement symétrique où l’on retrouve du cœur vers la périphérie les caractères classiques d’un orogène : des zones internes métamorphiques (le domaine d’Alboran) qui chevauchent des zones externes peu métamorphiques, elles-mêmes charriées sur un socle pré-structuré à l’Hercynien (Figure 1.6).
Le détail des formations lithologiques sera abordé plus loin dans el Chapitre 2 ; nous nous intéresserons ici plutôt aux éléments de structure d’ordre lithosphérique. En effet, si la limite entre les plaques africaine et ibérique est marquéesur son côté atlantique par la faille transformante dextre Açores-Gibraltar (M CCLUSKY et al., 2003), la frontière méditerranéenne entre ces deux dernières est moins évidente. Les reconstitutions dela structure profonde de la mer d’Alboran s’appuient à la fois sur les données, nombreuses, de sismicité et de tomographie sismique.
En mer d’Alboran, la large répartition d’une sismicité diffuse présente une structure complexe (BUFORN et al., 2004, et références incluses). Ainsi l’analyse des mécanismesau foyer des séismes peu profonds (< 40 km) traduit des mouvements décrochants, inverses ou normaux liés à la tectonique fragile active qui s’opère en surface. La sismicité intermédiaire (40 à 150 km) se répartit sur une bande méridienne étroite (50 km) àl’Ouest de la mer d’Alboran. Elle présente des axes de tension subverticaux et est interprétée par BUFORN et al. (2004) comme le reflet d’un panneau subvertical plongeant vers l’Est sous la mer d’Alboran. Enfin, les séismes très profonds (> 600 km) pourraient être selon sleauteurs l’expression d’un fragment de lithosphère froide détaché en profondeur. L’ensemble reflète à la fois l’action de la convergence de l’Afrique et de l’Eurasie et une extension horizont ale orientée en EW au niveau de la mer d’Alboran (Figure 1.7).
Une anomalie de vitesse positive, imagée lors d’études de tomographique sismique menées en mer d’Alboran (Figure 1.8), semble confirmer la présence d’un panneau plongeant activement vers l’Est sous l’arc de Gibraltar (G UTSCHER et al., 2002 ; SPAKMAN & WORTEL, 2004).
Figure 1.6 : carte des unités tectoniques de l’arc bético-rifain (modifiée d’après DO COUTO, 2014).
Figure 1.7 : schéma séismotectonique pour la région Ibérie-Afrique UFORN(B et al., 2004). Les séismes superficiels sont gris foncés, les séismes intermédiaires gris clairs. Les flèches indiquent le régime de contrainte en surface, déduit d’après les mécanismes au foyer des séismes.
Figure 1.8 : imagerie de tomographie sismique sur un transect EW de la mer d’Alboran et du bassin algérien (SPAKMAN & WORTEL, 2004). (A) Coupe des premiers 1000 km du manteau ; (B) Interprétation de la géométrie 3D de la structure présente sous la merAlborand’.
Le programme TRANSMED I (FRIZON DE LAMOTTE et al., 2004) a été réalisé dans le but d’appréhender la structure géologique globale de la mer d’Alboranle long d’un transect NS qui part du bloc ibérique pour rejoindre le domaine saharien marocain (Figure 1.6). La combinaison des données de la littérature et des modélisations réalisées permettent de dessiner l’allure des structures lithosphériques sous l’arc bético-rifain (Figure 1.9).
Le Moho s’avère ainsi presque plat à 32-34 km de profondeur sous la part ie nord du transect. Il s’approfondit légèrement (38 km) à la limite entre les zones externes et internes des Cordillères Bétiques, avant de s’amincir presque de moitié urs le littoral andalous (jusqu’à 16 km sous la mer d’Alboran). De façon symétrique, la profondeur du Moho augmente de nouveau en arrivant au littoral marocain, passant rapidement de 18 à 32 km. Il reste ensuite plat à environ 35 km de profondeur, et ce jusque sous la Meseta marocaine.
Si la base de la lithosphère se trouve à 140 km environ sous les Bétiques, sa profondeur est drastiquement réduite au niveau de la mer d’Alboran sous laquelle elle atteint un grand maximum de 50 km. A mesure que l’on évolue vers le littoral marocain, la profondeur de la base de la lithosphère augmente de nouveau, marquant un fort épaississement de cette dernière sous le Rif et son avant-pays(jusqu’à 180 km). Au sud du Rif, la base de la lithosphère remonte progressivement pour atteindre 70 km sous le Haut-Atlas.
Il existe donc de grandes variations d’épaisseur dans la croûte et le manteau. A la lumière de ce transect, FRIZON DE LAMOTTE et al. (2004) mettent en évidence que les Bétiques et le Rif disposent d’une faible racine orogénique et d’une lithosphère amincie pour des systèmes orogéniques encore actifs récemment .
Un autre reflet de la convergence Afrique-Eurasie : le volcanisme trans-Alboran
Tout comme les structures géologiques, l’activité magmatique développée au sein de l’arc bético-rifain est liée au mouvement relatif de l’Afrique et de l’Eurasie, et plus particulièrement à la progression de la subduction. Si de discrets évènements se sont produits dès le Paléocène, c’est au Miocène que s’est développé l’essentiel du magmatisme qui forme aujourd’hui la province magmatique trans-Alboran (Figure 1.10). Cette activité se poursuivait encore récemment par un volcanisme de type intraplaque.
Magmatisme précoce
Si à l’Eocène quelque magmatisme alcalin s’est exprimé localement sur la marge africaine, l’essentiel du magmatisme précoce dans l’évolution de al province est représenté par un champ filonien dans la zone de Malaga (SW Bétiques). Il s’agit de dykes d’andésites basaltiques pour lesquels les datations K-Ar et 40Ar-39Ar donnent deux groupes d’âges (TORRES-ROLDAN et al., 1986 ; TURNER et al., 1999 ; DUGGEN et al., 2004) : (1) 30-38 Ma, correspondant à la mise en place des dykes, et (2) 17.4-19.8 Ma, inte rprétés comme la remise à zéro du système K-Ar par chauffage suite à l’empilement des Malaguides qui débute vers 28 Ma. Ce champ filonien est considéré comme l’expression d’un contexteen extension associé au processus de subduction, mais pré-collision (TORRES-ROLDAN et al., 1986 ;
Figure 1.9 : transect NS TRANSMED I illustrant la structure géologique de l’arc bético-rifain (FRIZON DE LAMOTTE et al., 2004). Le tracé du profil est localisé sur la Figure 1.6. Les différents ensembles de la haînec ici représentés (domaine d’Alboran, flyschs, zones internes et externes des orogènes) seront détaillées pour la partie rifaine dans le Chapitre 2.
DUGGEN et al., 2004), ainsi que le montrent l’extension EW des dykes (orientés N15 à pendage E) et leur géochimie d’affinité tholéiitique.
Quelques roches plutoniques apparaissent également au travers de laprovince. Ce sont à Mar Menor des dacites à cordiérite (18.5 Ma ± 1.6 Ma ; D UGGEN et al., 2004), ou encore des leucogranites qui intrudent les massifs ultramafiques de Ronda et de Beni Bousera (19 ± 0.5 Ma ; ZECK et al., 1989). Ces roches sont attribuées à la fusion partielle d’unités crustales lors du pic thermal de l’empilement de nappes vers 21 Ma.
Figure 1.10 : distribution spatio-temporelle du magmatisme néogène en mer d’Alboran (DUGGEN et al., 2008). Abréviations : (AB) basaltes alcalins, basanites et dérivés ; (TH) séries tholéiitiques ; (CA) séries calco-alcalines ; (K) roches ignées riches en K ; MVDLP)( : massif volcanique de la Polacra ; (CDLG) Crête des Gênois.
Le Miocène, apogée de l’activité magmatique orogénique
L’activité magmatique devient volumineuse dans la province trans-Alboran au Miocène, alors que les sommets du Rif et les Bétiques se sont élevés sous l’effet de l’empilement des nappes. Ce magmatisme orogénique est pour l’essentiel constitué de complexes volcaniques andésitiques à rhyolitiques, ainsi que de quelques massifs plutoniques au Sud de l’Espagne et au Nord du Maroc et de l’Algérie. Caractérisé par des signatures géochimiques calco-alcalines typiques des zones supra-subduction, sa composition évolue néanmoins de façon spatiale et temporelle (GILL et al., 2004 ; DUGGEN et al., 2004, 2005, 2008 ; EL BAKKALI et al., 1998 ; LUSTRINO et al., 2011).
Magmatisme au sein du bassin d’Alboran (Miocène précoce à tardif)
Ce magmatisme est représenté au niveau de la mer d’Alboran actuelle par les îles d’Alboran et d’autres hauts-fonds volcaniques (rides d’Alboran ou de Yusuf, mont sous-mar in d’Al Mansour ou bancs de Djibouti et Cabliers…). On en retrouve égale ment sous forme de complexes volcaniques élevés puis érodés au Sud de l’Espagne (Cabo de Gata, Aguilas), au Maroc (Ras Tarf, les Trois Fourches) ou en Algérie (M’Sirda, Sahel d’Oran). Les analyses géochimiques de DUGGEN et al. (2004, 2005, 2008) permettent d’y distinguer deux types de laves : (1) les laves appauvries en LREE, et (2) les laves enrichies en ces mêmes LREE.
Les laves appauvries en LREE sont d’affinité tholéiitique et typiques des fronts d’arc, générées par la fusion partielle d’une source mantellique appauvrien LREE et infiltrée par les fluides aqueux issus de la déshydratation de sédiments marinssubductés. Si les laves enrichies en LREE sont plutôt d’affinité calco-alcaline, la genèse de ces magmas demeure plus incertaine et peut résulter (1) d’une contamination crustale du magma appauvri en LREE qui forme les laves centrales, ou (2) de magmas déjà enrichis en LREE, dérivés du manteau et dont la contamination crustale varie lors de leur ascension dans la croûte. Ces deux types de laves dessinent par ailleurs elles-mêmes une zonation géochimiqueau sein du bassin d’Alboran, les laves appauvries en LREE se trouvant au cœur d’un f er à cheval subparallèle à l’arc bético-rifain qui regroupe les laves enrichies en LREE.
Magmatisme sur les marges continentales (Miocène tardif à Pliocène précoce)
Sur les marges continentales, l’activité magmatique est représentée par des compositions qui sont toujours d’affinité calco-alcaline mais enrichies en K, voire ultrapotassiques (shoshonites et lamproites). En Espagne ce sont les champs volcaniques de Murcia, Cartagena, Vera et Cerro Hoyazo (ca 6.3-8.1 Ma) qui sont concernés, au Maroc les complexes du Gourougou et du Guilliz, en Algérie ceux de M’Sirda et de Sahel d’Oran ( ca 4.8-11 Ma). L’origine de ces magmas a été communément associéeàla fusion partielle de manteau lithosphérique sous-continental, métasomatisé lors d’une subduction miocène ou antérieure (LOUNI-HACINI et al., 1995 ; EL BAKKALI et al., 1998 ; TURNER et al., 1999 ; COULON et al., 2002 ; GILL et al., 2004 ; DUGGEN et al., 2004, 2005, 2008).
Activité magmatique récente
L’activité magmatique en Alboran se termine par la mise en place d’un volcanisme de type intraplaque (0.8-6 Ma) qui fait suite au paroxysme du magmatisme orogénique auquel il est fréquemment associé sur les marges continentales. Ce volcanisme n’est toutefois pas restreint à l’arc bético-rifain puisqu’il se prolonge en NE-SW depuis les îles Canaries (possiblement) jusqu’à l’Anti-Atlas pour former la Morocco Hot Line (MICHARD et al., 2008).
Les roches de cette ceinture sont des basaltes, basanites, hawaïtes et néphélinites et possèdent des signatures géochimiques alcalines typiques des basaltes de type intra-océanique (OIB) reflétant une source asthénosphérique dépourvue de contamination crustale.
Les différences fondamentales de chimie entre le volcanisme de type subduction du Miocène et l’activité volcanique intraplaque plus récente en Méditerranée occidentale et centrale sont détaillées de façon étendue dans une synthèse de USTRINOL et al. (2011 ; Table 1.1). Certains complexes comme celui du Gourougou au Maroc illustrent parfaitement l’influence décroissante d’une source de type subduction au profit d’une source de type intraplaque au cours de l’évolution cénozoïque du magmatisme.
Extension à la Marge Maghrébine
Si le Rif fait partie intégrante de l’arc bético-rifain, il n’en est pas moins le prolongement occidental du Tell algérien avec lequel il forme la ceinture des Maghrébides. Cette dernière longe le littoral de la marge nord-africaine de Ras Tarf (Maroc) au massif des Mogods et à l’archipel de la Galite (Tunisie) sur 1200 km de long pour 50 km de large. L’activité magmatique s’y exprime sous la forme de complexes volcano-plutoniques dispersés qui recoupent les empilements de nappes du Tell (Figure 1.11).
Figure 1.11 : distribution des principaux centres magmatiques néogènes (en rouge) le long de la Marge Maghrébine .
Au Langhien (ca 15-16 Ma), l’activité magmatique se concentre en Algérie centrale et orientale où les roches reflètent un magmatisme bimodal généralement potassique (MAURY et al., 2000 ; FOURCADE et al., 2001) ; ce sont des granitoïdes métalumineux à peralumineux avec leur cortège d’andésites et de dacites calco-alcalines.Les roches calco-alcalines dérivent de la fusion d’un manteau lithosphérique, métasomatisé par les fluides libérés lors d’une subduction antérieure et contaminé variablement lors de son ascension dansla croûte (MAURY et al., 2000). Les modélisations expérimentales de COULON et al. (2012) montrent que la contamination d’un magma calco-alcalin « classique » par la croûte inférieure est compatible avec les données géochimiques d’une grande partie du magmatisme calco-alcalin d’Oranie, et par extension de celui qui couvre le Nord de l’Algérie. Les granitoïdes peralumineux auraient été produits lors de l’assimilation de métapélites par des magmas acidesàintermédiaires liés à ce magmatisme calco-alcalin (FOURCADE et al., 2001).
Les datations de ces roches révèlent qu’au Serravalien, l’activité magmatique migre vers l’Est (Tunisie, 7-14 Ma) et vers l’Ouest (Oranie et Mar oc oriental, 7-12 Ma) où elle est relayée par un magmatisme alcalin dès la fin du Miocène-débutdu Pliocène (cf. § 1.3.3). La transition graduelle de l’épisode calco-alcalin orogénique au volcanisme alcalin intraplaque s’accompagne aux extrémités de la ceinture par l’émission delaves dites « transitionnelles » (complexes de Nefza à l’Est, de l’Oranie, du Gourougou (péninsule de Melilla-Nador) et du Guilliz à l’Ouest ; M AURY et al., 2000). La signature géochimique de ces laves transitionnelles se distribue entre un pôle calco-alcalin relati vement dispersé (ce qui est lié aux variations de contamination crustale) et un pôle alcalin de type OIB. Selon les modélisations expérimentales de COULON et al. (2012), cette distribution reflète la fusion d’une zone mantellique composite située à la limite entre la lithosphère (contribution à 65-90 %) et l’asthénosphère.
Enfin, les basaltes alcalins sont typiques d’un magma asthénosphérique. L’existence d’un tel réservoir a d’ailleurs été documentée sous une large partie de la Méditerranée occidentale par HOERNLE et al. (1995) et CARMINATI et al. (1998a) ; ces auteurs proposent l’existence d’un vaste panache de remontée de manteau plaqué sous al lithosphère et dont les basaltes alcalins récents dériveraient.
Controverses autour de la formation de l’arc bético-rifain
Dans ce cadre régional où les plaques d’Afrique et d’Eurasie convergent l’une vers l’autre, l’arc bético-rifain et le bassin d’Alboran occupent une place particulière. En effet, les évidences d’extension font l’objet de vifs débats quant au moteur qui pourrait expliquer la coexistence de phénomènesa priori incompatibles, compression et extension, au sein d’un domaine étroit . La sismicité, la tomographie sismique, les zonations géochimiques du magmatisme, les structures ou encore le métamorphisme, ce sonttout autant de données qui sont invoquées pour comprendre l’évolution géodynamique de la mer d’Alboran desa genèse à sa configuration présente.
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Table des matières
Introduction générale
PARTIE I – De la Méditerranée occidentale au massif des Beni Bou Ifrour – Contexte général des minéralisations et problématiques
Chapitre 1 – La Méditerranée occidentale actuelle, résultat de la convergence Afrique-Eurasie
1.1 La convergence Afrique-Eurasie, chronique d’une collision différentielle
1.1.1 Chaînes et bassins de Méditerranée occidentale : de la subduction à la collision
1.1.2 La Crise de Salinité Messinienne
1.2 Structure géologique profonde de l’orogène bético-rifain
1.3 Un autre reflet de la convergence Afrique-Eurasie : le volcanisme trans-Alboran
1.3.1 Magmatisme précoce
1.3.2 Le Miocène, apogée de l’activité magmatique orogénique
1.3.2.a Magmatisme au sein du bassin d’Alboran (Miocène précoce à tardif)
1.3.2.b Magmatisme sur les marges continentales (Miocène tardif à Pliocène précoce)
1.3.3 Activité magmatique récente
1.3.4 Extension à la Marge Maghrébine
1.4 Controverses autour de la formation de l’arc bético-rifain
1.4.1 Les grands modèles d’évolution
1.4.2 Le magmatisme de la Marge Maghrébine, conséquence d’une rupture de lithosphère plongeante
1.5 Les minéralisations néogènes de Méditerranée occidentale
1.5.1 Minéralisations du pourtour d’Alboran
1.5.2 Minéralisations de la Marge Maghrébine
Chapitre 2 – Du Rif s.l. au Rif oriental : description des unités lithologiques
2.1 Les grands ensembles de la chaîne rifaine
2.1.1 Les zones internes
2.1.1.a Les Sebtides
2.1.1.b Les Ghomarides
2.1.1.c La Dorsale calcaire
2.1.2 Le domaine des flyschs maghrébines
2.1.3 Les zones externes
2.1.3.a L’Intrarif
2.1.3.b Le Mésorif
2.1.3.c Le Prérif et l’avant-pays
2.2 Le Rif oriental
2.2.1 L’accident du Nékor, limite géographique et géologique du Rif oriental
2.2.2 Les massifs du Rif oriental
2.2.2.a Le Groupe des Temsamane
2.2.2.b Les unités charriées
2.2.2.c Les massifs de l’avant-pays « vrai »
2.2.3 Les formations post-nappes du Rif oriental
2.2.3.a Bassins et cycles tectono-sédimentaires
2.2.3.b Le volcanisme
Chapitre 3 – Le massif des Beni Bou Ifrour et ses minéralisations ferrifères
3.1 Etudes géologiques et structurales du massif des Beni Bou Ifrour
3.1.1 Les formations sédimentaires des Beni Bou Ifrour
3.1.1.a Stratigraphie
3.1.1.b Eléments structuraux
3.1.1.c Subdivision du massif
3.1.2 Les Beni Bou Ifrour, siège d’un champ magmatique plutonique
3.1.2.a Les massifs volcaniques environnants
3.1.2.b Les roches plutoniques
3.1.2.c Géochimie et datations
3.1.3 Paléogéographie : la place des Beni Bou Ifrour dans le Rif oriental
3.1.4 Evolution tectonique du massif des Beni Bou Ifrour
3.1.4.a Modèle tectonique de KERCHAOUI (1994)
3.1.4.b Intégration du modèle tectonique de KERCHAOUI (1994) dans le Rif oriental
3.1.4.c Un autre modèle : la résurgence caldeirique de EL BAKKALI et al. (2001)
3.2 Les minéralisations des Beni Bou Ifrour
3.2.1 Exploration et exploitation – chiffres de production
3.2.2 Typologie des minéralisations
3.2.3 Morphologie et structures des gisements
3.2.4 Métasomatose et minéralogie
3.2.5 Considérations métallogéniques
3.2.5.a Bilan géochimique quantitatif
3.2.5.b Evolution du fluide hydrothermal : l’apport des inclusions fluides
3.2.5.c Les études isotopiques
3.2.5.d Datations
3.2.6 Hypothèses génétiques pour les minéralisations à Fe
3.2.7 Les minéralisations périphériques à Pb-Ba de Afra
Chapitre 4 – Les gisements de type skarn
4.1 Les skarns : terminologie et classifications
4.1.1 Entre métamorphisme et métasomatisme, la place de la skarnification
4.1.2 Les différents types de skarns
4.1.3 Des classifications multiples
4.2 Carte d’identité des skarns
4.2.1 Traits morphologiques
4.2.2 Minéralogie
4.3 Conditions de genèse
4.3.1 Environnement de mise en place
4.3.1.a Pétrogenèse des intrusions
4.3.1.b Lithologie des encaissants
4.3.1.c Contexte tectonique des gisements de type skarn
4.3.2 Conditions P-T-X du processus de skarnification
4.3.2.a Détermination des conditions P-T-X
4.3.2.b La pression
4.3.2.c La température
4.3.2.d Les conditions chimiques
4.4 Exploration des gisements de type skarn
Chapitre 5 – Problématiques du travail de recherche
5.1 Echelle 1 : les gisements – étude et comparaisons
5.2 Echelle 2 : intégration à l’échelle locale du massif
5.3 Echelle 3 : intégration à l’échelle régionale – Rif oriental et Méditerranée occidentale
PARTIE II – Structures, gîtologie et minéralogie comparées des skarns à magnétite des Beni Bou Ifrour – Métallogenèse
Chapitre 6 – Le gisement de Ouiksane
6.1 Géométrie et structures du gisement de Ouiksane
6.1.1 Travaux historiques et réinterprétations proposées
6.1.2 Arguments de terrain pour les documents proposés
6.1.2.a Les failles normales, éléments structurants majeurs du gisement de Ouiksane
6.1.2.b Expressions de la minéralisation
6.1.3 Interprétation de la structure du gisement de Ouiksane
6.2 Paragenèse de Ouiksane
6.2.1 La phase prograde
6.2.2 La minéralisation
6.2.3 La phase rétrograde
Chapitre 7 – La bande minéralisée de Axara
7.1 Géométrie et structures du gisement de Axara
7.1.1 Travaux historiques et réinterprétations structurales
7.1.2 Observations de terrain
7.1.2.a Expressions du magmatisme et de la minéralisation
7.1.2.b Structures
7.1.3 Interprétations
7.2 Paragenèse de la bande minéralisée de Axara
7.2.1 La phase prograde
7.2.2 La minéralisation
7.2.3 La phase rétrograde
Chapitre 8 – La bande minéralisée de Setolazar-Bokoya
8.1 Géométrie et structures de la bande minéralisée de Setolazar-Bokoya
8.1.1 Travaux historiques et coupe proposée
8.1.2 Observations de terrain
8.1.2.a Expressions de la minéralisation
8.1.2.b Pertubations ultérieures
8.1.3 Interprétation de la structure du gisement de Setolazar-Bokoya
8.2 Paragenèse de la bande minéralisée de Setolazar-Bokoya
8.2.1 La phase prograde
8.2.2 La minéralisation
8.2.3 La phase rétrograde
Chapitre 9 – Les skarns à Fe des Beni Bou Ifrour, trois expressions différentes d’un même évènement minéralisateur ?
9.1 Minéralogie comparée des trois gisements
9.1.1 Minéralogie des silicates anhydres progrades
9.1.1.a Les pyroxènes
9.1.1.b Les grenats
9.1.2 Minéralogie des minéraux métalliques
9.1.2.a La magnétite
9.1.2.b Pyrite et pyrrhotite
9.1.3 Minéralogie de la phase rétrograde
9.1.3.a La chlorite
9.1.3.b La phlogopite – datations 40Ar-39Ar de la minéralisation
9.1.3.c L’épidote
9.2 Approcher la source des métaux : analyses isotopiques du Pb
9.2.1 Préparation des échantillons et méthode analytique
9.2.2 Résultats et implications des compositions isotopiques du Pb
9.3 Le stockwerk, reflet d’un porphyre ?
9.4 Conclusions métallogéniques
9.4.1 Les magnétites et l’origine du Fe
9.4.2 Apports des analyses isotopiques du Pb
9.4.3 Datation de la minéralisation
9.4.4 La question des silicates de terres rares
PARTIE III – Evolution tectono-sédimentaire et magmatique du massif des Beni Bou Ifrour
Chapitre 10 – Apports de terrain à l’étude tectono-sédimentaire des Beni Bou Ifrour
10.1 Eléments de terrain du Domaine Nord
10.1.1 Coupe WE entre Ouiksane et Setolazar
10.1.2 La bordure NW du massif
10.2 Eléments de terrain du Domaine Sud
10.2.1 Caractérisation du Miocène moyen, un faciès clé
10.2.1.a Déformation des formations jurassiques
10.2.1.b Déformation des formations du Miocène moyen
10.2.1.c Comparaison des deux faciès
10.2.1.d Sommet de la série Miocène
10.2.2 La limite Domaine Nord-Domaine Sud
10.2.2.a Site de l’oued Bourdim
10.2.2.b Site de l’oued Ibekouiene
Chapitre 11 – Nouvelles contraintes chronologiques pour le massif des Beni Bou Ifrour
11.1 Evaluation géochimique et géochronologique du modèle en arbre de noël
11.1.1 Résumé des descriptions pétrographiques
11.1.2 Géochimie
11.1.2.a Validité des analyses
11.1.2.b Intégration aux données de la littérature
11.1.3 Distribution des âges du magmatisme
11.1.3.a Datations 40Ar-39Ar sur biotite
11.1.3.b Datation U-Pb sur zircon
11.1.3.c Distribution des âges au sein du massif
11.1.4 Le modèle en arbre de noël est-il applicable ?
11.2 Exhumation des Beni Bou Ifrour : un essai de thermochronologie
11.2.1 Séparation des apatites
11.2.2 Résultats
11.3 Fin de la phase paroxysmale d’érosion : l’apport de la biostratigraphie
11.4 Caractérisation de la tectonique fragile tardive : l’apport du paléomagnétisme
11.4.1 Le paléomagnétisme en bref
11.4.2 Stratégie d’échantillonnage
11.4.3 Détermination de la minéralogie magnétique
11.4.4 Mesure de l’aimantation rémanente et résultats
Chapitre 12 – Synthèse, interprétations et construction du modèle
12.1 Apports et hypothèses
12.1.1 La problématique du Miocène moyen
12.1.2 La limite Domaine Nord-Domaine Sud
12.1.3 Activité des failles normales subméridiennes
12.2 Modèle tectono-sédimentaire pour les Beni Bou Ifrour
12.3 Intégration des minéralisations au modèle – implications métallogéniques
PARTIE IV – Les minéralisations des Beni Bou Ifrour, traceurs du contexte géodynamique de Méditerranée occidentale
Chapitre 13 – Intégration des minéralisations des Beni Bou Ifrour : du Rif oriental à la Méditerranée occidentale
13.1 Intégration régionale du massif des Beni Bou Ifrour
13.2 Projet d’article : Migration of Neogene magmatism and associated mineralizations, reflecting slab tearing in the western Mediterranean
Conclusions et perspectives
Références bibliographiques
Annexes
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