Lithostratigraphie et datation du Proterozoique de la boutonniere d'Ifni (Anti-Atlas, Maroc)

Precambrian Research, 14 (1981) 363--378 Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam -- Printed in The Netherlands

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LITHOSTRATIGRAPHIE ET DATATION DU PROTEROZOIQUE DE LA BOUTONNIERE D'IFNI (ANTI-ATLAS, MAROC)

D. JEANNETTE 1 , F. BENZIANE 2 et A. YAZIDI 2 11nstitut de Geologie, Universit$ Louis Pasteur, Strasbourg 67084 (France) 2 Ecole des Mines de Rabat (Maroc) (Requ le 23 Avril 1980; accept~ le 1 Decembre, 1980)

ABSTRACT Jeannette, D., Benziane, F. and Yazidi, A., 1981. Lithostratigraphy and dating of the Proterozoic from the Ifni window (Anti-Atlas, Morocco). Precambrian Res., 14: 363-378. In the Ifni window, in the southwestern part of the Moroccan Anti-Atlas, unfolded volcanic rocks and sediments rest on a Lower Proterozoic basement. Their lithology and relations with dated magmatic rocks lead to a separation into three Upper Proterozoic groups. The absence of the Middle Proterozoic could also be demonstrated, as well as the progressive transition from uppermost Proterozoic to Lower Cambrian. The originality of the radiometric ages obtained in the Bou Azzer region is emphasized, as well as the evolution of the Pan-African tectonics throughout the western Anti-Atlas, the intensity of which progressively decreases southwestward. RESUME Jeannette, D., Benziane, F. et Yazidi, A., 1981. Lithostratigraphie et datation du Prot~rozoique de la boutonniere d'Ifni (Anti-Atlas, Maroc). Precambrian Res., 14: 363--378. Dans ia boutonniere d'Ifni au SW de l'Anti-Atlas (Maroc), les formations volcaniques et s~limentaires non pliss~es recouvrent un socle cristallin dat~ du Prot4rozofque inf~rieur. Les caract~es lithologiques de ces formations et leurs relations avec des roches magmatiques dat~es radiom~triquements, permettent de d~finir 3 groupes appartenant au Prot4rozoi~lue sup~rieur. I1 est ainsi possible de montrer: l'absence de Prot~rozoi~lue moyen, l'importance des lacunes pendant le Prot~rozoi~lue sup~rieur, le passage progressif du Prot~rozoique terminal au Cambrien inf~rieur, l'originalit~ des datations de la r~gion de Bou Azzer par rapport ~ l'Anti-Atlas. L'absence de d~formation, dans le Prot~rozoi~lue su~erieur d'Ifni, permet de souligner l'amortissement de la tectonique pan-africaine de NE au SW de l'Anti-Atlas. INTRODUCTION

Situ~ ~ la bordure septentrionale du craton Ouest Africain, l'Anti-Atlas est limit~ au N par la chai'ne du Haut-Atlas (Fig. 1). I1 est constitu~ de formations pr~cambriennes, cristallophylliennes, cristallines et volcano-~l~tritique

0301-9268/81/0000--0000/$02.50 © 1981 Elsevier Scientific Publishing Company

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qui affleurent en boutonnieres dans une couverture essentiellement carbonat~e dont la partie sup~rieure, au moins, est cambrienne (Boudda et Choubert, 1972; Rosanov et Debrenne, 1974; 8chmitt, 1978; Sdzuy, 1978). Jusqu'~ ces derni~res ann~es, l'essentiel des connaissances g~ologiques sur l'Anti-Atlas ~tait d6 ~ Choubert qui, poursuivant les travaux de Neltner (1938), proposait (Choubert et Faure-Muret, 1970) une subdivision complexe des formations anti-atlasiques. Cette classification fut notablement simplifi~e par Leblanc (1975) ~ l'occasion de ses recherches sur la boutonniere de

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Bou-Azzer dans l'Anti-Atlas central. Une lithostratigraphie et une datation des principales formations ont ~galement ~t~ propos~es par Jeannette et Tisserant {1977) pour l'Anti-Atlas occidental. Ainsi, dans le cadre de ces recherches, les travaux sur la boutonniere d'Ifni (Benziane, 1974; Yazidi, 1976) ont permis de g~n~raliser ~ t o u t l'Anti-Atlas les subdivisions et les datations propos~es pour le Pr~cambrien de cette r~gion. Situ~e au S d'Agadir (Fig. 1), la boutonniere d'Ifni est constitute de formations s~dimentaires et volcano-s~limentaires peu ou pas tectonis~es, qui s'ennoient au N, ~ I'E et au S sous la couverture carbonat~e {Fig. 1). Les principales formations lithostratigraphiques individualis~es dans cette boutonniere sont travers~es par des venues successives de roches intrusives qui ont ~t~ dat~es isotopiquement; ces datations permettent de d~finir des ~ges limites pour chacune des formations d~finies. Dans le travail pr~sent~ ici on abordera successivement les caract~res distinctifs et les ~ges de chaque massif granitique puis les crit~res qui permettent de r~unir les formations s~dimentaires et volcano-s~dimentaires en diff~rents groupes. On envisagera ensuite les caract~res structuraux et les ~ges de chacun de ces groupes ainsi que les correlations lithostratigraphiques avec le reste de l'Anti-Atlas. Les ~ges cites pour Ifni ont ~t~ calculus par la m~thode Rb--Sr LEGENDE Quoternoire I

I CoIcoire, conglom~rats

Cr6toc6 Cong(om~rots~gr~s et mornes Adoudounien r ~

Oolornie$,p~lites et~gt'es

Groupede Ouorzozote Rhyohte$ li(~es aux ~ranites hypovolconiques And~sites - bosaltes Co~glomerots~trochytes (BIB-~ 22 MA),silexites t breches ignimbrite$ sup~rieures~ Formotion de Tiguint

Groupedu Sirouo Conglom(~rots, breche$, gre$ ,ionirllbr ites.

Groupedes quortzites Gr~s, quortzifes, $iltil~s.

GRANITES Gronites ~ypovolconiques I~'~T1 ( Too~Jlecht= Tiyourhzoj Michleft) 5 9 5 - 5 7 5 M A Gronites de type Mesti F~ (Tirhirt~ Sahelp Ifni) 6 9 0 - 6 6 0 MA Gronite d'Alouzod 2 2 9 5 + 4 6 M A

Fig. 1. Carte g 6 o l o g i q u e de la b o u t o n n i 6 r e d ' I f n i . Geological map of the Ifni window.

366 p a r t ir d ' i s o c h r o n e s d e r o c h e s t o t a l e s (h = 1 , 4 2 . 1 0 - 1 1 a-1 ), Zt l ' e x c e p t i o n d e c e u x d u g r a n i t e d ' A l o u z a d d o n t les ~ges o n t ~t~ c a l c u l u s ~ l ' a i d e d ' i s o c h r o n e s internes. LES GRANITES Des granites de nature dfff6rente constituent des massifs qui occupent la p a t t i e c e n t r a l e d e la b o u t o n n i e r e d ' I f n i ( F i g . 1). CeUe-ci se p r ~ s e n t e c o m m e un noyau granitique entour~ de formations volcaniques et s~dimentaires.

Le granite d 'Alouzad L e g r a n i t e d ' A l o u z a d a f f l e u r e s u r la b o r d u r e E d e la b o u t o n n i e r e . Ce granite orient~, souvent cataclasd, h grands cristaux d'orthose, ~ biotite et m u s c o v i t e , r e p r ~ s e n t e la p l u s a n c i e n n e u n i t ~ d e la b o u t o n n i e r e : i l e s t e n e f f e t le s e u l ~ ~ t r e r e c o u v e r t p a r les p l u s a n c i e n n e s f o r m a t i o n s s & d i m e n t a i r e s i d e n t i f i ~ e s d a n s l a r ~ g i o n d ' I f n i ( F i g . 1). B i e n q u e d e u x d c h a n t i l l o n s a i e n t ~td a n a TABLEAU I Isochrones de roches totales ~ l'exception de celles du granite d'Alouzad qui sont des ios chrones internes: roche totale, feldspaths potassiques, muscovite a Whole-rock isochrons with the exception of that from Alouzad granite, which were calculated with the whole-rock, K feldspar and muscovite a Nombre d'~chantillons analys~s Number of samples studied

Age Rb--Sr par Ordonn~es isochrone (1) (Ma) l'origine Rb--Sr isoehron age Initial values (Ma)

Granitede Tiyourhza

4

573± 21

0,711

Granite de Taoulecht

10

595 ± 15

0,7118 ± 0,0024

Trachytes d'Ifni

8

618 ± 22

0,710

Granite d'Ifni

4

660 ± 22

0,7070 ± 0,0010

Granite de Mesti

5 5

681 ± 2 688 ± 16

0,7081 e 0,0001 0,7156 ± 0,0010

Granite d'Alouzad

3 3

1743 ± 35 2295 ± 46

0,802 0,715

± 0,006

± 0,002

-+ 0,007 ± 0,007

aLes mesures ont ~t6 faites ~ partir d'~chantillons de 5 ~ 10 kg. Les calculs ont ~t~ effectu~ au laboratoire de Rabat avec la m6thode York (1966). aThe measurements were made on 5 to 10 kg samples at the Rabat laboratory. The age calculations were carried out with the York program (1966).

367 lys~s par la m~thode Rb--Sr en roche totale, feldspaths et muscovite (Yazidi, 1976), l'~ge de la raise en place de ce granite n'est pas connu. En effet, les isochrones internes obtenues permettent de calculer des ~ges respectivement. de 2295 ± 46 Ma et de 1743 + 35 Ma, largement d~termin~s par les muscovites. L'~ge le plus ancien correspondrait ~ la mise en place du granite, tandis que celui de 1743 pourrait ~tre compar~ ~ la datation des ph~nom~nes caract~risant l'orogen~se ~burn~enne dans l'Anti-Atlas (Chariot, 1976, 1978) (Tableau I). Les granites de Tirhirt et de Sahel Les granites de Tirhirt et de Sahel sont des roches isogranulaires ~ tendance granodioritique. Le granite de Tirhirt qui m~tamorphise des niveaux volcano-d~tritiques (Fig. 1) est en contact par faille avec celui d'Alouzad, tandis que le granite de Sahel m~tamorphise le groupe des quartzites. Ces deux granites ont subi, ainsi que leur aureole de contact, des transformations tardives caract~ris~es par le d~veloppement de min~raux non orient,s tels que muscovite, chlorite, biotite verte, albite et zoi~ite. Par leurs caract~res p~trographiques et leur mode de gisement, ces granites s'apparentent ~ ceux de Mesti, mais ils n'ont pas ~t~ dates isotopiquement. Le granite de Mesti Le granite de Mesti s'~tend au S de la boutonniere (Fig. 1). Intrusif dans les formations volcano--s~dimentaires inf~rieures (Fig. 2), ce granite se pr~sente sous deux aspects dont la r~partition g~ographique n'a pas ~t~ pr~cis~e. L'un, A tendance granodioritique, pr~sente des reliques de hornblende et de plagioclase tandis que l'autre, plus alcalin, est un granite ~ tendance porphyroi~le. L'isochrone Rb--Sr des roches totales fournit pour le premier un ~ge de 688 + 16 Ma et pour le second un ~ge de 681 + 2 Ma (Tableau I). Ces granites, traverses par des filons de microgranites et de dol~rites, ont ~galement subi des transformations tardives. Celles-ci, surtout bien d~velopp~es dans des couloirs de cataclase allong~s NNE--SSW, sont caract~ris~es par la d~gradation des anciens min~raux et par le d~veloppement de quartz en plaquette, d'albite, de chlorite et de biotite verte. Le granite d 'Ifni Le granite d'Ifni affleure ~ I'E de la ville d'Ifni (Fig. 1). De composition granodioritique, ~ biotite et ~ hornblende, cette roche a subi, c o m m e les granites precedents, des transformations tardives. Pr~sentant les m~mes conditions d'affleurement que les granites de Mesti, il s'en distingue par sa couleur rouge et par sa structure grenue ~ microgrenue. L'~ge d~termin~ ~ partir de l'isochrone des roches totales est de 660 + 22 Ma.

368 COUPE

BORDURE

SCHEMATIOUE

NORD Sene de bose

Form(lflo,1 de Tigulnt

~

BORDURE SUD

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Groupe

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Fig. 2. Coupes des formations du Prot~rozoi~tue sup~rieur de la boutonniere d'Ifni: succession des principaux Groupes et relations avec les roches intrusives. Sections of the Upper Proterozoic horizons from the Ifni window: succession of the main Groups and relations with the intrusive rocks.

Les granites de Taoulecht et de Tiyourhza Les granites hypovolcaniques de Taoulecht et de Tiyourhza sont intrusifs dans les granites pr~c&ients et dans les horizons sup~rieurs des formations volcano--s&iimentaires (Fig. 2). Ils affleurent en bandes allong~es NNE--SSW. Dans la partie centrale des massifs, iis ont des structures grenues, tandis que sur les bordures les structures sont microgrenues. Les ~ges d~termin~s isotopiquement sont de 595 + 15 Ma pour le granite de Taoulecht et de 573 -+ 21 Ma pour celui de Tiyourhza (Tableau I). LES SERIES SEDIMENTAIRES ET VOLCANO--SEDIMENTAIRES

Les principaux groupes lithostratigraphiques individualis~s dans l'AntiAtlas ont ~galement ~t~ observes dans la r~gion d'Ifni off ils t~moignent par leurs originalit~s lithologiques et tectoniques de l'~volution des conditions de s~dimentation et de d~formation ~ travers l'Anti-Atlas.

369

Les formations gr$seuses Les plus anciennes formations s~limentaires identifi~es dans la r~gion d'Ifni sont des gr~s quartzitiques. Situ~s dans le NE de la boutonniere off ils reposent sur le granite d'Alouzad, ils sont recouverts par des formations volcanos~limentaires (Fig. 1) et peuvent avoir une puissance visible de 600 m. A la base ce sont des gr~s ~ matrice micac~e, en bancs d~cim~triques, qui alternent avec des horizons tr~s micac~s; en lits peu ~pais dans la partie inf~rieure, ces horizons s'amenuisent vers le sommet puis disparaissent au fur et ~ mesure que les gr~s deviennent plus quartzitiques. Les horizons les plus quartzitiques, qui c o m p r e n n e n t des conglom~rats intraformationnels, sont surmont~s ~ leur tour par des siltites gr~seuses finement lit~es. Quels que soient les niveaux consid~r~s, on retrouve les m~mes caract~res p~trographiques; seules varient les proportions respectives de matrice et de grains quartzo-feldspathiques. La matrice est form~e d ' u n feutrage de s~ricite, de chlroite et de petits quartz. Les ~l~ments d~tritiques, dont la taille est de l'ordre de 0,15 mm, sont essentiellement repr~sent~s par des quartz, des feldspaths et des muscovites. Dans les gr~s quartzitiques, la matrice constitue environ 25% de la roche et les grains de quartz sont soud~s entre eux par des aureoles d'accroissement. Dans les gr~s la matrice repr~sente 40% de la roche et peut atteindre 60 ~ 70% dans les siltites gr~seuses. Les s~ricites et les chlorites n~oform~es n'ont pas d'orientation privil~gi~e et situent le m~tamorphisme au sommet du facies "schistes verts". Les formations gr~seuses qui recouvrent le granite d'Alouzad sont m~tamorphis~es par le granite de Sahel, et les corn~ennes ainsi form~es sont ~ microcline, biotite et muscovite. Celles-ci ainsi que le granite de Sahel et l'ensemble des formations de gr~s quartzitiques pr~sentent des n~ocristallisations tardives d'albite, de chlorite, de zoisite et de fines paillettes de biotite verte.

Les formations volcaniques et s$dimentaires Des formations volcaniques et s~limentaires situ~es au-dessus repr~sentent les ~luivalents des syst~mes du Siroua et de Ouarzazate (Fig. 2). Les correlations et la succession stratigraphique propos~es ont ~t~ ~tablies en tenant compte de leurs relations avec les roches intrusives et en fonction de leurs caract~res lithologiques. La formation d~tritique de base, ~paisse de 150 ~ 200 m, est form~e d'une alternance de bancs d~cim~triques ~ m~triques, de conglom~rats, de br~ches et de gr~s volcaniques. Les granoclassements indiquent, toujours, une s~rie en position normale. Les conglom$rats ~ matrice tuffac~e comprenent des ~l~ments d~cim~triques de quartzite, de rhyolite, de trachyte, d'and~site et de granite. Les gr~s volcaniques ~piclastiques contiennent des quartz et des feldspaths d~tritiques ainsi que des grains lithiques de trachyte, de trachy-and~site et plus rarement d'ignimbrite qui sont inclus dans une matrice de composition rhyolitique ~ trachytique. La matrice recristallis~e comprend du

370 quartz, de l'albite associ~e ~ la calcite, de la s4ricite, de petites muscovites, de l'~pidote et de petites lamelles de biotite verte. Aux gr~s volcaniques sont associ~s des horizons de br~ches volcaniques ~ ~l~ments pyroclastiques pr~pond~rants. La formation d~tritique de base repose au SE de la boutonniere sur le granite d'Alouzad. Elle est, par ailleurs, travers~e par les granites d'Ifni et de Mesti, ainsi que par les granites hypovolcaniques tardifs. Sur la bordure m~ridionale des granites de Mesti la formation de base contient en effet de la biotite verte en nids ou en rosettes, de l'albite et de l'~pidote n~oform~es. Les paragen~ses observ~es sont caract~ristiques des corn~ennes ~ albite et 4pidote. Les ignimbrites inf$rieures recouvrent, dans le S e t l'E de la boutonniere, la formation d~tritique de base et les granites d'Alouzad. Concordantes avec les formations s~dimentaires sous-jacentes, elles ont une ~paisseur visible comprise entre 80 et 200 m. Les ignimbrites fluidales en voie de d~vitrification en constituent le facies principal avec des ignimbrites ~ pyrom~rides et des pass~es tuffac~es. Il s'agit dans l'ensemble de roches rhyolitiques ~ rhyodacitiques ~ matrice d~vitrifi~e. On y observe dans un fond cryptocristallin microcristallin, des quartz, des feldspaths potassiques, des plagioclases et de la s~ricite. Lorsque la d~vitrification est plus accentu~e, on observe de plus grands cristaux de quartz et de plagioclases engren~s, ainsi que des sph~rolites constitu~s de fibres quartzo-feldspathiques rayonnantes; les ph~nocristaux bris~s de sanidine, d'anorthose, d'oligoclase et de quartz y sont rares. A l'approche du granite de Mesti, les ignimbrites recristallis~es perdent leur texture. Dans un fond microcristallin de quartz et d'albite, on observe alors de nombreux nids de biotite verte et localement une surcharge en muscovite; l'~pidote y est plus ou moins abondante. La formation interm~diaire est constitute d'horizons irr~guliers, dont la succession change r~gionalement. C'est dans le S de la boutonniere que l'~paisseur est la plus importante. On y observe des horizons de conglom~rat, de gr~s volcanique, de trachy-and~site, de tuf, d'ignimbrite, ainsi que des br~ches volcaniques. Sur la bordure E, cette unit~ ne comprend que des br~ches volcaniques. A l'W, la s~rie est repr~sent~e par d'importantes formations de trachytes qui recouvrent sans m~tamorphisme de contact les granites d'Ifni et les ignimbrites inf~rieures. Au NW d'Ifni, ce sont des formations d~tritiques et volcaniques ~ niveaux de silexites qui repr~sentent la formation interm~diaire. Les caract~res lithologiques sont identiques ~ ceux des formations sous-jacentes; seuls les trachytes et les silexites repr~sentent des niveaux particuliers. Les trachytes contiennent des ph~nocristaux de sanidine, d'orthose et d'oligoclase--and~sine dans une matrice cryptocristalline quartzo--feldspathique. Les silexites finement lit~es ont une composition cin~ritique: dans une matrice cryptocristalline de quartz et de s~ricite, on observe des ~lements pyroclastiques de quartz, de sanidine et des ~l~ments lithiques. Dans t o u s l e s niveaux on observe une s~ricitisation des ph~nocristaux, un envahissement de la matrice des roches par l'albite et la s~ricite, un d4veloppement important d'~pidote, ainsi que de biotite verte et de chlorite. Les datations radiom4-

371 triques entreprises sur les s~ries volcano--s~limentaires n ' o n t pour la plupart pas abouti, ~ l'exception de la datation des trachytes d'Ifni. Ces derni~res ont donn6 un ~ge de 618 + 22 Ma ~ partir d'une isochrone de roches totales (Rb--Sr) avec un rapport initial de 0,710 + 0,002. Les ignimbrites sup$rieures sont surtout bien d6velopp~es dans la partie N de la boutonniere off elles atteignent 300 m d'6paisseur. Dans la m~sostase cryptocristalline charg~e en s~ricite et en chlorite, on observe des ~chardes de quartz, et des ph~nocristaux ~clat6s et corrod6s de sanidine et de plagioclase. Les sph6rolites sont constitu6s de lamelles de plagioclase, de quartz et de feldspath potassique. A des stades de transformation plus avanc~s, on observe le d~veloppement de biotite et la cristallisation complete de la m~sostase en quartz et feldspath. Les ignimbrites sup~rieures recouvrent 6galement la bordure N des granites d'Ifni et de Mesti. Les granites hypovolcaniques de Taoulecht et de Tiyourhza 1.es traversent sans provoquer de transformations notables. La formation de Tiguint est constitute d'une alternance de bancs m~triques de conglom~rat, de gr~s et d'ignimbrite sur une ~paisseur d'environ 200 m. Peu repr~sent~e au S, elle est bien d~velopp6e dans la partie N off eUe recouvre les ignimbrites sup~rieures; au NE, elle repose sur le granite de Sahel. Le d~veloppement de lamelles 6parses de chlorite et de biotite verte est dfi, c o m m e pour les s6ries sus-jacentes, ~ des transformations m6tamorphiques. La formation volcanique basique, regroup~e sous le terme de diabase, constitue une frange de 20 ~ 80 m d'6paisseur, presque continue au S, ~ I'E et au N de la boutonniere off elle recouvre indiff6remment l'une des formations cities pr~c~demment. I1 s'agit de roches vacuolaires ~ structure dol~ritique avec des pyrox~nes ouralitis~s, de l'olivine serpentinis~e et des plagioclases saussuritis~s. Les vacuoles sont remplies de calcite, de quartz et de chlorite. Les rhyolites terminales bordent localement les granites hypovolcaniques de Taoulecht et de Tiyourhza ou constituent un placage au toit de ces granites. Le passage des granites aux rhyolites peut ~tre brutal ou progressif. Dans le premier cas, les chemin~es sont parfois visibles; darts le second cas, les laves apparaissent c o m m e un facies de bordure du granite. Les rhyolites correspondent ~ un ~pisode effusif li6 aux granites et, c o m m e ces derniers, ne pr~sentent que des cristallisations m~tamorphiques 16g~res.

L 'Adoudounien Sous le terme Adoudounien ont 6t~ regroup6es ici des s~ries d~tritiques, carbonat~es et schisteuses, qui constituent la couverture s~dimentaire de t o u t l'Anti-Atlas occidental et d o n t l'~ge sera discut6 par la suite. Malgr6 des changements lat~raux souvent importants, on peut distinguer de bas en haut ( C h o u b e r t et Faure-Muret, 197 0): la "S~rie de base", les "Calcaires inf~rieurs", la "S6rie lie-de-vin" surmont~e par les "Calcaires sup~rieurs" attribu~s au moins en partie au Cambrien inf6rieur (Boudda et Choubert, 1972; Szduy, 1978). Dans la boutonniere d'Ifni, l'Adoudounien affleure au N, ~ l'E et au

372 S de la boutonniere; il est repr~sent~ incompl~tement au SW ainsi que dans la r~gion de Mirleft. Par rapport aux facies habituels, il existe ici des changements importants, en particulier pour les s~ries inf~rieures. La S$rie de base d~bute par un "Conglom~rat de base" ~pais d'environ 20 m. I1 est form~ de galets d~cim~triques de quartzite, de granite, d'ignimbrite, inclus dans un gr~s volcanique essentiellement ~piclastique. I1 affleure sur la bordure E o~ il recouvre, du N au S, les gr~s de Tiguint, les quartzites, le granite d'Alouzad et les diabases. Sur la bordure S, le conglom~rat n'existe qu' en un endroit. Les autres niveaux de la S~rie de base dont l'~paisseur peut atteindre 100 m recouvrent soit les conglom~rats ~ l'E, soit les formations volcano-s~iimentaires au S; sur la bordure N la S~rie de base est totalement absente. A l'E, les premiers horizons de la S~rie de base sont repr~sent~s par des dolomies gr~seuses ~ quartz foul,s et ~ ~l~ments volcaniques ~piclastiques et pyroclastiques. Au-dessus, les siltites gr~seuses ~ ~l~ments microconglom~ratiques ont une matrice cryptocristalline quartzeuse et s~ricitochloriteuse, des quartz rhyolitiques, des sanidines et de nombreux ~l~ments tithiques d'origine volcanique. Les ~l~ments pyroclastiques sont repr~sent~s dans la matrice par des aiguilles de quartz. Ainsi, les silts gr~seux bien liras de la S~rie de base t~moignent, par leurs constituants ~piclastiques, du remaniement de formations volcaniques et, par leurs ~l~ments pyroclastiques, de la persistance de l'activit~ volcanique au d~but de l'Adoudounien. Au-dessus de ces niveaux d~butent des formations carbonat~es: des bancs microconglom~ratiques ~ matrice dolomitique et ~chardes d'origine pyroclastique des ~l~ments microconglom~ratiques essentiellement d'origine volcanique et des grains de quartzite. Ensuite on passe progressivement ~ des dolomies gr~seuses, puis ~ des dolomies massives qui constituent les "Calcaires inf~rieurs" de l'Adoudounien. La "S~rie de base" a sensiblement les m~mes caract~res sur t o u t le pourtour de la boutonniere. Dans la r~gion de Mirleft ~ I'W, les microconglom~rats volcaniques ~ matrice dolomitique sont les seuls t~moins de l'Adoudounien. Au S, la S~rie de base normale est recouverte par des dolomies microconglom~ratiques qui correspondent lat6ralement aux premiers niveaux des "Calcaires inf~rieurs". A 15 km ~ I'E de la boutonnibxe, au coeur du plateau des Akhssass, les microconglom~rats volcaniques ~ matrice dolomitique ~pais de plus de 300 m forment l'~quivalent lateral de la "S~rie de base", de la presque totalit~ des "Calcaires inf~rieurs" et m~me p e u t ~ t r e d'une partie de la S~rie lie-de-vim Les Calcaires inf~rieurs, la S$rie de base, les Calcaires supdrieurs et le Cambrien inf~rieur, qui forment l'essentiel de la couverture de l'Anti-Atlas occidental, sont souvent difficiles ~ distinguer les uns des autres en bordure de la boutonniere d'Ifni. La S~rie lie-de-vin ne se distingue des autres unit~s que par l'existence d'interlits silteux, si bien que le passage avec les "Calcaires inf~rieurs" ou "sup~rieurs" est progressif. Dans t o u s l e s horizons silteux l'influence du volcanisme est nette. Au S de la boutonniere, la formation adoudounienne est recouverte par

373 les "Gr~s t e r m i n a u x " dates du sommet du Cambrien inf4rieur, puis par les Schistes ~ Paradoxides. Ces unit~s t~moignent ~galement de la persistance du volcanisme acide et interm~diaire qui s'est donc poursuivi avec des intensit~s diff~rentes au moins jusqu'au Cambrien moyen; la datation de ces ph~nom~nes et leurs relations avec les formations s~limentaires seront analys~es par la suite. Les formations adoudouniennes et cambriennes observ~es autour de la boutonniere d'Ifni pr~sentent des cristallisations du sommet de l'~pizone. RELATIONS ENTRE LES FORMATIONS Les roches encaissantes du granite d'Alouzad ne sont pas connues et la seule indication sur leur nature est fournie par les enclaves de gneiss surbiotitiques et d'amphibolites ~ reliques de pyrox~nes. I1 n'est donc pas possible d'~tudier, dans la rAgion d'Ifni, le socle de l'Anti-Atlas puisque les formations s~dimentaires les plus anciennes sont repr~sent~es ici par les gr~s quartzitiques.

Les gr~s quartzitiques Recouvrant le granite d'Alouzad, ils forment une s~rie m o n o t o n e aux couches orient~es NW--SE avec des pendages d'une vingtaine de degrds vers le NE. Darts cette formation on ne relive que de rares et faibles ondulations dont les axes ENE--WSW plongent l~g~rement vers I'ENE. Les manifestations tectoniques les plus importantes r~sultent du d~placement le long de fractures subverticales orient~es NE--SW et NNE--SSW. C'est suivant la direction NE--SW que la fractumtion est la plus importante et que se sont produits les mouvements responsables des petits horsts et grabens. De par leurs caract~res lithologiques et leur position stratigraphique, les formations gr~seuses sous leurs diff~rents aspects peuvent ~tre parall~lis~es avec des formations analogues ou plus quartzitiques tr~s bien localis~es dans l'Anti-Atlas. Ainsi, les quartzites du Lkst dans le Kerdous, ceux du Tizi N'Taratine et du N de Tazenakht ont At~ regroup~s avec les bancs carbonates qui leur sont associ~s dans un Syst~me des Calcaires et des Quartzites (Neltner, 1938; Choubert, 1952), puis dans un P/ecambrien II 2 (Choubert et Faure~ Muret, 1970) ou PII inf~rieur (Leblanc, 1975). Ces diverses formations de quartzites constituent, avec les gr~s quartzites d'Ifni, le " G r o u p e des Quartzites" d o n t l ' ~ g e n'a pas encore ~t~ d~termind en l'absence de la datation de roches intrusives sp~cifiques ~ ce groupe (Fig. 2; Tableau II).

Les formations volcaniques et volcano--s$dimentaires Dans ces formations subhorizontales, les failles NE--SW d~j~ observ~es dans les quartzites ont rejou~, cr~ant ~ nouveau des horsts et des grabens. Mises ~ part de rares flexures, aucun plissement propre ~ ces formations n'a dt~ relev~ dans la boutonniere o~ les formations volcano--s~limentaires ne

374 Tableau II Equivalences possibles entre les grandes formations de l'Anti-Atlas: @volution sch@matiques des d@formations et des datations Table II Possible equivalences between the main formations o f the Anti-Atlas: schematic evolution of deformation and dating T

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sont s~par@es du Groupe des Quartzites que par une discordance de ravinement. Bien que ces formations poss@dent, dans leur ensemble, des caract@res lithologiques, p~trographiques et tectoniques comparables, il est possible de les subdiviser en deux Groupes, en fonction de leur position par rapport aux granites d'Ifni et de Mesti (Fig. 2, Tableau II). Les formations inf~rieures: le Groupe de Siroua. Recouvrant le granite d'Alouzad & I'E de la boutonniere, la "Formation d@tritique de base" et les "Ignimbrites inf~rieures" affleurent largement dans la partie S off elles ont subi un m~tamorphisme au contact des granites de Mesti et d'Ifni. I1 est donc possible de leur attribuer un ~ge de mise en place ~gal ou sup~rieur & 688 -+ 16 Ma, datation la plus ancienne obtenue sur ces granites (Fig. 2, Tableau II). Tant par leur position ~ la base des formations volcano--d~dimentaires que par leur ~ge, ces formations peuvent ~tre r~unies en un "Groupe du Siroua" (Jeannette et Tisserant, 1977) correspondant sensiblement au Pr@cambrien II (Choubert et Faure-Muret, 1970) (Tableau I). Les formations sup@rieures: le Groupe de Ouarzazate. Les formations sup@rieures d~butent par la "Formation interm@diaire" dont les horizons de br~ches, de silexites et de trachytes reposent tour & tour sur le "Groupe du

375 Siroua" ou sur les granites d'Ifni ou de Mesti. Dans la r~gion d'Ifni, les trachytes situ~s vers la base ont donn~ un ~ge radiom~trique de 618 + 22 Ma, ce qui daterait approximativement le d~but de ces formations (Fig. 2, Tableau II). Au-dessus de la " F o r m a t i o n interm~diaire", les "Ignimbrites sup~rieures" et la " F o r m a t i o n de Tiguint" affleurent largement au N off elles sont surmont~es par les diabases de la "S~rie volcanique basique" qui ceinturent presque route la boutonniere. Toutes ces formations sont travers~es par les granites hypovolcaniques de Taoulecht et de Tiyourhza qui ont fourni diff~rentes datations dont la plus jeune est de 573 + 21 Ma. Cet ~ge, qui correspondrait sensiblement ~ la mise en place des rhyolites terminales, daterait ~galement la fin des formations sup~rieures qui apparaissent ainsi, par leur position entre le " G r o u p e du Siroua" et l'Adoudounien, c o m m e l'&tuivalent du " G r o u p e de Ouarzazate" (Jeannette et Tisserant, 1977). Ainsi le Groupe de Ouarzazate qui serait compris entre 618 Ma et 573 Ma succ~terait au Groupe du Siroua, apr~s une p~riode d'~rosion qui correspondrait ~ la mise ~ l'affleurement des granites d'Ifni et de Mesti. Durant cette p~riode qui s'~tendrait au moins entre 660 + 22 Ma, ~ge du granite d'Ifni, et 618 +- 22 Ma, ~ge des trachytes, les seules d~formations tectoniques enregistr~es dans la r~gion d'Ifni sont dues ~ des mouvements le long des failles pr~existantes. I1 en r~sulte que le Groupe de Ouarzazate recouvre par une simple discordance de ravinement les formations du Groupe du Siroua. Toutes les formations ant~rieures ~ la mise en place des granites hypovolcaniques sont affect~es par une r~tromorphose responsable de la s~ricitisation des plagioclases et du d~veloppement d'~pidote, d'albite et de nids de biotite verte. Ce ph~nom~ne thermique g~n~ralis~ peut ~tre associ~ ~ la mise en place des granites hypovolcaniques. L 'Adoudounien

La transgression adoudounienne se traduit ~ la p~riph~rie de la boutonniere par le recouvrement de presque toutes les formations ant~rieures. On assiste ainsi, ~ partir des conglom~rats de base, ~ l'ennoyage progressif des formations sous-jacentes qui peuvent localement encore ~merger de la S~rie de base sous forme de pal~oreliefs. U n'est d'ailleurs pas prouv~, en l'absence de t o u t e relique d ' A d o u d o u n i e n ~ l'int~rieur de la boutonniere, que celle-ci ait ~t~ recouverte par l'Adoudounien; il est en effet possible que cette r~gion ait constitu~ un horst d~s cette ~poque. Bien que le transgression adoudounienne soit avant t o u t camct~ris~e par la s~dimentation carbonat~e, il n'existe nulie part dans la r~gion d'Ifni de coupure nette entre le Groupe de Ouarzazate et l'Adoudounien. En effet, non seulement il n'y a pas de coupure tectonique entre les deux, mais de plus, entre le Groupe de Ouarzazate et les formations essentiellement carbonat~es de l'Adoudounien inf~rieur, la S~rie de base de l'Adoudounien ~ niveaux volcano--d~tritiques et ~ matrice dolomitique repr~sente t y p i q u e m e n t une formation de transition. Cette persis-

376 tance de l'activit6 volcanique est bien illustr~e par l'importance de microconglom6rats volcaniques ~ matrice dolomitique dans l'Adoudounien inf6rieur du Plateau des Akhssass, ~ I'E de la boutonniere, et par la presence des 61~ments pyroclastiques dans l'Adoudounien m o y e n et m~me dans les schistes du Cambrien inf6rieur et moyen. L'~ge que l'on peut attribuer aux premieres formations adoudouniennes traduit ~galement la position interm6diaire de cet ensemble. En effet, si l'on admet que l'Adoudounien succSde au Groupe de Ouarzazate dont le sommet est sensiblement contemporain du granite de Tiyourhza, les premieres s6ries adoudouniennes seraient dat~es de 573 + 22 Ma. On ne peut cependant pas exclure une certaine contemporan~it6 entre le sommet du Groupe de Ouarzazate et la base de l'Adoudounien. Ainsi 573 + 22 Ma pourrait ~tre un ~ge minimum pour le d6but de l'Adoudounien. L'analyse des principales formations de la r6gion d'Ifni, ainsi que celle de leurs relations mutuelles, permettent de mettre en 6vidence les principaux caract~res de cette r6gion. Les formations s6dimentaires et volcano--s6dimentaires ne sont pas s6par6es par des discordances tectoniques g~n6ralis6es et aucun plissement n'a 6t6 relev~ dans cette r~gion. Seuls des d6placements locaux, le long de failles, soulignent parfois les limites entre les formations qui ne sont s6par6es que par des discordances de ravinement. Ainsi, il existe un passage continu et progressff, d'une part entre l'Adoudounien et-les formations sus-jacentes dat6es du Cambrien inf6rieur, d'autre part entre l'Adoudounien inf6rieur et les formations rapport6es au Groupe de Ouarzazate. L'existence entre les Groupes de Ouarzazate et du Siroua, d'une lacune qui recouvre ~ peu pros la p6riode comprise entre 618 Ma et 660--688 Ma est l'un des points les plus caract6ristiques de ce Prot~rozoiktue terminal (Tableau II). Par ailleurs, si l'on peut fixer aux environs de 688 Ma la limite sup6rieure du Groupe de Siroua, il n'est pas possible, ~ partir de l'6tude de la seule r6gion d'Ifni, de dater la base du Groupe de Siroua ou les limites inf6rieure et sup6rieure du Groupe des Quartzites. CONCLUSIONS: CORRI~LATIONS AVEC L'ANTI-ATLAS Les faits les plus marquants de la r6gion d'Ifni peuvent ~tre corr616s avec les principaux ~v6nements, et en particulier avec les grandes subdivisions mises en 6vidence dans l'Anti-Atlas occidental et dont les grandes lignes avaient ~t~ reconnues d~s 1938 par Neltner. Ces subdivisions ont 6t~ pr6cis~es par Leblanc (1975) qui a mis en ~vidence dans la r6gion de Bou Azzer, l'existence d'une phase majeure pan-africaine ~ la fin du Groupe des Quartzites et ceUe d'une deuxi~me p h ~ e tectonique pan-africaine apr~s le d6pSt du Groupe du Siroua. L'importance de ces phases tectoniques varie ~ travers l'Anti-Atlas et il existe en particulier une ~volution 6vidente des d6formations, de la r6gion de Bou Azzer au NE ~ la r~gion d'Ifni au SW. Dans la boutonniere de Bou Azzer, le Groupe des Quartzites, chevauch6 par les ophiolites, a ~t6 tectonis6 lors de la phase pan-africaine majeure (Le-

377

blanc, 1975). Les plis isoclinaux orient,s sensiblement N--S et d~vers~s vers I'W sont contemporains d'un m~tamorphisme ~pizonal (Billaud, 1977). La granodiorite de Bleida, dat~e ~ 615 + 12 Ma par la m~thode U/Pb sur zircon (Ducrot, Lancelot et Leblanc, 1978), recoupe les plis de la phase pan-africaine majeure, mais est affect~e par des d~formations rapport~es ~ la deuxi~me phase tectonique de la fin du Groupe du Siroua. Ceci a donc permis ?~Leblanc de situer la phase pan-africaine majeure apr~s 615 Ma dans la r~gion de Bou Azzer (Tableau II). Vers I'W (Fig. 1), le long de la bordure N de la boutonniere de Tazenakht et sur la marge S du massif du Siroua, le Groupe des Quartzites est repr~sent~ par quelques centaines de m~tres de quartzites associ~s ~ des dolomies et des siltites. Les plis qui affectent cet ensemble sont peu vigoureux; orient,s E--W, ils sont souvent accompagn~s par des failles subverticales parall~les aux plans axiaux des plis. Les formations quartzitiques affect~es par la premiere phase pan-africaine sont recouvertes par les s~ries d~tritiques et volcaniques du Groupe du Siroua. Ce dernier, qui n'est d~form~ que le long des failles, est travers~ et m~tamorphis~ (Jeannette et Schumacher, 1976; Demange, 1977) par la granodiorite d'Askaoun dat~e ~ 704 + 37 Ma (Chariot, 1976). Ainsi pour les boutonnieres de Tazenakht et du Siroua, le Groupe du Siroua serait ant~rieur ~ 704 Ma (Tableau II). Plus au SW, aussi bien dans les boutonnitres d'Igherm que de Tafraoute (Hassenforder, 1978), les d~formations propres au Groupe des Quartzites diminuent d'intensit~. Les structures E--W r~sultent le plus souvent de flexures le long des failles ainsi que d'~caillages. De m~me le Groupe du Siroua, repr~sent~ dans la boutonniere de Tafraoute par la S6rie d'Anezi, n'est que tr~s localement flexur~ le long des failles. L'amortissement des d~formations pan-africaines se poursuit et s'accentue vers le SW; dans la r~gion d'Ifni ces d~formations sont ~ peu pros inexistantes. Cette ~volution de la zone mobile de Bou Azzer au NE, ~ des domaines plus stables au SW, est conforme ~ la position de l'Anti-Atlas ~ la bordure septentrionale du craton W africain. Ainsi les principaux r~sultats mis en ~vidence dans la r~gion d'Ifni sont coh~rents avec les traits dominants du Prot~rozoi~lue sup~rieur de l'Anti-Atlas (Clauer, 1976). Cependant, la datation avant 615 Ma (Ducrot et al., 1978) de la phase majeure pan-africaine dans la r~gion de Bou Azzer ne permet pas de g~n~raliser ~ tout l'Anti-Atlas les subdivisions et les datations propos~es pour le Prot~rozofque sup~rieur de la r~gion d'Ifni.

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