Les tholeiites a affinité alcaline du secteur ouest du Siroua (Anti-Atlas central, Maroc): temoins d'une distension au Néoproterozoïque

Pergamon

Journal of African Earth Sciences, Vol. 29, No. 4, pp. 699-713, 1999 © 2000 Elsevier Science Ltd PII:S0899-5362(99~00125-6 A, rights reserved. Printed in Great Britain 0899-5362/00 $- see front matter ~

U

Les tholeiites a affinit~ alcaline du secteur ouest du Siroua (Anti-Atlas central, Maroc): temoins d'une distension au N~oproterozo'='que (Alkaline affinity of tholeiites in the western part of the Siroua Massif [central Anti-Atlas, Morrocco]: evidence of a Neoproterozoic extensional regime) A H M E D TOUIL, 1'* A B D E L M A J I D EL-BOUKHARI, 2 ESSAID BILAL 3 et JACQUES MOUTTE 3 1Facult~ des Sciences et Techniques Gu~liz, D~partement de G6ologie, Universit~ Cadi Ayad, BP 618 Marrakech, Maroc 2Facult6 des Sciences Semlalia, D~partement de G6ologie, Universit~ Cadi Ayad, BP 518 Marrakech, Maroc 3Ecole des Mines, centre SPIN, Laboratoire de G6ochimie, 158 Cours Fauriel, 42023 Saint-Etienne, France

RESUME--Les granito'~'des du Prot~rozo'~'que sup~rieur du secteur ouest du massif du Siroua (Anti-Atlas central, Maroc) sont recoup6s par des filons de dol~rites inject~s selon des directions subm6ridiennes et sub~quatoriales. Ces filons sont mis en place ant~rieurement au d~pSt de la s~rie volcano-d~tritique du N~oprot~rozo'J'que terminal (PIll). IIs se r~partissent selon leurs teneurs en Cr et les rapports entre incompatibles inertes en deux groupes chimiques distincts, ind~pendamment de leur ~paisseur et de leur orientation. Les deux groupes pr~sentent un enrichissement important en ~l~ments lithophiles ~ large rayon ionique, Zr, Th et terres rares I~g~res et s'apparentent ~ des thol~iites continentales d'affinit~ alcaline. L'affinit~ alcaline est ~galement confirm~e par la chimie du clinopyrox~ne et de I'amphibole. La raise en place des dol~rites dans le secteur ouest du massif du Siroua est conforme ~ la distension qu'a connu la chaTne Anti-Atlasique au Prot~rozo'J'que sup~rieur. © 2000 Elsevier Science Limited. All rights reserved. ABSTRACT--The Upper Proterozoic granitoids of the western part of the Siroua Massif (central Anti-Atlas, Morocco) are cut by doleritic dykes injected along submeridian and equatorial directions. These dykes were emplaced before deposition of late Neoproterozoic formations (PIll). According to Cr/MgO and incompatible element ratios, these dolerites constitue two discrete chemical groups unrelated to orientation and thickness. They are both enriched in large ion lithophile elements, Zr, Th and light rare earth elements, and correspond to continental tholeiites displaying an alkaline affinity. This alkaline affinity is also confirmed by clinopyroxene and amphibole chemistry. Emplacement of these doleritic dykes occurred under an extensional regime active in the Anti-Atlas range during the Upper Proterozoic. © 2000 Elsevier Science Limited. All rights reserved. (Received 12/2/98: revised version received 6/11/98: accepted 15/10/98)

* Corresponding author [email protected] (A. Touil) Journal o f African Earth Sciences 6 9 9

A. TOUIL et al. ABRIDGED ENGLISH VERSION

Many basic dykes are found in all the inliers of the Anti-Atlas region (Morocco). These dykes have various ages of emplacement: in some cases, e.g. in the Irherm inlier (Hafid etal., 1998), they predate the volcaniclastic sedimentation of Upper Neoproterozoic age (Upper PII), in other cases, such as the Bas Dr~a, Tagragra d'Akkra (Mortaji, 1989; Ikenne et al., 1997) and Bou-Azzer inliers (Leblanc and Moussine-Pouchkine, 1994), they are emplaced during or after the Upper PII formations, and before the Adoudounian (Precambrian). In most cases, an affinity with continental tholeiites emplaced in extensional settings is suggested for the dolerites (Hafid etal., 1998; Ikenne eta/., 1997; Leblanc and Moussine-Pouchkine, 1994). In the Siroua Massif, the mafic dykes postdate the volcaniclastic and plutonic formations of Upper Neoproterozoic age, and predate the volcaniclastic sediments formed at the end of Neoproterozoic (Pill). Studying the basic dykes of the western flank of Siroua, and comparing them with those of other inliers in the Anti-Atlas, should give a better understanding of the Neoproterozoic magmatism in the Anti-Atlas. The Siroua Massif is a Precambrian segment of the Anti-Atlas Belt. Its southern border is the AntiAtlas Main Fault, which is the limit, during the PanAfrican Orogeny, between two contrasting structural domains: in the southwest, a stable zone belonging to the northwest border of the West African Craton; and in the northeast, a mobile belt that belongs to the Pan-African domain (Choubert, 1963; Leblanc, 1976; Leblanc and Lancelot, 1980) (Fig. la). The western part of the Siroua Massif consists of a volcaniclastic series of Neoproterozoic age (Upper PII) intruded by plutonic formations and unconformably overlain by PIll (end Neoproterozoic) formations. The Upper PII volcaniclastic series consists of basalts, andesites, siltstones, sandstones and conglomerates which were deposited in an intracontinental basin. The horst and graben morphology of the basin is controlled by normal faults (N90 ° to N110 °) related to the extensional stress field that prevails in this area during the Upper Proterozoic (Regragui, 1996). This formation has recorded the B2 stage of the Pan-African Orogeny, whose age is 615 + 12 Ma, according to dates from the Tachdamt metasediments (Clauer et al., 1982) in the BouAzzer inlier (central Anti-Atlas). The Upper PII volcaniclastic formation is intruded by two granitic plutons: Askaoun and Ida ou IIIoun (Fig. lb), dated respectively at 699_+ 10 Ma and 6 1 0 + 1 3 Ma by the Rb/Sr whole rock isochron method (Chariot, 1982).

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The plutonic and volcaniclastic formations of the Upper Neoproterozoic are intruded by basic dykes emplaced along two main directions: NO05-N030 ° and NO75°-N110 ° . The age of the Ida ou IIIoun post-orogenic pluton (610+ 13 Ma) puts a lower limit to the age of emplacement of the basic dykes. The mafic magmatism would thus be a late event of the Pan-African Orogeny. On the other hand, the mafic dykes are emplaced before the PIll (end of Neoproterozoic). The dykes are decimetric to metric (up to 2 m) in thickness, their extension ranges from a few metres to several kilometres, and their dip is vertical to steep. Field relations between dykes of contrasting directions are complex: at places, north-south dykes crosscut the east-west ones, whereas at other places the reverse chronology is observed. The Siroua dykes are mostly composed of massive dolerites. In the large dykes, a progressive textural evolution is observed from the fine-grained ( < 1 mm) microdoleritic border to the gabbroic equigranular (1-2 mm) central part. Despite metamorphic and hydrothermal modifications, the magmatic texture is generally preserved. The original assemblages include plagioclase, clinopyroxene, amphibole, biotite, ilmenite, apatite and zircon, and locally quartz. Plagioclase, followed by clinopyroxene, are the most abundant minerals. Plagioclase occurs as idiomorphic laths which are isolated or partially enclosed in clinopyroxene, producing an ophitic to subophitic texture. The clinopyroxene is an augite (En3~.48Fsg.27Wo26_48). In the microdolerites it forms the groundmass of the ophitic texture, whereas in the gabbroic rocks it is found as large idiomorphic grains (up to 2 mm). Significant zoning is observed under the microprobe: from core to rim, Si, Mg increase, whereas AI, Ti, Na, Cr, Mn and Fe decrease (Table 1 ). The increase of the XFe ratio, and its correlation with the decrease in Cr content, is considered to be produced by crystal fractionation. The Na content of clinopyroxene (0.014
Les tholeiites a affinit# alcaline du secteur ouest du Siroua

within the rims of plagioclase. It is a magnesiohastingsite, and its high contents of Ti and AI suggests crystallisation from an alkaline magma under high temperature (900-1000°C) and high water pressure (5-6 kbar) (Table 1). Biotite, which is occasionally found, is rich in Fe and Ti. High Ti content denotes, in those ilmenite-bearing assemblages, crystallisation at high temperature. Quartz is found, as an interstitial mineral, only in relatively differentiated, clinopyroxene-poor, rocks. Quartz-bearing samples contain interstitial fillings of micropegmatite. Ilmenite, which is the most ubiquitous of the accessory minerals, is found as hypidiomorphic grains of about 0.5 mm in size. Secondary assemblages are characteristic of the greenschist facies. They include chlorite, actinolite, epidote, calcite, quartz, leucoxene and magnetite. Chlorite is the most abundant of these minerals; it consists either of chlorite s.s. or chlorite-smectite (Bettison and Schiffman, 1988). Its composition ranges from diabantite through brunsvigite to ripidolite (Foster, 1962; Cathelineau and Neiva, 1985). The distribution and amount of secondary amphibole is highly variable. It is found as interstitial fillings or as pseudomorphic replacement of clinopyroxene. Its composition ranges from ferro-actinolite, actinolite to ferrohornblende, with relatively low TiO2 (< 1.06%) and AI203 contents ( 0 . 6 9 < A I 2 0 3 < 3 . 5 4 % ) , suggesting, according to the thermometric calibration by Qtten (1984), a crystallisation temperature around 500-600°C. The Siroua dolerites also contain secondary magnetite (idiomorphic, altered to hematite), and vacuoles, up to 1.5 mm in diameter, filled with calcitequartz-chlorite-epidote; the same type of assemblage is also observed in veinlets (0.1-3 mm). Twelve of the least altered samples have been analyzed for major, trace and rare earth elements by XRF and ICP-AES at the Ecole des Mines (SaintEtienne, France). As shown in Table 2, the loss on ignition (up to 6 wt%) reflects the variable importance of the metamorphic and hydrothermal alterations affecting the dolerites. Interpretation of the chemical features has been conducted using only elements generally considered as immobile in secondary processes and showing consistent trends on binary plots: Ce, Zr, Nb, Y, Ti, P were selected. Ratios between incompatible elements, namely Zr/TiO 2, Zr/Th and Nb/Ce, defines two groups (Fig. 2), one, called group A, having higher Zr/Th and Nb/Ce ratios than the other, called group B. Group A also has relatively low Zr/TiO 2 ratios, and low Cr/ MgO compared to the group B samples.

There is no difference between the groups from the point of view of petrographic features or field relationship (thickness, extension, strike .... ). Group A samples have basaltic, olivine normative, compositions (SIO2=45.94-50.98%), whereas group B samples are more andesitic (SIO2=51.6-56%). Differences between the two groups appear in the variation trends of a number of major and trace elements. Taking MgO as a differentiation index, and excluding the most altered samples 78D and 76B, group A shows an increase of Fe203*, TiO 2, Zr and Th, which can be explained by an early fractionation of plagioclase, whereas in group B a decrease in Fe203., TiO 2, Zr and Th would indicate fractionation of clinopyroxene, ilmenite and zircon (Fig. 3). Early crystallisation of plagioclase and pyroxene, with respect to Ti-Fe oxides and quartz, is considered typical of the tholeiitic series. A tholeiitic character is also shown by the enrichment trends of Fe203* and TiO 2 (Fig. 3), and on classic diagrams such as the FeO*/MgO versus TiO 2 diagram (Miyashiro, 1974) or the Zr/P20 s versus Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1977) (Fig. 4). On the 'geotectonic' diagram by Pearce and Norry (1979), the two groups plot within the field of intraplate basalts, which are distinguished from MORB and lAB through the high value of Zr/Y (Fig. 5). The ratios Nb/Y (0.26-0.37 in group A, 0.3-0.56 in group B), Zr/P205 (respectively 0.033-0.043 and 0.045-0.071) and Zr/TiO 2 (respectively 0.01 and 0.04-0.018) compare well to the mean values found in continental tholeiites (Bertrand, 1991 ). The Siroua dolerites also closely match the compositions of continental tholeiites on the spidergrams by Thompson et al. (1982) (Fig. 6), but they appear to be slightly enriched in incompatible elements (Rb, Ba, Th, K, La, Ce and Zr). Compared with intraplate alkali basalts (Chauvel and Jahn, 1984), the Siroua dolerites show a negative anomaly for Nb, which is probably derived from the mantle source itself, as it is present even in the most primitive compositions (samples with high Ni, Cr, Sc contents) of the two groups. Compared to basic dykes from other inliers of the Anti-Atlas, the Siroua dolerites have higher contents in incompatible elements than the Irherm dykes (Fig. 6b). In the Bas Dr~a inlier (western Anti-Atlas), two groups, respectively with alkaline and tholeiitic signatures, have been distinguished by Ikenne eta/. (1997). Strontium, P, Zr, Sm, Ti, Y and Yb are higher in the Siroua dolerites than in the tholeiitic dykes of Bas Dr~a, but they compare well with the contents found in the alkaline group (Fig. 6b). However, the Bas Dr&a alkaline dykes have higher contents in Rb, Ba, K, Th, Nb, La and Ce, and the Nb anomaly is not

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A. TOUIL et al. as pronounced as in the Siroua dolerites. These geochemical features are consistent with the 'transitional' character (tholeiite with alkaline affinity) of the Siroua dolerites, which is also shown by the compositions of clinopyroxene and amphibole. Considering that ratios between highly incompatible elements, such as Zr, Nb and Th, are not modified by processes of crystal fractionation or partial fusion, they are considered as characteristic of the mantle source (Joron and Treuil, 1989). In Siroua, groups A and B (especially the most primitive samples, 78D et 76B) have different Zr/Th, Nb/Ce and Nb/Th ratios (Fig. 2). A variation in the degree of partial fusion from a homogeneous mantle source can not explain these compositional differences between the two groups.

To summarise, the Siroua dolerites appear as continental tholeiites enriched in incompatible elements (Rb, Ba, Th, K, La, Ce and Zr) and depleted in Nb in comparison with continental basalts derived from an enriched mantle source. According to Wilson (1993), a negative Nb anomaly can be produced by crustal contamination. Such contamination is also indicated in the Siroua dolerites by the enrichment in LILE and the high values of Ba/Zr, Th/Nb and Th/La ( B a / Z r = 0 . 4 3 - 2 . 8 2 and 1.77-3.93; Th/ Nb=0.19-0.35 and 0.26-0.42; Th/La =0.1-0.22 and 0.16-0.24 in groups A and B, respectively). The chemical diversity within each group (Fig. 3 and Table 2) is explained by the crystal fractionation of mantle-derived, enriched or contaminated, basic magmas.

INTRODUCTION De nombreux filons basiques sont connus dans I'ensemble des boutonnieres de I'Anti-Atlas. Leur mise en place s'effectue soit anterieurement au depSt de la serie volcano-sedimentaire du Neoproterozo'l'que superieur (PII superieur), comme c'est le cas dans la boutonniere d'lrherm (Hafid eta/., 1998), soit pendant ou posterieurement au depSt du PII superieur et anterieurement & I'Adoudounien (Infracambrien), comme dans les boutonnieres du Bas Dr~a et de la Tagragra d'Akka (Mortaji, 1989; Ikenne eta/., 1997) et de Bou-Azzer (Leblanc et MoussinePouchkine, 1994). Dans les differents cas, une affinite avec les tholeiites continentales mises en place en contexte distensif a etd proposee pour les dolerites (Hafid et al., 1998; Ikenne et al., 1997; Leblanc et Moussine-Pouchkine, 1994). Dans le massif du Siroua, les filons basiques se sont mis en place sous forme de dykes, posterieurement aux formations volcano-detritiques et plutoniques du Neoproterozo'l'que superieur et anterieurement au dep6t de la formation volcano-detritique du Neoproterozo'(que terminal (PIll). L'etude des filons basiques du flanc ouest du Siroua permet, par comparaison avec le magmatisme des autres boutonnieres de I'Anti-Atlas, de mieux comprendre le magmatisme filonien Ndoprotdrozo'l'que de I'Anti-Atlas.

CADRE GI~OLOGIQUE Le massif du Siroua est un segment precambrien de la chaTne Anti-Atlasique. II est jalonne au sud par I'accident majeur de I'Anti-Atlas qui delimite au cours de I'orogenese panafricaine deux domaines structuraux differents: une zone sud-ouest stable rattachee 8 la bordure nord-ouest du craton ouestafricain et une zone nord-est mobile correspondant

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au domaine panafricain (Choubert, 1963; Leblanc, 1976; Leblanc et Lancelot, 1980) (Fig. 1a). Le flanc ouest du massif du Siroua qui constitue le cadre geologique du present travail est forme par un ensemble volcano-sedimentaire, d'&ge Neoproterozdl'que superieur (PII superieur), recoupe par des formations plutoniques et recouvert en discordance par les formations du Neoproterozo'l'que terminal (PIll). Les etudes recentes de Jouider (1997) et Regragui (1996) montrent que le Neoproterozd(que inferieur (PII inferieur) qui constitue sur la carte de Choubert (1990) la bordure sud des granitd(des d'lda ou IIIoun, n'affleure que sous forme de lambeaux hectometriques au sein des formations plutoniques. II est forme par des quartzites, des serpentinites et des amphibolites basiques et ultrabasiques correspondant & des elements d'une sequence ophiolitique, caracterisde ~ I'Est du massif du Siroua et obductee sur la plate forme du craton ouest-africain (EIBoukhari et al., 1992). La formation volcano-sedimentaire du PII superieur peut atteindre Iocalement une puissance d'environ 2000 m. Elle est composee de basaltes, d'anddsites, de gres, de silts et de conglomerats deposes dans un bassin intracontinental en horsts et grabens dont la structure est rdgie par des failles normales (N90 ° & N110 °) liees aux contraintes distensives qu'a subi la region au cours du Protdrozdl'que superieur (Regragui, 1996). La paleogeographie est semblable ~ celle proposee pour les formations equivalentes d'Anezi, Tidiline et Saghro dans les autres boutonnieres de I'AntiAtlas (Saquaque et al., 1989; Villeneuve et Come, 1994). EIle enregistre I'effet de la phase B2 de I'orogenese panafricaine datee ~ 615 + 12 Ma (Clauer etal., 1982) par les metasediments de Tachdamt dans la boutonniere de Bou-Azzer (Anti-Atlas central).

a)

~ 1~ 1., t ' S

Fig. A ~-']

/b"

Post-Cambrien Cambtien inf~netn et Adoudounien

"k

Pr6cambrien Zenaga 2 : Agadir Melloul 3 : lrherm 4 : Kcrdous 5 : Tagragra d'Akka 1 :

100 Km i

b)

---I Couverture C6nozolque ~ 1 Formations carbonatees de I'lnfracambrien (Adoudounien) [ ~ Granites du N6oprot~rozo'ique terminal (PIll) ~

S6rie volcanosC~imentaire du N6oprot6rozo'fqueterminal (PIll)

If-'] Filons basiques ~J

Granite d'lda ou IIIoun

I~

Granodiorite d'Askaoun

~'] Diorites et diorites quartziques S6rie volcano-d~tritique du N6oprot6rozo'fque sup6rieur (PII sup6rieur) F/--I Failles Piste

Figure 1. (a) Localisation du massif du Siroua. (b) Carte gdologique du flanc ouest du massif du Siroua (modifi~e d'apres Choubert, 1990). Figure 1. (a) Location of the Siroua Massif. (b) Geological map of the western flank of the Siroua Massif (modified after Choubert, 1990).

A. TOUIL et al. La formation volcano-detritique du PII superieur est recoupee par les deux massifs granitiques d'Askaoun et d'lda ou IIIoun (Fig. 1 b) dates respectivement & 6 9 9 + 1 0 Ma et 610+_13 Ma par la methode Rb/Sr sur roches totales (Chariot, 1982). Le massif d'Askaoun est calco-alcalin potassique alors que celui d'lda ou IIIoun est forme par des roches basiques et interm~diaires calco-alcalines associ~es ~ des granites sub-alcalins (Regragui, 1996; Jouider, 1997). Les formations plutoniques et volcano-d~tritiques du Neoprot6rozo'(que sup6rieur sont recoupees par des filons basiques inject6s principalement suivant des directions subm6ridiennes (N5 o & N30 o) et subequatoriales (N75 ° & N110°). Les filons submeridiens sont abondants au Nord du secteur dans le massif d'Askaoun alors que, vers le Sud, dans le massif d'lda ou IIIoun, ce sont plutSt les filons sub6quatoriaux qui dominent, notamment dans la partie orientale. L'~ge 610 +_13 Ma obtenu pour les granito'(des post-orog~niques d'lda ou IIIoun repr~sente la date limite inf6rieure de mise en place des filons basiques du Siroua. Les filons sont donc tardifs par rapport aux evenements panafricains. IIs sont ant~rieurs ~ la formation volcano-d6tritique du Neoproterozd(que terminal (PIll) puisqu'ils sont recouverts par celle-ci. Les filons basiques pr6sentent des epaisseurs allant du decimetre & quelques metres (2 m au maximum) et des extensions m~triques & plurikilom~triques. IIs sont subverticaux ou fortement pentes (65 ° ~ 75 °) et le sens des pendages est variable. Les relations entre les differents filons sont complexes (les filons NS sont d~croches par les filons E-W et vice-versa) et ne permettent pas d'etablir une chronologie relative de mise en place. Les filons basiques sont repris par des deformations ulterieures qui se traduisent par: i) des zones de cisaillement decim~triques accompagnees d'une mylonitisation paralleles aux filons; ii) des d~crochements senestres ou dextres (N80 ° & N110 °, N-S ~ N20 °, N45 °) avec des rejets lateraux pouvant atteindre 5 m.

PI~TROGRAPHIEET MINERALOGIE Les roches basiques du Siroua sont essentiellement des doldrites massives de couleur vert sombre noir&tre pr6sentant une diversit6 de la taille du grain et de la texture liees ~ la vitesse de refroidissement. Les bordures des grands filons sont g~ndralement grain fin ( < 1 ram) et ~ texture microdol6ritique dvoluant progressivement vers le centre ~ une texture gabbrolque isogranulaire (1 & 2 ram). En d~pit des transformations metamorphiques et hydrothermales tardives qui ont affectd les doldrites

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du Siroua et qui peuvent aboutir & la disparition complete de la min6ralogie primaire de la roche, la texture magmatique est g6n~ralement conservee. La paragenese primaire comprend le plagioclase, le clinopyroxene, I'amphibole, la biotite, I'ilmenite, I'apatite et le zircon auxquels peuvent s'adjoindre quelques cristaux de quartz. Les min~raux primaires

Le plagioclase Le plagioclase est la phase la plus abondante. Les cristaux sont disposes en lattes a0tom0rphes subautomorphes, isolees ou partiellement englobees par les cristaux de clinopyrox6ne, ce qui confere & la roche une texture ophitique & subophitique. La zonation primaire est mat6rialis~e par les m i n ~ r a u x d ' a l t 6 r a t i o n (sericite et/ou ~pidote). Les cristaux qui semblent relativement indemnes d'alt6ration ont des compositions de labrador ~ and6sine (Ans5 ~ An4o).

Le clinopyroxene Le clinopyroxene est, avec le plagioclase, la phase mineralogique la plus abondante. Ces deux min~raux constituent plus de 90% de la roche. Le clinopyroxene, de type augite (En31_48Fs9.27Wo26_46),forme une texture ophitique dans la mesostase des microdolerites, En revanche, dans les roches gabbro'l'ques, il se pr~sente aussi sous forme de cristaux automorphes pouvant atteindre 2 ram, Le clinopyroxene est alt6r~ en chlorite associ~e 1'6pidote, au quartz et au leucoxene qui soulignent par leur distribution la zonation chimique dans ces mineraux. Dans certaines roches, le clinopyroxene a totalement disparu pour donner alors une roche & chlorite et albite. Les variations chimiques entre le coeur et les bordures des cristaux sont significatives et se caract~risent par une augmentation de Si, Mg et une diminution de AI, Ti, Na, Cr, Mn et Fevers le bord du cristal (Tableau 1 ). Les teneurs en Ca montrent des variations irr6gulieres. EIles peuvent augmenter ou baisser vers les bords en raison probablement des r~equilibrations subsolidus. Le rapport XFe (XFe= Fe2+/(Fe 2. + Mg) du clinopyroxene est tres variable. Les clinopyrox6nes les plus magnesiens (XFe=0.13) forment des agr~gats automorphes darts un ~chantillon particulier (~chantillon 76B du Tableau 1). Dans les autres roches o5 le clinopyroxene forme un assemblage ophitique, le rapport XFe est de I'ordre de 0.3 et varie peu d'un 6chantillon & I'autre. L'augmentation du rapport XFe du clinopyrox~ne s'accompagne d'une diminution des teneurs en Cr, typique d'une evolution par cristallisation fractionn~e.

Les tholeiites a a f f i n i t # alcaline du s e c t e u r o u e s t d u Siroua

Tableau 1. Analyses chimiques representatives du clinopyroxene et des amphiboles des dolerites du Siroua: exemples de variations coeurs-bordures dans le clinopyrox~ne Table 1. Chemical analyses from clinopyroxenes and amphiboles of the Siroua dolerites: examples of variations from core-rim in the c l i n o p y r o x e n e Echantillon

3 bord

3 T78 coeur coeur

T78 bord

76B

T78 Echantillon

SiO2

49.78 47.60 46.94 50.80 51.86' 50'.67 SiO2

TiO2

1.24 2.60 2.35 0.78 2.55 4.58 5 . 8 1 1 . 9 9 11.22 10.84 11.00 10.95 0.00 0.14 0.02 0.07 0.26 0.26 0.28 0.24 12.65 12.40 12.09 14.16 21.02 20.89 20.55 19.67 0.49 0.57 0.43 0.26

AI203 FeO Cr203 MnO MgO CaO Na20 K20 Total

0.50 0.51 ITio2 2,96 1.12 IAI203 5.89 14.89 FeO 0.30 0.00 Cr203 0.23 0.50 MnO 16.53 10.66 MgO 21.36 20.58 CaO 0.30 0,36 Na20 0.04 0 . 0 1 0.04 0.00 0.00 0,00 K20 99.26 99.91 99.50 98.92 99.94 99.27 Total

Formules structurales calculees sur la base de 6 oxygenes

M2Mg M2Fez M2Mn M2Ca M2Na

0.008 0.008 0.009 0.008 0.007 0.016 0,852 0.842 0.831 0.796 0.838 0.849 BCa 0.036 0.042 0.032 0.019 0.022 0.027 BNa

M2K

0,002 0.001 0.002

M1AI M1Ti M1Fe~ M~Fez M1Cr M1Mg

0

0

0.26

0.28

0.28

2

3

4

5

6

48.99 0.26

48.85 1.06

42.35 4.46

41.77 3.71

42.07 2.54

0.69 3.54 2.85 19.53 23.30 22.75 0.05 0.00 0.00 0.82 0.46 0.53 10.65 7.74 7.34 12.54 11.80 11.84 0.11 0.43 0.90 0.06 0,40 0.45 97.44 96.90 96.57

10.79 14.67 0.00 0.36 11.60 9.64 3.32 0.68 97.87

9.86 13.12 0.12 0.26 13.77 10.21 2,72 0,75 96.76

10.38 17.03 0.05 0.26 10.32 10.12 2.51 0.98 96.26

7.942 0.058 0 0

7.513 0.487 0 0

7.612 0.388 0 0

6.237 1.763 0 0

6.171 6.354 1 . 7 1 5 1.646 0.113 0 0 0

0.064 0.005 0 0 2.380

0.152 0 0.194 0.03 1.770

0.136 0 0 0.124 1.706

2.448 0.104 0

2.795 0.06 0

2.965 0.07 0

0.108 0 0.549 0.494 2.546 1.258 0.045 0

0 0.014 0.881 0.412 3.034 0.627 0.032 0

2.000 0

1.939 0.061

1.978 0.022

1.522 0.478

1 . 6 1 6 1.638 0.384 0.362

0.013 0.031 0.011

0 0.066 0.078

0 0.249 0.088

0 0.469 0.127

0 0.395 0.142

0.199 O.O05 0.666 0.289 2.322 1.485 0.034 0

0

ACa 0.42 ANa AK 44.18 44.62 44.51 40.89 43.47 43.40 Wo 36.98 36.86 36.43 40.95 46.79 31.27 Somme En 18.85 18.52 19.07 18.16 9.73 25.33 Fs " (oc), P (kbar): temperatures et pressions de cristallisation des (Na+K)A amphibolesestim~esrespectivement&partirde la teneuren TiO (Otten, Mg/(Mg+Fe 2+) 1984) et en AI203(Schmidt, 1992). " (°C), P (kbar): temperaturesand pressuresof crystalisationof the amphibolesestimatedfrom the TiO (Otten, 1984) and AI203(Schmidt, T(°C) P(kbar) 1992) contents. Fe2+/(Fe2++Mg) 0.28

1

53.00 0.00

Formules structurales calculees sur la base de 23 oxygenes

1.883 1.790 1.773 1.920 1.900 1.951 TSi 0.114 0.203 0.227 0.080 0.100 0.049 TAI 0.003 0.007 0 0 0 0 TFe 3 TTi 0.000 0.000 0.031 0.009 0.027 0.002 0.035 0.074 0.067 0.022 0.014 0.015 CAI 0,084 0,100 0.095 0.043 0.058 0.044 CCr 0.167 0.127 0.126 0.126 0.000 0.327 CFe ° 0.000 0.004 0.000 0.002 0.009 0,000 CTi 0.713 0.695 0.680 0.798 0.892 0.612 CMg CFe2 0 0 0 0 0.010 0 CMn 0,101 0.108 0.126 0.177 0.122 0.108, CCa

TSi TAI TFe 3

&mphiboles secondaires Amphiboles pdmaires T78 T78 T98 76B 76B T98

0.13

Les teneurs en AI et Ti sont moderees (0.02 < Ti < 0 , 0 7 a./f.u, et 0,05 < AI < 0 . 2 6 a,/f.u.) et augmentent avec le rapport XFe. Ceci suggere la cristallisation tardive de I'ilmenite c o m m e le m o n t r e n t les relations texturales. Les teneurs en Na ( O . O 1 4 < Na < O . 0 4 5 a./f.u.) du clinopyroxene sont n e t t e m e n t plus elevees que dans

0 0.372 0.189

15.056 15.145 15.338 15.596 15.536 15.561 0.04 0.49

0.14 0.39

0.34 0.63

0.60 0.67

0.54 0.83

0.56 0.61

545 n.v.

582 n.v.

698 n.v.

1012 6

989 5

903 6

les series orogeniques mais sont inf~rieures ~ celles des series t y p i q u e m e n t alcalines. Elles sont semblables ~ celles des c l i n o p y r o x 6 n e s des basaltes alcalins transitionnels (Marcelot e t al., 1 988). Cette a f f i n i t e alcaline est aussi c o n f i r m e e par les diagrammes discriminants (non representes) de Leterrier e t al. (1 982) o0 les c o m p o s i t i o n s du clinopyrox#ne

Journal of African Earth Sciences 705

A. TOUIL et al.

se Iocalisent & cheval sur la limite entre les domaines alcalin et thol~iitique. Les mindraux de fin de cristallisation L'amphibole ne se rencontre que dans un nombre restreint d'~chantillons. II s'agit d'une amphibole brune en cristaux isolds dans la mdsostase ou en petites inclusions au bord du plagioclase. Elle est caract~risde par une teneur ~levde en titane (2.54 < TiO 2 < 4.46%), en alumine ( 9 . 8 6 < A I 2 0 3 < 1 0 . 7 9 % ) et en alcalins (2.51 < N a 2 0 < 3 . 3 2 % et 0.751 < K 2 0 < 1 . 0 7 % ) (Tableau 1). D'apr~s la classification de Leake et al. (1997), il s'agit de magndsiohastingsite, amphibole magmatique dont les caractdristiques chimiques sugg6rent une cristallisation & haute tempSrature (900 1000°C) et sous forte pression d'eau (5 & 6 kbar) partir d'un magma & affinit6 alcaline (Tableau 1). Les temp6ratures et les pressions sont respectivement estimdes & partir de la teneur en titane (Otten, 1984) et en alumine (Schmidt, 1992) de I'amphibole selon les relations: pour T(°C) > 9 7 0 ° C , T(°C) = 2 7 3 x T i (a./f.u.) +877; pour T(°C) < 970°C, T(°C) = 1240 xTi (a./f.u.) + 545; P(kbar) = -3.01 + 4.76 x AIo,a~(a./f.u.). La biotite est occasionnelle, de couleur brun rouge, titanif~re et souvent chloritis~e. La chloritisation se manifeste par une baisse de la teneur en K20 des cristaux accompagnde par une exsolution de titane. Ce sont des biotites ferrif~res et titanif~res. Les teneurs ~lev~es en titane de la biotite (tamponn~es par I'ilmdnite) indiquent une cristallisation & haute temperature. Le quartz, rare et interstitiel, ne se rencontre que dans les roches interm~diaires oO la quantitd de clinopyrox~ne est relativement faible.'Dans ces ~chantillons, on peut rencontrer aussi de la micropegmatite interstitielle. Les mindraux accessoires L'ilm~nite est le min6ral accessoire le plus abondant. II forme des cristaux subautomorphes ~ xdnomorphes (=0.5 mm) dont les relations texturales indiquent que la cristallisation est tardive par rapport au plagioclase et au clinopyrox~ne. Bien que les cristaux ne montrent aucune alteration apparente, I'analyse chimique de I'ilm6nite montre qu'il s'agit en fait d'un m~lange titanite + ilm~nite. L'apatite est assez abondante en cristaux aciculaires g6n~ralement dans les bordures des cristaux de plagioclase ou dans le pyroxene. Dens les roches gabbro'(ques, I'apatite a tendance & former des cristaux trapus. Les mindraux secondaires Les mindraux secondaires, caract~ristiques du facies schiste vert, sont la chlorite, I'actinote, I'~pidote, la

706 Journal of African Earth Sciences

calcite, le quartz, le leucox6ne et la magn6tite. La chlorite est de loin le min6ral secondaire le plus abondant. Elle se caract6rise par des teneurs en silice (5.67 < S i < 6.31 a./f.u.), en alumine (3.5
GEOCHIMIE Une douzaine d'analyses chimiques (majeurs, traces et terres rares) a dt6 r~alisde sur des dchantillons apparaissant pdtrographiquement les moins altdrds. Les analyses ont dtd effectu6es par spectrom~trie de fluorescence X et par ICP-AES I'Ecole Nationale Sup~rieure des Mines de SaintEtienne. Les doldrites du Siroua ont subi des altdrations d'origine m~tamorphique et hydrot h e r m a l e c a r a c t 6 r i s 6 e s par la c h l o r i t i s a t i o n , I'ouralitisation, I'dpidotisation, la sdricitisation, la carbonatation et I'hdmatitisation. Les altdrations, d ' i m p o r t a n c e variable, se t r a d u i s e n t par une augmentation de la perte au feu pouvant ddpasser 6 % (Tableau 2). Dans le cas p a r t i c u l i e r de I'~chantillon 78D qui pr~sente la teneur en perte au feu la plus forte (Tableau 2), les teneurs 61ev6es en Cr, Ni, V et Sc sugg6rent que les teneurs en Fe et Mg sont normales en raison probablement des effets conjugu6s de la chloritisation (perte de Fe) et de I'h~matitisation (enrichissement en Fe). Ces effets rendent difficile la quantification de I'action des alt6rations sur I'analyse chimique des roches. Pour caract~riser le chimisme des filons basiques 6tudi6s, nous nous efforcerons de n'utiliser que les 61~ments r6put~s inertes Iors des processus m6ta-

Les tho/efites a affinit# alca/ine du secteur ouest du Siroua

Tableau 2. Analyses chimiques des deux groupes de dol~rites du Siroua Table 2. Chemical analyses of the two Siroua dolerite groups Echantillon SiO2

11E 45.94

Groupe A 98 3 11F 46.51 46.88 46.99

AI203

13.84

15.71 15,65 14.75 16.48 16.37

15.50

14.45

15.85

Fe203

14.54 0.47 5.47 5.81 3.91

13.64 12.40 14.64 1 1 . 4 4 0.41 0.28 0.39 0.22 5.30 5.82 4 . 7 5 8 . 6 0 8.04 6.43 6.52 1.83 4.20 4.38 4.25 5.23

12.02 0.31 4.12 6.83 3.73

12.37 0.32 3.80 6.83 3.25

8.63 0.18 6.09 3,97 5.64

8,02 0.22 3.55 1.57 4.62

8.98 0.20 2.96 3,23 4.58

7.38 0.13 2.99 2.14 4.65

MnO MgO CaQ Na20

78 D 34 B J109B 78 48.48 50.98 51.67 52.32 9.05 0.14 5.39 8.36 4.84

Groupe B 76 B 4B 9 14 53.21 55.62 55.31 56.11 15.66 15.00 16.48

K20

1.56

1.21

1.38

1.33

0.31

1.36

1,90

2.03

1.84

2.74

3.04

3.01

TiO2

2.78

2.48

2.00

2.71

1,11

1.81

2.12

2.14

1,14

1.34

1.41

1.15

P205 P.F. Total Ba Rb Sr Y Zr Nb Th Pb Ga Zn Cu Ni V Cr Sc Co La Ce Nd Sm Eu Dy Yb (La/Yb)N

0.61 0.55 0.46 0.55 0 . 2 6 0.53 0.55 0.55 0.30 0.40 0.41 0.29 3.37 2.79 2.67 2 . 5 0 6.67 1.72 0.66 2.32 3.22 4 . 0 8 2 , 6 8 2.77 96,75 99.33 100.96 99.63 100.61 100.34 99.08 100.01 100.07 10!.79 98.85 99.68 434 510 510 460 52 504 634 662 578 605 663 697 44 38 37 56 9 51 73 62 50 55 69 78 278 367 302 371 138 380 355 293 295 105 194 256 47 36 37 45 22 28 53 67 23 34 32 25 278 235 197 268 119 179 350 375 147 233 241 200 16 16 11 15 11 15 14 22 8 11 12 9 5 5 4 5 2 3 8 9 4 7 6 5 7 8 27 8 10 21 <3.00 5 5 8 7 6 21 21 21 22 21 19 21 21 16 21 19 19 295 111 205 250 91 87 115 86 135 144 100 98 43 172 n.d. 42 55 35 56 31 48 23 n.d. n.d. 42 10 52 10 7 10 44 43 63 49 88 64 274 197 270 234 340 200 248 220 300 184 193 130 43 22 116 17 15 10 6 17 8 5 152 15 26 21 31 24 20 23 28 27 30 27 34 28 43 45 51 51 n.d. n.d, 36 22 n.d. 20 20 24 39.5 52.2 21.5 29.0 32.9 31.3 25.0 35.0 21.1 25.0 18.7 19.8 67.1 83.0 55.9 70.8 42.4 52.7 100.0 1 3 2 . 0 51.6 66.0 78.8 71.3 64.6 86.5 n.d. 32.0 42.8 41.1 47.3 52.1 36.8 47.1 n.d. n.d. 11.6 16.4 n.d. 4.7 8.2 7.1 10.0 10.8 8.0 9.3 n.d. n.d. 2.9 3.1 2.2 2.9 1.2 1.8 3.4 4.1 1,6 1.3 2.1 1.9 9.0 9.5 7.0 9.1 n.d. n.d. 11,9 13.4 n.d. 4.9 6.2 5.9 5.7 4.7 3.8 5.9 2.4 3.3 6.4 7.9 2.4 3.7 3.3 2.9 3.15 5.30 3.96 3 . 0 7 5 . 5 7 4.28 4.45 4.75 6.51 5.62 7.15 7.69

Le rapport La/Yb est normalis# au manteau primitif selon Sun et McDonough (1989). The La/Yb ratio is normalised to primitive mantle, after Sun and McDonough (1989).

morphiques et hydrothermaux tels que Ce, Zr, Nb, Y, Ti et P qui montrent des correlations inter-el~mentaires d'une r6gularite telle que I'on peut supposer leur inertie. Les dol6rites du Siroua ont des compositions de basalte et de ba,salte and6sitique (SIO2=45.94 56.11%, MgO=8.60 ~ 2.96% et Fe203* =7.38 & 14.64%). Les teneurs en alumine et en titane varient respectivement de 13.84 ~ 16.48% et 1.11 2.78% (Fig. 3 et Tableau 2).

Distinction de deux groupes chimiques parmi les dol~rites du Siroua Les variations des rapports entre les ~l~ments incompatibles inertes Zr/TiO 2, Zr/Th et Nb/Ce permettent de distinguer deux groupes chimiques parmi les filons basiques du Siroua (Fig. 2). Le groupe A est caract6rise par des rapports Zr/Th et Nb/Ce Clevis par rapport au groupe B. Le rapport Zr/TiO 2 est relativement bas dans le groupe A. Les deux groupes se distinguent aussi par les rapports

Journa/ of African Earth Sciences 707

A. TOUIL et al.

70

0,02

I

ZrlTh

I

~

I

'

]

78D

[]

60

Zr/TiO2

E]rq 50

•

[]

78D

[]

0,01

76B 40

76B

II

30 20

, 0

I . L 2

I 4

, _~_ 6

,

L

i

~

8

2

10

4

'

I

I

8

I

L

I

~

I

-

'

I

10

[]

Nb/Th

NblCe

78D

[] []

0,3

i

MgO

MgO 0,4

6

78D

[] D

0,2

[]

[] C]

[]

I ="

,,oB

• l I

•

76B

0,1

0

0

2

4

6

8

10

,

0

1

2

~

I

,

4

1

6

,

I

8

_L~

10

MgO

MgO 200

Cr 78D

160

76B

120

,

0 0

2

4

6

8

10

Figure 2. Discrimination chimique entre les deux groupes de dol#rites Ill: groupe A; D: groupe B). MgO est exprim# en poids %, TiO 2, Ce, Nb, Zr et Then ppm. Figure 2. Chemical discrimination diagram between the two groups of dolerite ( l : group A; D: group B). MgO is in wt%, TiO z Ce, Nb, Zr and Th in ppm.

MgO

d'61~ments compatibles tels que Cr/MgO, le groupe A se caract6risant par un rapport Cr/MgO plus bas que B (Fig. 2). Les groupes A et B ne peuvent ~tre distingu~s p~trographiquement et sont ind6pendants de I'epaisseur, de I'extension et de I'orientation des filons, Le groupe A est form6 par des roches basaltiques (SiO 2

708 Journal of African Earth Sciences

= 45.94 ~ 50.98%), & olivine normative, alors que le groupe B contient des roches andesitiques basaltiques (SiO 2 = 51.6 & 56%). Les deux groupes se distinguent par le comportement contraste d'un certain nombre d'~lements majeurs et traces. Ainsi, si on ne tient pas compte des compositions des ~chantillons tr6s altar,s 78D et 76B, on note une

Les tholeiites a affinit# alcaline du secteur ouest du Siroua

I

I

I

TiO2 m

[] • • •

,

20

I

[]E3 []

,

I

o

I

,

I

I

78D []

[] 12

76B

78D

nn

[]

I

,

6

,

J

0

,

0

10

8

76B

[]|

II ii II

8

I

r

2

I

J

I

4

,

6

I

8

,

10

MgO

MgO

10

'

I

Fe203

16

4

2

I

I

500

I

I

~"

I

I

"

I

Zr

Th 400 300

jZi 76B

200

[]

,

0

0

I

i

2

,

I

78D [] I

6

4

J

l--]~ []

Un

I

8

rqE] 76B 78D []

100

J

,

10

MgO

o

0

I

2

,

I

~

4

l

6

,

I

8

10

MgO

Figure 3. Variations inter-el#mentaires dans les dol#rites du Siroua. Les oxydes sont exprim#s en poids % et les #l#ments en traces en ppm (m#me I#gende que la Fig. 2). Figure 3. Inter-element variations in the Siroua dolerites. The oxides are in wt% and the trace elements in ppm (same symbols as in Fig. 2).

augmentation de Fe203*, TiO 2, Zr et Th avec la diminution de MgQ dans le groupe A, variations compatibles avec un fractionnement pr~coce du plagioclase par rapport aux autres phases min~rales. Dans le groupe B, la diminution de Fe203*, TiO 2, Zr et Th parall~lement ~ MgO indique une cristallisation du clinopyrox~ne, de I'ilmenite et du zircon (Fig. 3). Nature des m a g m a s et cadre g ~ o d y n a m i q u e des dol~rites du Siroua

La cristallisation pr6coce du plagioclase et du pyrox~ne par rapport aux oxydes ferro-titan~s et du quartz est typique des roches thol~iitiques. Cette appartenance est confirm~e par I'augmentation des teneurs en Fe2C)3* et TiO 2 au cours de la diff6renciation (Fig. 3) et par les diagrammes TiO 2 en fonction de FeO*/MgO de Miyashiro (1974) et Nb/Y en fonction de Zr/P20 ~ de Winchester et Floyd (1 977)

(Fig. 4). Dans le diagramme g~otectonique de Pearce et Norry (1979), les deux groupes de dol~rites s'inscrivent dans le champ des basaltes intraplaques qui se distinguent des basaltes des rides m~diooc~aniques et de ceux des arcs insulaires par un rapport Zr/Y 61ev~ (Fig. 5). Les deux groupes A et B se caract6risent respectivement par des rapports Nb/Y = 0.26 & 0.37 et 0.3 0.56, Zr/P20 ~ = 0 . 0 3 3 ~ 0.043 et 0.045 ~ 0.071 et Zr/TiO 2 =0.01 et 0.04 ~ 0.018 comparables & la moyenne des thol~iites continentales (Bertrand, 1991 ). L'analogie entre les dol~rites du Siroua et les thol~iites continentales est remarquable sur les diagrammes multi-~l~mentaires de Thompson e t al. (1982) (Fig. 6). Les spectres des groupes A et B s'en distinguent toutefois par une plus grande richesse en ~l~ments incompatibles (Rb, Ba, Th, K, La, Ce et Zr).

Journal

of Afn'can

Earth Sciences

709

A. TOUIL et al.

I

I

1,0

I

'

I

'

I

'

I

'

I

'

Nb/Y TiO2

0,8

Fill

0,6

0,4

j/ lll

0,2

0

0

I

I

I

1

2

3

4

FeO/MgO

0,0 0,00

Tholeiite

Alcalin

/

/

,

I

0,02

,

I

0,04

,

I

,

0,06

I

0,08

,

0,10

Zr/P205

Figure 4. Diagramme TiO2 en fonction de FeO*/MgO (Miyashiro, 1974) et Nb/Y : Zr/P205 (Winchester et Floyd, 1977). Th: ~volution de la lign6e tholeiitique; CA: 6volution de la lign#e calco-alcaline (m#me I#gende que la Fig. 2). Figure 4. 7702 versus FeO */MgO (Miyashiro, 19 74) and Nb/Y versus Zr/P20 5 (Winchester and Floyd, 19 77). Th: evolution of the tholeiitic series; CA: evolution of the calc-alkaline series (same symbols as in Fig. 2).

20

Zr/Y 10

//j/c I

1 10

I

I

l

I

I

I

I1

I00

l

i

Zr

I

l

I

I

I

I000

Figure 5. Position des dol6rites du Siroua dans le diagramme log Zr/Y - log Zr (Pearce et Norry, 1979). A: basaltes intraplaques; B: basaltes des rides medio-oceaniques; C: basaltes d'arc insulaire (m~me I~gende que la Fig. 2J. Figure 5. Position of the Siroua dolerites on a log Zr/Y versus log Zr diagram (Pearce and Norry, 1979). A: intraplate basalts; B: mid-ocean ridge basalts; C: island-arc basalts (same symbols as in Fig. 2).

Les dolerites du Siroua se differencient des basaltes alcalins intraplaques (Chauvel et Jahn, 1984) par la presence d'une anomalie negative en Nb. Celle-ci est probablement primaire, situee dans la source mantellique, car il subsiste m(~me dans les termes

7 I0 Journal of African Earth Sciences

les plus primitifs (riches en Ni, Cr et Sc) des deux groupes de dol6rites. Par comparaison aux filons basiques des autres boutonnieres de I'Anti-Atlas, les dolerites du Siroua se distinguent de celles de la boutonniere d'lrherm par une plus grande richesse en elements incompatibles (Fig. 6). Dans la boutonniere du Bas Dr&a (Anti-Atlas occidental) deux groupes de filons basiques alcalins et tholeiitiques ont 6re distingues (Ikenne et al., 1997). Les teneurs en Sr, P, Zr, Sm, Ti, Y e t Yb des dolerites du Siroua sont superieures aux filons tholeiitiques mais semblables aux filons alcalins (Fig. 6). Ces derniers se distinguent en revanche, des dolerites du Siroua par leurs teneurs ~lev~es en Rb, Ba, K, Th, Nb, La et Ce et par une anomalie negative en Nb peu prononcee. Ces signatures geochimiques refletent le caractere transitionnel (tholeiites & affinit6 alcaline) des dolerites du Siroua, comme le montrent les compositions du clinopyroxene et de I'amphibole.

DISCUSSION

Les groupes A et B, notamment les termes les plus primitifs (~chantillons 78D et 76B), montrent des rapports Zr/Th, Nb/Ce et Nb/Th diff~rents (Fig. 2) indiquant qu'une variation du degre de fusion partielle ~ partir d'une m~me source mant~llique ne peut etre invoqu~e pour rendre compte de la

Les tholeiites a affinit# alcaline du secteur ouest du Siroua

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Figure 6. Diagramme de normalisation au manteau primitif (va/eufs de Thompson e t al., 1982) comparant les dol#rites du Siroua a quelques sites g#odynamiques (a) et aux fi/ons basiques de la boutonniere du Bas Dr~a (Ikenne et al., 1997) et d'lrherm (Hafid, 1992) (b). /4, B: moyenne des groupes A et B des dol#rites du Siroua; CT." thol~iites contientales (Bertrand, 199 I); E-MORB: basaltes enrichis des rides m#dio-oc#aniques (va/eurs de Sun et McDonough, 1989); WPB: basaltes intraplaques (Chauvel et Jahn, 1984). Mzgab: fi/on basique de type a/ca/in; Dr-gab: fi/on basique de type thol#Etique; Irherm: fi/ons basiques tho/#iitiques d'lrherm. Figure 6. Diagram of norma/ised primitive mant/e (va/ues from Thompson et al., 1982) against the Siroua do/erites from various geodynamic sites (a) and the basic dykes from the Bas Dr#a inlier (/kenne et al., 1997) and Irherm (Hafid, 1992) (b). ,4, B: means of the group A and B Siroua do/erites; C T." continental tholeiites (Bertrand, 1991); E-MORB: enriched mid- ocean ridge basalts (values from Sun and McDonough, 1989); WPB: within-p/ate basalts (Chauvel and Jahn, 1984). Mzgab: a/kaline basic dyke; Dr-gab: tholeiitic basic dyke, Irherm: tholeiitic basic dykes from Irherm.

variabilite des compositions des dolerites du Siroua. Ces rapports peu sensibles aux processus de cristallisation fractionnee et de fusion partielle sont caracteristiques des sources mantelliques (Joron et Treuil, 1989). Les compositions des groupes A et B les apparentent aux tholeiites continentales. L'enrichissement

en ~lements incompatibles (Rb, Ba, Th, K, La, Ce et Zr) est toutefois plus important dans les dolerites du Siroua. Les deux groupes A e t B, y compris les termes les plus primitifs, se caracterisent aussi par une forte anomalie negative en Nb qui les distinguent des basaltes alcalins continentaux issus du manteau sous-continental enrichi. L'anomalie negative en Nb

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A. TOUIL et al.

sugg6re une contamination crustale dans I'origine des magmas basiques (Wilson, 1993). Cette contamination est aussi confirm6e par la richesse des deux groupes de dol6rites en ~l~ments lithophiles larges ions et par des rapports Ba/Zr, Th/Nb et Th/ La ~lev~s (Ba/Zr = 0 . 4 3 & 2.82 et 1.77 b 3.93; Th/ Nb =0.19 b 0.35 et 0.26 & 0.42; Th/La =0.1 & 0.22 et 0.16 ~ 0.24 dans les groupes A et B respectivement). Les variations chimiques internes dans les deux groupes (Fig. 3 et Tableau 2) s'expliquent par un processus de cristallisation fractionn6e ~ partir de magmas basiques mant611iques enrichis et/ou contamin~s. D'autres facteurs, difficile ~ ~valuer, comme la contamination crustale au cours de I'ascension des magmas et les alterations secondaires tardives contribuent & la signature chimique finale des roches. Les deux magmas ~ I'origine des groupes A et B se sont inject6s indistinctement dans les fracturations subm6ridiennes (N5-30 °) et sub6quatoriales (N75-110 °) identifi~es. Ceci sugg~re une mise en place subcontemporaine des deux magmas et conforte I'hypoth~se d'une h6t~rog6n~it~ de la source mant~llique. La mise en place des dol~rites s'est effectube post6rieurement aux ~v~nements panafricains majeurs (les filons recoupent la formation volcano-s~dimentaire affect6e par la phase B2 et les granites post-orog~niques d'lda ou IIIoun) et ant6rieurement au d~pSt du N~oprot~rozo'fque terminal. Elle est en relation avec la distension qu'a connu le massif du Siroua au N~oprot~rozdi'que sup~rieur. Les filons de dol~rites sont la manifestation ultime d'un magmatisme distensif connu dans toute la cha~ne Anti-Atlasique au Prot6rozd~'que sup6rieur. En effet, la distension s'est manifest~e dans la boutonniere d'lrherm par la mise en place, post6rieurement au d~p6t de la s6rie des calcaires et des quartzites du PII inf~rieur, de filons de dol6rites orient,s g~n~ralement NE-SW (Hafid et al., 1998). Les dol~rites se r~partissent en deux groupes chimiques s'apparentant aux thol~iites continentales et dont la mise en place p~n~contemporaine indique une h6t~rog6n6itb du manteau sous-continental (Hafid, 1992). Dans la boutonniere du Kerdous, les filons basiques, de mSme &ge que les precedents, sont rapport~s b des thol~iites et sont consid~r~s comme marqueurs d'une extension continentale dans une ~volution de type marge passive (Hassenforder, 1987). Dans les boutonnieres de la Tagragra d'Akka et du Bas Dr&a, les filons basiques se sont mis en place pendant ou post6rieurement au PII sup~rieur, voire m~me au Plfl (Air Malek, 1997; Ikenne et al., 1997). Ces filons, compos~s de roches thol6iitiques et alcalines, sont le reflet d'une h~t~rog~n6it6 du manteau sub-continental et sont

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consid6r~s comme la marque d'une distension r6gionale (Ikenne et al., 1997).

CONCLUSIONS Les formations Ndoprot6rozo'(ques (PII supdrieur) du flanc ouest du massif du Siroua sont recoup~es par un complexe filonien de dol6rites. Ces doldrites se sont inject6es selon des directions submdridiennes (N5-30 °) et sub~quatoriales (N75-110 °) ant6rieurement au ddpSt de la s~rie volcano-ddtritique du Ndoprotdrozo'fque terminal (PIll). La paragen6se primaire de ces roches est fortune par le plagioclase, le clinopyrox~ne, I'ilm6nite, I'apatite, I'amphibole, le zircon et rarement le quartz. Elle est modifide par les transformations m~tamorphiques et hydrothermales tardives. Les dol~rites se r~partissent, inddpendamment de I'dpaisseur, de I'extension et de I'orientation des filons, en deux groupes chimiques A et B dont les compositions les apparentent aux tholdiites continentales d'affinit6 alcaline. Les caractdristiques chirniques des deux groupes montrent qu'ils sont le reflet d'une h~tdrog6nditd du manteau et que les magmas primaires proviennent d'un manteau lithosphdrique sub-continental enrichi et hdt~rog~ne auxquels s'est adjointe une composante crustale. Leur raise en place postdrieure aux 8v~nements panafricains majeurs et ant~rieurement au d~p6t des formations volcano-ddtritiques du N6oprot~rozoYque terminal s'explique par la distension qu'a connu le secteur au Prot~rozdfque supdrieur (EI-Boukhari eta/., 1991 ; Regragui, 1996). Cette distension, g6n~ralis6e & I'ensemble de la chaTne Anti-Atlasique, est marqu6e par le d~veloppement d'un magmatisme fissural d'ampleur et de nature variable (thol~iitique, tholdiitique & affinit~ alcaline et alcaline) dont il est difficile d'dtablir une succession chronologique. Seuls certains filons (de nature alcaline) des boutonni6res de la Tagragra d'Akka et du Bas Dr~a peuvent se rapprocher aux filons du Siroua. Editorial h a n d l i n g - B. Bonin

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