Circuit 16, Massif de Siroua

Notes et Mém. Serv. Géol. Maroc, n° 563, 2011, pp. 83-104, 20 fig. Circuit C16 / Tour C16 MASSIF DU SIROUA Siroua Massif par / by Hassan ADMOU & Abderrahmane SOULAIMANI In Nouveaux Guides géologiques et miniers du Maroc / New Geological and Mining Guidebooks of Morocco, Michard A., Saddiqi O., Chalouan A., Rjimati E., Mouttaqi A. (Eds), Notes et Mémoires du Service géologique du Maroc, 2011, n°s 556-564 Circuit C16 / Tour C16 Massif du Siroua Siroua Massif H. ADMOU1 & A. SOULAIMANI1 Socle panafricain, dépôts crétacés discordants et volcan néogène 2 jours, 200 km Pan-African basement, unconformable Cretaceous deposits and Neogene volcano 2 days, 200 km drive Points clés : Ce circuit (fig. 1) fait découvrir l’un des massifs précambriens les plus élevés du Sud marocain, resté longtemps peu accessible. Le massif se situe entre les reliefs du Haut Atlas et l’axe principal de l’Anti-Atlas. On le traversera d’Est en Ouest sur l’axe Anzal-Askaoun (journée J1), puis de Taliwine, au sud, vers la bordure nord du massif, au pied du J. Toubkal (journée J2). La première journée sera surtout consacrée à l’ophiolite panafricaine de Tachakoucht (complexe filonien, gabbros, basaltes, plagiogranites, amphibolites), aux migmatites d’arc d’Iriri et aux formations du Néoprotérozoïque supérieur. Entre Khzama et Askaoun, la route, assez difficile, traverse les haut reliefs et plateaux du Siroua oriental constitués de séries volcaniques Néogène. La journée J2 permet de traverser entre Taliwine et Agouim le flanc ouest du massif de Siroua et ses granitoïdes fini-précambriens. On traversera aussi le complexe volcano-sédimentaire du Siroua avec ses trachytes du Miocène supérieur, et les buttes-témoins de Crétacé discordant sur la bordure nord du massif, dominée par le massif haut atlasique du Toubkal. On atteindra enfin le bassin triasique d’Eç-Çour qui a évolué dans la zone de la Faille sud-atlasique. Highlights : This field trip (fig. 1) will allow us to discover one of the highest massifs in southern Morocco, which remained hardly accessible for a long time. The massif rises between the High Atlas and the main axis of Anti-Atlas. During the first day, we will cross the massif from east to west along the Anzal-Askaoun transect, and the second day from Taliwine in the south to the massif northern edge at the foot of J. Toubkal. The first day J1 is devoted mainly to the Tachakoucht Pan-African ophiolite (dyke complex, gabbros, basalts, plagiogranites and amphibolites), the Iriri arc migmatites, the Upper Neoproterozoic formations. Between Khzama and Askaoun, the hard track crosses high plateaus primarily made up of Neogene volcanic series. During day J2 between Taliwine and Agouim, we cross the western side of the Siroua massif and might observe the Miocene trachytes, the Upper Neoproterozoic granitoids, and the faulted remains of the Cretaceous cover, dominated by the Toubkal Massif of the High Atlas. Finally, we will reach the Eç-Çour Triassic Basin, which evolved along the South Atlas Fault zone. 1 Université Cadi Ayyad, Faculté des Sciences Semlalia, Laboratoire DLGR, av. Moulay Abdellah, BP 2390, Marrakech, Maroc. E-mail : admou@ucam.ac.ma ; soulaimani@ucam.ac.ma 85 86 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 FIG. 1 : Itinéraire des journées J1 et J2, avec localisation des stops et de la fig. 1.2, sur un extrait de la carte géologique du Maroc au 1/1000000. Légende : voir Annexe 1 en fin de volume. FIG. 1 : Day J1 and J2 itinerary with location of stops and of fig. 1.2 on the geological map of Morocco, scale 1/1 000 000. Legend : see Appendix 1 at the end of the volume. Documents à consulter ou emporter ♦ ♦ ♦ ♦ ♦ ♦ ♦ ♦ Vol. 1 des Nouveaux Guides ; The Geology of Morocco. Structure, Stratigraphy, and Tectonics of the Africa-Atlantic-Mediterranean Triple Junction, Edited by A. Michard, O. Saddiqi, A. Chalouan, D. Frizon de Lamotte, LNES 116 (2008), Springer Verl., Berlin, Heidelberg, 404 p. ; Piqué A., Soulaimani A., Laville E., Amrhar M., Hoepffner C., Bouabdelli M., Chalouane A. (2007). La Géologie du Maroc, Géode, Marrakech, 280 p. ; Carte routière du Maroc (échelle 1/1000 000 conseillée) ; Carte géologique du Maroc au 1/1 000 000 ; Carte géologique du Maroc au 1/500 000, feuille Marrakech (épuisée) ; Carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuilles de Taliwine ; Cartes géologiques au 1/50 000, Tamallakout, Tachoukacht, Assarag, Siroua, Douar Çour. I. Présentation géographique Le Massif de Siroua constitue le trait d’union entre le Haut Atlas et l’Anti-Atlas, ce qui explique l’amalgame souvent fait dans son identification avec l’une ou l’autre de ces deux chaînes. C’est un domaine montagneux difficile d'accès, d’altitude moyenne proche de 2000 m et avec un sommet qui culmine à 3304 m (Adrar n’Siroua). Il est entaillé par de nombreux oueds dont les principaux sont : Assif n’Tifnout, Assif n’Oumarigh et Assif n’Iriri. Pour y accéder, seul trois voix sont possibles : i) de l’est, à partir d’Anezal (journée j1) ; ii) du sud, à partir de Taliwine (journée J2) ou à partir de Taghdoute pour le massif de N’Koub ; et iii) de l’ouest, à partir d’Aoulouz. Son climat rude est de type continental, à saison estivale sèche et aride et à hiver pluvieux et enneigé. Les écarts de température, aussi bien saisonniers que journaliers, sont important (-4°C en hiver à +46°C en été). Son paysage subdésertique est souligné par une végétation fortement dégradée suite au déboisement intensif et à une activité pasto- CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA rale excessive. Le Siroua regorge d’espèces animales sauvages dont beaucoup sont en voie de disparition. Les principaux villages se localisent le long des oueds et plus particulièrement près des sources, permettant des cultures restreintes (céréales, légumes et quelques arbres). La population locale est exclusivement berbère à mode de vie semi-sédentaire. Ils résident l’hiver dans les douars au fond des vallées et transhument en été vers les hauts plateaux avoisinants (Aazib), dont le plus important est celui d'Iriri au pied du J. Siroua (Sirwa). Les principales ressources sont l’élevage, l'agriculture et le commerce (safran, pommes de terre, dattes, henné,…), sans oublier la confection des tapis de grande renommée (tapis de Tazenakht). La région du Siroua présente des potentialités touristiques importantes. On peut s’y rendre du printemps jusqu’au début de l’automne. II. Structure géologique Le Massif du Siroua a été visité au début du XXème siècle par L. Gentil (1905). Il se situe dans la zone centrale de l'Anti-Atlas (fig. 1-1) et appartient au domaine néoprotérozoïque panafricain. Il est formé d'un socle panafricain et d'une couverture volcanique du Néoprotérozoïque supérieur à terminal, ainsi que d’une couverture beaucoup plus récente, crétacée et néogène. Ce massif est coupé au sud par l'accident majeur de l'Anti-Atlas (AMAA) (Choubert, 1947). Le substratum précambrien affleure dans deux massifs distincts, celui de N'kob au SE et celui de Khzama au NE. Le massif de N'kob est formé d'un socle d'âge paléoprotérozoïque (« PI ») et néoprotérozoïque (« PII ») et d'une cou- 87 verture volcanique récente (« PII-III ou PII3» et « PIII »). Il est traversé par un réseau de failles (associées à l’AMAA). Choubert (1963, 1967) a fourni une cartographie des séries complexes de ce secteur en définissant la Série d'Imglay d'âge « PI-II ». Leblanc (1972) y décrit ensuite des roches vertes concordantes (gabbros, diabases, tufs) et une série quartzo-pélitique et carbonatée. La Série d'Imghlay est décrite comme une série de plate-forme (Leblanc, 1975). Le bassin de N’Kob serait de type ‘’proto-rift’’, développé sur la marge nord du craton ouest-africain. Ses séries sédimentaires de plate-forme contiennent des quartzites à la base, des faciès rythmiques intermédiaires et des calcschistes au sommet. Elles appartiennent aux séries de plate-forme déposées sur la marge cratonique dans l’axe de Taghdout-Tirsal et de Tachdamt-Bleïda à Bou Azzer (Bouougri, 1992). Lors des compressions panafricaines, le massif de N'kob a été écaillé par des chevauchements E-W à vergence sud qui ont séparé deux ensembles principaux, l’un autochtone au sud et l’autre allochtone au nord. Le massif de N’Kob renferme en outre une écaille tectonique ultrabasique et basique allochtone, considérée comme une suite ophiolitique (El Boukhari, 1991). Cette attribution peut être mise en doute du fait de la faible épaisseur de l’écaille, de sa nature exclusivement cumulative (wehrlites, pyroxénites et gabbros) et de l'absence de roches mantelliques résiduelles, mais inversement, sa position sur l’AMAA la rend plausible. Le massif de Khzama, situé sur le flanc NE du Siroua, est allongé en E-W sur environ 20 km de long et 10 à 15 km de large. Il est limité à l'ouest et au sud par les formations FIG. 1-1 : Schéma structural de la suture panafricaine de l’Anti-Atlas central (d’après Leblanc, 1972, modifié). « Pontien » désigne les terrains continentaux du Miocène supérieur-Pliocène. FIG. 1-1 : Simplified geological map of the Pan-African suture of the Anti-Atlas (after Leblanc 1972, modified). « Pontien » is for the continental facies of Late Miocene-Pliocene age. 88 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 phonolitiques mio-pliocènes du Siroua, et passe à l'est au plateau granitique de Tamazirt. L’essentiel du massif est formé d’un socle d'âge Néoprotérozoïque moyen (PII inf.), d'une série du Néoprotérozoïque supérieur (PII3) au sud (groupe de Bou Salda), et de roches volcaniques calco-alcalines (basaltes, andésites, ignimbrites) et volcano-détritiques du Néoprotérozoïque terminal (PIII) au nord et à l'est. Le massif de Khzama est considéré comme appartenant à la paléosuture panafricaine de l'Anti-Atlas, au même titre que les ophiolites de Bou Azzer (Leblanc, 1972 ; Chabane, 1991, Admou 2000 ; Thomas et al. 2002 ; Thomas et al. 2004). Ces ophiolites sont fortement tectonisées et métamorphisées dans le faciès des schistes verts et amphibolites. La cartographie de ce massif (fig. 1-2) montre trois unités distinctes séparées par des cisaillements E-W à N110-120 soulignés par des couloirs syn- à tardi-schisteux de blastomylonites. Le déversement des structures se fait vers le nord au centre et à l’ouest du secteur alors qu’ils s’opèrent vers le sud à l’est. Ces unités sont les suivantes : i) La formation d'arc de Tachoukacht, allochtone, occupe la partie sud-est du massif. Elle est chevauchée au nord par l'ophiolite alors que vers le sud elle chevauche les terrains du Précambrien supérieur (PII3) (Formation de Bou Salda). Elle est constituée d'orthogneiss et d'amphibolites à grenat renfermant des intercalations de basaltes, d'andésites et de kératophyres. De nouvelles datations géo- chronologiques réalisées sur cette formation lui confère un âge plus ancien que 1 Ga (Admou, travaux en cours). Les faciès basiques de cette formation correspondent à des tholéïtes d’arc insulaire ; ii) Le complexe ophiolitique, composite et allochtone, au centre du massif. Ses termes sont extrêmement démembrés et imbriqués les uns dans les autres par des accidents tectoniques. Il est constitué par une série d'unités ultrabasiques et basiques écaillées avec les autres termes ophiolitiques ; iii) La série volcanique et volcano-sédimentaire, autochtone, au nord du massif. Elle est séparée de l’ophiolite soit par des failles, soit par des discordances locales. Elle est composée de deux unités : à l’ouest, une unité basique et volcano-sédimentaire qui évolue latéralement, en discordance ; vers l’est, une seconde unité volcano-détritique et kératophyrique appelée série d'arc d'Aït Nabdas. III. Evolution panafricaine La distension panafricaine qui a affecté la croûte éburnéenne est marquée par un amincissement crustal qui a l’origine du ‘’proto-rift’’de N'kob et du bassin ‘’océanique’’ de Khzama et Bou Azzer-El Graara. Cette distension semble s’opérer dans un régime transtensif dextre. L’AMAA qui borde le bassin océanique à Bou Azzer se transforme, dans le Siroua, en une ‘’faille de détachement lithosphérique’’ à pendage relativement variable. L’ophiolite de Khzama est FIG. 1-2 : Carte géologique simplifiée du massif ophiolitique panafricain de Khzama. Localisation : fig. 1. ST : station d’arrêt ou stops. FIG. 1-2 : Geological map of the Khzama Pan-African ophiolite. See fig. 1 for location. ST : stops. CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA associée à un contexte insulaire et à un bassin marginal (N'Kob) et constitue, avec celle de Bou Azzer et celle qui borde à l'est le Craton ouest-Africain (Adrar des Iforas), une ceinture témoin d'une ouverture océanique limitée, dans des bassins de la bordure cratonique (Hefferan et al., 2002). La déformation panafricaine à l'échelle du massif du Siroua est caractérisée par une cinématique décro-chevauchante sénestre dominante témoignant d’un régime en transpression. La structuration est en éventail avec des déversements vers le sud dans la zone de N'kob et globalement vers le nord dans celle de Khzama. Les structures synschisteuses sont orientées E-W à NW-SE, compatibles avec une direction de compression subméridienne à NESW. Elle est marquée par des gradients tectono-métamorphiques croissant du sud vers le nord et de l'est vers l'ouest à N'kob, du nord vers le sud à Khzama et vers les zones de cisaillement ductiles mylonitiques. Un écaillage horizontal tardi-schisteux apparaît avec la mise en place de nappes à vergence sud qui chevauchent parfois même les terrains du Précambrien supérieur. Ce type d'évolution de déformation hétérogène a été décrit à Khzama par Walbrecher (1988) par la fabrique du quartz dans les zones de cisaillement. IV. Minéralisations Le massif de Siroua est connu pour sa richesse en indices de minéralisation et ses carrières de matériaux (marbre). Les deux gisements les plus importants sont le gisement épithermal tardi-panafricain argentifère de Zgounder (Essarrage et al. 1998, Marcoux & Wadjinny, 2005) et celui aurifère d’Ifarn (région de N’kob). Le massif ophiolitique de Khzama contient aussi des traces d’exploitation d’amiante et magnétite associée aux serpentinites. De petites concentrations de sulfures et de cuivre sont abondantes surtout dans les zones hautes (dalle d’assif n’Iriri). La partie mantellique est localement riche en cobalt disséminé dans les péridotites. 89 J1: Anzal-Askaoun (80 km) Itinéraire et thèmes (figs. 1, 1.2) : Intrusions de Khzama (Granite de Tamazirt). Formation volcano-détrique de Bou Salda. Ophiolite de Tachoukacht. Migmatites d’Iriri. Plagiogranites de Tasrwine. Complexe filonien d’Amassine. Volcanisme néogène de Siroua. Mine argentifère de Zgounder. Route and themes (figs. 1, 1.2) : Khzama intrusions (Tamazirt Granite). Volcanoclastic Bou Salda Formation. Tachoukacht ophiolite. Iriri migmatites. Plagiogranites of Tasrwine. The Amassine sheeted dyke. Neogene volcanism of Siroua. Silver-bearing mine of Zgounder. Route : La journée J1 consiste en une traversée du massif d’est en ouest entre Anzal (Anezal, Anzel) et Askaoun, soit environ de 80 km dont 40 km récemment goudronnés entre Anzal et Tachoukacht alors que les 30 derniers kilomètres sont encore difficiles. La description de l’itinéraire débute à la localité d’Anzal, située à 1600 m d’altitude sur la nationale N10 (ex-P32) reliant Amerzgane et Ouarzazate à Tazenakht (voir circuit C1, J1). A partir d’Anzal prendre la route allant vers l’ouest en direction de Tachoukacht (Tachokchte). La route longe le flanc nord d’Assif n-Tamazirt dont elle se sépare bientôt pour contourner l’Adrar Inghirdam et rejoindre l’assif au niveau du barrage de Tamallakout (1680 m). J1-1 : le barrage de Tamallakout : les intrusions de Khzama (GPS : 30°45'45.91"N ; 7°23'0.10"W) Les premiers affleurements du socle panafricain débutent au niveau du barrage de Tamallakout où des dépôts grésoconglomératiques du Groupe de Ouarzazate (PIII) reposent sur un massif granitique (limites masquées par des dépôts superficiels). Le granite occupe la plaine de Tamazirt et s’étend vers le NW dans le plateau d’Asdrem et d’Aït Nabdas. La dépression de Tamazirt, occupée par le granite arénitisé, est localement recouverte par des buttes volcaniques FIG. 1-3 : Vue vers le sud du village de Tamazirt bâti au pied du massif volcanique néogène du J. Siroua. FIG. 1-3 : Southward view of the Tamazirt village in the foot of the Neogene volcanic complex of J. Siroua. 90 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 néogènes (fig. 1-3) et par des travertins. Les reliefs volcaniques sont formés de phonolites qui coiffent des niveaux volcanoclastiques (tufs, cendres, etc.) d’âge plio-quaternaire. Le granite de Tamazirt est daté à 661 ± 23 Ma (Mifdal & Peucat, 1985, U/Pb). Il se prolonge vers le nord par le massif d'Asderm (ou Tifratine). Ces deux granites, identiques et homogènes, recoupent à la fois l'ophiolite et les gneiss et amphibolites de Tachoukacht (fig. 1-2). Leur faciès dominant est une granodiorite à amphibole et orthose avec de très rares clinopyroxènes. C'est un faciès grenu clair rosâtre ou jaunâtre formé de minéraux de feldspaths potassiques, plagioclase, quartz, biotite, amphibole et des agrégats de tourmaline et d’alanite. La tonalite d'Aït Nabdas est étalée sur environ 4 km2 au SE du village d'Aït Nabdas, elle recoupe à la fois l'ophiolite au sud et au sudest et la série kératophyrique d'arc au SW alors qu'au nord, elle est couverte en discordance par la série PIII. Cette intrusion est surtout composée de gabbros, diorite, tonalite (présence de clinopyroxène), monzodiorite et monzogranite, avec des passages progressifs entre ces roches. Les intrusions de Khzama (Tourtite, Iriri au nord de Tachoukacht, Asderm, Tamazirte et Aït Nabdas) correspondent à des granites calco-alcalins syntectoniques et syn-collisionnels d’arc insulaire (El Khanchaoui et al., 2001). Ainsi, les tonalites et les trondhjémites de l’arc d’Aït Nabdas correspondent à des granites calco-alcalins faiblement potassiques, les ganites d’Asderm et de Tamazirte sont calco-alcalins potassiques alors que le granite d’Immorghane (au sud de Tachoukacht), intrusif dans le PII supérieur, est alcalin. Route : Apres le village de Tamazirt, bâti sur la rive sud de l’oued du même nom, la route contourne le flanc nord de la grande butte d’Izouguigh-n-Tamazirt (2010 m) formée par des laves vacuolaires et des tufs (scories) du volcanisme récent du Siroua. On entame ensuite la montée du col de Tizi Asderm vers le nord. Cette ascension se fait dans les formations amphibolitiques et gneissiques de la formation de Tachoukacht. Au dernier virage de la montée, on traverse le contact entre cet encaissant métamorphique et le granite intrusif d’Asderm. Une vue vers le SE permet d’avoir un aperçu global sur la dépression de Tamazirt et ses buttes phonolitiques. Au-delà du col, la route prend une direction ouest sur le plateau d’Asderm sur environ 4 km avant d’entamer la descente vers le village de Tachoukacht, bâti dans la vallée encaissée de l’oued Iriri (Irhirhi). Une fois traversé l’oued, s’arrêter pour analyser les formations volcano-détritiques de la Formation de Bou Salda. J1-2 : La formation volcano-détrique de Bou Salda (GPS : 30°47'48.14"N ; 7°31'40.39"W) La Formation de Bou Salda est définie comme l’ensemble des séries volcano-détritiques situées entre les roches métamorphiques panafricaines (Groupe du Saghro) et le Groupe de Ouarzazate ou “PIII” (Thomas et al., 2002). Cette formation est souvent cantonnée dans des bassins faillés et ses relations avec le substratum sous-jacent sont toujours tectoniques. La base de cette formation est formée de basaltes amygdalaires et de rhyolite surmontés par des niveau sédimentaires de conglomérats lenticulaires et d’arkose (fig 1-4). Dessus repose une épaisse série rhyolitique et ignimbritique surmontée de shale et de quartzites gris. FIG. 1-4 : La formation de Bou Salda au Sud du village de Tachoukacht ; A) Aspect général des strates conglomératiques à pendage nord ; B) détail. FIG. 1-4 : The Bou Salda Formation North of Tachoukacht village ; A) General aspect of conglomeratic layers dipping to the North ; B) Close up. CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA La formation de Bou Salda est déformée suite à la réactivation de l’Accident Majeur de l’Anti-Atlas qui a induit le plissement des quartzites et le développement d’une schistosité de fracture dans les shales. Son âge est approché par celui des rhyolites de Tamriwine et de Tadmant supposées contemporaines. Elles ont livré respectivement des âges à 606 ± 6 Ma et 605 ± 9 Ma (Thomas et al., 2002). La Formation de Bou Salda est décrite comme étant dérivée d’un système d’arc (Schermerhorn et al. 1986) et déposée dans des bassins étroits, en position avant-arc (Thomas et al., 2002). Ces caractéristiques syntectoniques la rapprochent de la Série de Tidelline dans la boutonnière de Bou Azzer-El Graara. Route : La route remonte en lacet en suivant globalement la limite faillée entre la Formation de Bou Salda au sud et celle de Tachoukacht au nord. Arrivée à Souk Tlata (bâtiment de la commune de Khzama), prendre la piste à droite et traverser l’assif Achachdi, un affluent de l’assif Iriri qu’il rejoint juste après au NE. J1-3 : La coupe de Tachoukacht (Assif Iriri) (GPS : 30°48'21.55"N ; 7°31'58.97"W) S’arrêter sur la ligne de crête entre les deux assifs près d’un terrain de foot, pour réaliser à pied la coupe le long de l’assif Iriri (Irhirhi). A partir de là, on peut entamer du sud au nord une coupe du complexe d’arc et de l’ophiolite de Tachoukacht (fig. 1-5). Au sud, les gneiss et amphibolites de Tachoukacht constituent un ensemble allochtone, qui affleure depuis l'est d'Amassine à l'ouest jusqu'à la plaine de Tamazirte à l'est (fig. 1-2). C’est une unité intensément mylonitisée qui correspond à une zone de cisaillement E-W. On y distingue des gneiss à grenat et des amphibolites à albite renfermant des intercalations de basaltes, d'andésites et de kératophyres. La série est parcourue par des dykes basiques et acides, ces derniers étant les plus tardifs et d’âge PIII. Vers le nord affleure le complexe ophiolitique dont les termes sont disloqués et imbriquées les uns dans les autres. Il est constitué par une succession d'unités ultrabasiques et basiques. 91 V. L’ophiolite de Khzama Leblanc (1972 et 1975) y distinguait de nombreux faciès : serpentines, pyroxénolites, gabbros, andésites, spilites, pyroclastites, amphiboloschistes, chloritoschistes, kératophyres et diorites quartziques. Chabane (1991), au terme d’une étude pétro-géochimique détaillée, a proposé une colonne stratigraphique (fig 1-6), comprenant des péridotites, des cumulats ultramafiques, une zone de transition, des cumulats gabbroïques coiffés par des gabbros isotropes; un complexe filonien encaissé dans des gabbros-dolérites d'affinité boninitique et dans des gabbros isotropes ophiolitiques "non cogénétiques" et une épaisse séquence (900-1000 m) de basaltes, tufs et andésites associées à des dolérites. Admou (2000) a réalisé une étude pétro-structurale du massif et a établi un modèle géotectonique et géodynamique de la formation et mise en place de cette ophiolite dont la genèse est placée dans un environnement d'arc. L’âge de formation est livré par la datation du plagiogranite de Tasriwine à 762 ±1 Ma (Samson et al. 2004). L'ophiolite panafricaine de Khzama, dans le massif du Siroua, bien que disloquée et tectonisée, présente tous les termes lithologiques d'une ophiolite complète. Le complexe filonien, étudié en détail dans trois écailles tectoniques, est formé de gabbros isotropes à laminés, parfois rubanés (50 %), recoupés par des essaims de dykes isolés de diabases à bordures figées (50 %). Ce complexe filonien montre un système préservé de veines hydrothermales (veines à épidotequartz-sulfures parallèles aux bordures des dykes de diabases). Les diabases sont imprégnées de sulfures finement disséminés dans la masse des dykes. Ces caractéristiques sont celles des systèmes hydrothermaux fossiles des ophiolites d'Oman ou de Chypre, à la base du complexe filonien. Elles constituent un des plus anciens témoins connus à ce jour d'une activité hydrothermale développée au niveau d'une zone d'accrétion océanique (Admou & Juteau 1998). J1-4 : les migmatites d’Iriri (assif Iriri) (GPS : 30°48'32.84"N ; 7°31'52.66"W) Les migmatites d'Iriri affleurent dans la vallée de l'assif n'Iriri, à environ 1 km au NW du village de Tachoukacht FIG. 1-5 : Coupe géologique le long de l’assif n’Iriri (au nord du Douar Tachoukacht). Localisation : voir fig. 1-2. FIG. 1-5 : Geological cross-section of the Khzama ophiolite along assif Iriri (north of Tachoukacht village). See fig. 1-2 for location. 92 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 FIG. 1-6 : Colonne stratigraphique simplifiée du complexe ophiolitique de Khzama, inspirée de Chabane, 1991 (modifié). FIG. 1-6 : Simplified stratigraphic column of the Khzama ophiolitic complex (modified from Chabane, 1991). (fig. 1-7). Elles ont été identifiées comme des migmatites par Choubert (1963). On y observe une alternance de niveaux sombres et clairs qui correspondent à un rubanement de lits granitiques et de lits dioritiques dans lesquels se sont développés des phénocristaux centimétriques d'orthose. Il est chevauché au sud par la formation de Tachoukacht alors que vers le nord, le passage aux diabases qui coiffent le complexe filonien semble être concordant. Plus au nord, des filons acides apparentés à ce massif s'injectent dans les pyroxénites. Le massif d’Iriri a été daté par la méthode Rb/Sr à 620± 20 Ma (Huch, 1988) puis à 741± 2Ma par U/Pb sur zircon (Thomas et al., 2002). Cette dernière datation est livrée par le cœur de zircons qui présentent en outre une auréole métamorphique datée à 663±13 Ma. Ce dernier âge est considéré par les auteurs comme étant lié au métamorphique panafricain et donc à la collision panafricaine. Dans cette station, on a des traces de circulations hydrothermales océaniques précoces typiques des zones distensives au niveau des rifts et rides océaniques. Il s’agit d’un bel exemple de stockwerk à sulfures de Pb et de Cu (Wafik et al., 2001, Wafik, 2002). Elles témoignent des fluides sous-marins qui circulaient à travers les basaltes et les diabases, y produisant des transformations minéralogiques et y précipitant à basse température les éléments lessivés à plus haute température (Alt, 1995 ; Juteau & Maury, 1997, Pirajno, 1992). Les veines hydrothermales à épidote-quartzsulfures sont bien préservées, généralement parallèles aux bordures des dykes de diabases. De véritables épidosites à épidote-quartz-calcite, de teinte vert vif forment des filons CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA 93 FIG. 1-7 : A) Affleurement des migmatites rubanées dans l’assif n'Iriri ; B, C et D) détail du rubanement tectonique et des phénocristaux d'orthose ; E) dépôts de sulfures. FIG. 1-7 : A) Photographs of the Iriri migmatites along Assif n'Iriri river ; B, C, and D) close up of the banded migmatites with orthoclase phenoblasts; E) sulphurs deposits. et des poches. A leur voisinage, les diabases sont imprégnées de sulfures encore frais et brillants, finement disséminés dans la masse des dykes et dans la matrice des diabases. Ces mouches de sulfures se trouvent dans les dykes aussi bien au cœur qu'en bordure, parfois concentrés dans de petites fentes. Elles constituent un des plus anciens témoins connus à ce jour d'une activité hydrothermale développée au niveau d'une zone d'accrétion océanique. Route : On remonte l’oued Iriri pour reprendre le véhicule et on revient à Souk Tlata. De là, une piste bifurque vers le nord en direction du barrage sud de Tourtit. J1-5 : La coupe de Tourtit et les plagiogranites de Tasrwine (assif n-Tasrwine) (GPS : 30°49'12.61"N ; 7°35'5.44"W) Depuis le barrage au sud de Tourtit, on fera une coupe en remontant l’assif Tasrwine du sud vers le nord sur environ deux kilomètres (prévoir une à deux heures). La coupe (fig. 1-8) montre une succession d’unités de la série ophiolitiques de Khzama en écailles à déversement vers le nord. La coupe débute au sud par la formation de Tachoukacht (orthogneiss) qui chevauche vers le nord les unités ophiolitiques. Notons que le sens de ce déversement s’inverse en allant vers l’est ou vers l’ouest, ce qui confère à cette structure une géométrie subverticale. Les unités ophiolitiques commencent par des cumulats ultrabasiques suivis par un important complexe filonien totalement mylonitisé et amphibolitisé. Les dykes orientés N140-150 sont fortement foliés et l’encaissant gabbroïque est transformé en schistes amphibolitiques. On retrouve, intercalés dans ce complexe filonien, des dykes de plagiogranites similaires à ceux qui ont été datés à Assif n’Tinzla et qui ont donné un âge de 761 Ma (Samson et al. 2004). Plus au nord se localise le massif de Tourtit, d’âge Néoprotérozoïque moyen (PII inf.), qui correspond à un orthogneiss fortement rubané et mylonitisé allongé en E-W sur environ 2,5 km pour une largeur de 300 m, depuis l'ouest de Tourtit jusqu'au plateau de Tifratine à l'est. Il contient des enclaves de l'encaissant (serpentines, amphibolite, basalte, gabbros). Il est situé au cœur d’une zone de cisaillement blastomylonitique E-W d'ampleur régionale à jeu décro-chevauchant sénestre et déversement nord. Il présente une structure rubanée, en lentilles, apophyses et en filons injectés dans l'encaissant ophiolitique. Route : Reprendre le véhicule et emprunter la piste vers l’ouest qui traverse l’assif-n-Tasrwine pour reprendre la piste principale vers Amassine sans passer par Souk Tlata. Laisser à droite la piste qui mène au village de Tourtit et prendre tout droit celle d’Amassine qui descend vers l’assif Agnou. La piste qui mène vers Askaoun et qu’on va re- 94 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 FIG. 1-8 : A) Photo vers l’Est montrant le contact entre les formations de Khzama et de Tachoukacht, le barrage sud est édifié sur assif-n-Tasrwine ; B) coupe géologique le long de l’assif-n-Tasrwine. Localisation : voir fig. 1-2. FIG. 1-8 : A) Eastward view of the Khzama and Tachoukacht formations, the southern dam (barrage sud) is on the assif-nTasrwine river ; B) Geological cross-section along the assif-nTasrwine. See fig. 1-2 for location. joindre par la suite bifurque à gauche. La piste traverse l’assif Agnou et remonte vers le village d’Amassine situé sur le granite du même nom. Avant le village, la piste remonte le versant sud d’Adrar Agourd n’Ikhf. Arrivé au col (2082 m), laisser le véhicule et descendre à pied vers l’ouest vers l’assif-n-Tinzla. J1-6 : Le Complexe filonien d’Amassine (Assif-n-Tinzla) (GPS : 30°45'45.91"N ; 7°44'37.09"W) Situé au nord du village d’Amassine (fig.1-9A), cet arrêt montre ce que nous considérons comme le plus bel affleurement du complexe filonien de tout l’Anti-Atlas (le moins déformé par l'orogenèse panafricaine). Les dykes de diabase fine, subverticaux et orientés sensiblement est-ouest, recoupent des gabbros à bouffées pegmatitiques diffuses, montrant une foliation magmatique primaire parallèle aux dykes. Une foliation métamorphique se développe fréquemment à l'approche des dykes. Les gabbros sont parcourus par un réseau anastomosé de veines roses riches en quartz, se transformant parfois en fentes à quartz hydrothermal. L’encaissant des dykes comporte aussi des microgabbros isotropes et gabbros doléritiques, parfois rubanés (flaser gabbros). Parmi les dykes figurent, outre les diabases et dolérites, des plagiogranites et de rares filons acides. L’épaisseur des dykes varie de 10 à 250 cm avec une moyenne de 30 à 50 cm (fig.1-9C-D). Des mesures sur des affleurements perpendiculaires aux dykes donnent une proportion moyenne de 50 % de gabbros pour 50 % de dykes. Il s'agit donc d'essaims de dykes isolés, in- diquant un faible taux d’expansion (conditions de dorsale lente, Admou & Juteau, 1998). Le complexe filonien, parfois très déformé, est accompagné d'un réseau de veines hydrothermales parallèles aux dykes, avec des orientations bien groupées autour de N80°, subvertical. Cependant, quelques veines sont transverses aux dykes, et parfois déformées en plis ptygmatiques. Les veines et filonnets hydrothermaux ont une puissance qui varie entre 0,2 à 20 cm. En conclusion, l'ophiolite de Khzama est caractérisée par: un complexe filonien bien développé par rapport aux autres termes avec une proportion moyenne de 50 % d'encaissant gabbroïque pour 50 % de dykes. Cette caractéristique ainsi que l'abondance des termes effusifs placent l'ophiolite de Khzama dans un contexte initial comparable aux ophiolites des dorsales lentes et mixtes d'environnement d'arc (type atlantique ou piémontais) (Whitechurch, 1993, Juteau & Maury, 1997). Route : On reprend la piste vers le sud qui traverse le Douar Amassine pour rejoindre la piste d’Askaoun, laissée précédemment. Il est important de se renseigner auprès de villageois sur l’état de la piste vers d’Askaoun. C’est une traversée difficile qui demande des véhicules bien adaptés. En hiver, elle est souvent bloquée par la neige. La piste remonte en lacets les tufs volcaniques du flanc nord d’Adrar Foudrar et atteint Azib Amassine avant de traverser le col de Tizi Malloult (Tizi n’Melloul) à 2515 m d’altitude (GPS : 30°46'58.27"N ; 7°37'44.61"W). CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA 95 FIG. 1-9 : A) Coupe géologique au niveau de l’assif n-Tinzla (au Nord du douar Amassine) ; B) Vue vers le SW du complexe filonien d’Amassine ; au dernier plan, massifs volcaniques néogènes ; C) et D) Allure du complexe filonien qui affleure à Assif n'Tinzla ; les filonnets clairs correspondent à des injections hydrothermales. Localisation : voir fig. 1-2. FIG. 1-9 : A) Geological cross-section along assif n-Tinzla (north of Amassine village) ; B) Southwestward view showing the sheeted dyke complex of Amassine (foreground) covered in the background by the Neogene volcanics ; C and D) details of the sheeted dykes in the river; white veins correspond to hydrothermal injections. See fig. 1-2 for location. J1-7 : Phonolites prismatiques d’Azib n’Iriri (GPS : 30°45'45.91"N ; 7°44'37.09"W) Le complexe volcanique du J. Siroua est l’un des deux grands centres volcaniques néogènes de l’Anti-Atlas, avec le J. Saghro. C’est un volcan composite de 25 km de diamètre, constitué de trachytes et de phonolites associés à d’autres produits pyroclastiques fins et grossiers différenciés. Le volcanisme du Siroua est daté entre 11 et 2 Ma (Miocène supérieur à Plio-Quaternaire). Ce volcanisme est lié aux mouvements distensifs qui ont débuté au Miocène supérieur, qui se sont poursuivis durant tout le Pliocène et qui sont contrôlés par deux familles de failles sénestres orientées N40 à N70 (Berrahma & Delaloye, 2003). Les laves forment des buttes tabulaires (fig. 1-10A) ou des dômes (fig. 1-10B) Route : Après le col de Tizi Malloult, la piste contourne du côté nord l’Adrar Tougguine (2764 m). C’est au pied de ce sommet, au niveau du verdoyant Azib Tiddas, que prend naissance l’assif Amassine à partir de la confluence avec l’assif Tiziguig. La piste se dirige vers l’ouest pour traverser le col de Tizi n-Talat et prend ensuite une direction sud en lacets pour traverser plusieurs oueds et crêtes avant de traverser l’assif n-Tadmant, dernier grand oued avant la remontée sur le plateau d’Askaoun. On atteint des niveaux volcano-détritiques du Groupe de Ouarzazate (PIII) à partir d’Aghbalou-n-Oudad (GPS : 30°44'36.25"N ; 7°42'25.43"W). On roule sur ce plateau environ 6 km. Avant d’arriver à Askaoun, prendre la bifurcation à gauche qui mène vers la mine de Zgounder, au point GPS (30°44'18.20"N ; 7°45'48.49"W). Durant 4 km, on roule sur la série dite de Zgounder. J1-8 : Le gisement argentifère de Zgounder (GPS : 30°45'45.91"N ; 7°44'37.09"W) Le gîte argentifère de Zgouder se situe à une dizaine de kilomètres au NE du village d’Askaoun, dans les hauts plateaux dénudés du Siroua (2200 m). C’est, en importance, le second gisement argentifère au sud du Maroc, après celui d’Imiter dans le Jbel Saghro. Comme celui de Bleïda (Circuit C5, arrêt J2-4), le gisement de Zgounder est connu depuis fort longtemps, et exploité depuis le Moyen Âge par les Almohades. L’exploitation récente a été entreprise dès 1950 et a débouché sur l’exploitation par le BRPM jusqu’à 1992. Son potentiel global est estimé à 167 tonnes d’argent. La minéralisation est encaissée dans une série volcano-sédimentaire (série de Zgounder) fortement tectonisée, redressée selon des structures E-W et recoupée par différentes roches éruptives (Demange, 1977). La série de Zgounder est de nature turbiditique, d’une puissance de 2500 m et repose sur un substratum andésitique qui affleure au nord. Elle est recoupée à l’ouest et au sud par la granodiorite d’Askaoun qui y développe un métamorphisme. Elle est recouverte à l’est pas les séries volcano-sédimentaires du PIII et par des phonolites et des tuffites du Néogène. La minéralisation à argent natif mercurifère (2 à 30 % Hg) dominant, est disséminée dans la Série de Zgounder. Les compositions isotopiques du plomb donnent des âges entre 500 et 550 Ma (Marcoux & Wadjinny, 2005), ce qui confirme une mise en place fini-Protérozoïque (Esseraj, 1999). Au total, le gisement de Zgounder présente de fortes similitudes avec celui d’Imiter. Route : Quitter la mine de Zgounder et reprendre à gauche 96 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 le nord, la route retrouve la rive NW de l’assif Zagmouzine qu’elle longe sur environ 5 km. A l’approche du village Ighil n’Ouglou, la route traverse l’oued et s’engage vers le nord dans l’ascension d’’Agni n’Tlata qui mène aux grands plateaux dénudés d’Askaoun dans le Siroua occidental. Arrêt J2-1: Vue panoramique d’Agni n’Tlata (GPS : 30°36'33.19"N ; 7°49'25.71"W) Depuis Taliwine, on roule sur les terrains carbonatés adoudouniens qui sont structurés selon une direction E-W par plusieurs failles et systèmes de plis. Ce couloir déformé est situé sur le prolongement ouest de l’Accident Majeur de l’Anti-Atlas. On quitte la série carbonatée adoudounienne à mi-pente du col d’Agni n’Tlata (GPS : 30°35'32.35"N ; 7°50'47.27"W) et on aborde les séries volcano-détritiques sous-jacentes, attribuées au Groupe de Ouarzazate (PIII) puis aux séries essentiellement détritiques attribuées au Précambrien supérieur (PII3) qui constituent plus au nord l’encaissant des massifs plutoniques d’Ida-ou-Illoun et d’Askaoun. FIG. 1-10 : Le volcanisme néogène du Siroua ; A) Phonolites à débit prismatique au nord du village d’Amassine ; B) Dôme volcanique au sud du J. Siroua, dans la région d’Assaka. FIG. 1-10 : Neogene volcanic complex ; A) prismatic phonolite south of Amassine village ; B) Volcanic dome south of J. Siroua in the Assaka region. la route vers le village d’Askaoun, d’où on rejoindra Taliwine (Taliouine, 45 km) pour faire étape. J2 : Taliwine-Agouim via Askaoun et la vallée de Douar Eç-Çour (125 km) Itinéraire et thèmes (fig. 1.1) : La couverture méridionale du massif du Siroua au Nord de Taliouine. Granites finiprécambriens d’Ida-ou-Illoun et d’Askaoun. Volcanisme néogène (trachytes). La couverture mésozoïque au nord du Siroua. La faille sud-atlasique le long du bassin triasique de Douar Eç-Çour. Route and themes (fig. 1.1) : Southern cover series of the Siroua massif north of Taliwine. Upper Precambrian granitoids of Ida-ouIlloun and Askawn. Neogene volcanism (trachytes). Mesozoic cover at the northern side of Siroua. The South Atlas Fault along the Douar Eç-Çour Triassic basin. Route : Quitter Taliwine par l’est sur la Nationale (N10, exP32), et prendre aussitôt la route (goudronnée) d’Askaoun qui bifurque vers la gauche avant le pont sur l’assif Zagmouzine. La route contourne dans un premier temps le J. Tighriwine, qui domine Taliwine, et s’engage ensuite dans le petit col Tizi-n-Tabalkhiyat (1141 m). Au-delà du col vers Du col d’Agni n’ Tlata (fig. 2-2), un panorama vers le sud permet d’admirer la vallée de Taliouine encaissée dans les carbonates adoudouniens, ainsi que les plateaux carbonatés au nord de la boutonnière d’Agadir Melloul. On observe aussi les principeaux reliefs de l’Anti-Atlas centre-occidental, notamment celui du massif quartzitique d’Adrar Iguiguil, que nous avons décrit dans le Circuit C5 (arrêt J4-6). Route : La route serpente encore dans les formations volcano-détritiques du Précambrien supérieur (PII3) avant d’atteindre le premier massif granodioritique du versant sud-ouest du Siroua, le massif d’Ida-ou-Illoun qu’on atteint à partir du point GPS (30°37'6.79"N ; 7°49'37.75"W). Arrêt J2-2 : Le batholite d’Ida-ou-Illoun (GPS : 30°39'22.70"N ; 7°47'29.31"W) Le massif d’Ida-ou-Illoun (fig. 2-3) est le pluton le plus méridional qui affleure au sud du Siroua. Il est allongé en E-W sur plus de 20 km pour une largeur de 10 km. Il est masqué au NE et à l’est les formations volcaniques tertaires du Siroua. Au sud, son contact avec les séries volcanodétritiques du Précambrien supérieur (PII3) est, soit intrusif, soit faillé. Au nord, il est séparé du massif d’Askaoun par les formations (PII3) d’Assif n-Tioughza structurées par un réseau de failles E-W. Le massif est formé d’une association de gabbro (Massif d’Arg), de diorite (diorite de Tamtattarn), de granodiorite, de monzogranite et de leucogranite (Jouider, 1977 ; Touil, 1999). Ces mélanges magmatiques sont regroupés dans la Suite d’Assarag (Thomas et al., 2002), dont le pôle le plus acide est représenté par le granite de Mzil daté par la mét- CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA 97 FIG. 2-1 : Localisation des arrêts de la journée J2 sur le schéma structural au 1/500 000 de la carte géologique du Maroc au 1/100 000, feuille de Taliouine. FIG. 2-1 : Location of the J2 stops on the structural sketch, scale 1/500 000 of the geological map of Morocco, scale 1/100 000, sheet of Taliwine. FIG. 2-2 : Vue vers le Sud à partir du col d’Agni n’Tlata sur la vallée de Taliouine. Au dernier plan, le massif d’Iguiguil est constitué par les quartzites panafricains de la boutonnière d’Agadir Melloul (voir vol. 3, circuit C5). Cliché J. Barbarand. FIG. 2-2 : Southward view on the Taliwine valley from the Agni n’Tlata Pass. The Iguiguil massif in the background is made up of the Pan-African quartzites of the Agadir Melloul inlier (see vol. 3, Tour C5). hode U/Pb sur zircon (SHRIMP) à 614 ±10Ma (Thomas et al., 2002). La grande diversité pétrographique de ce batholite se traduit aussi sur le plan géochimique par l’association de deux lignées magmatiques, l’une calco-alcaline et l’autre subalcaline (Touil, 1999). Selon Thomas et al. (2002), la mise en place de la Suite d’Assarag est associée à un contexte d’arc volcanique. Route : On traverse ce large batholite le long d’une route sinueuse sur plus de 12 km avant d’atteindre sa bordure nord, marquée par une faille E-W qui passe près du village Aguerd n’ Oudrar. Ce dernier est bâti sur des formations volcano-détritiques PII3 qui sont entaillées par la vallée d’assif Asfzimer. Ces formation du Précambrien supérieur sont localisées dans un couloir faillé, masqué à l’est par les épaisses série volcaniques néogène du Siroua. A noter que certaines de ces failles E-W ont rejoué récemment et affectent les formations volcaniques néogènes. En quittant le massif d’Ida-ou-Illoun, la route entame une descente vers l’assif Asfzimer dans un paysage de tufs et cendres blanchâtres miocènes. Les talus de cendres sont 98 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 FIG. 2-3 : Vue vers le nord du plateau du Siroua depuis le massif granodioritique d’Ida-ou-Illoun (premier plan). Noter les couches horizontales de tufs et coulées néogènes dans la vallée d’Afszimer. A l’arrière-plan se dresse le Haut Atlas (massif du Toubkal). FIG. 2-3 : Northward view of the Siroua Plateau from the Ida-ou-Illoun granodiorite massif (foreground). Notice the horizontal layers of tufs and lava flows in the Afszimer valley. The High Atlas (Toubkal Massif) rises in the back ground. interrompus par des cuestas de laves ou ignimbrites trachytiques, comme celle de l’Adrar Agrzaghar (2266 m) qui domine le village d’Agadir Asfzimer (fig. 2.4A). Arrêt J2-3 : Le volcanisme néogène du Siroua (GPS : 30°42'10.55"N ; 7°45'40.76"W) L’observation des formations volcaniques mio-pliocènes peut être réalisée le long de la route, 1500 m après Agadir Asfzimer, sur la butte témoin 2081 (fig. 2-4B). Elle montre deux des faciès typiques du massif, des tufs acides et une coulée d’ignimbrite trachytique. V. Le volcanisme néogène du Siroua Il a été découvert dès le début du XXème siècle par L. Gentil, qui l’a représenté sur sa carte géologique du Maroc au 1/500 000 (Gentil, 1920). Il s’agit d’un complexe volcanique étalé sur plus de 25 km de diamètre et composé principalement de tufs, ignimbrites, laves et intrusions acides à sous-saturées. Les tufs, souvent altérés, sont prédominants et constituent la base de l’édifice volcanique qui repose directement sur le substratum précambrien ou localement sur des séries continentales d’âge Pontien (fin du Miocène) (Berrahma & Delaloye, 1989). Dans la partie sud du complexe, les laves sont à caractère intermédiaire (trachybasaltes, trachyandésites) à évolué (trachytes), tandis qu’au nord se présentent des necks et dykes de trachytes et rhyolites peralcalines, associés à des dômes phonolitiques et à des pyroclastites (Berrahma, 1995). Ce volcanisme a fait l’objet de plusieurs datations radiométriques, dont celles de Choubert et al. (1968) qui ont daté les tufs à la base de l’oued Asfzimer à 10,4 Ma et les phonolites sus-jacentes à 6,9 Ma (méthode K/Ar). Ces auteurs placent donc une limite inférieure de l’activité volcanique du Siroua aux environs de 11 Ma. Par la suite, un âge de 5,5 Ma a été attribué à une phonolite par Bellon (1976). Un complément de données géochronologiques est enfin donné par Berrahma et Delaloye (1989) qui monFIG. 2-4 : La série volcanique néogène près du village d’Agadir Asfzimer.- A : Vue générale vers l’Est; les formations volcaniques recouvrent le granite précambrien.- B : Affleurements le long de la route, sur le flanc sud de la butte 2081. FIG. 2-4 : The Neogene volcanic formations next to Agadir Asfzimer village.- A : Eastward view showing the volcanic pile overlaying the Precambrian granite.- B : Outcrops along the road, south slope of hill 2081. CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA trent que les trachytes néphélinifères représentent les épanchements les plus anciens au-dessus des tufs de base. Les phonolites ont livré des âges entre 10 et 4 Ma alors que les benmoréites s’épanchent entre 4,7 et 2,7 Ma. Le volcanisme récent du Siroua est contemporain de plusieurs autres centres volcaniques, tous à caractère alcalin, dans le Rif oriental, le Moyen Atlas le Plateau central et les Haut Plateaux. Il s’agit de manifestations liées à l’établissement d’une anomalie mantellique (zone à lithosphère amincie ; Missenard et al., 2006) allongée du SW au NE et qui est également responsable des altitudes élevées de ces régions (sur cette « ligne chaude du Maroc », voir le vol. 1 et le circuit C2, vol. 2). Route : En continuant la route vers le nord, on entre bientôt dans le granite d’Askaoun. Arrêt J2-4 : La granodiorite d’Askaoun (GPS : 30°44'25.87"N ; 7°46'38.95"W) On aura le choix entre de nombreux affleurements le long de la route, avant ou après Askaoun. Certains montrent une altération en boules spectaculaire, et les filons de microgranite ne sont pas rares. Le massif granodioritique d’Askaoun est l’un des vastes plutons de l’Anti-Atlas (cf. fig. 1, γxII3). Il affleure sur une longueur N-S de 35 km avec une largeur dépassant 22 km, et il se prolonge vers le nord jusque dans le Haut Atlas, par le massif de l’Ouzellagh. Il est intrusif dans les séries volcanodétritiques attribuées au Précambrien supérieur (PII3) (Choubert et al., 1990), dans lesquelles il induit un métamorphisme de contact avec cristallisation de phyllites et de grenat (Demange, 1977). Il recoupe et métamorphise aussi la Série de Zgouder (arrêt J1-7). Du point de vue pétrographique, c’est une granodiorite à amphibole à chimisme calcoalcalin potassique. La granodiorite renferme plusieurs roches de nature basique en enclave (Touil, 1999). Elle semble issue d’un mé- 99 lange entre des magmas basiques et des magmas acides issus de la fusion crustale. Sa mise en place est datée par la méthode U/Pb sur zircons (SHRIMP) à 575 ± 8 Ma (Thomas et al. 2002). Le massif d’Askaoun fait donc partie de ces plutons fini-précambriens (comme la granodiorite de Bleïda à Bou Azzer-El Graara) qui sont associés aux stades post-collisionnels dans l’Anti-Atlas. Route : La route passe par le centre de la bourgade d’Askaoun où le goudron prend fin (fig. 2-5). Plusieurs pistes bifurquent à partir d’Askaoun dont celle qui prend la direction de l’est, vers Tachoukacht (journée J1). On emprunte la piste qui part vers le nord. Après un petit col, on traverse le village de Tazoult. Quelques kilomètres au nord, la piste passe à gauche de la butte d’Aguendi (2684m) formée par des tufs volcaniques reposant sur la granodiorite et coiffés par une coulée trachytique. Après Tizi-n-Imoughas, la piste entame une descente vers le nord dans un paysage dominé par des dépressions verdoyantes (Aghbalou) alimentées par diverses sources sur lesquelles se sont installés plusieurs Azib (refuge de berger). Ces paysages prennent toute leur beauté grâce à la muraille du massif du Toubkal qui les domine au nord (fig. 2-6). A gauche de la descente, une autre butte-témoin volcanique repose cette fois sur la granodiorite par l’intermédiaire de couches d’âge crétacé. Arrêt J2-5 : Les terrains secondaires discordants sur le Précambrien du Siroua (GPS : 30°58'5.11"N ; 7°43'6.49"W) La bordure nord du massif du Siroua est caractérisée par la présence de reliquats de la couverture mésozoïque posée sur les terrains précambriens. Les buttes-témoins les plus méridionales (au sud d’Assarag sur la figure 2-1) sont formées par des séries rouges du Crétacé inférieur coiffées par une mince dalle de calcaire dolomitique du Cénomano- FIG. 2-5 : Granodiorite d’Askaoun.- A : Affleurement de roche non altérée le long de la route, avant le village d’Askaoun (le marteau donne l’échelle).B : Affleurement avec altération profonde et formation de boules relativement préservées au sein de l’arène, après la traversée du village. FIG. 2-5 : Askaoun granodiorite.- A : Fresh outcrop of the roadcut, south of the Askaoun village. B : Deeply altered outcrops north of the village, with unaltered spheroids preserved in the altered matrix. 100 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 FIG. 2-6 : Vue des hauts plateaux du Siroua, dominés vers le nord par le massif du Toubkal. Au premier plan, un pâturage d’estive (azib ; cliché pris début novembre). FIG. 2-6 : Northward view of the Siroua plateau dominated to the north by the Toubkal Massif. In the foreground, a summer pasture (photograph shot in early November). Turonien (fig. 2.7) - une série équivalente à celle qui s’observe une trentaine de kilomètres à l’est, à la mine de manganèse d’Imini (voir vol. 2, circuit C1). En revanche, vers le nord, des niveaux rouges du Trias sont préservés sous le Crétacé (fig. 2.1). Ces niveaux triasiques s’épaissisent de plus en plus vers le nord où ils constituent le remplissage du bassin de Douar Eç-Çour (arrêts suivants). Les buttes crétacées sont de faible hauteur (20 à 40 m), la série s’épaississant faiblement vers le NE. Elles sont disposées en crêtes allongées subméridiennes (fig. 2.1, 2.7B) suivant une orientation imposée par les failles qui affectent toute la partie nord du massif. Chaque panneau à Crétacé conservé correspond à un bloc de socle basculé vers l’est au-dessus d’une faille normale à pendage ouest. Selon le temps disponible, on pourra réaliser une première coupe à proximité d’Assarag, en empruntant une dérivation de la piste principale (fig. 2.7A, C), ou se limiter à une coupe plus au NE, là où la piste vient tangenter puis recouper un de ces aligne- ments de buttes-témoins (point GPS indiqué 30°58'5.11"N, 7°43'6.49"W), le long d’Assif Taqnawout (fig. 2.7B, D). Route : La piste descend le long d’Assif Taqnawout et rejoint la route goudronnée entre Agouim et le lac d’Ifni. Désormais, on roule dans la vallée de Tidili au sein du bassin triasique de Douar Eç-Çour, bordé au nord par le massif précambrien du Haut Atlas. Celui-ci est séparé du bassin triasique par la Faille sud-Atlasique (FSA). Arrêt J2-6 : La faille sud-atlasique et le bassin triasique d’Eç-Çour (GPS : 31° 4'26.59"N ; 7°40'27.33"W) Un arrêt-paysage sera possible en divers points de la route pour observer la faille sud-atlasique (FSA) et le Trias. Vers le NW, le massif haut-atlasique du J. Tidili (granite du Précambrien supérieur, équivalent du granite d’Askaoun) chevauche vers le sud les séries rouges triasiques du bassin FIG. 2-7 : Les restes de la couverture crétacée discordante sur les plateaux du Siroua.- A : Une butte-témoin isolée dans un graben près d’Azgharan. gPII-3 : granite d’Askaoun, d’âge Néoprotérozoïque supérieur.- B : Alignement de buttes-témoins conservées dans un hémi-graben (F : faille bordière N10E), vu d’une autre butte à proximité du stop J2-5.- C : Grès conglomératiques du Crétacé inférieur continental.- D : Calcaire dolomitique du Cenomano-Turonien, à géodes calcitiques et siliceuses. FIG. 2-7 : Preserved Cretaceous hills on the northernf Siroua Plateau.- A : Cretaceous hill within a small graben south of Azgharan.- B : Cretaceous strip preserved in a half-graben (F : N10E-trending boundary fault), next to stop J2-5.- C : Conglomeratic sandstones of the Lower Cretaceous continental deposits.- D : Dolomitic limestones of Cenomanian-Turonian age, with calcitic-siliceous geods. CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA d’Eç-Çour (Sour) sur plusieurs kilomètre (fig. 2-8). C’est la prologation vers l’ouest des failles de la FSA qu’on recoupe en descendant du Tizi n’Tichka vers le sud, au NE d’Agouim (cf. Vol. 2, circuit C1, fig. 1.9). Le bassin triasique d’Eç-Çour (Sour) montre des séries rouges détritiques continentales (avec quelques indices d’influences marines vers le haut), recouvertes par les basaltes de la “CAMP” (Central Atlantic Magmatic Province). L’ensemble est ici recouvert directement par le Crétacé tandis 101 que vers l’est le Lias est présent (fig. 2.9). Les formations infra-basaltiques d’Eç-Çour sont attribuées au Trias supérieur (Chevallier et al., 2001; El Arabi et al., 2003) par corrélation avec les bassins du versant nord et par leur position sous les basaltes, bien datés à 199-200 Ma à proximité d’Agouim (cf. Vol. 2, circuit 1, fig. 1.13). Les paléocourants indiquent que le bassin se trouvait alimenté tant par le sud que par le nord, suggérant ainsi l’individualisation du massif de l’Ouzellarh comme une zone FIG. 2-8 : La faille sud-atlasique en bordure du bassin d’EçÇour ; A) carte géologique simplifiée (d’après Missenard et al., 2007) ; B) vue vers le nord de la faille sud-atlasique depuis le bassin triasique. FIG. 2-8 : The South Atlas Fault (SAF) north of the Eç-Çour Triassic basin ; A) Simplified geological map (from Missenard et al., 2007) ; B) Northward view of the SAF from the Triassic basin. FIG. 2-9 : Vue des séries triasiques du bassin d’Eç-Çour, recouvertes par les basaltes triasico-liasiques et par le Crétacé pseudo-concordant (regard vers l’est). La crête à l’arrière-plan montre l’apparition du Lias (faciès argilodolomitique du fond du golfe téthysien). FIG. 2-9 : Eastward view of the Eç-Çour Triassic series overlain by the Triassic-Liassic CAMP basalts topped disconformably by the Cretaceous deposits. The crest in the background shows the presence of Liassic sediments (clayey-dolomitic facies from the tip of the Tethyan gulf). 102 NOUVEAUX GUIDES GÉOLOGIQUES ET MINIERS DU MAROC - VOLUME 8 haute dès le Trias (El Arabi et al., 2003). Plusieurs modèles ont été proposés pour expliquer l’initiation et l’évolution des bassins triasiques du Haut Atlas de Marrakech (Laville & Petit, 1984 ; Beauchamp et al., 1985), privilégiant un contexte de décrochements (pullapart). En revanche, le bassin d’Eç-Çour semble associé à une extension pure sur des failles N20 et N70 (fig. 2.10), où la faille normale N70 septentrionale, à regard sud, joue le rôle majeur entre le haut-fond de l’Ouzellarh et le bassin d Eç-Çour (El Arabi et al., 2003). Il diffère d’ailleurs du bassin situé au nord du Haut Atlas par la réduction de la formation de l’Oukaimeden réduite ici à 60 m, contre 600 m au nord. Ceci souligne l’importance du massif de l’Ouzellarh comme seuil paléogéographique au début des temps mésozoïques, entre les bassins à influence thétysienne à l’est et ceux à influence atlantique à l’ouest. VI. La faille sud-atlasique La bordure sud de la chaîne du Haut Atlas est limitée par un linéament tectonique connu sous le nom de Faille sud-atlasique (FSA) (Mattauer et al., 1972 ; Proust, 1973 ; Petit, 1976). Cette fracture majeure se superpose en première approximation à la limite sud de la chaîne hercynienne de la Meseta. Cependant, dans le secteur où nous sommes, cette dernière limite se place au nord du Haut Atlas (Ouanaimi & Petit, 1992) et la FSA s’est développée dans le domaine hercynien de l’Anti-Atlas. C’est pourquoi le massif de l’Ouzellarh est appelé “promontoire de l’Anti-Atlas”. La FSA, structure atlasique, provient de l’inversion, au cours de l’Eocène supérieur-Néogène, des paléofailles mé- sozoïques qui définissaient les bassins triasico-jurassiques. De ce fait, c’est une zone de failles plus ou moins large, et qui présente un style variable le long de la chaîne (Frizon de Lamotte et al., 2000, 2008 ; Missenard et al., 2007). A l’ouest et à l’est, où la chaîne est bordée par les bassins du Souss et de Ouarzazate respectivement, la faille sud-atlasique présente une configuration classique de bordure de chaîne, chevauchant les terrains de l’avant-pays. Dans la partie centrale, en revanche, la faille sud-atlasique sépare la chaîne d’un massif de socle lui-même surelevé (Siroua) intercalé entre les bassins du Souss et d’Ouarzazate. L’élévation inhabituelle du massif de Siroua est interprétée comme une zone de relai compressif entre la FSA au nord et l’AMAA au sud (Frizon de Lamotte et al., 2008). A ces effets tectoniques (insuffisants pour expliquer un tel relief) vient s’ajouter l’effet thermique lié à une remontée mantellique (Missenard et al., 2006), évoquée plus haut à propos du volcanisme néogène (voir § italique V). Route : On roule vers l’est le long du bassin triasique de Dour Eç-Çour pour rejoindre la vallée de l’assif Tamastint qui nous mène vers Agouim sur la route nationale N9 (P31) entre Marrakech (150 km) et Ouarzazate (70 km). Fin du circuit C16. Remerciements : L’un des Auteurs (A. S) et l’Editeur (A. M.) ont bénéficié de l’appui de l’ONHYM et de l’AMST pour la préparation de ce circuit (journée J2) en nov. 2009. Les Auteurs remercient chaleureusement l’Editeur (André Michard) pour ses remarques et orientations constructives qui ont largement contribué à l’amélioration du texte et des figures. FIG. 2-10 : Carte et coupe géologique du bassin triasique d’Eç-Çour (d’après El Arabi et al., 2003). FIG. 2-10 : Geological map and cross-section of the Eç-Çour Triassic basin (from El Arabi et al., 2003). Références CIRCUIT C16 : MASSIF DU SIROUA ADMOU H. (2000) : Structuration de la paléosuture ophiolitique panafricaine de Bou Azzer-Siroua (Anti-Atlas central, Maroc). Thèse Doct. d'Etat, Univ. Cadi Ayyad, Fac. Sci. Semlalia, Marrakech, inédit. ADMOU H. & JUTEAU TH. (1998) : Discovery of a fossil oceanic hydrothermal system in the Late Precambrian Khzama ophiolite (Siroua massif, Anti-Atlas. C. R. Acad. Sci. - Séries IIA - Earth and Planetary Science, 327, Issue 5, 335-340. 103 CHOUBERT G., CHARLOT R., FAURE-MURET A., HOTTINGER L., MARCAIS J., TISSERANT D. & VIDAL PH. 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