1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences, Université Ibn Zohr, Agadir, Maroc.
2 : CRPG-CNRS et Ecole des Mines de Nancy, France.

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences, Université Ibn Zohr, Agadir, Maroc.
2 : CRPG-CNRS et Ecole des Mines de Nancy, France.

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences B.P: 4010 - Béni M'Hamed, 50 000 Meknès - Maroc
2 : CRSCM (ISTO), 1A rue de la férollerie, 45 071 Orléans Cedex 02 - France

1 : Faculté des Sciences Ben M’Sik, Casablanca
2 : CRPG, BP20,54501Vandoeuvre Cedex

Les plans d’inclusions tardives, dans les filons et le granite, cicatrisant des microfractures suivant deux directions NS-EW sont comparables aux fluides associés à l’épisyénitisation dans le granite de St-Sylvestre (Lespinasse et Cathelineau, 1990). Des fluides précoces contemporains de la minéralisation sont représentés par des inclusions fluides primaires dans la cassitérite.

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences et Techniques, B.P. 523, Béni-Mellal, Maroc
2 : École des Mines de Nancy, Parc de Saurupt, 54042 Nancy, France
3 : UMR 7566-G2R, CREGU, B.P. 23, 54501 Vandoeuvre-lès-Nancy, France
4 : Département de Géologie, Faculté des Sciences - Semlalia, B.P. S15, Marrakech, Maroc

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences Ben M'Sik, BP. 7955 – casablanca.
2 : Département de Géologie, Faculté des Sciences, Agadir.

1 : Département de géologie, Faculté des Sciences, Univ. Moulay Ismaïl, BP: 4010 Béni M’Hamed,  Meknes.
2 : Akka Gold Minning (AGM) / ONA, 52 avenue Hassan II, Casablanca.

La mine d’Iourirne est située à 260 km au Sud-Est d’Agadir. Elle fait partie de la boutonnière de Tagragra d’Akka (Anti-Atlas occidental). Cette dernière est composée d’un socle protérozoïque (PI, PII-III, PIII), recouvert par des formations carbonatées adoudouniennes.

L’étude pétrographique et minéralogique des formations sédimentaires et magmatiques du secteur d’Iourirne, ainsi que les filons quartzeux aurifères, qu’elles encaissent, a permis de distinguer :

* une série sédimentaire du protérozoïque inférieur (PI) formée essentiellement d’alternances de pélites, pélites graphiteuses et gréso-pelites. Cette série est métamorphisée dans le faciès schiste vert.

* des formations magmatiques, agencées en dykes basiques et acides et recoupant les formations sédimentaires précédentes. Elles sont orientées selon deux directions principales NNE-SSW et E-W dont la relation chronologique n’est pas clairement élucidée.

Les faciès reconnus dans ces formations magmatiques sont principalement de 3 sortes :

1- un faciès à texture microgrenue (faciès de bordure figée) dont la paragenèse minérale est formée de quartz, localement à texture myrmikitique, feldspath potassique, et surtout plagioclase. L’apatite et l’épidote sont également présents en accessoires. Ce faciès montre une importante altération en chlorite, séricite et carbonate. Il correspond à une microdiorite quartzique observée généralement en bordures de dykes.

2- un faciès à texture grenue, à composition minéralogique similaire au faciès précédent. Il s’agit d’une diorite quartzique se développant surtout vers le cœur des dykes.

Ces deux faciès sont riches en sulfures se développant en association quasi systématique avec la calcite et la chlorite. Certains de ces sulfures sont pseudomorphosés par la chlorite.

3- Un  faciès présentant une texture microlitique porphyrique remarquable. Il affleure à l’ouest de la mine et a été également recoupé par des travaux de sondage. Au microscope, les microlites correspondent principalement à des quartz, feldspath alcalin et plagioclase en moindre quantité que dans les faciès précédents. On note également la présence de zircons en tant que minéral accessoire. Les phénocristaux (de plusieurs cm) de ce faciès, correspondent soit à des plagioclases souvent altérés en séricite, soit à des feldspaths alcalins, soit encore à des quartz parfois subautomorphes et plus moins corrodés ou émoussés ou avec un phénomène de recristallisation sur les bordures. Ce faciès correspond vraisemblablement à une une rhyodacite.

L’ensemble de ces formations (sédimentaires et magmatqiues) est affecté par des couloirs de cisaillement de direction générale E-W, marqués par des structures minéralisées en or. La minéralisation aurifère est contenue dans des filons de quartz souvent bréchiques (FQB) à éléments d’encaissant pélitique ou de dykes basique et acide.

L’or se présente soit en inclusions dans des sulfures soit en grains isolés dans le quartz et/ou calcite. La paragenèse sulfurée associée à la minéralisation aurifère est composée principalement d’arsénopyrite, pyrite, pyrrhotite et accessoirement blende. Elle se développe souvent dans une gangue quartzeuse microcristalline et/ou calcitique.

L’hématite a été observée de manière locale. Elle semble être liée à une altération supergène. En effet, elle n’a pas été reconnue dans les échantillons de profondeur.

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences, B.P 20, Université Chouaib Doukkali, Eljadida.
2 : Département de Géologie, Faculté des Sciences, B.P 524, Université Mohamed I, Oujda.

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences de Tunis, 1060 belvédère, Tunis, Tunisie
2 : Laboratoire des procédés chimique, Institut National de Recherche Scientifique et Technique, BP 95, 2050 Hammam-Lif, Tunisie

Le Nord Ouest de la Tunisie est un domaine qui offre des affleurements très importants de la série lithostratigraphique du Paléogène. Ces affleurements sont formés de niveaux argileux très diversifiés et mélangés entre eux au cours du transport et de la sédimentation.

Les associations de minéraux argileux varient au cours du temps. En effet, la fraction argileuse inférieure à 2µm du Paléocène est caractérisée par la présence de la kaolinite et rarement de la smectite. Alors que, celle de l’Eocène et de l’Oligocène est marquée par une prédominance de la kaolinite, d’illite et d’interstratifié irrégulier illite/smectite. Les minéraux non argileux sont essentiellement la calcite dominante, le quartz, très peu du feldspaths, de la dolomite et du gypse.

L’analyse géochimique de la roche totale de quelques échantillons argileux révèle des teneurs variables en silice (SiO₂) et en alumine (Al₂O₃) avec des proportions relativement élevées en Fe₂O₃, CaO et MgO. La perte au feu est de 20% pour la majorité des échantillons.

En outre, les résultats des analyses géotechniques montrent qu’on est en présence d’une argile peu plastique avec une capacité d’échange cationique des argiles brutes assez faible et une fraction argileuse inférieure à 2µm comprise entre 20 et 80% selon la position stratigraphique.

Les essais céramiques basés sur les résultats des analyses préalablement citées, montrent pour la première fois, l’aptitude des argiles du Paléogène du Nord-Ouest de la Tunisie dans la fabrication de carreaux de faïences tous en ajoutant les additifs nécessaires.

El H. BERAAOUZ, A. EL MOUDEN, N. ICAME, M. AOUTEM et B. HAMYANI

Département de Géologie, Faculté des Sciences, Univer. Ibn Zohr B.P. 38/S AGADIR.

El H. BERAAOUZ, M. IKENNE, N. ICAME et M. OUDRA

Département de Géologie, Faculté des Sciences, Université Ibn Zohr B.P. 28/S AGADIR.

1 : U.S. Geological Survey, Box 25046, Mail stop 973, Denver, Colorado 80225
2 : Université Pierre et Marie Curie, 4 Place Jussieu, Tour 26-25, Paris, France

*Présente adresse: Laboratoire de Pétrologie et Géologie Economique, Faculté des Sciences, Oujda 60000, Maroc

Badra, L., A. Prost & J.C. Touray, 1991. Chronologie relative des minéralisations Zn-Pb de la région de l'Erdouz (district d'Azegour) et des phases de déformation hercynienne dans le Haut Atlas occidental plissé (Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris. 313, II: 331-337.

Ohmoto, H., 1986. Stable isotope geochemistry of ore deposits. Reviews in Mineralogy 16: 491-559.

Permingeat, F., 1954. Sur la mine d'Assif El Mal. Ser. Geol. Maroc. Internal Report n° 396:7.

Prost, A., L. Badra & H. El Hasnaoui, 1989. Superposition de trois déformations ductiles hercyniennes dans le Haut Atlas (région d'Azegour-Erdouz, Maroc). C. R. Acad. Sci. Paris. 309, II: 627-632.

CRPG-CNRS et ENSG-INPL - B.P. 20, 54501 Vandœuvre-lès-Nancy Cedex, France

Dans ces deux gisements, le magmatisme calco-alcalin associé aux minéralisations (Au-Ag-Cu-Zn) est daté à 550 ± 5 Ma. Bou Madine présente des caractéristiques géologiques qui le rapproche d’un gisement de type porphyre cuprifère ( avec système filonien associé comme à Bingham, USA) alors qu’Imiter peut-être interprété dans le cadre d’un système épithermal sulfuré. Dans les deux cas, une importante tectonique extensive contrôle la localisation de la minéralisation : elle est reliée à l’effondrement de la marge continentale active fini-néoprotérozoique.

Dans ce district, la répartition des différents gisements le long de l’Accident majeur de l’Anti-Atlas (AMAA) confère à celui-ci un rôle génétique fondamental depuis 800 Ma. Une partie du volcanisme alcalin localisé sur le AMAA est d’âge Cambrien inférieur (533 ± 2 Ma). Sa présence est cohérente avec l’existence de structures d’extension continentale à jeux polyphasés. En outre, l’âge Norien (218 ± 8 Ma) d’une partie de la minéralisation à Ni-Co (Filon 7) permet de relier les saumures hydrothermales associées, à la présence du bassin évaporitique triasique.

B. Diagana¹, M. Cathelineau¹ , C. Marignac² et M.C Boiron¹

References

Almodovar, G.R., Saez, R., Pons, J.M., Maestre, A., Toscano, M. & Pascual, E. (1998). Mineral. Deposita, 33, 111-136.

Banks, D.A. & Yardley, B.W.D. (1992). GCA, 56, 245-248.

Moura, A., Noronha, F., Cathelineau, M., Boiron, M.C. & Ferreira, A. (1997). In: SEG Neves Corvo Field Conference, 92.

Munha, J. (1990). In: Dallmeyer, R.D. & Martinez, E (eds), Pre-Mesozoic geology of Iberia, Springer Verlag, Berlin, pp. 363-368.

Nehlig, P., Cassard, D. & Marcoux, E. (1998). Mineral. Deposita, 33, 137-149.

1 : Université Mohammed V – Agdal, Faculté des Sciences – Rabat, Département des Sciences de la Terre
2 : Université Ibn Toufaïl, Faculté des Sciences - Kénitra, B.P. 133, Dépatrement de Géologie
3 : Université Mohammed V - Agdal, Institut Scientifique, B.P. 703, Rabat-Agdal, Département de Géologie

S. EL BAKKALI¹, J. L. BOURDIER², A. GOURGAUD³, P. M. VINCENT³,
Iz. EL AMRANI EL HASSANI⁴, A. E. EL MOURAOUAH⁵

1 : Parc Naturel Régional des Volcans d’Auvergne, Montlosier, 63970 Aydat, France
2 : UMR CNRS 6530, Université d’Orléans, BP 6759, 45067 Orléans cedex, France
3 : Centre de Recherches Volcanologiques et UMR 6524, OPGC, Université Blaise-Pascal, 63038, Clermont-Ferrand cedex, France
4 : Univ. MohamedV-Agdal, Institut Scientifique, Département de Géologie, B.P. 703, Rabat-Agdal, Maroc
5 : Centre National de Coordination et de Planification de la Recherche Scientifique, B.P. 1346, Rabat, Maroc

La caldeira d’Oumassîne s’est formée pendant la phase magmatique calco-alcaline potassique liée au volcanisme des massifs satellites. Les tufs les plus anciens, rhyolitiques à andésitiques, sont reliés à la formation de la caldeira et à son activité interne. Tandis que les tufs les plus récents, de composition trachytique et latitique, sont indépendants de l’activité de la caldeira et appartiennent à son remplissage tardif lors de l’activité magmatique shoshonitique du stratovolcan du Gourougou.

Les minéralisation en fer de Nador situées au bord SE de la cuvette d’Oumassîne (secteur d’Ouiksâne), sont spatielement et chronologiquement associées à des filons de granodiorites recoupant les séries mésozoïques des Beni Bou Ifrour. Ces granodiorites sont équivalentes en âge et en composition à certaines laves des appareils satellites du Gourougou. L’affleurement à l’aplomb des formations du bassin Miocène, de faciès plutoniques aussi jeunes n’a pas été expliqué jusqu’ici.

Compte tenu de ces observations, nous suggérons que le compartiment nord des Beni Bou Ifrour, contenant les granodiorites ait subi une résurgence volcano-tectonique récente, postérieurement à l’intrusion des granodiorites et en réponse mécanique aux effondrements du système caldeirique d’Oumassîne. L’interprétation du secteur d’Ouiksâne comme un bloc résurgent d’origine volcano-tectonique récente permet d’offrir une explication cohérente avec les différentes particularités géologiques : (1) l’âge miocène supérieur des granodiorites interprétées comme des équivalents hypovolcaniques, remontés volcano-tectoniquement, des andésites des volcans satellites de la caldeira ; (2) l’altération hydrothermale particulièrement forte au niveau de ce secteur ; (3) les déformations locales et récentes, sans relation avec le régime tectonique régional et (4) les épais colluvions de pente du flanc nord de Beni Bou Ifrour d’âge plio-quaternaires et qui correspondent à un marqueur du soulèvement topographique.

1 : Département de géologie, Faculté des Sciences et Techniques de Beni Mellal,
2 : Département de géologie, Faculté des Sciences Semlalia Marrakech,
3 : Département de géologie, Faculté des Sciences et Techniques Marrakech

H. EL KHACHANI, R. ALOUANI, N. SLIM-SHIMI, F. TALBI et S. TLIG

Département de Géologie, Faculté des Sciences de Tunis, 1060 Tunis, Tunisie.

Les minéralisations de Chouichia et de Kef El Agab sont situées dans deux couloirs de décrochement orientés NE-SW bordant le pointement métamorphique du jebel Hairech (NW de Tunisie). L’étude des événements géodynamiques démontre l’existences de deux phases successives de métamorphisme dont la première est rapportée à un métamorphisme d’enfouissement dans l’épizone (faciès à chlorite-séricite-albite) affectant des séries pélito-gréseuses d’un massif permo-triasique, et la seconde post-Jurssique, du type haute pression-basse température, est rapportée à un métamorphisme thermique syn-cinématique (faciès trémolite). L’analyse des structures tectoniques minéralisées a permis de faire correspondre à chaque famille de fractures une paragenèse minérale caractéristique. L’étude métallographique des minéralisations encaissées dans les différents pièges structuraux (failles, filons, lentilles) met en évidence des paragenèses similaires à Chouichia et au Kef El Agab, avec une prédominance des oxydes de fer (hématite-magnétite) dans ce dernier gisement. L’association sulfurée est formée de pyrite (framboïdale et automorphe), marcassite, arsénopyrite, chalcopyrite, tennantite-tétrahédrite et d’autres sulfosels de cuivre. Chacune étant précédée par une génération de sidérite, différentes par la morphologie de leurs minéraux, leurs textures et leur composition chimique, et rapportées à quatre phases de déformation (anté-Crétacé supérieur, Crétacé supérieur-post Eocène et Néogéne), quatre phases de minéralisation se sont succédées dans le temps : i- la première commence par un dépôt de marcassite puis de pyrite framboïdale ; i- la deuxième consiste en un apport de As, Cu et Bi aboutissant à la formation de pyrite automorphe, d’arsénopyrite, de chalcositibite, de chalcopyrite et bismuth natif ; i- la troisième est caractérisée par un dépôt d’énargite-famatinite-luzonite et de tennantite-tétrahédrite cimentant les autres sulfures et remplissant des microfractures traversant des plages de chalcopyrite ; i- une dernière phase consiste en un dépôt de calcite/silice occupant les vides et les microfractures. L’étude microthermométrique permet de caractériser deux types de fluides dont le premier est chaude (150 à 212°C) et à élevée et second est de salinité moyenne et à température variant de 98,4 à 130,7°C.

L’évolution structurale, métamorphique, et de la genèse des minéralisations des deux gîtes témoigne du rôle primordial des accidents profonds et des couloirs de décrochement dans la formation des structures hôtes et le dépôt d’une minéralisation hydrothermale polymétallique et polyphasée.

MISE EN EVIDENCE DE LA CASSITERITE DANS LES SKARNS
DE BOU-OTHMANE (MASSIF HERCYNIEN DES JEBILET CENTRALES,
MESETA OCCIDENTALE, MAROC)

1 : Département de géologie, Faculté des Sciences et Techniques, Université Moulay Ismail, B.P. 519 Errachidia

Les skarns à scheelite de Bou-Othmane, se situent au cœur du massif des Jebilet Centrales. Ils se sont développés au dépens des marbres à silicates calciques et ils ont montré au cours de leur évolution, plusieurs stades successifs : stade IA précoce correspondant au stade principal de skarnification, stade IB fissural recoupant la paragenèse du stade IA, stade II de rétromorphose des minéraux des stades précédents et enfin le stade III d’altérations hydrothermales tardives.

La cassitérite a été découverte au MEB dans les skarns, à environ 5100 mètres au SW du village de Bou-Othmane, au sein des grenatites graphiteuses. Elle appartient au stade II, associée à la scheelite et aux minéraux de rétromorphose (épidote, calcite et quartz) des grenats type grossulaire et vésuvianites du stade IA. Le dépôt de la cassitérite durant ce stade (II) a été favorisé par des conditions de fugacité élevée en oxygène ; ce qui se traduit par l’absence du graphite

Nous avons mis en évidence dans ces skarns stannifères, de l’étain sous deux formes : soit incorporé dans le réseau cristallin des silicates calciques (grenats, vésuvianites et sphènes), à des teneurs très élevées (0,65 à 0,7% SnO2 dans les sphènes), des skarns du stade IA, soit exprimé sous forme de cassitérite associée à la paragenèse du stade II. La situation de ces skarns à proximité des filons d’aplo-pegmatite minéralisés en cassitérite et niobotantalates, laisse prévoir des teneurs importantes en étain dans ces filons. Ces derniers pourraient se trouver donc à l’aplomb d’un apex leucogranitique minéralisé en Sn, W, Nb, Ta et Li. Par conséquent, les variations de l’étain et du fluor dans les silicates calciques des skarns, pourraient marquer une zonalité par rapport aux intrusions.

Le synchronisme entre la formation des skarns et la mise en place des filons d’aplo-pegmatite, nous a amené à penser que les solutions ascendantes tardi-magmatiques responsables de la skarnification des marbres et celles générant les filons d’aplo-pegmatite, sont probablement analogues et pourraient expliquer les anomalies en étain dans les filons d’aplo-pegmatite et dans les skarns.

1 : Département de géologie, Faculté des Sciences, Université Mohamed V, BP. 1014 Rabat ;
2 : Institut des Sciences de la Terre d’Orléans (France);
3 : Département de géologie, Faculté des Sciences, Université Moulay Ismaïl, 4010 Meknès.

1 : Managem 
2 : Reminex

1 : Département de Géologie, Faculté des Sciences et Techniques Gueliz, B.P. 618, Marrakech, Maroc.
2 : Département de Géologie, Faculté des Sciences-Semlalia, B.P. S15, Marrakech, Maroc.
3 : Ecole des Mines de Nancy, Parc de Saurupt, 54042 Nancy Cedex, France.
4 : Département de Pétrologie, Université Pierre et Marie-Curie, 4 place Jussieu, F-75252 Paris Cedex 05 (France).
5 : REMINEX Groupe ONA, 52 Av. Hassan II, Casablanca, Maroc.

- le contrôle lithologique des minéralisations. En effet, les séries sédimentaires et volcano-sédimentaires déposées dans ce bassin présentent un caractère très rythmé, caractérisé par des alternances gréseuses, bréchiques et à débris-flow, dans un encaissant pélitique. Ces niveaux relativement poreux par rapport à leur encaissant pélitique, permettent une percolation des fluides hydrothermaux parallèlement au litage sédimentaire. Ceci serait à l’origine des minéralisations rubanées, litées et des imprégnations observées au mur et même au toit des différents gisements;

- les figures d’instabilité tectonique pendant la sédimentation marquées essentiellement par les phénomènes de resédimentation et de slumping des niveaux minéralisés et des sédiments hydrothermaux associés;

- les figures de précipitation primaire représentées notamment par la texture rubanée des minéralisations, la présence de pyrite diagénétique et la composition chimique des minéraux silicatés et sulfurés (4), non reéquilibrés et qui sont représentées particulièrement par la chlorite, la sphalérite et l’arsénopyrite qui reflètent la composition précoce de dépôt.

Il s’agit donc d’amas précoces qui abritent encore des critères structuraux, texturaux, minéralogiques et chimiques qui représentent des preuves d’un hydrothermalisme précoce pendant l’ouverture du bassin mésétien. Les conditions de température de mise en place seraient supérieures ou égales à 250°C.

1 : Département de géologie, Faculté des Sciences et Techniques de Guéliz, BP. 618 Marrakech

2 : Département de géologie, Faculté des Sciences et Techniques de Beni Mellal.
3 : Département de géologie, Faculté des Sciences Semlalia, Marrakech.
4 : Reminex.

Le massif hercynien des Jebilets centrales a fait l’objet de nombreux travaux de recherche depuis l’étude de base menée par Huvelin (1977). En effet, l’accessibilité du terrain dans ce massif, son potentiel minier et sa proximité de la ville de Marrakech en ont fait une destination privilégiée des nombreux chercheurs, si bien que celui-ci est actuellement assez bien connu sur le plan géologique, structural, et métallogénique. Afin de mieux comprendre la structure profonde de ce massif et de valoriser ses réserves métallifères, nous entamons une étude basée sur l’approche géophysique. Dans les Jebilets centrales, cette approche a été jusqu’à présent, limitée à de rares travaux de recherches académiques (Hathouti, 1990), si on exclue les travaux de détails relatifs à la prospection minière. Ainsi, la géophysique peut contribuer efficacement à l’étude de la structure profonde du massif et de son prolongement sous le bassin du Haouz.

L’interprétation quantitative de ces anomalies permet de déterminer l’extension latérale et l’enracinement des amas sulfurés et des intrusions gabbroïques.

S. KASSAA¹, N. LARIDHI OUAZAA¹ et R. CLOCCHIATTI²

Le volcanisme acide du Nord de la Tunisie se manifeste uniquement dans la région des Nefzas, entre l’embouchure de l’Oued Zouara et le village de Sejnane. Ces formations sont intrusives dans les terrains anté-néogènes. Elles se présentent sous forme de dômes et dômes coulées de dimensions plutôt réduites, alignés sur près de 20 km, selon un axe structural majeur de direction WSW-ENE. On distingue d’Ouest en Est la répartition suivante : le massif d’Ain Déflaïa, les formations volcaniques de l’Oued Zouara, les massifs de l’Oued Bélif et le massif du Djebel Haddada. La mise en place de ces dômes a, dans certains cas, été précédée par une activité explosive, responsable de la formation de niveaux pyroclastiques, de ponces et de cendres. Des sondages miniers implantés dans la structure ont mis en évidence que les roches volcaniques s’étendent en profondeur et présentent différents profils d’altération. Des anomalies en cuivre ont été révélées en profondeur et une radioactivité anormale caractérise la ceinture bréchique minéralisée en fer.

Des minéralisations de fer, plomb, zinc, manganèse, cuivre, argent, uranium, fluorine…..sont étroitement associées dans l’espace au volcanisme. Les concentrations de certains métaux constituent des gisements d’importance économique. Les roches magmatiques constituent par leur potentialités chimiques (teneurs en métaux) et leur mode de mise en place (systèmes géothermaux, activité hydrothermale) un environnement favorable à la mobilisation de métaux.

En effet, la mise en place des roches volcaniques s’est accompagnée de phénomènes complexes comme l’interaction avec les sédiments du Trias salifère (assimilation, contamination, remobilisation par les fluides volcaniques) et l’installation d’un système géothermique ayant entraîné l’altération et la mobilisation des métaux contenus dans les roches volcaniques.

L’altération très poussée aboutit au fait que les roches ne sont pas toujours facilement identifiables, parmi les minéraux qui résistent le quartz est sans doute celui qui est le mieux représenté dans les différentes formations des Nefzas. Sa caractérisation, par les inclusions vitreuses et fluides et par la morphologie des cristaux et l’états de leur surface, a permis de remonter aux formations d’origine.

Du point de vue tectonique, le gisement de Hajjar et son encaissant ont subi deux déformations majeures. La première syn-sédimentaire matérialisée par des failles NW, NE et EW. Le jeu syn-sédimentaire de ces failles est bien marqué par des effondrements généralement vers le NNW dans un système de horst et de grabbens. Cette déformation précoce a joué un rôle dans la genèse du gisement. La seconde syn-schisteuse caractérisée par des plis, une schistosité de flux et des zones de cisaillement ductile. Une deuxième schistosité de faible intensité recoupe la première schistosité.

Le gisement de Hajjar est caractérisé par la présence de trois corps minéralisés (Corps principal, Corps Ouest-descenderie et Corps Nord-Est) constitués essentiellement par de la pyrrhotite, sphalérite, galène, chalcopyrite, pyrite et arsénopyrite. Chaque lentille minéralisée repose sur une cheminée d’alimentation de direction NE (stockwerk : Brèches sous-amas qui matérialisent les voies de cheminement des circulations hydrothermales ayant donné naissance à la minéralisation). La mise en place de la minéralisation sulfurée est accompagnée d’une intense altération hydrothermale qui se traduit par le développement intense de la chlorite de type ripidolite au mur de l’amas et de la séricite particulièrement à son toit. Des exhalites magnésiennes (chloritites) et manganesifères (grenatites) ont été rencontrées. Elles sont soit intercalées dans le minerai massif, soit soulignant sa base. Ces manifestations hydrothermales se retrouvent en partie dans les amas sulfurés des jebilet avec le développement d’exhalites magnésiennes et la chloritisation des formations encaissantes.

G. LEVRESSE¹, M.R. AZIZI-SAMIR², A. CHEILLETZ¹, D. GASQUET¹, R. ZYADI², A. EN-NACIRI², D. ARCHIBALD³ et H. OUGUIR⁴

1 : CRPG-CNRS et ENSG-INPL - B.P. 20, 54501 Vandœuvre-lès-Nancy Cedex, France
2 : SMI, groupe ONA, BP 30, Tineghir, Maroc
3 : Queen's University, Kingston, Ontario, Canada
4 : Université Moulay Ismaïl, BP 4010, Beni M'Hamed, Meknès, Maroc

Le gisement d’Imiter est l’objet de nombreuses études depuis plusieurs décennies visant à la mise au point d’un modèle génétique satisfaisant au mieux les exigences de la recherche de réserves exploitables pour l’un des tout premiers producteurs d'Ag au monde (ca. 250 t/an). Deux hypothèses principales sont actuellement proposées pour expliquer la formation de ce gisement : (1) un modèle à préconcentration volcano-sédimentaire et reconcentrations polyphasées (Leistel et Quadrouci, 1991 ; Barodi et al., 1998; Baroudi et al., 1999). Dans ce modèle, la part donnée à la cémentation tardive de la minéralisation avec formation des concentrations d’Ag natif, varie selon les auteurs (Popov et al., 1989 ; Dagallier, 1989 ; Barodi et al. 1998) ; (2) un modèle hydrothermal-épithermal sulfuré attribuant un rôle génétique essentiel à l’événement magmatique rhyolitique fini-néoprotérozoique (Cheilletz et al., 2000) contemporain du système extensif de la faille d’Imiter. Nous présentons ici plusieurs arguments décisifs en faveur de cette deuxième hypothèse. La zone de faille d’Imiter est caractérisée par une forme en tresse orientée N80°E (Ouguir et al., 1994) résultant de la superposition de deux régimes tectoniques successifs associés aux deux stades minéralisés. Le premier correspond à un régime extensif N150°E-N180°E caractérisé par un remplissage à sulfures et sulfosels d’Ag et amalgame d'Ag dans une gangue siliceuse. Le second se développe à la faveur d’un régime transtensif sénestre au cours duquel une gangue carbonatée (dolomite) accompagne la paragenèse minéralisée (pyrite, galène, arsénopyrite à Co-Ni, chalcopyrite, sulfosels d'Ag, amalgame d'Ag et arséniures de Co). Un réseau filonien rhyolitique caractérisé notamment par des injections dans les plans d’ouverture E-W du premier régime extensif est associé au dépot des minéralisations.

Des mesures U-Pb sur monozircons provenant de deux corps rhyolitiques ont été obtenues à la microsonde ionique du CRPG-CNRS à Nancy. Les âges sont identiques pour la protrusion de Takhatert (550 ± 2 Ma) et le filon de Tachkakacht (545 ± 4 Ma) encadrant la zone de faille d’Imiter. Ce magmatisme rhyolitique est donc postérieur à l’emplacement des corps plutoniques calco-alcalins, telle que la granodiorite de Taouzzakt datée à 572 ± 5 Ma et par ailleurs responsable d’un métamorphisme de contact dans les formations de PII et du PIII. Les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar, réalisés sur des phengites prélevées dans cette auréole de métamorphisme, s’étalent entre 569 ± 3 Ma (âge plateau) et 561 ± 9 Ma (moyenne de 4 âges intégrés provenant de spectres perturbés) suggérant l’existence d’une perturbation thermique contemporaine de l’événement minéralisateur hydrothermal. Les mesures de ³⁴S sur les sulfures de la minéralisation et des injections rhyolitiques tardives varient respectivement entre -2% à -15% et -2% à -7.4% ce qui atteste l'intervention de fluides hydrothermaux à l’équilibre avec un système volcanique (valeurs de références : Islande, Fresnillo, Pueblo Viejo et Carlin). La détermination de l’origine des métaux (Ag-Hg notamment) est actuellement en cours au moyen de traceurs isotopiques (Re/Os). Ainsi, les minéralisations Ag-Hg d’Imiter peuvent être interprétées dans le cadre d’un modèle hydrothermal sulfuré relativement simple dont les deux paramètres essentiels sont la présence d’une extension de direction NS permettant le piégeage des minéralisations et l’injection de magmas rhyolitiques. Ceux-ci fournissent également l’énergie nécessaire au développement des circulations hydrothermales. Nous nous trouvons donc, à Imiter, en présence d’un système épithermal développé au Néoprotérozoique terminal probablement sur une marge continentale active en voie d’effondrement.

Le district de Bou Azzer (Co-Ni) est constitué de gisements répartis sur 60km le long de l’accident majeur de l'Anti-Atlas (AMAA). Plusieurs modèles existent pour la genèse des minéralisations. Jouravsky (1952) et Goloubinov (1956) proposent un lessivage du Co et Ni à partir des serpentinites par des fluides hydrothermaux lors de l’orogenèse hercynienne. Kroutov (1989) propose un modèle dans lequel les minéralisations sont associées au cycle de distension adoudounien. Leblanc (1975) identifie trois stades de minéralisations : (1) serpentinisation avec pré-concentration de Co et As, (2) altération météorique des serpentinites à la fin du Précambrien avec concentration de Fe, Co, As, Mn et Ni dans la formation d’Ambed, (3) bréchification et recristallisation de la carapace silico-carbonatée d’Ambed et piégeage de Co dans les accidents précambriens ou hercyniens. Plus récemment, Zouita (1986), Azizi Samir (1994) et Maacha et al. (1998) s’appuient sur des études structurales et géochimiques (inclusions fluides et isotopes stables) pour proposer un modèle de mélange de fluides exogènes marins et endogènes hydrothermaux. Ce dernier modèle est remis en cause par En-Naciri (1995) et Essaraj (1999), qui n’observent aucun signe de mélange de fluides différents et proposent un genèse de la minéralisation par des fluides d’âge hercynien, qui auraient traversé des couches évaporitiques adoudouniennes. Des résultats minéralogiques, geéochimiques et géochronologiques nouveaux remettent en cause ou précisent ces modèles :

1) L’analyse ⁴⁰Ar/³⁹Ar réalisée sur les adulaires provenant d'une chloritite minéralisée, prélevée dans la mine au contact du filon 7 au niveau –340m donne un excellent âge plateau de 218 ± 8 Ma. L'événement hydrothermal du stade à arséniures est donc daté du Trias inférieur (Norien).

2) Les résultats de la datation U-Pb du trachyte d’Aghbar (sonde ionique U-Pb sur zircons) donnent des âges individuels concordants dispersés entre 533 ± 2 Ma et 1631 ± 16 Ma ; l’âge le plus jeune représenterait l’âge de mise en place du trachyte. Cet âge Cambrien inférieur est similaire à l’âge déterminé par Ducrot et Lancelot (1979) pour le volcanisme alcalin du Jbel Boho (534 ± 10 Ma).

Les résultats obtenus dans cette étude préliminaire montrent que (i) le trachyte d’Aghbar est un exemple de magmatisme alcalin à la base du Cambrien inférieur, (ii) une partie de la minéralisation de Bou Azzer est d'âge Norien (Trias).

L. Maacha¹, A. Saquaque² et A. El Boukhari³

Dans la boutonnière de Bou Azzer, la quasitotalité des minéralisations sont encaissées dans la diorite quartzique et les volcanites du précambrien III. Les roches basiques, les formations carbonatées de l’adoudounien et les serpentines encaissent moins de 4 % du volume global.

Pour appuyer les modélisations structurales, nous avons réalisé des tests au laboratoire sur des carottes provenant du site. Les tests ont été focalisés sur la diorite, rhyolite, diabase et serpentines qui encaissent l’essentiel de la minéralisation.

Nous avons ainsi procédé à la réalisation des essais suivants :

• Mesures de la résistance à la compression simple avec détermination de module de Young.
• Détermination de la cohésion et l’angle de frottement par essais triaxiaux haute pression.

Les essais triaxiaux montrent que la rhyolite présente le coefficient de cohésion le plus faible. Il en est de même pour la diorite, ce qui suppose leur susceptibilité à se fracturer plus rapidement en regard des diabases et des serpentines. En présence de la pression hydraulique, le cercle de Mohr se déplace vers la courbe de Coulomb, caractéristique de chaque roche. Ainsi pour un même état de contrainte, la diorite et la rhyolite vont s’ouvrir plus rapidement en cisaillement pour développer les shear-zones ou en extension pour développer les fentes de tension. Durant un état de contraintes similaires et à pression fluide identique, la diabase aura tendance à amortir la contrainte à cause de sa forte cohésion. Ce cas est encore plus évident pour la serpentine qui, dans son état sain est une roche plastique. De ce fait, aucun filon ne traverse la serpentine. Toutefois, elle perd ses propriétés avec l’altération, ce qui lui confère un caractère élastique. Ceci explique les rares filons minéralisés intra-serpentines comme le filon II Eperon ou les filons d'Ait Ahmane. En général, les structures virguent selon une tendance à devenir orthogonales aux massifs des serpentines. Elles sont en pure extension en direction méridienne, et provoquent de faibles décalages dans les autres directions. Les conditions nécessaires à l’apparition de ces structures de tension sont réunies lorsque la pression de fluide excède la contrainte régionale minimum additionnée à la résistance T à la tension des roches encaissantes (T3+T). Dans d’autres cas, des fractures plates apparaissent aux toits des dômes enfouis, c’est l’exemple du filon II Est et quelques structures plates à Aghbar. Ce type de fractures pourrait être généré par la chute de pression du dôme après fracturation de l’encaissant.

En conclusion, l’ouverture des structures de Bou Azzer est assistée par la pression hydraulique et par la pression du massif des serpentines à plasticité élevée. La diorite et la rhyolite constituent le meilleur réceptacle en conséquence de leurs faibles cohésions en regard des autres roches.

L. Maacha¹, J. Simard ², S. M. R. Azizi³

Compte tenu de la relation spatiale de la minéralisation avec le massif de serpentines d’une part, et des propriétés physiques des mêmes serpentines d’autre part, la modélisation de la géométrie des contacts a été un axe de développement dans la méthodologie de prospection à Bou Azzer.

A l’échelle de la boutonnière de Bou Azzer, le caractère décrochevauchant de la tectonique panafricaine a joué un rôle déterminant dans la géométrie de la boutonnière. L’analyse des accidents B1, de la trajectoire de la foliation primaire des serpentines et la cinématique de mise en place de la diorite quartzique stipule que le système d’ouverture a commencé très tôt dans l’histoire tectonique de la boutonnière. Un système transtensif tardi B1 a favorisé la montée synchrone de la serpentine avec les intrusions dioritiques.

Le système transtensif va se poursuivre lors du dépôt de la série de Tiddiline avec une migration des ouvertures au Nord et au Sud de part et d’autre de la ride. Il se développe un système de horsts matérialisés par des massifs de serpentines relayés par des grabbens, l’ensemble étant contrôlé par les accidents majeurs ENE. Dans cette évolution tectonique progressive, le serrage de la phase B2 va accentuer la verticalisation des structures B2 et favoriser la montée diapirique des formations plastiques aboutissant à des structures en champignons allongés. Ce phénomène va se poursuivre postérieurement au dépôt des formations du précambrien III jusqu’à la base de l’adoudounnien. Il est matérialisé par des montées diapiriques des serpentines sous forme de dôme ou de lames recoupant les formations de base de la couverture. Cet épisode est suivi d’une altération des serpentines matérialisée par une carbonatation intense et une démagnétisation quasitotale de la surface altérée, allant jouer un rôle important dans la genèse des minéralisations. Par ailleurs, l’étude des inclusions fluides a révélé la salinité haute des fluides minéralisateurs dont l’âge est daté à l’infra-cambrien, ce qui suppose la contribution de la couverture adoudouniènne dans le système minéralisateur. La nature exogène des fluides est démontrée par les isotopes d’oxygène et du soufre des sulfures et des sulfates de barium. Sur un plan physique, des mesures au laboratoire confirment le caractère plastique et imperméable de la serpentine. Ces données combinées nous amènent à considérer que le cobalt provenant de la serpentine est lessivé des parties supérieures des dômes accessibles aux fluides exogènes.

 L. Maacha¹ , A. Saquaque² , A. Mellal² et A. Elboukhari³

Les systèmes métallogéniques de l’Anti Atlas découlent de la complexité tectonomagmatique de son histoire.

Dans l’Anti Atlas Central, la boutonnière de Bou Azzer renferme les minéralisations de chromite associées à la série ophiolitique dans sa partie basale. Elles sont de type podiforme et leur genèse est en relation précoce avec le fractionnement magmatique. Dans ce contexte s’inscrit également les minéralisations cuprifères d’Aït Ahmane encaissées dans les cumulats gabbroïques. Les minéralisations de cobalt sont également associées à la série ophiolitique. Elles sont de type filonnien hydrothermal et recoupent les formations du Précambrien III.

Dans la même suture de l’Anti Atlas central, des minéralisations en métaux précieux sont inventoriées. Le gisement d’argent à Bou Azzer est situé au contact de la serpentine avec la diorite quartzique du PII inférieur. Une minéralisation de type métasomatique contrôlée par la roddingitisation de la diorite. Cet événement est postérieur à la phase B1 et recoupé par les structures B2. Le gisement de Zgoundar situé dans le Siroua est de type filonien hydrothermal encaissé dans des formations du Précambrien II supérieur. La minéralisation est contrôlée par une déformation cassante selon des directions latitudinales.

Pour l’or, récemment les travaux d’exploration entamés par le BPRM (Bureau de Recherche et de Participation Minière) et de Reminex (filiale du groupe ONA) ont mis en évidence deux gisements d’or. Le gisement de Bleida est encaissé dans les roches vertes sommitales du complexe ophiolitique de Bou Azzer. Du point de vue tectonique, la minéralisation est contrôlée par des shear zones ductiles suivies d’une déformation cassante dont l’âge est attribué à la phase panafricaine. Plus à l’Ouest, le gisement de Tafrent est encaissé par des roches basiques déformées dans le faciès schistes verts. Il est similaire aux gisements aurifères des greenstones Belt du Canada.

Par ailleurs, le gisement cuprifère de Bleida se situe dans la série de plateforme de Bleida – Tachdamt. Des travaux antérieurs ont conclu que ce gisement s’inscrit dans le modèle des gisements volcano-sédimentaires. Des travaux récents du service géologique de SOMIFER (société minière de Bou Gaffer – filiale du groupe ONA) ont confirmé l’origine métamorphogène de ces minéralisations. Un contrôle structural synchrone à la déformation panafricaine B1 est mise en évidence mettant ainsi le gisement dans le type shear – zone.

En conclusion, à l’exclusion des minéralisations magmatiques, nous sommes en présence d’un système métallogénique d’ordre régional d’âge panafricain à tardi-panafricain et dont la nature du socle a joué un rôle dans la typologie des espèces minérales.

L. Maacha¹, A. Saquaque² et M. Mhaili³

La boutonnière de Bou Azzer compte plus de 100 corps minéralisés en arséniures de cobalt. La morphologie des corps dépend largement de la rhéologie et la structuration de l’encaissant et de la nature du métallotecte.L’analyse morphostructurale menée sur une centaine de corps minéralisés a permis de dresser un modèle gîtologique pouvant orienter les travaux d’exploration. Dans ce modèle, nous distinguons cinq types de corps minéralisés :

• Les structures type filon 7 constituent une grande partie du volume minéralisé de Bou Azzer

Les corps minéralisés se présentent sous forme de colonnes orientées ENE et localisées au contact tectonique des serpentines avec la diorite. Les dimensions des colonnes sont très larges avec une puissance excédant 10 m et un enracinement au-delà de 400m. Les listwenites, produit d’altération précoce de la serpentine, constituent le réceptacle principal de la minéralisation.

• Les structures type Méchoui regroupent l’ensemble des veines de deuxième ordre dont l’orientation varie entre le NW et le NE. Elles sont encaissées dans la diorite quartzique non loin du massif des serpentines. Dans ce cas, le contact de la serpentine avec la diorite est tectonique d’âge panafricain B1. Ces corps minéralisés correspondent à des ouvertures en extension.

L’extension latérale de la minéralisation est en moyenne, de 30 m pour une profondeur de 200 m. La puissance est également limitée et ne dépasse guerre en moyenne 1 m.

• Les minéralisations type Tamdrost rassemblent les veines d’extension et des corps sous forme d’amas.

Ces corps se présentent sous forme de filons couches et se développent à la croisée des veines avec la carapace d’altération. La minéralisation s’étend le long de la ligne d’intersection sur une extension au-delà de 300 m. L’épanchement latéral est, en moyenne, de 50 m.

• La minéralisation de type Aghbar est contrôlée par la montée diapirique des serpentines. Elle se concentre sur les flancs du diapir en relation avec la fracturation synchrone du système minéralisateur. La puissance moyenne est de 10 m pour une profondeur de 400 m. La carapace d’altération des serpentines constitue une similitude avec les minéralisations de type Tamdrost.
• Les minéralisations de type filon II se localisent au contact Nord du massif des serpentines. La séquence lithologique se particularise par la présence de roches basiques du précambrien II inférieur au passage de la serpentine à la couverture adoudounienne.

Le volume minéralisé afférent à ce groupe reste en deçà de 2% du volume global.

Dans le district de Bou Azzer (Anti-Atlas Central), connu par son ophiolite précambrienne et ses minéralisations d^’arséniures de cobalt et de nickel, on a mis en évidence la présence d'un autre type de minéralisation aurifère.

En effet, l'or connu est lié aux minéralisations cobaltifères et inclus dans le réseau cristallin de la skuttérudite nickélifère (tri-arséniures de cobalt et de nickel ). Il est présent principalement dans les structures cobaltifères Filon 7/5, filon II et le filon 51 (Ait Ahmane).

La nouvelle occurrence aurifère est lié à l'ophiolite, et principalement aux roches basiques. La paragénèse associée est la suivante : magnésiochromite, chlorite, quartz, calcite. L'or se présente sous forme pépitique. Le rapport Au/Ag est autour de 2.5, et par rapport aux autres types d'or décrits dans le district de bou-Azzer ce rapport varie de I a 19 (Ennaciri et al 1996). Les roches basiques (métabasites) encaissantes sont altérées et schistosées. Ces formations se présentent sous forme d'écailles entre les serpentines et les diorites quartziques.

Les corrélations étudiées entre le cobalt, le nickel et l'or montrent deux tendances évolutives pour l'or, l'une associée au cobalt et le nickel selon l'enrichissement en ces deux éléments (minéralisarion cobaltifère) qui paraît plus tardif et dont la source serait à rattacher au volcanisme alcalin adoudounien, l'autre suit la même tendance avec un appauvrissement en cobalt (background anomale en cobalt) qui paraît plus précoce et dont la source serait liée à la série ophiolitique.

S. Makhoukhi¹, Ch. Marignac² J.-M. Schmitt³, M. Bouabdelli⁴, A. Bastoul⁵ et C. Fabre⁶

1 : Université Hassan II Aïn Chock, Fac Sciences, Dept. Géologtie, BP 5366 Maârif, Casablanca, Maroc. e-mail : s_makhoukhi@excite.fr
2 : Ecole des Mines de Paris, CIG, 35 rue saint Honoré,77305 Fontainebleau, France
3 : Ecole des Mines de Nancy, Lab. Géologie, Parc des Saurupt, 54042 Nancy-Cedex, France.
4 : Un. Cadi Ayyad, Fac. Sc. Semlalia, Dept. Geologie, BP S15 Marrakech, Maroc.
5 : Faculté des Sciences et Techniques de Settat, Settat, Maroc
6 : CREGU-UMR GéR 7566, BP 23, 54501, Vandoeuvre-lès-Nancy Cedex, France

Le District plombo-zincifère de TOUISSIT- BOU BEKER, de réputation et de classement mondial est situé dans le  "Pays des Horsts", qui fait partie de la Meseta Oranaise, à cheval sur la frontière maroco-algérienne.

La majorité des gisements du district est formée d’amas plombo-zincifère d’allure stratoïde, encaissés dans une couverture dolomitique du Jurassique moyen, reposant en discordance majeure sur un substratum paléozoïque formé de roches cristallines (rhyodacites et granodiorites) et de schistes (pélites et psamites) carbonifères.

Plusieurs travaux antérieurs s’entendent pour interpréter ce district comme étant un dépôt de type Mississippi Valley (MVT deposit). Et pour leur genèse plusieurs hypothèses ont été émises et l’évolution des idées sur le sujet converge vers l’arrivée des saumures hydrothermales du bassin comme moteur de la minéralisation plombo-zincifère du district.

Les caractères de ces fluides, dans les différents gisements et indices (Oued Mekta, Hassi Ennyag, Beddiane, Bou Beker, Soltena, Tiouli, Tazougart) ont pu être précisés par l’études des inclusions fluides dans la blende et le quartz bipyramidé associés à la galène, et dans les dolomies recristallisées que l’on observe dans l’environnement des minéralisations. Dans les trois minéraux la majorité des inclusions sont primaires, de petite taille (£ 15µm) et sont monophasés ou biphasés avec une proportion de vapeur dépassant rarement 20% du volume de l’inclusion.

Les résultats micro-thermométriques indiquent que les fluides minéralisateurs, ont une forte salinité variant entre 20 et 26% éq. au poids de NaCl dans tout le district. L’observation des températures de première fusion de glace (eutectique entre –62°C et –47°C) et de fusion de l’hydrohalite plaideraient en faveur d’un système de composition NaCl-CaCl₂-H₂O.

L’application de la nouvelle méthode : l’ablation laser couplée à une spectroscopique d'émission optique (LA-OES : optical emission spectroscopy), permet la détermination des ions présents dans des inclusions fluides individuelles. Elle a permis en effet d’identifier la présence des ions Na⁺ et Ca²⁺ et donne un rapport de Na⁺/Ca²⁺ variant entre 4.12 et 5.02 moles.

Toutes ces nouvelles donnée indiquent que les minéralisations ont été mises en place par des fluides ascendants, chauds et à forte salinité, probablement au Jurassique supérieur - Crétacé et à une pression d’environ 150 Bars.

E. Marcoux¹

L’époque Dévonien final – Carbonifère précoce est marquée dans les aires hercyniennes par la formation de gisements de sulfures massifs qui comptent parmi les plus importants du monde. Cette genèse s’étale sur 20 Ma : elle débute vers 365 Ma dans la partie orientale des hercynides (Zlate - Hory) et migre vers l’ouest pour s’achever au Maroc (Hajar) vers 345 Ma (Lescuyer et al, 1998).

Les gisements majeurs (plus de 100 Mt de sulfures) se localisent dans la ceinture pyriteuse de Sud-Ibérie (Rio Tinto, Neves-Corvo, Tharsis, la Zarza, Aljustrel), dans la zone externe de l’orogène hercynien, où ils sont en relation avec les termes acides d’un magmatisme bimodal sous-marin (Leistel et al, 1998). La minéralogie des amas est dominée par les sulfures de Zn, Cu et Pb, avec une minéralogie spécifique, riche en bismuth, dans les stockwerks d’alimentation (Marcoux et al, 1996). La géochimie isotopique du plomb démontre une origine crustale des amas et des volcanites (Marcoux, 1998), dans un contexte géodynamique de subduction (Onézime, 2001).

Cependant l’histoire métallogénique de cette ceinture pyriteuse se révèle polyphasée et complexe. Un épisode hydrothermal précoce, d’origine encore discutée, est à l’origine de concentrations locales majeures, stannifères (Neves-Corvo) ou cobalto-aurifères (Tharsis), clairement reprises par les amas de sulfures massifs, créant des télescopages ; leurs signatures isotopiques Pb démontrent leur origine étrangère au volcanisme dévono-dinantien. Dans d’autres amas (La Zarza), l’évolution minéralogique des fluides a conduit à l’apparition de paragenèses tardives aurifères comparables à celles de gisements épithermaux neutres. Cette évolution minéralogique est cohérente avec l’apparition locale de faciès volcaniques bréchiques qui témoignent d’une émersion du volcanisme, provoquant un changement drastique dans l’environnement de dépôt des fluides minéralisés.

De semblables phénomènes de télescopages et/ou de transition gîtologique amas sulfurés – gîtes épithermaux peuvent exister dans les autres aires à amas sulfurés des Hercynides. Ils se traduisent de manière générale par l’acquisition d’une géochimie complexe, plus polymétallique, des amas concernés (Draa Sfar ?), en phase avec une évolution notable du volcanisme. Les amas sulfurés peuvent agir comme des agents plutôt dispersants des concentrations précoces préexistantes ou, au contraire, comme des réceptacles idéaux, canalisant et retenant les fluides tardifs potentiellement aurifères.

A l’inverse, on peut cependant envisager le cas plus classique d’un découplage de ces différentes étapes minéralisatrices et leur mise en place dans des sites géologiques différents, formant des districts polymétalliques. Les stratégies de prospection minière diffèrent grandement selon que l’on privilégie l’un ou l’autre de ces modèles gîtologiques.

A. Miri¹, A. Alansari¹, M. Benchra¹, R. Ziyadi¹, L. Maacha¹. et A. Saquaque¹

Dans le cas précis d’Isamlal , les minéralisations aurifères sont encaissées dans des formations volcano-sédimentaires attribuées au Précambrien II inférieur (PIIinf.), au sein d’une auréole du métamorphisme de contact engendrée par la mise en place d’intrusions de granodiorite. Vers le NE ces formations encaissantes sont recouvertes en discordance par des formations pyroclastiques attribuées au PIIsup.

Les minéralisations sont hôtes dans trois types morphologiques distincts : en dissémination, en stockwerk quartzeux et dans des brèches orientées N120°.

L’or exprimé à l’état natif et sous forme d’electrum de taille réduite (~ 15 µ) peut être libre ou localisé en bordure d’inclusions complexes de pyrrhotite, chalcopyrite, smythite ((Fe,Ni)₉S₁₁), carrolite (Co₂CuS₄), galène, greenockite (CdS) et argent natif au sein de la pyrite (1).

Les altérations hydrothermales associées se sont traduites par un assemblage de néoformations minérales constitué de quartz, Chlorite, feldspath potassique, biotite, tourmaline et oligiste.

Les brèches N120°, considérées commes étant guide principal de concentration, sont interprétées dans un système de cisaillement correspondant au modèle de Riedel (3).

A. OUADJOU et M. OUTHOUNJITE

La boutonnière précambrienne de Tagragra d’Akka dans laquelle s’inscrit le gisement aurifère d’Iourirne est située dans l’Anti-Atlas occidental au sud de la boutonnière du Kerdous à environ 280 Km au Sud-Est d’Agadir. Elle fait partie des terrains du protérozoïque inférieur formant la bordure Nord du craton Ouest Africain

La mise en place de la minéralisation du gisement aurifère est sous contrôle de deux facteurs majeurs:

1- La tectonique : L’histoire de l’évolution structurale de ces terrains montre la succession de deux phases tectono-métamorphiques majeures:

- Une phase éburnéenne ayant aboutit au cratonisation du socle avec le développement d’une schistosité S1 de direction N70

- Une phase panafricaine associée à une schistosité S2 de direction N20. Cette phase est responsable du développement d’une méga zone de cisaillement régional de direction globale E-W dans laquelle s’inscrit le gisement d’Iourirne et bien d’autres indices aurifères.

La minéralisation aurifère est encaissée dans des veines de quartz matérialisant des plans de cisaillements dextre EW et leurs conjugués NW senestres (fig-1)

2-La lithologie : Les terrains de la boutonnière d’Akka sont formés essentiellement par alternance de roche grésopélitiques et de roches volcano-sédimentaires. L’ensemble est intrudé des dykes de basiques de composition gabroïque et par des massifs granitiques. La minéralisation aurifère d’Iourirne est intimement associée aux zones d’intersection

des dykes basiques avec les plans de cisaillement EW (fig-2).

Ce constat soulève un contrôle structural de la minéralisation suite au cisaillement EW ayant permis la circulation des fluides hydrothermaux et un contrôle lithologique par les dykes basiques. Ces derniers airaient assuré un milieu réducteur favorable au dépôt de l’or.

Dans le présent travail on s’est intéressé au rôle que peut jouer les fluides hydrothermaux, circulant dans les mégabassins hydro-géothermiques du Nord de la Tunisie, dans la mobilisation, le Transport et le dépôts des métaux afin de proposer un modèle de mobilisation, transport et concentration de métaux. Ce travail se base sur l’étude géochimique, isotopique et structural .

La compilation des données physico-chimiques (t°, eh, ph et TDS), les teneurs en éléments majeurs et traces (Na, Ca, Mg, K, Cl, HCO₃, CO₃, SO₄, Pb, Zn, Cu, Co, Ni, Fe, Mn, Li et SiO₂), les taux en gaz d’accompagnement (He, Ar, CH₄, CO₂, CO, N₂, O₂ et H₂), le traçage par les isotopes stables et radiogèniques (¹⁸O, ²H, ³H et ¹⁴C) ainsi que les calculs de la distribution des espèces métalliques et de la stabilités des solutions vis-à-vis de plusieurs espèces minérales montre qu’il s’agit de fluides chlorurés qui ont favorisé la mobilisation des métaux à partir des roches traversées dans des conditions acides et à température élevée. Les eaux sont d’origine météorique, cependant, les gaz peuvent avoir diverses origines (atmosphérique, profonde ou organique).

Le transport des métaux se fait préférentiellement sous forme de chlorures dont l’évolution se fait vers les espèces poly-chlorurées (MeCl⁺, MeCl₂, MeCl₃^-,  MeCl₄^-).

La comparaison des caractéristiques de ces fluides avec celles des fluides générateurs des minéralisation du type Mississippi – Valley (MVT) permet de ressortir plusieurs ressemblances dans :

• les caractéristiques physico-chimiques (température, acidité, salinité, types de fluides, teneurs relatives en éléments majeurs, teneurs relatives en métaux de base ;
• taux et origines des gaz dissous et libres, ainsi que la présence d’hydrocarbures ;
• la composition relative en isotope stable ;
• la stabilité vis à vis de quelques minéraux (quartz, dolomite, calcite, …).

Le dépôt des métaux se feraient lors de l’instabilité des complexes de transport (chlorures métalliques) et la formation de complexes sulfurés qui deviennent stables lors de la chute de la température et de la pression.

Malgré que l’origine du soufre crée une polémique entre les auteurs pour le Nord de la Tunisie, dans ce modèle théorique, le soufre aurait pour origine les séries triasiques ubiquistes dans la région et riches en sulfates.

Ce modèle peut rester théoriques et non réalisables parce qu’il se base sur des calculs empiriques et qu’il nécessite des conditions d’ordre géologique (temps de séjours, pérennité dans l’écoulement, débit constant, système statique …).

A. Soulaimani

La province cuprifère de l’Anti-Atlas occidental est l’une des plus importante du Maroc. De nombreux indices de cuivre sont localisés au passage Précambrien/Cambrien, soit dans les niveaux volcano-détritiques PIII, soit à la base de la couverture paléozoïque ("Série de base" ou "Dolomie de Tamjout"). Le cuivre se présente sous une grande variété de type de gisement (amas, disséminations, strates minéralisées, minéralisations dans des détritiques terrigènes, dans les laves, filons, veinules,...). L’origine, l’âge et le mode de mise en place de ces minéralisations ont fait l’objet d’interprétations diverses, partagées entre une origine syngénétique contemporaine de la sédimentation et une origine " épigénitique téléthermale " ou encore une évolution intermédiaire par remobilisation ultérieure de minéralisations syngénétiques.

Les récents travaux relatifs au contexte géodynamique de l'Anti-Atlas occidental à cette époque fini-précambrienne montrent que ce domaine est affecté par une tectonique en horst et graben. Les différents dépôts volcano-détritiques (PII-III et PIII) constituent des dépôts continentaux syn-rifts, qui précèdent la transgression paléozoïque. Cette extension crustale est contemporaine de grandes manifestations, aussi bien volcaniques que plutoniques. Plusieurs travaux ont par ailleurs souligné la liaison étroite entre les minéralisations cuprifères et ce magmatisme fini-précambrien. Dans plusieurs gîtes, le cuivre est associé à une activité hydrothermale syn-volcanique, aussi bien basaltique qu’ignimbritiques. La paléogéographie de paléoreliefs du socle et des bassins limitrophes a en outre joué un rôle important dans la genèse des concentrations du cuivre qui se développent lors du dépôt de la "Série de base" dans des golfes restreints au pourtour de paléo-îlôts du socle. Le changement du milieu d'oxydo-réduction et la présence de barrières pour les courants marins a permis l'accumulation de concentrations cuprifères.

Par la suite, le serrage tardi-Carbonifère, à remobilisé les fractures du socle précambrien par la surrection des différents blocs déjà individualisés en reliefs positifs au Protérozoïque terminal. Ils formeront ainsi le cœur des principales structures anticlinales hercyniennes. Les boutonnières de l'Anti-Atlas constituent des exemples à grande échelle de ces soulèvements. Les concentrations cuprifères qui se sont formées aux pieds de reliefs résiduels (cas du gisement de Cheikh Imi n'Irfi) lors de la transgression paléozoïque se retrouveront associées aux structures anticlinales et plus particulièrement à leurs flancs. Par conséquent l'établissement de la géométrie des structures hercyniennes est d'un apport stratégique pour la recherche de nouvelles concentrations cuprifères dans ce domaine.

Les minéralisations cuprifères de l’Anti-Atlas occidental sont associées au magmatisme fini-Précambrien qui se met en place dans un contexte de rifting. Certaines concentrations ont cependant subi une remobilisation postérieure et des reconcentrations dans des pièges tectoniques (brèches, plis,...). La présence de grandes concentrations le long du grand dyke jurassique d'Irherm (Talat n'Ouamane, Cheikh Imi N'Irfi, Tazalaght et Ouanesimi), atteste d’une reconcentration de la minéralisation primaire par des phénomènes de remobilisation lors de l'extension mésozoïque, contemporaine à l’ouverture de l’Atlantique.

A. WAFIK¹, H. ADMOU¹, A. SAQUAQUE² et A. EL BOUKHARI¹

Les ophiolites protérozoïques de Bou Azzer-El Graara et de Khzama (Siroua NE) sont des fragments de lithosphère fossile. Elles se sont mises en place au Néoprotérozoïque sur le Craton Ouest-Africain. Elles correspondent à une séquence ophiolitique complète. Le complexe filonien de ces deux ophiolites, formé de dykes de diabase, garde l'empreinte d'une paléocirculation hydrothermale. Les épontes des dykes constituent des circuits préférentiels pour les circulations hydrothermales, soulignées par des poches d'épidosite (épidote, quartz) à la base et de veines hydrothermales (à albite, chlorite, épidote et sulfures) vers le sommet du complexe filonien. L'épaisseur des veines est de 1 mm à 20 cm. Autour des veines les halos d'altération, étudiés par XDR, révèlent la succession suivante de la bordure vers le cœur des veines : (a) albite, magnésiohornblende, épidote et clinochlore ; (b) albite, clinochlore et magnésiohornblende ; (c) trémolite, clinochlore et albite ; (d) albite, quartz, et clinochlore. Le complexe filonien est surmonté par des diabases massives qui renferment un essaim de fractures sous forme de stockworck anastomosé et minéralisé à texture bréchique.

La minéralisation sulfurée dans ces veines et fractures, s'est effectuée en deux phases :

Phase I anté-orogénique : Dans l'ophiolite de Bou Azzer-El Graara la phase I comporte deux paragenèses successives : une paragenèse 1 de haute température (350°C), de forte fugacité en soufre (fS), et de faible fugacité en oxygène (fO2), comporte la cubanite, chalcopyrite, bornite rose, sphalérite et des traces de galène ; une paragenèse 2 de plus basse température et de plus forte fS et fO, formée de digénite Cu₉S₅, de covellite CuS, et de chalcocite Cu₂S. Dans l'ophiolite de Khzama, la phase I est formée uniquement de sphalérite et de chalcopyrite, la cubanite et la bornite n'ont pas été observées. Les minéraux de cette phase montrent un enrichissement en éléments traces dans l'ophiolite de Bou Azzer, tels que :

* Galène Sb (500ppm à 2.70%); Se (100 ppm à 1100ppm), (Ni atteint 1.33%)

* Sphalérite : Ag (200ppm à 280ppm) et Cd (de 300 ppm à 3400 ppm)

* Chalcopyrite : (Pb dépasse parfois 4000 ppm), Pt (localement 3070 ppm), Pd (830 ppm) et Au (810 ppm).

La phase II, tardi à post-orogénique : dans les deux ophiolites cette phase comporte des filonnets de pyrite sécants à la fois sur la foliation et sur la phase I. La pyrite est stœchiométrique et pauvre en éléments traces.

L'application sur les chlorites associées à la phase minérale I, du géothermomètre de Cathlineau et Nieva (1985), donne une température de cristallisation entre 320 et 380° C. Ce qui correspond aux conditions du métamorphisme hydrothermal faciès schiste vert. Ces veines matérialisent des paléocirculations hydrothermales dans des parties profondes de la croûte océanique protérozoïque parallèlement aux dykes du complexe filonien lors de l'accrétion protérozoïque.

R. Ziyadi¹, A. En-naciri¹ et L. Maacha²

Le district minier Argentifère d’Imiter est situé sur la bordure Nord de l’Anti-Atlas Oriental (Jbel Saghro), à 30 km à l’Ouest de la ville de Tinghir et à une altitude d’environ 1500m.

Les traits géologiques du district sont marqués par l’affleurement de terrains du socle Précambrien en fenêtre sous la couverture Paléozoïque. Les minéralisations argentifères sont encaissées dans les terrains du Précambrien. cinq gisements sont identifiés et reconnus par travaux miniers à Imiter I, Imiter II, puits 4, Igoudrane et colline B8.

La minéralisation de type hydrothermale est composée d’argent natif, d’amalgame d’argent et de mercure et de sulfures d’argent accompagnés d’une gangue de quartz et de carbonates (essentiellement dolomie rose). Un cortège de sulfures secondaires accompagne cette minéralisation sous forme de blende, de galène, de pyrite, de chalcopyrite et de bravoïte (sulfo-arséniure de Cobalt).

D’un point de vue gîtologique, la minéralisation est sous forme de " lentilles " accumulées en " amas " sous forme de sigmoïde, structuralement contrôlés par trois principales directions de failles : E-W, NE-SW et NNW-SSE, qui constituent les structures du système transtensif senestre. La minéralisation est encaissée dans les pélites noires et les grèso-pélites du Précambrien II et dans les termes de base du Précambrien III (conglomérats et tufs). Parfois les dykes basiques déformés et très altérés sont porteurs de la minéralisation à leur intersection avec les structures filoniennes porteuses.

La minéralisation est sécante sur le PII et la base du PIII. Elle est aussi sécante sur les dykes tardifs qui intrudent les formations du PIII. De même qu’elle ne montre pas de blocs minéralisés effondrés par rapport à d’autres, alors que les failles guides dans ces corps ont joués en failles normales contribuant de peu ou de beaucoup à l’effondrement du compartiment N de la faille d’Imiter sur une hauteur de l’ordre de 400-700m.

Ces données stipulent une minéralisation dont l’âge est postérieur aux formations de base du Précambrien III.

Les datations récentes effectuées sur muscovite par 40Ar/39Ar (570 ± 3 Ma) (G.LEVRESSE, travaux en cours) confirment les données de la chronologie relative.

En conclusion, nous sommes en présence d’un événement hydrotehrmal minéralisateur faisant partie du système métallogénique tardi-panafricain mis en évidence à l’échelle de l’Anti Atlas marocain.