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UNIVERSITÉ CADI AYYAD

N° d’ordre : 231

FACULTÉ DES SCIENCES SEMLALIA - MARRAKECH

THÈSE Présentée à la Faculté des Sciences Semlalia Marrakech pour obtenir le grade de :

Docteur UFR : Géodynamique Magmatiques et Ressources Minérales Spécialité : Géochimie – Métallogénie

Contribution à l’étude gîtologique des amas sulfurés polymétalliques de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha : comparaison avec les gisements de Ben Sliman et de Kettara (Jebilets centrales, Maroc hercynien) Par :

Lakhlifa BEN AISSI (DESA: Pétrologie - Métallogénie)

Soutenue le : 29 Mars 2008 Président

:

Examinateurs :

devant la commission d’examen :

A. BAJJA

PES

Université Cadi Ayyad, Marrakech

E. M. AARAB

PES

Université Cadi Ayyad, Marrakech

M. BOUABDELLAH

PES

Université Mohamed I, Oujda

H. ABIA

PES

Université Ibn Zohr, Agadir

A. ALANSARI

PES

Université Cadi Ayyad, Marrakech

K. RKHA CHAHAM

PES

Université Cadi Ayyad, Marrakech

M. HIBTI

PES

Université Cadi Ayyad, Marrakech

O. En-Naciri

Dr

Réminex Exploration (Manageme-ONA)

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AVANT-PROPOS A l’issu de ce travail, j’adresse mes remerciements à toutes les personnes qui ont contribué à son élaboration, par leur contribution directe ou par leur soutien moral. Je remercierai tout d’abord mon Professeur Abdelmajide Elboukhari pour m’avoir donné l’opportunité d’effectuer cette thèse tout en me recommandant à Réminex Exploration qui m’a fait bénéficier d’un appui logistique important. Il m’a laissé une grande liberté de manoeuvre et a toujours accepté mes orientations de recherche. Je remercie également mes Professeurs Khalid R’KHA CHAHAM et Mohamed HIBTI qui ont accepté de diriger ce travail. Leurs disponibilités et leurs aides ont été déterminantes et précieuses vis-à-vis de tous les problèmes que j’ai rencontré dans ce travail. Au-delà des rapports professionnels, j’ai pu apprécié leurs compétences et leurs qualités humaines. J’adresse également mes sincères remerciements à Mr. Lhou MAACHA, Directeur de Réminex, qui en m’accueillant au sein de l’équipe d’exploration qu’il dirige, m’a fait bénéficier de la grande expérience de Réminex dans le domaine de l’exploration minière. Je remercie également toute l’équipe du service géologique de la mine de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha, et tout particulièrement à Mr. A. BAJJDI, Mme B. SOLANGE, S. RZIKI, A. RMIKI, Y. MACHKOUR, E. ALALAMI et Laila. Je tiens également à remercier vivement Messieurs Mohamed ZOUHAIR, Omar EN NACIRI et Nabil HASSAN pour leurs précieux conseils et la pertinence de leurs commentaires qui ont permis d'améliorer ce travail. Je ne peux oublier d’adresser mes vifs remerciements et ma reconnaissance aux rapporteurs et examinateurs de ce mémoire, Messieurs A. BAJJA, E. M. AARAB, M. BOUABDELLAH, H. ABIA, A. ALANSARI, M. ZOUHAIR, O. EN NACIRI, K. RKHA CHAHAM et M. HIBTI, pour avoir accepté de corriger et juger mon travail. La version finale du manuscrit a grandement bénéficié de leurs remarques et leurs conseils. Durant la réalisation de ce travail, de nombreuses personnes m’ont fait bénéficier de leurs soutiens et de leurs compétences. Je cite en particulier le Prof. F. Velasco et le Prof. I. Yousta de l’Université de Pais Vasco, Espagne, ainsi que le Prof. Esteve Cardellach de l’Université Autonoma de Barcelona, Espagne. Des remerciements spéciaux s’adressent également à mes Professeurs Nahid Abderrazak, Saidi Abdelatif, El Aamari Khalid et Samira Essarraj pour leurs précieuses remarques lors de la correction et à la rédaction du manuscrit. Je tiens également à remercier ii

le Professeur Abderazak Eddebi, Mohamed Hilal et El Moustapha Mouguina pour leur soutien moral tout au long de la réalisation de cette thèse. Dans ce cadre, j’adresse mes sincères remerciements à Monsieur le Professeur A. Elgouti, Chef de Département de Géologie pour son aide ; il n’a pas cessé de mettre à ma disposition toute l’infrastructure nécessaire à la réalisation de ce travail. J’exprime ma profonde reconnaissance à Mesdames Houria Zryra, Latifa Zahlane et Aicha Aboulfaïda et Messieurs Ech-Chourafi Omar et Hïmouda Mohamed. Mes remerciements vont aussi à mes ex-professeurs du Département de Géologie de la Faculté des Sciences Semlalia et de la Faculté des Sciences et Techniques d’Errachidia. De grands frères m’ont épaulé au cours de mes six années de thèse. Merci à Hilal, Elmrani, Aabid, Hdioui, Ben Sassi, Ben Kadour, Ouraki, Benzzi, Alqaydi, Elmahiri, Rahioui, Azizi, Bouamri, El Anssari, Tahi, Kaïdrasso, Garmani, Ben Sallam et El Hachimi. Mon frère, mes parents voient finalement aboutir cette thèse dont je leur parle depuis si longtemps. Ils n’ont pas quitté mon esprit durant ces longs moments de rédaction. Je leur voue une tendre reconnaissance pour la confiance et les encouragements qu’ils m’ont toujours prodigués.

Je dédie ce travail à l’âme de mon père et de Abdelaziz KACHA

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FICHE PRÉSENTATIVE DE LA THÈSE

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L’auteur : BEN AISSI Lakhlifa

Intitulé du travail :

Contribution à l’étude gîtologique des amas sulfurés polymétalliques de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha : comparaison avec les gisements de Ben Sliman et de Kettara (Jebilets centrales, Maroc hercynien). -

Encadrant : • Khalid RKHA CHAHAM, PES,
Laboratoire de Géodynamique Magmatique, Géoressources et Géorisque, 3GEO-LAB, Faculté des Sciences Semlalia.

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Coencadrant : • Mohamed HIBTI, PES.
Laboratoire de Géoressources, Faculté des Sciences et Technique-Gueliz.

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Lieux de réalisation des travaux (laboratoires, institution,…) : • Laboratoire de Géodynamique Magmatique, Géoressources et Géorisque, 3GEO-LAB, Faculté des Sciences Semlalia • Laboratoire de Géoressources, Faculté des Sciences et Technique-Gueliz. • Centre de recherche Réminex, site de Guemassa/Draa Sfar Managem, groupe ONA.

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Période de réalisation du travail de thèse : • Novembre 2002 - 2007

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Rapporteurs autres que l’encadrant : Mohamed BOUABDELLAH, PES, Faculté des Sciences, Université Mohamed Premier, Oujda. El Mostafa AARAB, PES, Faculté des Sciences Semlalia, Université Cadi Ayad, Marrakech. El Hassan ABIA, PES, Faculté des Sciences, Université Ibn Zohr, Agadir.

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Cadres de coopération (ou de soutien) :  Projets PROTARS II. P23/23 et P23/05 ;  En collaboration avec REMINEX, dans le cadre d’une convention N°XXV ;

 Département de Minéralogie et Pétrologie, Faculté de Sciences et Techniques, Université de Pais Vasco, Bilbao – Espagne (soutien) ;  Département de Minéralogie et Pétrologie Faculté des Sciences – Université

Autonoma de Barcelona, Espagne (soutien).

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Principales publications et communications au quelles ce travail a donné lieu : L. Ben Aissi, A. El Boukhari, M. Hibti, M. Elharfi, L. Maacha, L. Y. Zinbi. (2005). Alteration Hydrothermale et Déformation Ductile des Roches Volcaniques Acides Associées au Gisement Sulfuré de Draa Sfar (Jebilets Centrales, Maroc). Estudios Geologicos., V. 61 : 147 - 160. L.Ben Aissi, K., M.HIBTI, RKHA CHAHAM, M. Bouabdellah, L. Maacha. (2008). Les gisements des Jebilets centrales (Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Ben Slimane et Kettara) : caractérisations minéralogiques et géochimiques des minéralisation sulfurées et les altérations hydrothermales associées. Troisième Journées De Launay (3JDL), 21 – 24 Avril, 2008, Nancy – France. L. Ben Aissi, K. Rkha Chaham, M. Hibti, A. El Boukhari & L. Maacha. (2007). Caractérisation minéralogique et géochimique de l’encaissant des amas sulfurés des Jbilets centrales : Draa Sfar, Koudiat Aïcha et Kettara. Colloque International 3MA (Magmatisme, Métamorphisme et Minéralisations Associées), 10-12 mai 2007, Fès. Maroc. L. Ben Aissi, M. Hibti, A. El Boukhari, K. R’kha Chaham, A. Bajjadi. (2006). Les altérations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales (Mesta occidentale, Maroc), Deuxième Journées De Launay (2JDL), 30 et 31 octobre 2006, Marrakech. Velasco. F, M. Hibti, L. Ben Aissi, Y. Iñaki, B. Solange. (2006). Le gisement de Koudiat Aïch : Caractérisation minéralogique et géochimique (Jebilets centrales, Maroc), Deuxième Journées De Launay (2JDL), 30 et 31 octobre, 2006, Marrakech. L. Ben Aissi, M.Hibti, A.El Boukhari, K.R’kha Chaham, M. Bouabdellah, A.Bajjadi (2006). Les altérations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales (Mesta occidentale, Maroc). Deuxième Journées De Launay (2JDL), 30 et 31 octobre, 2006, Marrakech. L. Ben Aissi, A. EL Boukhari, M. Hibti, M. Elharfi, L. Maacha, Y. Zinbi. (2005). Altération Hydrothermale et Déformation Ductile des Roches Volcaniques Acides Associées au Gisement Sulfure de Draa Sfar (Jebilet Centrales, Maroc). Colloque International 3MA (Magmatisme, Métamorphisme et Minéralisations Associées), 05-07 mai 2005, Agadir – Maroc. L. Ben Aissi, A. El Boukhari, M. Hibti & M. Harfi. (2004). Les Amas Sulfurés de Draa Sfar (Jebilet Centrales, Maroc) Témoins d’un Hydrothermalismes Précoces. 20ème Colloque International de Géologie Africaine, 02-07 juin 2004, Orléans – France. L. Ben Aissi, A. El Boukhari, M. Hbti & M. Harfi. (2004). Etude Géologique et Minéralogique des Formations Volcano-Sédimentaires, Associées aux Amas sulfures du Gisement de Draa Sfar (Jebilet centrales, Maroc). Premières Journées De Launay (1JDL), 10 au 14 mai 2004, Montréal, Québec – Canada. L.Ben Aissi, A. El Boukhari, M. Hbti, M. Harfi & S. Rziki : Les phases des altérations hydrothermales associées aux amas sulfuré de Draa Sfar sud (Jebilets centrales, Maroc) et leur application pour l'exploration minière. Colloque International 3MA (Magmatisme, Métamorphisme et Minéralisations Associées), 8 au 10 mai 2003, Casablanca – Maroc.

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RESUME Contribution à l’étude gîtologique des amas sulfurés polymétalliques de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha : comparaison avec les gisements de Ben Slimane et de Kettara (Jebilets centrales, Maroc hercynien)

Les amas sulfurés des Jebilets centrales (Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Kettara et Ben Slimane), situés au NW de Marrakech, sont encaissés dans la série volcano-sédimantaire de Sarhlef d’âge Viséen supérieur-Namurien. Cette série a été structurée lors des phases tectoniques hercyniennes et post hercyniennes. Ce paroxysme hercynien est contemporain d’un métamorphisme épizonal auquel s’est superposé un métamorphisme de contact légèrement plus tardif. Cette histoire tectono-métamorphique complexe est à l’origine des morphologies lenticulaires, aplaties et boudinées des amas selon des directions subméridiennes à NE. Ces amas sont constitués essentiellement de pyrrhotite (75 à 95%) à laquelle s’associent la sphalérite, la galène, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la marcasite et la magnétite. D’autres minéraux sont présents en état de trace tels que la stannite, la cassitérite, la cobaltite, le bismuth natif, la bismuthinite et l’argent natif. Les investigations géochimiques des principaux sulfures des gisements montrent que la concentration des éléments majeurs et traces dans les principales phases (pyrrhotite, sphalérite, galène, arsénopyrite et chalcopyrite) est variable d’un secteur à l’autre. Ces variations reflètent le changement de l’affinité chimique des roches volcaniques associées, ainsi que la composition et la température du fluide hydrothermal. Ces gisements seraient non seulement liés dans le temps (Viséen) et dans l’espace (même série encaissante), mais ils s’inscrivent aussi dans le même processus minéralisateur qui s’est déroulé dans des conditions de température supérieures ou égales à 260°C. L'examen de l’altération hydrothermale au niveau des formations encaissantes a montré que la répartition des zones altérées est concordante et non homogène. L’intensité de l’altération est plus accrue dans les parties proximales des corps minéralisés, avec une minéralogie constituée presque exclusivement de chlorite magnésienne. La typologie des altérations hydrothermales semble indiquer une superposition de deux principaux événements: (1) une phase précoce, anté-schisteuse, responsable de la circulation d’un fluide hydrothermal à caractère magnésien et le dépôt de la minéralisation sulfurée. (2) une phase postérieure au dépôt de la minéralisation, responsable de la circulation d’un fluide à caractère ferrifère et la remobilisation-recristallisation de la minéralisation sulfurée. Cette dernière est très accentuée au niveau des zones de cisaillement ductiles (NS), où la minéralisation sulfurée est enrichie en Cu, Zn et Pb. L’étude chimico-minéralogique des zones hydrothermalisées de Draa Sfar a révélé que les formations proximales aux amas sulfurés sont caractérisées par : (1) un rapport Mg/Mg+Fe élevé des phylosilicates d’altération hydrothermale (chlorites et amphiboles), (2) des valeurs maximales des indices d’altération hydrothermale d'Ishikawa (AI) et de chlorite-carbonate-pyrite (CCPI), (3) des transformations chimiques des roches volcaniques et pyroclastiques acides qui sont caractérisées par un enrichissement important en Fe2O3, MgO et CaO ; et un appauvrissement en SiO2 et en K2O. Ces caractéristiques permettraient de définir des guides applicables aux autres gisements en exploration dans la province minière des Jebilets-Guemassa. A l’échelle régionale, les amas sulfurés étudiés traduisent un continuum de l’activité hydrothermale au cours de l’évolution du bassin mésetien des Jebilets. Leur originalité est soulignée par des contacts normaux avec l’encaissant; l’existence de halos d’altération hydrothermale ; les structures d’imprégnations des sulfures dans l’encaissant ; la présence de lambeaux d’encaissant dans la masse minéralisée... La formation de ces amas précoces, serait initiée pendant la période de l’ouverture du bassin mésetien par des phénomènes de remplacement des roches poreuses (pyroclastiques et grèsopélitiques) et en même temps par des phénomènes exhalatifs à partir des fluides hydrothermaux débouchant sur un fond marin peu profond. Mots clés : Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Kettara, Ben Slimane, amas sulfurées, volcano-sédimentaire, altérations hydrothermales, hercynien, Jebilets centrales, Maroc.

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ABSTRACT

Contribution to the study of Draa Sfar and Koudiat Aïcha polymetallic deposits: comparison to Ben Slimane and Kettara ores (central Jebilets, Moroccan hercynian).

The massive sulphide deposits at central Jebilets (Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Kettara and Ben Slimane), located NW at Marrakech city, are enclosed in upper Visean-Namurien sedimentary formation. This formation was structured by hercynian and post hercynian orogenic, contemporaneous by very low to low-grade post-Visean metamorphism and late contact metamorphic indices. This complex tectono-metamorphic history is responsible of lineaments, flateness and boudinated lenses at ores in NS to NE-SW direction. The massive sulphides deposits are dominated by pyrrhotite (75%-95%), with sphalerite, galena, chalcopyrite, pyrite, marcasite and magnetite. Trace minerals such as stannite, cassiterite, cobaltite, native bismuth, bismuthinite and native silver are present in small amounts. Geochemical investigations of major sulphide species (pyrrhotite, sphalerite, galena and chalcopyrite) of all deposits show that the concentration of the major elements and traces in the principal phases is relatively variable form each ores deposits. These variations are in relation with the change of chemical affinity of associated volcanic rocks and the composition of hydrothermal fluids. These ore deposits are characterised not only, by similar space and time deposits but they also fit in the same process mineralisator which proceeded under conditions of temperature higher or equal to 260°C. The examination of hydrothermal alteration on the level of the enclosing formations showed that the distribution of the faded zones is concordant and non homogeneous. The deterioration intensity is higher in the proximal parts of the mineralized bodies, with a mineralogy formed almost exclusively of magnesian chlorite. The typology of hydrothermal alteration seems to indicate a superposition of two principal events: (1) an early phase, ante-schistous, responsible of a hydrothermal fluid circulation with a magnesian character and the deposit of sulphated mineralization. (2) a posterior phase to the deposit of mineralization, responsible of an iron-bearing fluid circulation, and the remobilisation-recrystallization of sulphured mineralization. The latter is much accentuated on the ductile zones of shearing (NS), where sulphured mineralization is enriched of Cu, Zn and Pb. The chemical-mineralogical study of the hydrothermalized zones of Draa Sfar revealed that the proximal formations to the sulphured clusters are characterized by: (1) a high Mg/Mg+Fe ratio of the phylosilicats of hydrothermal alteration (chlorites and amphiboles), (2) maximum values of hydrothermal deterioration index of Ishikawa (AI) and chlorite-carbonate-pyrite (CCPI), (3) chemical transformation of acid volcanic and pyroclastic rocks characterized by a significant enrichment of Fe2 O3, MgO and CaO; and an impoverishment in SiO2 and K2 O. These characteristics could be used to define guides applicable to the other ores in exploration in the mining province of Jebilets-Guemassa. At the regional scale, the massive sulphides studied showed a continuous hydrothermal activity during the evolution of the mesetean basin of Jebilets. Their originality is underlined by normal contacts with the enclosing; the existence of halo hydrothermal alteration; the structures of impregnation of sulphides in the enclosing; the presence of scraps of the enclosing in the mineralbearing mass… The formation of these early massive sulphide, would be initiated during the period of the opening of the mesetean basin by phenomena of replacement of the porous rocks (pyroclastic and gresopelitic) and at the same time by exhalatif phenomena starting from the hydrothermal fluids leading to a not very deep sea-bed. Key words: Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Kettara, Ben Slimane, massive sulphides, volcansedimentary, hydrothermal alteration, hercynean, central Jebilets, Morocco.

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‫ﺍﻝﺩﺭﺍﺴﺔ ﺍﻝﻔﻠﺯﻴﺔ ﻭ ﺍﻝﺠﻴﻭﻜﻴﻤﻴﺎﺌﺔ ﻝﻤﻨﺠﻤﻲ ﺍﻝﺩﺭﺍﻉ ﻝﺴﻔﺭ ﻭ ﻜﺩﻴﺔ ﻋﺎﺌﺸﺔ؛ ﻤﻘﺎﺭﻨﺔ ﻤﻊ ﺒﺎﻗﻲ ﺍﻝﻤﻨﺎﺠﻡ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ ﻝﺠﺒﻴﻼﺕ‬ ‫ﺍﻝﺩﺭﺍﺴﺔ ﺍﻝﻔﻠﺯﻴﺔ ﻭ ﺍﻝﺠﻴﻭﻜﻴﻤﻴﺎﺌﺔ ﻝﻤﻨﺠﻤﻲ ﺍﻝﺩﺭﺍﻉ ﻝﺴﻔﺭ ﻭ ﻜﺩﻴﺔ ﻋﺎﺌﺸﺔ؛ ﻤﻘﺎﺭﻨﺔ ﻤﻊ ﺒﺎﻗﻲ ﺍﻝﻤﻨﺎﺠﻡ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ ﻝﺠﺒﻴﻼﺕ‬ ‫ﺍﻝﻭﺴﻁﻰ )ﻗﻁﺎﺭﺓ ﻭ ﺒﻥ ﺴﻠﻴﻤﺎﻥ(‪ ,‬ﺍﻝﻤﻐﺭﺏ ﺍﻝﻬﺭﺴﻴﻨﻲ‪.‬‬ ‫ﺘﻘﻊ ﺍﻝﻜﻭﻤﺎﺕ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ ﻝﺠﺒﻴﻼﺕ ﺍﻝﻭﺴﻁﻰ )ﺩﺭﺍﻉ ﻝﺴﻔﺭ‪ ,‬ﻜﺩﻴﺔ ﻋﺎﺌﺸﺔ‪ ,‬ﻗﻁﺎﺭﺓ ﻭ ﺒﻥ ﺴﻠﻴﻤﺎﻥ( ﻓﻲ ﺍﻝﺸﻤﺎل ﺍﻝﻐﺭﺒﻲ ﻝﻤﺭﺍﻜﺵ‪,‬‬ ‫ﻭﻫﻲ ﺘﺘﻭﺍﺠﺩ ﺩﺍﺨل ﺍﻝﺴﻠﺴﻠﺔ ﺍﻝﺒﺭﻜﺎﻨﻲ ﺭﺴﻭﺒﻴﺔ ﻝﺴﺭﻏﻠﻑ‪ ,‬ﺍﻝﺫﻱ ﻴﺭﺠﻊ ﺇﻝﻰ ﺍﻝﻌﻤﺭ ﺍﻝﻔﻴﺯﻱ ﺍﻷﻋﻠﻰ ﺍﻝﻨﺎﻤﻭﺭﻱ‪ .‬ﻭﻗﺩ ﺘﻡ ﺘﺭﺘﻴﺏ‬ ‫ﻫﺫﻩ ﺍﻝﺴﻠﺴﻠﺔ ﺨﻼل ﻤﺨﺘﻠﻑ ﺍﻝﺤﻘﺏ ﺍﻝﺘﻜﺘﻭﻨﻲ ﻫﺭﺴﻴﻨﻴﺔ ﻭ ﺍﻝﻔﺘﺭﺍﺕ ﺍﻻﺤﻘﺔ ﻝﻬﺎ‪.‬ﻴﺯﺍﻤﻥ ﻫﺩﻩ ﺍﻝﺩﻭﺭﺓ ﺍﻝﻬﺭﺴﻴﻨﻴﺔ ﺘﺤﻭل ﻗﺭﺏ‬ ‫ﻨﻁﺎﻗﻲ ﻤﺘﺭﺍﻜﺏ ﺒﺘﺤﻭل ﺍﺘﺼﺎﻝﻲ ﺒﻁﻲﺀ ﻭﺨﻔﻴﻑ‪ ,‬ﻭﺘﻌﺘﺒﺭ ﻫﺫﻩ ﺍﻝﻤﺭﺤﻠﺔ ﻤﻥ ﺍﻝﺘﺎﺭﻴﺦ ﺍﻝﺘﻜﺘﻭﻨﻲ‪-‬ﺍﻝﻤﺘﺤﻭل ﻭ ﺍﻝﻤﺭﻜﺏ ‪ ,‬ﻤﺼﺩﺭ‬ ‫ﻤﺭﻓﻭﻝﻭﺠﻴﺎﺕ ﻋﺩﺴﻴﺔ ﺍﻝﺸﻜل‪ ,‬ﻤﺴﻁﺤﺔ ‪ ,‬ﻭﻤﻠﻔﻭﻓﺔ ﺤﻭل ﻜﻭﻤﺎﺕ ﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ‪ ,‬ﺘﺒﻌﺎ ﻻﺘﺠﻬﺎﺕ ﺸﻤﺎﻝﻴﺔ ﺠﻨﻭﺒﻴﺔ ﺇﻝﻰ ﺸﻤﺎﻝﻴﺔ ﺸﺭﻗﻴﺔ‪.‬‬ ‫ﺘﺘﻜﻭﻥ ﻫﺫﻩ ﺍﻝﻜﻭﻤﺎﺕ ﺃﺴﺎﺴﺎ ﻤﻥ ﺍﻝﺒﻴﺭﻭﺘﻴﺕ‪ ,‬ﺍﻝﺼﻔﺎﻝﻴﺭﻴﺔ‪ ,‬ﻝﻜﺎﻝﻴﻥ‪,‬ﺍﻝﺸﺎﻝﻜﻭﺒﻴﺭﻴﺔ‪ ,‬ﺍﻵﺭﺴﻴﻨﻭﺒﻴﺭﻴﺔ‪ ,‬ﺍﻝﺒﻴﺭﻴﺕ‪ ,‬ﺍﻝﻤﺭﻜﺎﺯﻴﺕ ﻭ‬ ‫ﺍﻝﻤﺎﻨﻴﺘﻴﺕ‪ .‬ﻭﻫﻨﺎﻙ ﺃﻴﻀﺎ ﺤﻀﻭﺭ ﻝﺒﻌﺽ ﺍﻝﻤﻌﺎﺩﻥ ﺍﻷﺨﺭﻯ ﻤﺜل ﺍﻝﺴﺘﺎﻨﻴﺕ‪ ,‬ﻭ ﺍﻝﻜﺴﺒﻴﺭﻴﺕ‪ ,‬ﻭ ﺍﻝﻜﻭﺒﺎﻝﺘﻴﺕ‪ ,‬ﻭ ﺍﻝﺒﺴﻤﻭﺕ‪,‬‬ ‫ﻭﺍﻝﺒﺴﻤﻭﺘﻴﻨﻴﺕ‪ ,‬ﻭ ﺍﻝﻔﻀﺔ ﺍﻝﺨﺎﻝﺼﺔ‪ .‬ﺃﺒﺎﻨﺕ ﺍﻷﺒﺤﺎﺙ ﺍﻝﺠﻴﻭﻜﻴﻤﻴﺎﺌﺔ ﻝﻠﻤﻌﺎﺩﻥ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ ﺍﻷﺴﺎﺴﻴﺔ ﺘﺭﻜﻴﺯ ﻝﻠﻌﻨﺎﺼﺭ ﺍﻝﻜﺒﻴﺭﺓ‬ ‫ﻭﺍﻝﻤﺘﺒﻘﻴﺔ ﺨﻼل ﺍﻝﻤﺭﺍﺤل ﺍﻷﺴﺎﺴﻴﺔ )ﺍﻝﺒﻴﺭﻭﺘﻴﺕ‪ ,‬ﺍﻝﺼﻔﺎﻝﻴﺭﻴﺔ‪ ,‬ﻝﻜﺎﻝﻴﻥ‪,‬ﺍﻝﻜﺎﻝﻜﻭﺒﻴﺭﻴﺔ‪ ,‬ﺍﻵﺭﺴﻴﻨﻭﺒﻴﺭﻴﺔ(‪ ,‬ﺤﻴﺙ ﺘﺒﺩﻭ ﻤﺘﻐﺎﻴﺭﺓ ﻤﻥ‬ ‫ﻗﻁﺎﻉ ﻷﺨﺭ‪ .‬ﻭﺘﻌﻜﺱ ﻫﺫﻩ ﺍﻝﺘﻐﻴﺭﺍﺕ ﺍﺨﺘﻼﻑ ﻓﻲ ﺍﻝﻁﺒﻴﻌﺔ ﺍﻝﻜﻴﻤﺎﻭﻴﺔ ﻝﻠﺼﺨﻭﺭ ﺍﻝﺒﺭﻜﺎﻨﻴﺔ ﺍﻝﻤﺠﺎﻭﺭﺓ ﻝﻠﻜﻭﻤﺎﺕ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ‪,‬‬ ‫ﻭﺃﻴﻀﺎ ﻓﻲ ﺘﺭﻜﻴﺒﺔ ﻭﺤﺭﺍﺭﺓ ﺍﻝﺴﺎﺌل ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻴﺔ‪ .‬ﻭﺴﺘﺼﺒﺢ ﻫﺫﻩ ﺍﻝﻤﻨﺎﺠﻡ ﻝﻴﺱ ﻓﻘﻁ ﻤﺘﺭﺍﺒﻁﺔ ﻓﻲ ﺍﻝﺯﻤﻥ ﻭﺍﻝﻤﺠﺎل )ﻨﻔﺱ‬ ‫‪C . 260°‬ﺫﺍﺕ ﺤﺭﺍﺭﺓ ﺃﻜﺜﺭ ﺃﻭ ﺘﺴﺎﻭﻱ ﺍﻝﺴﻠﺴﻠﺔ(‪ ,‬ﺒل ﺘﺩﺨل ﻀﻤﻥ ﻨﻔﺱ ﺃﺴﻠﻭﺏ ﺍﻝﺘﻤﻌﺩﻥ ﺍﻝﺫﻱ ﻴﻨﺘﺸﺭ ﻓﻲ ﺍﻝﻅﺭﻭﻑ‬ ‫ﻝﻘﺩ ﻜﺸﻔﺕ ﻨﺘﺎﺌﺞ ﺍﻝﻔﺴﺦ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻴﺔ ﻝﻠﺘﻜﻭﻨﺎﺕ ﺍﻝﻤﺘﻌﻤﻘﺔ )ﺍﻝﺒﺎﻁﻨﻴﺔ(‪ ,‬ﺃﻥ ﺘﻘﺴﻴﻡ ﻨﻁﺎﻗﺎﺕ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ﻤﺘﻭﺍﺯﻴﺔ ﻭ ﻏﻴﺭ ﻤﺘﺠﺎﻨﺴﺔ‪,‬‬ ‫ﻭﺘﺯﺩﺍﺩ ﺤﺩﺓ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ﺒﻜﺜﺭﺓ ﻓﻲ ﺍﻝﻤﺴﺘﻭﻴﺎﺕ ﺍﻝﻘﺭﻴﺒﺔ ﻤﻥ ﺍﻝﺠﺴﻡ ﺍﻝﻤﻌﺩﻨﻲ‪ ,‬ﻤﻊ ﻋﺩﺍﻨﺔ ﻤﻜﻭﻨﺔ ﺘﻘﺭﻴﺒﺎ ﻤﻥ ﺍﻝﻜﻠﻭﺭﻴﺕ ﺍﻝﻤﻐﻨﺯﻴﺔ‪ .‬ﻜﻤﺎ‬ ‫ﺘﺸﻴﺭ ﻁﺒﻴﻌﺔ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ ﺇﻝﻰ ﺘﺭﺍﻜﺏ ﻤﺭﺤﻠﺘﻴﻥ ﺃﺴﺎﺴﻴﺘﻴﻥ ﻫﻤﺎ ‪ (1) :‬ﻤﺭﺤﻠﺔ ﺴﺎﺒﻘﺔ ﻝﻠﺘﻜﻭﻴﻨﺎﺕ ﺍﻝﺸﻴﺴﺘﻴﺔ‪ ,‬ﻫﻲ‬ ‫ﺍﻝﻤﺴﺌﻭﻝﺔ ﻋﻥ ﺘﺤﺭﻴﻙ ﺴﺎﺌل ﻫﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ‪ ,‬ﺫﻭ ﺨﺎﺼﻴﺔ ﻤﻐﻨﻴﺯﻴﺔ‪ ,‬ﻭﺘﻭﻀﻊ ﺘﻌﺩﻨﻲ ﻜﺒﺭﻴﺘﻲ‪ (2) .‬ﻤﺭﺤﻠﺔ ﻻﺤﻘﺔ ﻝﻠﺘﻭﻀﻊ‬ ‫ﺍﻝﺘﻌﺩﻨﻲ‪ ,‬ﻭﻤﺴﺌﻭﻝﺔ ﻋﻥ ﺘﺤﺭﻴﻙ ﺴﺎﺌل ﺤﺩﻴﺩﻱ‪ ,‬ﻭ ﺘﺒﻠﻭﺭ ﺍﻝﺘﻤﻌﺩﻥ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻲ‪ ,‬ﺍﻷﻜﺜﺭ ﺍﻨﺘﺸﺎﺭﺍ ﻭﻅﻬﻭﺭﺍ ﻓﻲ ﺍﻝﻤﻨﺎﻁﻕ ﺍﻝﻘﺎﺒﻠﺔ‬ ‫ﻝﻺﺯﺍﻝﺔ‪ ,‬ﺤﻴﺙ ﺍﻝﺘﻤﻌﺩﻥ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻲ ﻴﻜﻭﻥ ﻏﻨﻴﺎ ﺒﺎﻝﻨﺤﺎﺱ ﻭ ﺍﻝﺭﺼﺎﺹ ﻭ ﺍﻝﺯﻨﻙ‪.‬‬ ‫ﺃﻅﻬﺭﺕ ﺍﻝﺩﺭﺍﺴﺔ ﺍﻝﻜﻴﻤﺎﻭﻱ ﻋﻴﺩﺍﻨﻴﺔ ﻝﻠﻤﻨﺎﻁﻕ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﻤﻌﺩﻨﻴﺔ ﻝﺩﺭﺍﻉ ﻝﺴﻔﺭ‪ ,‬ﺃﻥ ﺍﻝﺘﻜﻭﻴﻨﺎﺕ ﺍﻝﻘﺭﻴﺒﺔ ﻤﻥ ﺍﻝﻜﻭﻤﺎﺕ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ‪,‬‬ ‫ﻝﻤﺘﻌﺩﺍﺩﺍﺕ ﺍﻝﻭﺭﻴﻘﺎﺕ ﺍﻝﺴﻠﻴﻜﺎﺘﻴﺔ ﺍﻝﻨﺎﺘﺠﺔ ﻋﻥ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ‪Mg/Fe+Mg‬ﺘﺘﻤﻴﺯ ﺒﺎﻝﺨﺼﻴﺒﺎﺕ ﺍﻝﺘﺎﻝﻴﺔ ‪ (1) :‬ﺍﻝﻘﻴﻤﺔ ﺍﻝﻤﺭﺘﻔﻌﺔ‬ ‫ﻭ )‪Ishikawa (AI‬ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ )ﻜﻠﻭﺭﻴﺕ ﻭ ﺍﻷﻤﻔﻴﺒﻭل(‪ (2) .‬ﺍﻝﻘﻴﻡ ﺍﻝﻤﺭﺘﻔﻌﺔ ﻝﻤﺅﺸﺭﺍﺕ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ‬ ‫(‪ (3) ,‬ﺍﻝﺘﺤﻭﻻﺕ ﺍﻝﻜﻴﻤﺎﻭﻴﺔ ﻝﻠﺼﺨﻭﺭ ﺍﻝﺒﺭﻜﺎﻨﻴﺔ ﺍﻝﺤﻤﻀﻴﺔ ﺘﺘﺠﺴﺩ ﻓﻲ ﺯﻴﺎﺩﺓ ﺘﺭﻜﻴﺯ ‪CCPI‬ﺍﻝﻜﻠﻭﺭﻴﺕ‪-‬ﺍﻝﻜﺎﺭﺒﻭﻨﺎﺕ‪ -‬ﺍﻝﺒﻴﺭﻴﺕ )‬ ‫‪ .‬ﻤﻜﻨﺕ ﻫﺫﻩ ﺍﻝﻨﺘﺎﺌﺞ ﻤﻥ ﺒﻠﻭﺭﺓ ﻁﺭﻴﻘﺔ ﺘﻁﺒﻴﻘﻴﺔ ﻝﺒﺎﻗﻲ ‪ SiO2 et K2O‬ﻭ ﻨﻘﺹ ﺘﺭﻜﻴﺯ‪Fe2O3, MgO, CaO‬ﺍﻝﻌﻨﺎﺼﺭ‬ ‫ﺍﻝﻤﻨﺎﺠﻡ ﺍﻝﺘﻲ ﺴﻴﺘﻡ ﺍﻜﺘﺸﺎﻓﻬﺎ ﻓﻲ ﻤﻨﻁﻘﺔ ﺍﻝﺠﺒﻴﻼﺕ ﻭ ﻜﻤﺎﺴﺔ‪.‬‬ ‫ﻓﺎﻝﻜﻭﻤﺎﺕ ﺍﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ ﺍﻝﻤﺩﺭﻭﺴﺔ ﻋﻠﻰ ﺍﻝﻤﺴﺘﻭﻯ ﺍﻝﺠﻬﻭﻱ‪ ,‬ﺘﺭﺘﺒﻁ ﺒﺎﻷﻨﺸﻁﺔ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻴﺔ ﻋﻨﺩ ﻤﺴﺘﻭﻯ ﺘﻁﻭﺭ ﺍﻝﺤﻭﺽ‬ ‫ﺍﻝﻤﺴﻴﺘﻲ ﻝﺠﺒﻴﻼﺕ‪ ,‬ﻭﻫﻲ ﺫﺍﺕ ﺃﺼل ﺨﻁﻲ‪ ,‬ﻨﺘﻴﺠﺔ ﺍﺘﺼﺎل ﻋﺎﺩﻱ ﻭﺴﻁ ﻤﺤﻴﻁ ﺍﻨﺩﺴﺎﺴﻲ‪ .‬ﺃﻴﻀﺎ ﻭﻓﺭﺓ ﻫﺎﻝﺔ ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ‬ ‫‪ ,‬ﺒﺠﺎﻨﺏ ﺤﻀﻭﺭ ﻗﺩﺍﺕ ﺍﻨﺩﺴﺎﺴﻴﺔ ﻓﻲ ﺍﻝﻜﺘﻠﺔ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ ‪ ,‬ﻭﺍﻝﺒﻴﺌﺎﺕ ﺍﻝﻤﺸﺒﻌﺔ ﺒﺎﻝﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺎﺕ ﻋﻨﺩ ﻤﺴﺘﻭﻯ ﺍﻝﻌﺭﻭﻕ‬ ‫ﺍﻝﻤﻌﺩﻨﻴﺔ‪ ...‬ﻭ ﻴﻤﻜﻥ ﻝﻠﻜﻭﻤﺎﺕ ﺍﻷﻭﻝﻴﺔ ﺃﻥ ﺘﻜﻭﻥ ﺒﻤﺜﺎﺒﺔ ﻤﺴﺎﺭ ﺨﻼل ﻤﺩﺓ ﺍﻨﻔﺘﺎﺡ ﺍﻝﺤﻭﺽ ﺍﻝﻤﺴﻴﺘﻲ‪ ,‬ﺒﻔﻌل ﺍﻝﻅﻭﺍﻫﺭ ﺍﻝﻤﺴﺎﻋﺩﺓ‬ ‫ﻋﻠﻰ ﺍﺴﺘﺒﺩﺍل ﺍﻝﺼﺨﻭﺭ ﺍﻝﻤﺴﺎﻤﻴﺔ )ﺍﻝﺼﺨﻭﺭ ﺍﻝﻤﺘﺼﺎﻋﺩﺓ‪ ,‬ﻭﺍﻝﻐﺎﺯﻴﺔ‪ ,‬ﻭ ﺍﻝﺤﺙ ﺒﻠﻴﺘﻴﺔ(‪ ,‬ﻭ ﻓﻲ ﻨﻔﺱ ﺍﻝﻭﻗﺕ ﺒﻔﻌل ﺍﻝﻅﻭﺍﻫﺭ‬ ‫ﺍﻝﻤﺘﺼﺎﻋﺩﺓ‪ ,‬ﺍﻋﺘﻤﺎﺩﺍ ﻋﻠﻰ ﺍﻝﺴﻭﺍﺌل ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻴﺔ‪ ,‬ﺍﻝﻤﻨﺒﻌﺜﺔ ﻤﻥ ﻗﻌﺭ ﺒﺤﺭﻱ ﻗﻠﻴل ﺍﻝﻌﻤﻕ‪.‬‬

‫ﺍﻝﻜﻠﻤﺎﺕ ﺍﻝﺩﺍﻝﺔ ‪ :‬ﺍﻝﺩﺭﺍﻉ ﻝﺴﻔﺭ‪ ,‬ﻜﺩﻴﺔ ﻋﺎﺌﺸﺔ‪ ,‬ﻗﻁﺎﺭﺓ‪ ,‬ﺒﻥ ﺴﻠﻴﻤﺎﻥ‪ ,‬ﻜﻭﻤﺎﺕ ﻜﺒﺭﻴﺘﻴﺔ‪ ,‬ﺒﺭﻜﺎﻨﻲ ﺭﺴﻭﺒﻲ‪ ,‬ﺍﻝﺘﻔﺴﺦ ﺍﻝﻬﻴﺩﺭﻭﺤﺭﺍﺭﻱ‪,‬‬ ‫ﻫﺭﺴﻴﻨﻲ‪ ,‬ﺍﻝﺠﺒﻴﻼﺕ ﺍﻝﻭﺴﻁﻰ‪ ,‬ﺍﻝﻤﻐﺭﺏ‪.‬‬

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SOMMAIRE INTRODUCTION GENERALE ------------------------------------------- 1 I. Objectifs, méthodologie et cadre du travail ---------------------------------------------------------------------------------- 1 I. 1. Problématique -------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 1 I. 2. Choix des secteurs--------------------------------------------------------------------------------------------------------- 2 II. Les domaines structuraux du Maroc ----------------------------------------------------------------------------------------- 4 II. 1. Le domaine Anti-Atlasique --------------------------------------------------------------------------------------------- 4 II. 2. Le domaine Atlasique---------------------------------------------------------------------------------------------------- 4 II. 3. Le domaine Rifain-------------------------------------------------------------------------------------------------------- 5 II. 4. Le domaine Mésétien ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 5 III. La géologie des Jebilets centrales ------------------------------------------------------------------------------------------- 6 III. 1. La géométrie structurale des Jebilets centrales --------------------------------------------------------------------- 6 III. 2. La géodynamique hercynienne des Jebilets centrales ------------------------------------------------------------- 9 III. 3. L’évolution sédimentologique du massif des Jebilets ----------------------------------------------------------- 11 III. 4. La stratigraphie de la série de Sarhlef------------------------------------------------------------------------------ 13 III. 5. Structure et métamorphique ----------------------------------------------------------------------------------------- 15 III. 6. Travaux antérieurs dans les Jebilets centrales -------------------------------------------------------------------- 15 VI. Cadre géographique et historique ----------------------------------------------------------------------------------------- 17 VI. 1. Cadre géographique des mines étudiées --------------------------------------------------------------------------- 17 VI. 2. Historiques ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 18

PREMIERE PARTIE

CONTEXTE GEOLOGIQUE DES AMAS SULFURES DES JEBILETS CENTRALES CHAPITRE I DONNEES LITHOSTRATIGRAPHIQUES I. Cadre stratigraphique régional des gisements sulfurés des Jebilets centrales ---------------------------------------II. Lithostratigraphie de la mine de Draa Sfar-------------------------------------------------------------------------------II. 1. Lithostratigraphie de Draa Sfar Sud (DS) -------------------------------------------------------------------------II. 1. 1. Introduction------------------------------------------------------------------------------------------------------II. 1. 2. Traitement des données de sondage -------------------------------------------------------------------------II. 1. 4. Structure générale de l’empilement de Draa Sfar --------------------------------------------------------II. 1. 3. Conclusion -------------------------------------------------------------------------------------------------------II. 2. Lithostratigraphie de Draa Sfar Nord ------------------------------------------------------------------------------II. 2. 1. Introduction------------------------------------------------------------------------------------------------------II. 2. 2. Traitement des données de sondage -------------------------------------------------------------------------II. 2. 3. Conclusion -------------------------------------------------------------------------------------------------------II. 3. Paléogéographie de Draa Sfar -----------------------------------------------------------------------------------III. Lithostratigraphie de Koudiat Aïcha -------------------------------------------------------------------------------------III. 1. Introduction------------------------------------------------------------------------------------------------------------III. 2. Lithostratigraphique--------------------------------------------------------------------------------------------------III. 2. 1. L’unité de la base ----------------------------------------------------------------------------------------------III.2. 2. L’unité du sommet ---------------------------------------------------------------------------------------------III. 2. 3. Conclusion ------------------------------------------------------------------------------------------------------IV. Lithostratigraphie de Ben Slimane (BS) et de Kettara (KT) ---------------------------------------------------------IV. 1. Introduction -----------------------------------------------------------------------------------------------------------IV. 2. Lithostratigraphique du secteur de Ben Slimane----------------------------------------------------------------IV. 2. 1. L’unité de base -------------------------------------------------------------------------------------------------IV. 2. 2. L’unité du sommet --------------------------------------------------------------------------------------------VI. 3. Lithostratigraphie du secteur de Kettara--------------------------------------------------------------------------IV. 3. 1. L’unité de base --------------------------------------------------------------------------------------------------

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21 21 23 23 25 34 37 41 41 42 46 48 49 49 49 49 50 54 57 57 58 58 59 60 60

IV. 3. 2. L’unité de sommet---------------------------------------------------------------------------------------------- 61 IV. 4. Conclusion-------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 61 V. Evolution lithostratigraphique et environnement de dépôt des amas sulfurés des Jebilets centrales------------ 62

CHAPITRE II ETUDE PETROGRAPHIQUE I. Analyse pétrographique des faciès de Draa Sfar Sud -------------------------------------------------------------------- 63 I. 1. Introduction--------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 63 I. 1. 1. Les faciès volcaniques et pyroclastiques associées --------------------------------------------------------- 63 I. 1. 2. Les coulées et sills de laves acides----------------------------------------------------------------------------- 64 I. 1. 3. Les roches volcaniques ------------------------------------------------------------------------------------------ 65 I. 1. 4. Les faciès pyroclastiques ---------------------------------------------------------------------------------------- 76 I. 1. 5. Les faciès épiclastiques ------------------------------------------------------------------------------------------ 87 II. Analyse pétrographique des faciès de Draa Sfar Nord------------------------------------------------------------------ 91 II. 1. Faciès sédimentaires --------------------------------------------------------------------------------------------------- 91 II. 3. Conclusion (Draa Sfar) ------------------------------------------------------------------------------------------------ 93 III. Analyse pétrographique des faciès de Koudiat Aïcha------------------------------------------------------------------ 97 III. 1. Etude des roches magmatiques-------------------------------------------------------------------------------------- 97 III. 2. Etude des pyroclastites ---------------------------------------------------------------------------------------------- 100 III. 3. Etude des altérétes---------------------------------------------------------------------------------------------------- 102 III. 4. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 102 IV. Analyse pétrographique des faciès de Ben Slimane et Kettara ------------------------------------------------------ 103 IV. 1. Introduction ----------------------------------------------------------------------------------------------------------- 103 IV. 2. Etude des pyroclastites ---------------------------------------------------------------------------------------------- 104 IV. 3. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 105

CHAPITRE III GEOCHIMIE I. Introduction -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 109 II. Géochimie des volcanites acides de Draa Sfar -------------------------------------------------------------------------- 109 II. 1. Identification et classification --------------------------------------------------------------------------------------- 110 II. 2. Affinité magmatique -------------------------------------------------------------------------------------------------- 111 II. 3. Approche tectono-magmatique-------------------------------------------------------------------------------------- 112 III. Essai de comparaison ------------------------------------------------------------------------------------------------------- 113 IV. Conclusion ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 114

CHAPITRE IV TECTONIQUE I. Introduction -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 115 II. Dans l’ensemble de Draa Sfar---------------------------------------------------------------------------------------------- 115 II. 1. La déformation synsédimentaire (D0) ----------------------------------------------------------------------------- 116 II. 2. La déformation synschisteuse hercynienne majeure D1 -------------------------------------------------------- 117 II. 2. 1. Le plissement P1 ------------------------------------------------------------------------------------------------ 117 II. 2. 2. La schistosité S1 ------------------------------------------------------------------------------------------------ 118 II. 2. 3. La linéation d’étirement --------------------------------------------------------------------------------------- 122 II. 2. 5. Le boudinage ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 124 II. 2. 6. Les fentes -------------------------------------------------------------------------------------------------------- 126 II. 3. La déformation hercynienne tardive D2 --------------------------------------------------------------------------- 127 II. 3. 1. La schistosité S2 ------------------------------------------------------------------------------------------------ 127 II. 3. 2. Le plissement P2 ------------------------------------------------------------------------------------------------ 128 II. 3. 3. Le cisaillement C2---------------------------------------------------------------------------------------------- 129 II. 3. 4. Les Fentes-------------------------------------------------------------------------------------------------------- 129 II. 4. La déformation cassante tardi-hercynienne ----------------------------------------------------------------------- 129 II. 5. Conclusion -------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 132 III. Dans le secteur de Koudiat Aicha ---------------------------------------------------------------------------------------- 133 III. 1. La déformation synsédimentaire (D0) ---------------------------------------------------------------------------- 133 III. 2. La déformation hercynienne majeure D1------------------------------------------------------------------------- 134

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III. 2.1. Le plissement P1------------------------------------------------------------------------------------------------ 134 III. 2. 2. La schistosité S1 ----------------------------------------------------------------------------------------------- 134 III. 2. 3. Le cisaillement C1--------------------------------------------------------------------------------------------- 135 III. 2. 4. Le boudinage --------------------------------------------------------------------------------------------------- 135 III. 3. La déformation hercynienne tardive D2 -------------------------------------------------------------------------- 135 III. 3. 1. La schistosité S2 ----------------------------------------------------------------------------------------------- 135 III. 3. 2. Le Plissement P2----------------------------------------------------------------------------------------------- 136 III. 3. 3. Le cisaillement C2--------------------------------------------------------------------------------------------- 136 III. 4. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 136 IV. Dans le secteur de Kettara et Ben Slimane ----------------------------------------------------------------------------- 137 IV. 1. La déformation hercynienne majeure D1 ------------------------------------------------------------------------ 137 IV. 2. La déformation hercynienne tardive D2 -------------------------------------------------------------------------- 137 IV. 3. La déformation cassante--------------------------------------------------------------------------------------------- 137 V. Le métamorphisme----------------------------------------------------------------------------------------------------------- 138 VI. Conclusion ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 138

PARTIE II

GITOLOGIE ET GEOCHIMIE DE SULFURES CHAPITRE I ETUDE GITOLOGIQUE I. Introduction -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 140 II. Secteur de Draa Sfar --------------------------------------------------------------------------------------------------------- 140 II. 1. Morphologie de l’amas du Draa Sfar------------------------------------------------------------------------------- 141 II. 2. Faciès minéralisés ----------------------------------------------------------------------------------------------------- 144 II. 3. Oxydation supergène (chapeau de fer)----------------------------------------------------------------------------- 147 II. 4. Description métallographique des minéraux sulfurés ----------------------------------------------------------- 148 II. 4. 1. Les minéraux majeurs------------------------------------------------------------------------------------------ 148 II. 4. 2. Les minéraux mineurs et rares-------------------------------------------------------------------------------- 154 II. 5. Succession paragénétique -------------------------------------------------------------------------------------------- 155 II. 6. Conclusion -------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 156 III. Secteur de Koudiat Aicha -------------------------------------------------------------------------------------------------- 168 III. 1. Morphologie du corps sulfuré -------------------------------------------------------------------------------------- 168 III. 2. Altération supergène ------------------------------------------------------------------------------------------------- 168 III. 3. Faciès minéralogiques ----------------------------------------------------------------------------------------------- 169 III. 4. Minéralogie du minerai---------------------------------------------------------------------------------------------- 172 III. 4. 1. Les minéraux majeurs----------------------------------------------------------------------------------------- 172 III. 4. 2. Les minéraux mineurs ---------------------------------------------------------------------------------------- 174 III. 5. Succession paragénétique ------------------------------------------------------------------------------------------- 174 III. 6. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 175 IV. Secteur de Kettara et de Ben Slimane ----------------------------------------------------------------------------------- 176 IV. 1. Minéralogie du minerai de Kettara -------------------------------------------------------------------------------- 180 IV. 2. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 180 V. Déformation et recristallisation -------------------------------------------------------------------------------------------- 181 VI. Conclusion---------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 183

CHAPITRE II GEOCHIMIE DES SULFURES I. Introduction -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 185 II. Géochimie des sulfures------------------------------------------------------------------------------------------------------ 185 II. 1. Sphalérite --------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 185 II. 1. 1. Caractérisation de la sphalérite à l’échelle des gisements étudiés -------------------------------------- 185 II. 1. 2. Les éléments traces --------------------------------------------------------------------------------------------- 186 II. 2. La pyrrhotite------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 196 II. 2. 1. Caractères minéralogiques ------------------------------------------------------------------------------------ 197

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II. 2. 2. Discussion-------------------------------------------------------------------------------------------------------- 199 II. 2. 3. Les éléments traces --------------------------------------------------------------------------------------------- 201 II. 3. La chalcopyrite--------------------------------------------------------------------------------------------------------- 204 II. 3. 1. Les éléments traces --------------------------------------------------------------------------------------------- 205 II. 4. La galène---------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 206 II. 4. 1. Les éléments traces --------------------------------------------------------------------------------------------- 207 II. 5. L’arsénopyrite---------------------------------------------------------------------------------------------------------- 208 II. 5. 1. Les éléments traces --------------------------------------------------------------------------------------------- 211 II. 5. 2. Géothermomètrie ----------------------------------------------------------------------------------------------- 214 II. 6. La pyrite----------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 215 II. 6. 1. Stoechiométrie -------------------------------------------------------------------------------------------------- 215 II. 6. 2. Eléments traces-------------------------------------------------------------------------------------------------- 215 II. 7. Le glaucodot------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 216 III. Conclusion-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 218

PARTIE III

ALTERATION HYDROTHERMALE CHAPITRE I PETROGRAPHIE ET MINERALOGIE DES ZONES HYDROTHERMALES DE DRAA SFAR Introduction ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 221 I. Chronologie des phases d’altérations hydrothermales à l’échelle des gisements étudiés ------------------------- 222 II. Pétrographie et distribution des zones d'altération hydrothermale dans la mine de Draa Sfar ------------------ 223 II. 1. Au niveau du Draa Sfar Sud ----------------------------------------------------------------------------------------- 226 II. 1. 1. Zone distale ------------------------------------------------------------------------------------------------------ 226 II. 1. 2. Zone centrale ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 227 II. 1. 3. Zone proximale au corps minéralisé------------------------------------------------------------------------- 229 II. 1. 4. Au sein de la masse minéralisée------------------------------------------------------------------------------ 231 II. 1. 5. Toit de la masse minéralisée ---------------------------------------------------------------------------------- 231 II. 2. Au niveau de Draa Sfar Nord---------------------------------------------------------------------------------------- 232 II. 2. 1. Zone distale ------------------------------------------------------------------------------------------------------ 233 II. 2. 2. Zone centrale ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 233 II. 2. 3. Zone proximale ------------------------------------------------------------------------------------------------- 234 II. 2. 4. Toit de l’amas sulfuré ------------------------------------------------------------------------------------------ 235 III. Etude minéralogique des zones hydrothermalisées de la mine de Draa Sfar Sud -------------------------------- 238 III. 1. Etude minéralogique des zones altérées à l’affleurement------------------------------------------------------ 238 III. 2. Etude minéralogique des zones altérées dans le niveau -400m ----------------------------------------------- 240 IV. Conclusion ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 242

CHAPITRE II GEOCHIMIE DES ROCHES HYDROTHERMALISEES ET CHIMIE DES MINERAUX I. Géochimie des zones d’altérations hydrothermales de Draa Sfar ----------------------------------------------------- 245 I. 1. Généralité ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 245 I. 2. Résultats------------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 246 I. 2. 1. Au mur de la masse minéralisée de Draa Sfar Sud--------------------------------------------------------- 246 I. 2. 2. Au toit de la masse minéralisée de Draa Sfar Sud --------------------------------------------------------- 247 I. 2. 3. Au niveau de Draa Sfar Nord ---------------------------------------------------------------------------------- 248 I. 3. Conclusion --------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 253 II. Variations géochimiques ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 254 II. 1. Eléments mobiles ------------------------------------------------------------------------------------------------------ 254 II. 2. Eléments immobiles--------------------------------------------------------------------------------------------------- 261 II. 3. Changement de masse ------------------------------------------------------------------------------------------------ 262

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II. 3. 1. Rappel de la méthode des précurseurs multiples ---------------------------------------------------------- 263 II. 3. 2. Résultats et discussions ---------------------------------------------------------------------------------------- 264 III. Chimie des minéraux indicateurs d’altération -------------------------------------------------------------------------- 271 III. 1. Pétrographie ----------------------------------------------------------------------------------------------------------- 271 III. 1. 1. La chlorite------------------------------------------------------------------------------------------------------- 271 III. 1. 2. La séricite ------------------------------------------------------------------------------------------------------- 272 III. 3. 3. Le quartz -------------------------------------------------------------------------------------------------------- 272 III. 3. 4. Les carbonates-------------------------------------------------------------------------------------------------- 273 III. 3. 5. Les sulfures ----------------------------------------------------------------------------------------------------- 273 III. 3. 6. Le talc------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 273 III. 3. 7. Les minéraux accessoires d’altération---------------------------------------------------------------------- 274 III. 2. Géochimie ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 277 III. 2. 1. Les chlorites ---------------------------------------------------------------------------------------------------- 277 III. 2. 2. Les séricites----------------------------------------------------------------------------------------------------- 281 III. 2. 3. Les carbonates-------------------------------------------------------------------------------------------------- 286 III. 2. 4. Le talc------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 286 III. 3. Conclusion------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 287

CHAPITRE III PETROGRAPHIE ET CHIMIE DES ROCHES ET DES MINERAUX HYDROTHERMAUX DE KOUDIAT AÏCHA I. Pétrographie et distribution des zones d'altération hydrothermale ---------------------------------------------------- 289 I. 1. Zone distale (l’Est de la colline) ------------------------------------------------------------------------------------- 289 I. 2. Zone centroproximale-------------------------------------------------------------------------------------------------- 290 I. 3. Zone intermédiaire entre les deux niveaux minéralisés ---------------------------------------------------------- 291 I. 4. Au contact immédiat des horizons minéralisés -------------------------------------------------------------------- 291 I. 5. Toit des corps sulfurés ------------------------------------------------------------------------------------------------- 292 II. Géochimie des minéraux silicatés ----------------------------------------------------------------------------------------- 292 II. 1. La chlorite -------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 292 II. 2. L’amphibole ------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 295 II. 3. La séricite --------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 296 II. 4. Le talc ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 297 II. 5. Les carbonates --------------------------------------------------------------------------------------------------------- 298 III. Conclusion-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 299

DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS GENERALES I. Caractères généraux des amas sulfurés des Jebilets centrales --------------------------------------------------------- 302 I. 1. Morphologie et critères précoces ------------------------------------------------------------------------------------ 302 I. 2. Lithostratigraphie------------------------------------------------------------------------------------------------------- 303 I. 3. Caractéristiques minéralogiques ------------------------------------------------------------------------------------- 304 II. contrôle lithologique des amas sulfurés et typologie ------------------------------------------------------------------- 305 III. Milieu et condition de dépôt----------------------------------------------------------------------------------------------- 307 IV. Le rôle du volcanisme dans la genèse des amas sulfurés------------------------------------------------------------- 307 V. Altérations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales ----------------------------------- 309 V. 1. Comparaison des zonations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales et des Guemassa ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 312 VI. Effet de la déformation syncinématique sur les amas sulfurés ------------------------------------------------------ 314 VII. Source de soufre------------------------------------------------------------------------------------------------------------ 315 VIII. Modélisation --------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 317 VIII. 1. Environnement géodynamique de mise en place des amas sulfurés --------------------------------------- 317 VIII. 2. Contexte géodynamique de mise en place des amas sulfurés des Jebilets centrales -------------------- 319

Références bibliographiques ......................................................................... 320 Annexes............................................................................................................ 330

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Liste des Figures Fig. 1. 1 : Carte géologique simplifiée des différents secteurs étudiés (Bordonaro, 1983) ..................................... 3 Fig. 1. 2 : Domaines structuraux d’après Choubert et Marcais (1956).................................................................... 6 Fig. 1. 3 : Les zones structurales de la chaîne hercynienne du Maroc. (d’après Michard et al., 1983 ; in Bouabdelli,1989) ..................................................................................................................................................... 8 Fig. 1. 4: Carte géologique simplifiée du massif des Jebilets (d’après Huvelin, 1977)........................................... 9 Fig. 1. 5 : Le géosynclinal sud-mésétien vers la fin du Namurien: Modèle interprétatif avant dislocation de sa marge occidentale. (D'après Bordonaro et al,. 1979) .............................................................................................. 9 Fig. 1. 6 : Généralisation de la tectonique tangentielle dans les massives hercyniens des Jebilets et des Rehamna (Sougy et al., 1978). .............................................................................................................................................. 10 Fig. 1. 7 : Log stratigraphique synthétique du massif des Jebilets (d’après Essaifi, 1995) ................................... 13 Fig. 1. 8 : Colonnes stratigraphiques du Dinantien des Jebilets centrales (Bordonaro, 1983). ............................. 15 Fig. 1. 9 : Localisation des principaux gisements sulfurés des Jebilets centrales.................................................. 18 Fig. 1. 1 : Carte géologique simplifiée du domaine du Draa Sfar. ........................................................................ 22 Fig. 1. 2 : Carte géologique et structurale de Draa Sfar Sud. ................................................................................ 24 Fig. 1. 3 : Carte géologique des travaux miniers niveau –400 m, . ....................................................................... 25 Fig. 1. 4 : Coupe interprétative DSC/550 .............................................................................................................. 28 Fig. 1. 5 : Coupe interprétative DSC/360 ............................................................................................................. 32 Fig. 1. 6 : Coupe interprétative DSC0/0 . .............................................................................................................. 34 Fig. 1. 7 : Log synthétique de la série lithologique de Draa Sfar Sud ................................................................... 37 Fig. 1. 8 : Carte géologique de Draa Sfar Nord..................................................................................................... 42 Fig. 1. 9 : Coupe interprétative DSC/1120N ......................................................................................................... 44 Fig. 1. 10 : Coupe interprétative DSC/1330N ....................................................................................................... 45 Fig. 1. 11 : Log synthétique de la série lithologique de Draa Sfar Nord ............................................................... 47 Fig.1. 12 : Carte géologique de secteur de Koudiat Aicha. ................................................................................... 52 Fig. 1. 13 : Log synthétique de secteur de Koudiat Aïcha..................................................................................... 53 Fig.1. 14 : Carte géologique de secteur de Ben Slimane ....................................................................................... 57 Fig.. 1. 15 : Vue panoramique du secteur de Ben Slimane avec les principeaux faciès cartographiés.................. 58 Photo. 1. 9 : Niveau de tuffite basique décalé par les failles N70......................................................................... 59 Photo. 1. 10 : Structure orbiculaire dans les tuffites basiques............................................................................... 59 Fig.1. 16 : Log lithostratigraphique synthétique du secteur de Ben Slimane. ....................................................... 60 Fig. 3. 1 : Classification géochimique des volcanites de la série volcano-sédimentaire de Draa Sfar dans le diagramme bilogarithmiques [Zr/TiO2]-[Nb/Y] de Winchester et Floyd, (1977)............................................... 111 Fig. 3. 2 : Diagramme Zr/TiO2-Y/TiO2 pour les roches volcaniques acides les moins altérées de Draa Sfar (Lentz, 1998). ...................................................................................................................................................... 112 Fig. 3. 3 : Position des volcanites acides de DS dans le diagramme de discrimination tectonomagmatique Y-Nb de Pearce et al., (1984) ; modifié par Lentz, (1998)............................................................................................ 113 Fig. 3. 4 : Diagramme Zr-Zr/Y (Lentz, 1998) des différentes roches volcaniques acides constituant l’encaissant des amas sulfurés................................................................................................................................................. 114 Fig. 4. 1 : Exemple de slumps observés : (a) dans les exhalites à sulfures lités, (b) dans le minerai lité ............ 116 Fig. 4. 2 : Microplis P1, synfoliaux, affectant un filonnet de quartz cisaillé tardivement (rhyodacite)............... 118 Fig. 4. 3 : (a) Carte des trajectoires de la schistosité de flux S1 et de fracture S2. (b) Rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud. ........................................................................................ 119 Fig. 4. 4 : (a) Virgation des plans S1 dans les couloirs de cisaillement C1, (b) Rosace des principales directions de S1.................................................................................................................................................................... 121 Photo. 4. 2 : Micrographie d’un échantillon pris dans un couloir de Cisaillement :. .......................................... 121 Photo. 4. 3 : Quartz aplati et boudiné dans les plans de S1, donnant une structure oeillée aux tuffites.............. 121 Photo. 4. 4 : Structure rubanée du minerai sulfuré.............................................................................................. 122

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Photo. 4. 5 : Granoclaste de blende moulé par des lamelles de marcasite et pyrrhotite, soulignant les plans de la schistosité régionale.. .......................................................................................................................................... 122 Fig. 4. 5 : Fiâmes étirées dans les plans de schistosité S1. .................................................................................. 122 Fig. 4. 6 : Schéma simplifié du contact cisaillé à jeu senestre (C1) du toit de la masse minéralisée .................. 124 Photo. 4. 6 : Aspect microscopique des cisaillements C2 dans le minerai lité.................................................... 124 Fig. 4. 7 : Vue en plan horizontal de la masse minéralisée (Niveau -300).. ........................................................ 124 Fig. 4. 8 : Aspect fusiforme des collines volcano-sédimentaires de Draa Sfar sud ............................................. 125 Photo. 4. 7 : Noyau de pyrrhotite primaire aplati et moulé par les plans de schistosité S1................................. 125 Fig. 4. 9 : Coupe géologique montrant l’aspect lenticulaire de la masse minéralisée.. ....................................... 126 Fig. 4. 10 : Dessin des fentes de quartz de première famille. .............................................................................. 127 Fig. 4. 11 : Dessin des fentes de quartz de deuxième famille.............................................................................. 127 Photo. 4. 8 : L’aspect fracturé de la schistosité S2 dans la rhyodacite ignimbritique amygdalaire. ................... 128 Photo. 4. 9: L’aspect crénulé de la schistosité S2 dans les pélites fines. ............................................................ 128 Photo. 4.10 : Les plis P2 associés à la schistosité S2, reprenant les plans S1. .................................................... 128 Fig. 4. 12 : Veine de quartz boudinée et replissée par les plis P2. ...................................................................... 128 Fig. 4. 13 : Carte de fracture dans le niveau – 400m et rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud.................................................................................................................................................. 130 Fig. 4. 14 : Carte de fracture dans le niveau –300 et rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud. ..................................................................................................................................................... 131 Photo. 4. 11 : Plis slumpés dans les calcaires gréseux. ....................................................................................... 134 Photo. 4. 12 : Plis P1 de taille métrique dans les calcaires gréseux. ................................................................... 134 Photo. 4. 13 : Couloir de cisaillement C1 dans les gréso-pélites. ....................................................................... 135 Photo. 4. 14 : décalage des formations de KA par les failles décrochantes C2 (N70°). ..................................... 135 Photo.4. 15 : Reprise du plan S0-S1 par des plis centimétriques P2 associés à la schistosité de fracture S2 ..... 136 Photo. 4. 16 : Boudinage d’un niveau gréseux au cœur d’un pli P1, associé à la faille cisaillante C2. .............. 136 Fig.1. 1 : L’amas sulfuré du Draa Sfar, vue en plan du corps minéralisé au niveau -400 m.. ............................. 142 Fig. 1. 2 : L’amas sulfuré de Draa Sfar : (A) vue en coupe du Draa Sfar Sud ; (B) vue en coupe du Draa Sfar Nord..................................................................................................................................................................... 143 Fig. 1.3 : Schémas montrant la pyrrhotite massive avec des enclaves de l’encaissant, des cristaux de pyrite géodique. ............................................................................................................................................................. 145 Fig. 1. 4 : (A) Vue panoramique montrant la disposition de l’axe du chapeau de fer I. (B) grattage sur le chapeau de fer II. ............................................................................................................................................................... 169 Fig. 1. 5 : Vue panoramique de l’axe minéralisé de Ben Slimane (B) et de Kettara (A)..................................... 177 Fig. 2. 1 : Diagramme de corrélation entre le Fe et le Zn des sphalérites de Koudiat Aicha, du Draa Sfar, du Ben Slimane (Ndiaye, 1985) et du Kettara (Hibti, 2001)…………………………………………………………….188 Fig. 2. 2 : Variation des éléments traces (Cd et Mn) en fonction du rapport Zn/ (Zn + Fe) (A et B) et les diagrammes de corrélation entre éléments (C, D, E et F) des sphalérites de Koudiat Aicha............................... 192 Fig. 2. 3 : Variation des éléments traces (Cd et Mn) en fonction du rapport Zn/ (Zn + Fe) (A et B) et les diagrammes de corrélation entre éléments (C, D et E) dans les sphalérites de Draa Sfar. .................................. 193 Fig. 2. 4 : Distribution de FeS (mol%) des sphalérites de Draa Sfar (A) et de Koudiat Aicha (B)……………..197 Fig. 2. 5 : Estimation des conditions de température à partir du diagramme de phase du système FeS-ZnS-S (Scott et Kissin, 1973)…………………………………………………………………………………………...198 Fig. 2. 6 : Répartition des teneurs en Fe dans les pyrrhotites de Koudiat Aicha (A) et de Draa Sfar (B). Classification de la pyrrhotite selon Craig & Scott (1974) et Lusk et al., (1993) ............................................... 198 Fig. 2. 7 : Diagramme de corrélation entre le S et le Fe dans les pyrrhotites de Koudiat Aicha (A) et de Draa Sfar (B). ...................................................................................................................................................................... 198 Fig. 2. 8 : Variation des éléments traces (As, Co, Cu et Sb) en fonction du rapport Fe/(Fe + S) des pyrrhotites du Kodiat Aicha (A, B, C et D) et variation des éléments traces (As, Co, Cu, Ni et Sb) en fonction du rapport Fe/(Fe + S) des pyrrhotites de Draa Sfar......................................................................................................................... 203 Fig. 2. 9 : Variation du Fe et du As en fonction du rapport Cu/Fe des chalcopyrites de Koudiat Aicha (A et C). (B) Variation du Fe en fonction du Cu/Fe des chalcopyrites de Draa Sfar et de Koudiat Aicha……………….208 Fig. 2. 10 : Diagramme de corrélation entre le Pb et l’Ag des galènes analysées du Koudiat Aicha………......210

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Fig. 2. 11 : Composition des arsénopyrites du Draa sfar, de Koudiat Aicha et de Ben Slimane (Ndiaye, 1985), reportée dans le diagramme triangulaire S-Fe-As. .............................................................................................. 209 Fig. 2. 12 : Diagramme de corrélation entre éléments majeurs des arsénopyrites du Draa Sfar (A, B et C) et du Koudiat Aicha (D et E)…………………………………………………………………………………………..215 Fig. 2. 13 : Variation des éléments traces (Ni, Co et Cu) en foction du rapport Fe/(Fe+As+S) des arsénopyrites de Draa Sfar (A, B et C) et (Co) des arsénopyrites de Koudiat Aicha (D) .......................................................... 213 Fig. 2. 14 : Projection des données concernant les arsénopyrites précoces (1) et tardives (2) de Draa Sfar et des arsénopyrites précoces (1’) et tardives (2’) de Koudiat Aicha dans le diagramme de Kretshmar et Scott, 1976) modifié par Sharp et al., (1985)........................................................................................................................... 215 Fig. 2. 15 : Report des compositions molaires des cobaltites analysées dans le diagramme de Klemm, (1965)…………………………………………………………………………………………………………....219 Fig. 2. 16 : Diagramme de corrélation entre éléments majeurs et traces des cobaltites de Koudiat Aicha ......... 218 Fig. 1. 1 : Carte géologique de Draa Sfar Sud et localisation des échantillons analysés..................................... 224 Fig. 1. 2 : Carte géologique et localisation des échantillons dans le niveau -400 de Draa Sfar Sud. .................. 225 Fig. 1. 3 : Variation du pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’axe de projection en surface de l’amas sulfuré de Draa Sfar (échantillons prélevés le long du profil DSC/70S). ............................... 239 Fig. 1. 4 : Variation de pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’axe de projection en surface de l’amas sulfuré de Draa Safr (échantillons prélevés le long de profil DSC/280S). ............................. 240 Fig. 1. 5 : Variation de pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’amas sulfuré de Draa Safr (échantillons prélevés dans le niveau -400m). (A) profil DSC 0/0 et (B) profil DSC/280S. .............. 241 Fig. 2. 1 : Position des échantillons provenant des différents faciès altérés de Draa Sfar Sud dans le diagramme d’altération Box Plot Large et al., (2001)............................................................................................................ 248 Fig 2. 2 : Position des échantillons provenant des différents faciès altérés de Draa Sfar Nord (sondage DS 125) dans le diagramme d’altération Box Plot Large et al., (2001)............................................................................. 249 Fig. 2. 3 : Logs pétrographiques et géochimiques montrant les variations des indices d’altérations hydrothermales, la somme des oxydes et le rapport lithologique pour les échantillons provenant des différentes sections étudiées .................................................................................................................................................. 252 Fig. 2. 4 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du profil DSC/70S, Draa Sfar Sud ................................................................................. 256 Fig. 2. 5 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du profil DSC/280S, Draa Sfar Sud ............................................................................... 257 Fig. 2. 6 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du sondage DSF2, Draa Sfar Sud ................................................................................... 258 Fig. 2. 7 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du niveau -400m Draa Sfar Sud ..................................................................................... 259 Fig. 2. 8: Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du sondage DS125, Draa Sfar Nord ............................................................................... 260 Fig. 2. 9 : Relation entre TiO2 et les éléments les moins immobiles Al2O3 et Zr dans les différents faciès provenant de : (A) carottes de sondage DS125, (B) carottes de sondage DSF2 et (C&D) profil DSC/280S & profil DSC/490S. ................................................................................................................................................. 262 Fig. 2. 10: Sections transversales pour les changements de masses des rhyodacites et les pyroclastites associés du Draa Sfar Sud, selon le profil DSC/280S (A, C et E) et le profil DSC/70S (B, D et F)………………………...273 Fig. 2. 11: Variation du volume (A&B) et de la masse (C&D) calculée à Al2O3, Zr avec TiO2 constant des échantillons provenant du profil DS/70S............................................................................................................. 269 Fig. 2. 12 : Position des chlorites analysées de Draa Sfar sur le diagramme de Hey (1954)............................... 279 Fig. 2. 13 : (A). Variation de Fe2+ vs. Mg et (B). Variation de AlVI vs. R2+ dans les chlorites de Draa Sfar .. 281 Fig. 2. 14 : Diagramme AlIV vs. T (°C) (Cathelineau et Nieva, 1985), appliqué aux chlorites de Draa Sfar ...... 281 Fig. 2. 15 : Position des micas blancs de Draa Sfar dans le diagramme R2+ vs. (Si-6)........................................ 282 Fig. 2. 16: Variation des teneurs en muscovite en fonction de XFe dans les micas blancs de Draa Sfar............ 283 Fig. 2. 17 : Diagrammes utilisés pour tester les différentes substitutions dans les séricites de Draa Sfar........... 284 Fig. 2. 18 : Projection des séricites de Draa Sfar dans le diagramme Al–Si–R2+ de Monier & Robert (1986). .. 285 Fig. 2. 19 : Estimation des conditions de pression pour les séricites de Draa Sfar à l’aide de diagramme de Massoune et Schreyer, (1987). ............................................................................................................................ 285

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Fig. 2. 20 : Position des carbonates provenant du minerai de Draa Sfar sur le diagramme (Fe+Mn)–Mg–Ca de Kozlowaska (2004).............................................................................................................................................. 286 Fig. 3. 1 : Position des chlorites analysées de Koudiat Aïcha sur le diagramme de Hey (1954)......................... 293 Fig. 3. 2: Diagramme AlIV vs. T (°C) (Cathelineau et Nieva, 1985), appliqué aux chlorites de Koudiat Aïcha. 294 Fig. 3. 3 : Position des chlorites analysées dans le secteur de Draa Sfra (DS) et de Koudiat Aïcha (KA) sur le diagramme de Hey (1954) ................................................................................................................................... 294 Fig. 3. 4 : Position des amphiboles analysées à Koudiat Aïcha sur le diagramme BNa vs. (BCa+BNa). ........... 296 Fig. 3. 5 : Position des amphiboles analysées à Koudiat Aïcha sur le diagramme Leake (1978)........................ 296 Fig. 3. 6 : Position des micas blancs de Koudiat Aïcha dans le diagramme R2+ vs. (Si-6). ............................... 297 Fig. 3. 7 : Position des talcs de Koudiat Aïcha dans le diagramme (Ca+K+Na) vs. Al(t)................................... 298 Fig. 3. 8 : Position des talcs de Koudiat Aïcha dans le digramme (Na+Ca+K) vs. Mg/(Mg+Fe) ....................... 298 Fig. 3. 9 : Position des carbonates provenant dans le minerai de Koudiat Aïcha sur le diagramme (Fe+Mn)–Mg– Ca de Kozlowaska (2004). .................................................................................................................................. 299 Fig. 1 : Effet de paroxysme hercynien sur le volcanisme bimodal et les amas sulfurés des Jebilets centrales.... 315 Fig. 2 : Valeurs isotopiques du soufre de Draa Sfar et Koudiat Aïcha ; comparaison avec les amas sulfurés de la province sud ibérique (Velasco et al. 1998) et les gisements de Bathurst mining camp, New Brunswick, Canada (Goodfellow et Mc Cutcheon, 2003)................................................................................................................... 317 Fig. 3: Modèle Schématique proposé pour la formation des sulfures massifs dans Jebilets centrales ................ 319

Liste des planches Planche. I&II : Vue panoramique et quelques faciès de Draa Sfar ...............................................................39&40 Planche. III : Vue panoramique et quelques faciès de Koudiat Aïcha..................................................................57 Planche. IV : Caractères microscopiques des roches volcaniques de secteur de Draa Sfar..................................84 Planche. V : Caractère microscopique des pyroclastites de secteur de Draa Sfar ................................................86 Planche. VI : Aspect microscopique des pyroclastites et épiclastites du secteur de Draa Sfar.............................97 Planche. VII : Caractères microscopiques des faciès magmatiques, pyroclastiques et sédimentaires de Koudiat Aicha et de Ben Slimane. ..........................................................................................................................108&109 Planche.I : Aspect macroscopique de la minéralisation sulfurée de Draa Sfar...................................................160 Planche. II : Quelque aspect microscopique du minerai de Draa Sfar................................................................162 Palnche. III, IV&V : Quelque aspect microscopique des sulfures de Draa Sfar ................................164-166&168 Planche. VI : Aspect macroscopique de la minéralisation sulfurée de Koudiat Aïcha.......................................179 Planche. VII : Quelque aspect microscopique des sulfures deKoudiat Aïcha et de Kettara...............................180 Planche. I : Aspect microscopique de quelques faciès altérés de Draa Sfar .......................................................237 Planche. II : Minéraux d’altération hydrothermale rencontrés à Draa Sfar ........................................................276

Liste des tableaux Tableau .1. Les volcanoclastites dans le spectre détritique Charlot-Part et Legall. , (1987) ................................ 64 Tableau. 2. Séquence paragénétique de la minéralisation sulfurée de Draa Sfar ............................................... 156 Tableau. 3. Séquence paragénétique de la minéralisation sulfurée de Koudiat Aïcha. ...................................... 175 Tableau. 4. Répartition, par type du minerai, des résultats d’analyse des sphalérites de Koudiat Aicha ........... 190 Tableau. 5. Répartition, par type de minerai, des résultats d’analyse des sphalérites de Draa Sfar ................... 190 Tableau. 6. Résultats d’analyse des sphalérites de Ben Slimane et de Kattara................................................... 191 Tableau.7. Répartition par type de minerai des teneurs moyennes en FeS %mole des sphalérites analysées .... 195 Tableau. 8. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des pyrrhotites du Koudiat Aicha............. 200 Tableau. 9. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des pyrrhotites du Draa Sfar..................... 201 Tableau. 10. Résumé de la composition chimique des pyrrhotites du Ben Slimane et du Kettara..................... 201 Tableau. 11. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des chalcopyrites du Koudiat Aicha....... 205 Tableau. 12. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des chalcopyrites du Draa Sfar............... 205 Tableau. 13. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des galènes du Draa Sfar Koudiat Aicha 207 Tableau. 14. Résumé des analyses par phase de cristallisation des arsénopyrites de Koudiat Aicha................. 210

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Tableau. 15. Résumé des analyses par phase de cristallisation des arsénopyrites de Draa Sfar......................... 211 Tableau. 16. Résumé d’analyse chimique des arsénopyrites du Ben Slimane (Ndiaye, 1985) .......................... 211 Tableau. 17. Résumé de la composition chimique de la pyrite du Draa Sfar ..................................................... 216 Tableau. 18. Résumé de la composition chimique de la cobaltite du Draa Sfar................................................. 217 Tableau. 19. Comparaison de zonations hydrothermales de gisements des Jebilets centrales et des Guemassa 313

Liste des tableaux d’annexes Tableau. 1 : Résultats des Analyses chimiques et indices d'altération calculés des échantillons provient de Profil DS/70S (Draa Sfar Sud). Tableau. 2 : Résultats des Analyses chimiques et indices d'altération calculés des échantillons provient de Profil DS/280S (Draa Sfar Sud). Tableau. 3 : Résultats des Analyses chimiques et indices d'altération calculés des échantillons provient du niveau -400 m (Draa Sfar Sud). Tableau. 4 : Résultats des Analyses chimiques et indices d'altération calculés des échantillons provient de sondage DSF2 (Draa Sfar Sud). Tableau. 5 : Résultats des Analyses chimiques et indices d'altération calculés des échantillons provient de sondage DS125 (Draa Sfar Nord). Tableau. 6 : Analyses géochimiques par la microsonde des chlorites de Draa Sfar et leurs formules structurales Tableau.7 : Analyses géochimiques par la microsonde des chlorites de Draa Sfar et leurs formules structurales (suite). Tableau. 8 : Analyses géochimiques par la microsonde des chlorites de Koudiat Aïcha et leurs formules structurales. Tableau. 9 : Analyses géochimiques par la microsonde des séricites de Draa Sfar et leurs formules structurales. Tableau. 10 : Analyses géochimiques par la microsonde des séricites de Draa Sfar et leurs formules structurales (Suite) Tableau.11 : Analyses géochimiques par la microsonde des séricites de Koudiat Aïcha et leurs formules structurales. Tableau. 12 : Analyses géochimiques par la microsonde des amphiboles de Koudiat Aïcha. Tableau. 13 : Analyses géochimiques par la microsonde des talcs de Koudiat Aïcha (KA) et Draa Sfar (DS) et leurs formules structurales. Tableau. 14 : Analyses géochimiques par la microsonde des carbonates de Draa Sfar et Koudiat Aïcha et leurs formules structurales. Tableau. 15 : Matrice de coefficient de corrélation inter-éléments dans les rhyodacite à dacite de Draa Sfar Sud

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INTRODUCTION GENERALE

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INTRODUCTION GENERALE

I. Objectifs, méthodologie et cadre du travail I. 1. Problématique Les gisements étudiés se situent géographiquement au Nord Ouest de la ville de Marrakech. Ils sont encaissés dans la sérié volcano-sédimentaire de Sarhlef de la sousprovince métallogénique des Jebilets centrales (Fig. 1. 1). Cette dernière est l'hôte d'un événement important de minéralisation de type sulfures massifs volcanogènes (SMV) qui est associé à une activité magmatique acido-basique d’âge Visèen supérieur Namurien (Huvelin, 1977). Une intense activité hydrothermale, synchrone sur l'ensemble de la sous province des Jebilets centrales, est représentée par les gisements du type SMV telque Draa Sfar, Nzalt El harmal, Kettara, Ben Slimane, Kerkoz, Koudiat Aïcha, Laachache, Bouhan, ect…. Ces gisements, de même âge, sont généralement géographiquement isolés et répartis le long de trois axes sub-parallèles de direction méridienne sur une très grande superficie par comparaison à la sous province métallogénique de Guemassa. De plus, les gisements de cette dernière constituent des dépôts généralement plus importants (cas de Hajjar, 20 MT) riches en zinc, plomb et cuivre au contraire des gisements des Jebilets centrales. Le gisement polymétallique de Hajjar a fait l’objet de nombreuses études détaillées traitant de ses différents aspects géologiques, permettant sa caractérisation sur le plan typologique et génétique (Haimeur, 1988 ; Leblanc, 1993 et Hibti, 1993&2001). Les autres gisements des Jebilets centrales n’ont au contraire pas bénéficié du même intérêt et ce n’est que récemment que la compagnie minière CMG/REMINEX y a repris la prospection sur la base d’investigations géochimiques, géophysiques et minières. En s’appuyant sur ces travaux, tout en les enrichissant par notre propre apport, il nous a été possible de préciser davantage la morphologie générale de la minéralisation, son environnement géologique et son mode de mise en place. Une étude métallogénique détaillée sur les indices des Jebilets centrales demeure néanmoins nécessaire et se justifie par la proximité du site étudié par rapport au gisement de taille mondiale que représente Hajjar. Par rapport à ceux du district de Guemassa, les gisements de Jebilets centrales se caractérisent par une morphologie linéamentaire (degré de déformation différent), la finesse du grain de la minéralisation et la pauvreté en métaux de base (Zn, Pb et Cu). Ces particularités traduisent un chimisme particulier en ce qui concerne les fluides hydrothermaux 1

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qui ont donné naissance à ces amas sulfurés ainsi leur chronologie d’intervention. Ces deux paramètres, une fois cernés, permettront de proposer des guides de prospection basés uniquement sur la géochimie des roches hydrothermalisées et, en phase ultime de ce travail, reconstituer les paléo-environnements probables de la mise en place des sulfures en question. Le but principal fixé à ce travail est l’étude et la caractérisation des gisements de Draa Sfar, Koudiat Aîcha, en comparaison avec d’autres amas sulfurés, notamment Ben Slimane Kettara et Hajjar. Ceci peut être atteint à travers une approche globale du contexte géologique relatif aux différents sites minéralisés. Autrement dit, en mettant l’accent sur les aspects lithologiques, pétrographiques, magmatiques, structuraux et gîtologiques de ses sites afin de mieux cerner la relation de ces corps minéralisés avec leur encaissant. L’étude des minéralisations portera d’abord sur la géométrie et l’évolution des corps minéralisés puis sur la caractérisation minéralogique, texturale et chimique des différentes phases sulfurées et silicatées. Ainsi que l’impact de la déformation majeure hercynienne et du métamorphisme épizonal qui lui est associé sur sa composition minéralogique et géochimique. Nous essayerons ensuite d’analyser les phénomènes hydrothermaux associés aux amas sulfurés de Draa Sfar et Koudiat Aïcha et de voir dans quelles mesures il était possible de remonter aux conditions des phénomènes hydrothermaux précoces et à partir de là, définir un ou plusieurs guides de prospection basés sur la géochimie des roches hydrothermalisées et la chimie des silicates (chlorites, amphiboles et séricites), et de comparer ce modéle d’altération avec ce qui a été observé dans les gisements de Guemassa, Kettara et Ben Slimane. Ceci nous permettra de situer les minéralisations des Jebilets dans un panorama relatif aux amas sulfurés des districts hercyniens du Maroc mais également par rapport à d’autres districts miniers internationaux (canadiens, australiens, européens et africains). I. 2. Choix des secteurs Les gisements, qui constituent le district des Jebilets centrales, se répartissent le long de trois axes sub-parallèles de direction méridienne (Fig. 1. 1):

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Fig. 1. 1 : Carte géologique simplifiée des différents secteurs étudiés (Huvelin, 1977)

Le gisement de Draa Sfar et l’indice de Nzalet El Harmel constituent l’alignement Sud oriental. Nous mettons l’accent sur le secteur de Draa Sfar qui représente un site privilégié pour l’étude métallogénique détaillée grâce à l’avancement des travaux d’explorations et d’exploitations qui ont été effectués par REMINEX, compagnie de sondage carotté sur la partie centrale du gisement où les anomalies géophysiques sont très bien exprimées ainsi que l’exécution des travaux d’infrastructures (puits, travers-bancs, traçages et niches de sondages). Le gisement de Kettara, de Ben Slimane et l’indice de Kerkoz forment l’alignement central dans la série de Sarhlef. Ils sont caractérisés par le développement de chapeaux de fer sous forme de lambeaux discontinus, d’extension et de puissance métriques. Actuellement les travaux de reconnaissances sont repris par REMINEX. Le gisement de Koudiat Aïcha, de Laachache, de Bouhane et de Jebel Hadid représentent l’alignement Nord Ouest. Ils sont situés dans la partie occidentale de la série de Sarhlef. Ils 3

Introduction Générale

représentent l'un des neufs indices de type "amas sulfurés" en exploration par REMINEX dans la province des Jebilets centrales. Nous mettrons l’accent sur le gisement de Koudiat Aïcha qui se caractérise par sa pauvreté en métaux de base (Pb et Zn) et sa richesse en métaux traces (cobaltite et bismuth essentiellement) par rapport à Draa Sfar. Il est encaissé dans une série volcano-sédimentaire avec des corps magmatiques concordants d’affinités basiques. Ces éléments, spécifiques à l’environnement géologique de ce gisement, constituent sa particularité par rapport à celui de Draa Sfar avec lequel il montre beaucoup de similitudes. L’avancement des travaux miniers dans ces deux sites nous a permis de contribuer à mieux cerner les processus pétrogénétiques qui les ont engendré, et ce, à travers une étude détaillée qui s’appuie sur de nouvelles observations et investigations stratigraphiques, structurales, pétrographiques, géochimiques et gîtologiques. II. Les domaines structuraux du Maroc Au cours de son histoire géologique, le Maroc a connu plusieurs cycles orogéniques (cycles précambriens, hercynien, alpin). Ces cycles sont à l’origine de la configuration structurale actuelle du pays en quatre grands domaines structuraux (Fig. 1.2) (Choubert et Marçais, 1956 ; Michard, 1976). II. 1. Le domaine Anti-Atlasique Le domaine de l’Anti-Atlas Choubert (1963), s’étend dans la moitié sud du Maroc depuis la bordure méridionale du Haut-Atlas au Nord jusqu’au flanc septentrional du bassin carbonifère de Tindouf situé sur la plate-forme saharienne au Sud. A l’Est, il est limité par les bassins de Bachar et de Kendaza et s’étend à l’Ouest jusqu’à la côte atlantique. Son contexte géologique est caractérisé par l’existense d’un certain nombre de boutonnières à socle protérozoïque ancien recouvert d’une couverture infracambrienne et cambrienne. Sa structure est l’œuvre des orogenèses précambriennes, alors que les orogenèses hercynienne et alpine n’y ont engendré que des plissements de couverture et des failles. L’Anti-Atlas constituait une source d’alimentation détritique pour les bassins avoisinants. II. 2. Le domaine Atlasique Le Haut Atlas constitue la pièce maîtresse du domaine atlasique (Michard, 1976). C’est une barrière montagneuse beaucoup plus longue que large : 800 Km de long et 40 à 80 km de large. Elle est allongée selon une direction ENE-WSW, bordée par des accidents dits nord et sud atlasiques d’un rejet qui dépasse les 3 km. Cet ensemble forme un exemple

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typique de chaîne intra-continentale située à l’intérieur de la plaque africaine (Mattauer et al., 1977). Il est subdivisé en trois grandes parties : -

Le Haut Atlas occidental, étendu depuis l’océan atlantique jusqu’au couloir de Tizi n’Tichka ;

-

le Haut Atlas central, constituant la partie médiane de cette chaîne entre le massif ancien ;

-

le Haut Atlasique et l’oued Ziz. Le Haut Atlas oriental, débutrant à partir de la vallée de Ziz jusqu’aux frontières maroco-algeriennes.

II. 3. Le domaine Rifain C’est un segment de la chaîne alpine peri-méditerraneenne, constituant avec les cordillères Bétiques espagnoles l’arc bético-rifain. Cet ensemble se caractérise par le développement de nappes de charriage à matériel secondaire et tertiaire. Il se prolonge vers l’est par le Tell algérien et Tunisien. II. 4. Le domaine Mésétien Ce domaine est subdivisé en deux zones, Méseta occidentale et orientale. La jonction entre les deux s’effectue au niveau des « Nappes Orientales » (Michard, 1976). D’altitude généralement modérée, ce domaine englobe des plaines, des plateaux et des massifs qui se disposent entre l’atlantique, les Atlas et les premières collines rifaines. La Méseta occidentale comprend trois massifs paléozoïques pénéplainés : le Maroc central, la Meseta côtière nordoccidentale, les massifs des Rehamna et des Jebilets et ses annexes du Haouz. Alors que la meseta orientale est représentée par le massif de Midelt, la chaîne des horsts et le Tazekka.

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Fig. 1. 2 : A- Domaines structuraux de Maroc d’après Choubert et Marcais (1956). B- Domaines structuraux hercyniens du Maroc d’après Pique (1989).

III. La géologie des Jebilets centrales III. 1. La géométrie structurale des Jebilets centrales Le domaine de Jebilets centrales (Huvelin, 1977), de direction générale Est-Ouest, s’étend dans la moitié occidentale du Maroc (Fig. 1. 3) depuis la plaine de la Bahira au Nord jusqu’à la plaine de Haouz au Sud. Il est limité à l’Est par les montagnes de l’Atlas de BeniMellal et à l’Ouest par les collines de Jurassico-Crétacé des Mouissat. Au sein de ce domaine s’individualisent des petits pointements du socle paléozoïque orientés NS à NNE-SSW au

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sein d’une couverture mio-pliocène et quaternaire. Ils s’étendent sur une longueur qui atteint 170 Km et une largeur qui varie entre 7 à 40 Km. Du point de vue morpho-structurale (Fig. 1. 4), le massif hercynien des Jebilets centrales se présente sous forme d’un vaste relief qui s’allonge parallèlement à celui de HautAtlas. Il est marqué par la juxtaposition de trois unités d’orientation méridienne, reposant sur des terrains précambriens anciens (Bernardine, 1989). Ce sont d’Est en Ouest : La zone orientale : elle correspond à des terrains allochtones d’âge Ordovicien à Dévonien (Huvelin, 1977), qui constituent le matériel des nappes mises en place dans un bassin Viséen pendant les phases précoces de l’orogenèse hercynienne (Huvelin, 1977 ; F.Rosé, 1987). Ces nappes sont à vergence Ouest. La zone centrale : dite de Sarhlef, elle est formée essentiellement par une série volcano-sédimentaire à minéralisation sulfurée, d’âge Viséen supérieur-Namurien (Huvelin, 1977). Cette série est caractérisée par une déformation majeure synschisteuse et un métamorphisme régional anchi à épizonal (Huvelin, 1961, 1977 ; Bordonaro, 1983) auquel s’associe localement un métamorphisme de contact autour des intrusions granitiques (Rosé, 1987). Dans ces terrains Viséens se mettent en place des roches magmatiques intrusives, préorogéniques, qui sont spatialement associées à des lentilles ou amas de sulfures massifs (pyrrhotite de Draa Sfar, Kettara, Koudiat Aïcha, Lakhoudra, etc.. ). La zone occidentale, dite de Bou Gader, elle correspond à des terrains allant de Cambrien à l’Ordovicien (Huvelin, 1977) ; ils sont peu affectés par la tectonique hercynienne et appartiennent au bloc stable (mole côtier). Les relations de l’unité centrale avec les unités adjacentes de Bou Gader à l’Ouest et l’unité orientale à l’Est sont de nature tectonique (chevauchement, faille de décrochement) (Ait Tahar, 1987). D’après Huvelin (1961-1977), la chronologie des principaux événements structuraux ayant affecté les Jebilets pendant la phase hercynienne et la suivante: (1) mise en place par gravité de la nappe des Jebilets orientales au Visèen supérieur ; (2) plissement synschisteux dans des conditions métamorphiques du faciès schiste vert, suivi par la mise en place des granites syntectoniques dans les Jebilets centrales ; (3) des chevauchements, des cisaillements ductiles et des failles cassantes dont l’intensité et la géométrie sont variables ; (4) mise en place de filons de microdiorite lors d’un épisode compressif; (5) dépôt des molasses westphalo-permiennes qui achève l’histoire hercynienne des Jebilets. 7

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Fig. 1. 3 : Les zones structurales de la chaîne hercynienne du Maroc. (1) zone orientale ou zone interne de la chaîne à phase éovarisque, bretonne ; (2) zone da la transition avec mise en place de nappes syn-à tardisédimentaires au Viséen supérieur et phase de plissement sudète probable (Tazzeka, Azrou et Khnéfra) ; (3) zone externe phase de plissement Namuro-westphalienne sans phases précoces ; (4a- et-4b) régions peu déformées du môle côtier mésitien et de l’Anti-Atlas ; (5) bloc de Sehoul, fragment de la chaîne calédonienne accolé à la méseta lors d’événements acadiens ; (d’après Michard et al., 1983 ; in Bouabdelli,1989).

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Fig. 1. 4: Carte géologique simplifiée du massif des Jebilets (d’après Huvelin, 1977).

III. 2. La géodynamique hercynienne des Jebilets centrales Les directions majeures des formations dinantiennes-silesiennes des Jebilets centrales et leur socle précambrien, montrent une zonation E-W de bandes isopiques sub-méridiennes (Bordonaro et al., 1979). Cette disposition reflète un bassin géosynclinal (Fig. 1. 5) entre la bordure de l’épicraton présaharien au SE et celle du môle côtier au NW (Michard, 1976). La structure du massif des Jebilets a fait l’objet de débats entre les allochtonistes (Huvelin, 1977 ; Cornée et al., 1982 ; Boulton et Le Corre, 1985 et Sougy, 1976) qui considèrent le contact entre les unités de Kharrouba et de Sarhlef comme tectonique (Fig. 1. 6), et ceux qui admettent une continuité stratigraphique et sédimotologique globale de toute la série primaire (Fig. 1. 5) (Bordonaro et al., 1979 ; Beauchamp, 1984). D’après ces auteurs la formation du Teksim représente le dernier épisode de comblement du bassin dinantinien des Jebilets.

Fig. 1. 5 : Le géosynclinal sud-mésétien vers la fin du Namurien: Modèle interprétatif avant dislocation de sa marge occidentale. A, magma acide; B, magma basique; Abréviations stratigraphiques usuelles: (FS.di), Faille à jeu Siluroéo-Dévonien; (FVs), Faille à rejeu Viséen supérieur. (D'après Bordonaro et al,. 1979)

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Fig. 1. 6 : Généralisation de la tectonique tangentielle dans les massives hercyniens des Jebilets et des Rehamna (Sougy et al., 1978).

Depuis les premières descriptions des roches volcaniques du massif des Jebilets fournies par Huvelin (1977), la détermination du cadre géodynamique de mise en place des formations magmatiques hercyniennes ainsi que leur signature géochimique demeurent problématiques et préoccupent les géologues intéressés par la période hercynienne au Maroc. Les tentatives de reconstitutions paléogéographiques et structurales du massif hercynien des Jebilets qui font intervenir les corps acides et basiques comme marqueurs sont largement divergentes. Pour Bordonaro (1983) les corps basiques sont d’affinité tholeiitique et les corps acides sont calcoalcalins. Kharbouch (1982)

et Kharbouch et al., (1985), proposent un

modèle de subduction fossile intracontinentale pour expliquer la mise en place du magmatisme « tardi-orogénique » dévono-dinantien de la Méséta occidentale marocaine. Kharbouch (1994), interprète les roches basiques des Jebilets comme des tholeiites continentales et les roches acides, de nature calco-alcalines, montrant au contraire le caractère orogénique. Ce magmatisme est interprété comme le résultat d’une déchirure intraplaque en relation avec l’ouverture des bassins occidentaux sur des fractures lithosphériques « bassin pull-apart ». Ainsi, Aarab (1984-1995), a proposé le cogénétisme de ce magmatisme acido10

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basique des Jebilets centrales. Il souligne que les roches acides sont issues des liquides basiques et constituent les produits différenciés d’une suite tholeiitique d’affinité océanique. Son hypothèse concernant le contexte géodynamique de mise en place de ce magmatisme bimodal rejoint celle proposée par Kharbouch (1994). Lagarde (1987), Aït Tahar (1987) et Essaifi (1995) ne distinguent aucune trace directe ou indirecte du caractère pré-orogénique du magmatisme bimodal des Jebilets centrales. Ils proposent une mise en place syn-tectonique, contemporaine de la phase de déformation hercynienne synschisteuse et de la mise en place des plutons granodioritiques calcoalcalins. Dans la Meseta orientale le magmatisme d’âge Visèen Supérieur à Namurien inférieur (Médion, 1980), repose en discordance angulaire sur un socle orogénique en majeure partie d’âge dévonien supérieur (Jerada et Mekam) ou visèen supérieur (Tezekka). Hoepffner (1981) souligne le caractère calco-alcalin de ce magmatisme et son caractère tardi-orogénique lié à un contexte structural différent de la subduction et dont le moteur n’est pas bien décrit comme un cycle subduction-collision (Kharbouch, 1994). III. 3. L’évolution sédimentologique du massif des Jebilets Les terrains du massif des Jebilets ont été structurés par des phases tectoniques hercyniennes et post hercyniennes associées à un double métamorphisme, régional et de contact. Cette histoire tectonique complexe et polyphasée rend difficile, voir même possible, l’identification des faciès magmatiques et sédimentaires formant le massif de Jebilets. Les

études

sédimontologiques,

pétrologiques

et

paléontologiques,

(Huvelin,

1970 ; Huvelin 1977 ; Bordonaro et al., 1979 ; Jean-Louis Gaillet, 1979 ; Beauchamp, 1984 ; Bernard et al., 1988 ; Aarab, 1995), montrent que le bassin carbonifère des Jebilets est caractérisé par une faible profondeur de dépôt et des conditions anoxiques prédominantes, qui ont été particulièrement favorables au piégeage de certains sulfures (pyrrhotite). Depuis les travaux d’Huvelin (1977), plusieurs logs stratigraphiques synthétiques ont été proposés (Fig. 1. 7) (Huvelin, 1977 ; Bordonaro, 1983 ; Beauchamp et al., 1991 et Essaifi, 1995). Leur synthèse permet de proposer la succession lithostratigrahpique suivante : - Le Cambrien : L’affleure largement dans la partie occidentale des Jebilets où il est surtout représenté par des formations détritiques contemporaines d’une faible activité volcanique.

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- L’Ordovicien : Il apparaît dans les Jebilets occidentales en concordance sur le Cambrien. Il est représenté par des schistes psammiteux ou schistes argileux et des sédiments détritiques. Le Silurien : Il s’agit de dépôts argileux à Graptolithes, présent dans l’extrémité orientale des Jebilets en concordance avec l’Ordovicien. Le Dévonien : Dans les Jebilets occidentales, ces formations se composent de conglomérats à ciment grésocalcareux rouge, de calcaires à polypiers et de grès à brachiopodes.

En revanche, au niveau des Jebilets orientales, elles sont formées

essentiellement de schistes à bancs de calcaire et de grès. Le Tournaisien et le Viséen inférieur : Ils sont absents. Le Viséen supérieur – Nammurien : Il comprend deux ensembles lithologiques, à savoir les flyschs de Kharrouba présents dans la moitié orientale des Jebilets et les schistes de Sarhlef, présents dans les Jebilets centrales. La formation de Kharrouba est constituée d’une alternance de bancs gréseux et de niveaux pélitiques (Gaillet, 1979), avec au sommet des structures de glissement qui accompagnent la mise en place des nappes anté-viséennes de la partie est des Jebilets. La série de Sarhlef est composée de grésopélites avec parfois des alternances de bancs gréseux et pélitiques et avec, au sommet, l’apparition d’une sédimentation calcaire. - La couverture westphalo-permienne : Elle recouvre le socle hercynien. Elle est composée de sédiments détritiques rouges. Elle a été plissée sans schistosité avant l’achèvement de la surface d’érosion post hercynienne et le dépôt du Permo-Trias.

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Fig. 1. 7 : Log stratigraphique synthétique du massif des Jebilets (d’après Essaifi, 1995)

III. 4. La stratigraphie de la série de Sarhlef La série de Sarhlef d’âge Viséen supérieur - Namurien couvre une grande surface et constitue l’unité centrale des Jebilets (Fig. 1. 4) (Huvelin, 1977 ; Beauchamp, 1984). Il s’agit d’une sédimentation de plate forme anoxique (Beauchamp et al., 1991), composée essentiellement de grésopélites et de calcaire au sommet. Cette formation renferme des tufs acides et basiques ainsi que des volcanites acido-basiques (gabbros, andésite, dacite et rhyolite). Elle passe verticalement à la série transgressive de Teksim formée de schistes, de calcaires bioclastiques et de grès (Viséen-supérieur). De nombreux amas sulfurés d’importance économiques (Kettara, Ben Sliman, Koudiat Aïcha, Jebel Hadid, Bouhane,

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Introduction Générale

Nzalet El Harmel et Draa Sfar) sont présents dans cette série notamment entre le complexe formé de roches volcanique et volcano-clastique et la base du complexe supérieur calcareux. Les travaux de Bordonaro, (1984) ont permis décomposer cette formation en trois complexes (Fig. 1. 8): •

Le complexe inférieur de Jebel Rhira, constitué principalement de quartzites et de roches quartzo-pélitiques.

•

Le complexe volcanosédimentaire de Jebel Sarhlef formé de deux membres : le membre inférieur à volcanisme acido-basique, constitué essentiellement de (ultramafites, gabbros, dacites, rhyodacites et rhyolites), et le membre supérieur à quartz-kératophyres, brèches d’explosion, tufs agglomératiques et laves.

•

Le complexe supérieur de Teksim à calcaires microconglomératiques et bioclastiques à la base et de pélites grèseuses à son sommet.

Depuis les premières descriptions des roches magmatiques fournies par Huvelin (1977), plusieurs études ont porté sur le magmatisme acido-basique de Jebilets centrales avec comme objectifs la caractérisation des faciès et l’approche de leur signature géochimique et leur cadre géodynamisme. Les premières manifestations sont prétectoniques. Il s’agit d’une multitude d’intrusions stratifiées, acides et basiques, qui s’organisent selon des linéaments sub-méridiens à NNE, parallèle aux structures hercyniennes. Aarab (1995) les interprète comme une série tholéïtique océanique de type T-MORB résultant d’une distension intraplaque en relation avec l’ouverture des bassins occidentaux sur des failles profondes (bassin en «pull-apart») (Kharbouch, 1994 ; Aarab, 1995 ; Essaifi, 1995). La deuxième phase magmatique

est

représentée

par

des

batholites

syntectoniques,

essentiellement

granodioritiques et de tendance calco-alcalins (Mrini, 1985). La phase post-orogénique est représentée par un faisceau filonien de microdiorite. Ces filons sont riches en enclaves d’origine crustale et recoupent aussi bien les granodiorites orogéniques que les corps magmatiques (pré-orogéniques).

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Introduction Générale

Fig. 1. 8 : Colonnes stratigraphiques du Dinantien des Jebilets centrales (Bordonaro, 1983).

III. 5. Structure et métamorphique Les terrains carbonifères (schistes de Sarhlef) sont affectés par une intense déformation hercynienne et post hercynienne. Ils sont d’abord affectés par une phase de plissement synschisteuse (subméridienne), associée à un métamorphisme épizonal d’âge postViséen supérieur (Gaillet et Bordonaro, 1981), suivie ensuite par des cisaillements subparallèles à la schistosité de flux (S1), eux mêmes repris par un plissement associé à une schistosité de crénulation (S2) avec parfois une transposition des phyllites de la schistosité S1. A ce métamorphisme général est associé un métamorphisme périplutonique qui se développe autour des intrusions granitiques avec des auréoles en phénoblastes. Enfin, la tectonique cassante se matérialise essentiellement par des failles N70 à N90, des décrochements senestres N160 et de grandes failles subméridiennes associées aux fossés stéphano-permiens (Bouloton et Le Corre, 1985). III. 6. Travaux antérieurs dans les Jebilets centrales Le massif des Jebilets et les régions avoisinantes des Guemassa ont fait l’objet de nombreux travaux géologiques et gîtologiques depuis le début du siècle précèdent. Les travaux d’Huvelin durant la période (1961 - 1980) restent la référence incontournable. Leurs points forts, outre leur caractère multidisciplinaire, résident dans l’étude géologique et gîtologique de l’ensemble du massif et l’établissement d’excellentes cartes au 1/ 100 000 et au 1/200 000e avec un inventaire des principaux indices miniers des Jebilets.

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Introduction Générale

Par la suite, des études plus thématiques sous forme de monographies ont été entreprises vers la fin des années soixante-dix. Elles ont porté sur : (i) l’évolution stratigraphique et sédimentologique des Jebilets centrales (Hollard et al., 1977 ; Berdonaro et al. , 1979 ; Jean-Louis Gaillet, 1979 ; Beauchamp, 1984 ; Tourani et Beauchamp, 1987 ; Beauchamp et al., 1991), (ii) la caractérisation pétrologique et géochimique des magmas acido-basiques (Bordonaro, 1983 ; Aarab, 1984 ; Jadid, 1989 ; Kharbouch ; 1994 ; Aarab, 1995 et Essaifi, 1995), (iii) la géologie structurale avec comme objectif la définition du géodynamisme relatif à la mise en place du magmatisme (Admou, 1986 ; Saber, 1986 ; Aït Tahar, 1987, Essaifi, 1987 ; Lagarde et Choukroune, 1982 ; Bouloton et Le Corre, 1985 ; Gaillet et Bordonaro, 1981 ; Bordonaro, 1983 ; Essaifi et Lagarde, 1990). Les premières études gîtologiques concernant les amas sulfurés ont porté sur le site de Kettara (Agard et al., 1952). Les auteurs décrient ce corps minéralisé comme un filon formé par le remplissage d’une fracture subverticale dans les schistes paléozoïques très redressés. Huvelin et Snoep (1965) reprennent ensuite le modèle d’Agard en soulignant que leur mise en place est postérieure à la schistosité régionale. L’approfondissement de ces travaux par Huvelin, (1970), a permis ensuite de définir, dans le secteur de Kettara, des amas stratiformes de pyrrhotite génétiquement liés à une activité magmatique précoce contemporaine du développement de la ceinture géosynclinale hercynienne des Jebilets centrales. Bordonaro, (1983) a par la suite généralisé la nature pyrrhotitique des minéralisations sulfurées du district des Jebilets ainsi que leur caractère concordant avec la stratification des roches encaissantes. En outre, il a souligné que ces minéralisations sont le résultat d’un hydrothermalisme lié au magmatisme bimodal précoce du bassin géosynclinal. Parallèlement, les altérations supergènes ont été abordées par Souaré (1988) qui assimile ces gisements au modèle volcano-sédimentaire et plus précisément aux gisements japonais (Kuroko). En (1995),

Essaifi et Essaifi et al., ont étudié les relations entre magmatisme-

déformation et altération hydrothermale. Ils ont souligné que les transferts de matière associés à la formation des zones de cisaillements qui traversent la série volcanique et volcanosédimentaire, sont comparables aux fluides responsables de la formation des amas sulfurés de Kettara. La découverte du gisement de Hajjar dans le district de Guemassa en 1988 par la compagnie minière CMG, a permis le déclenchement d’études géologiques et gîtologues approfondies par plusieurs auteurs (Haimmeur, 1988 ; Leblanc, 1993 ; Hibti, 1993 ; Oudjou, 1997 ; Eddebbi et al., 1998 ; Hibti et al., 1999 et 2001). 16

Introduction Générale

En dehors des études académiques, c’est surtout le regain d’activité des compagnies minières dans les Jbilets centrales (ONHYM et CMG/REMINEX) qui a permis de faire progresser les connaissances dans ce secteur. Des investigations géochimiques couplées à des méthodes de la prospection géophysique ont permis de bien circonscrire l’environnement géologique des amas sulfurés des Jebilets. VI. Cadre géographique et historique VI. 1. Cadre géographique des mines étudiées Le massif volcanique de Draa Sfar, constitue la terminaison sud du chaînon hercynien de Jebilets. Il est situé à 16 Km au Nord-Ouest de la ville de Marrakech (Fig. 1. 9). L’accès au gisement de Draa Sfar est assuré par la route reliant Marrakech-Souihla, par une piste goudronnée d’environ 5Km partant du point kilométrique 10. Géographiquement il est subdivisé en deux sous-domaines, Draa Sfar nord (dit Sidi M’barak) et Draa Sfar sud (dit Koudiat Tazakourt), localisés respectivement sur les rives Nord et Sud de l’Oued Tensift. Ce district comprend plusieurs lentilles sulfurées formant un alignement méridien sub-vertical. Il est recoupé par l’oued Tensift. le gisement de Sidi M’Bark, dans la rive nord de l’oued Tensift, est caractérisé par un chapeau de fer bien développé; alors que le corps minéralisé de Draa Sfar sud (Koudiat Tazakourt) présente un chapeau de fer moins développé. Plus au Nord-Ouest dans la série de Sarhlef se situè le gisement de Kettara qui se trouve à une trentaine de kilomètres au NW de la ville de Marrakech sur la route reliant cette dernière et la ville de Safi. Il constitue le premier gisement de type « amas sulfuré à pyrrhotite» qui a été découvert ; en 1953 par l’ONHYM et la CMM. Il s’agit d’un amas de pyrrhotite massive reconnu sur environ 1500m d’extension horizontale, 500 m d’extension verticale, avec une puissance dépassant localement 70m. Les réserves du minerai brut calculées sont d’environ 25 millions de tonnes à 18-20% S : 8 millions de tonnes ont déjà été exploitées (Huvelin et al., 1980). L’indice de Ben Slimane est localisé à 2 km au Sud-Ouest de la mine de Kettara. L’accès au gisement est assuré par la route reliant Marrakech-Safi, et ensuite par une piste sur 2 Km. La mine est constituée d’un gossan de 450 m de longueur et de 10 m de puissance qui surmonte un amas sulfuré à pyrrhotite de 1 à 14 m de puissance de minerai massif (SNOEP, 1963 ; in Souaré, 1988). Les réserves de minerai brut calculées sont d’environ 1000 000 de tonnes avec 0.8% de Cu (CAMPI, 1984 ; in Souaré, 1988).

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Introduction Générale

Le gisement de Koudiat Aïcha représente l'un des neufs indices de type « amas sulfurés » en exploration dans la province des Jebilets. Il est localisé au centre de la partie occidentale de la série de Sarhlef. Il est situé à 8Km au NW du gisement de Kettara. L’accès est assuré par la même piste menant à l’indice de Ben Slimane.

Vers Safi

Koudiat Aïcha

Kettara Ben Slimane

Draa Sfar

Ensemble occidental

Ensemble central

Ensemble oriental

Légende Westphalien post-tectonique

Série de Sarhlef (Schistes)

Granites

Série de Kharouba (Flysh)

Magmatisme bimodale

Zones de cisaillement ductile

Cambro - Ordovicien autochton Nappes gravitaires des Jebilets orientales Ordovicien - Dévonien

Fig. 1. 9 : Localisation des principaux gisements sulfurés des Jebilets centrales (Huvelin, 1977).

VI. 2. Historiques L’histoire de l’exploitation du district minier des Jebilets centrales et le massif de Guemassa (Kettara, Draa Sfar, Guemassa), remonte vraisemblablement aux années trente pour ces gîtes métallifères, mais dont le véritable développement n’est entrepris qu’à partir de 1953 par l’ONHYM et la CMM (Compagnie Minière et Métallurgique), qui ont repris les travaux de recherche sur le secteur de Kettara et Ben Slimane en raison de la demande mondiale du soufre nécessaire à la transformation des phosphates naturels marocaines en superphosphates. Des travaux de recherche plus important ont été effectués par l’ONHYM et la CMM entre 1960 et 1965 : une compagne de magnétométrie a été effectuée par Kanouni (in Sonep, 1966) qui met en évidence la présence des anomalies ne correspondant pas toujours en surface à des chapeaux de fer. Des sondages ont été implantés sur ces anomalies magnétiques dans ce site pour rendre compte du caractère prometteur. Des puits de recherche et des travers bancs ont été réalisés pour reconnaître la minéralisation du secteur de Kettara et Ben Slimane. Parallèlement en 1962, l’ONHYM a réalisé des travaux d’explorations (sondage carotté) sur 18

Introduction Générale

Draa Sfar pour vérifier les anomalies magnétiques trouvées suite à l’étude menée par CPGNA (Compagnie de Prospection Géographique Nord Africain) et la DMG (Division des Mines et de la Géologie). Entre les années 1963 et 1966 les travaux d’exploration sont soutenus par la réalisation des sondages carottés et des compagnes géophysiques (levé électromagnétique et sismique), réalisées en 1963 par la société canadienne Harold Scipt qui ont aboutit à la mise en évidence d’anomalies axées sur ce site. A Draa Sfar Nord, les travaux miniers ont été arrêtés en novembre 1967 à cause des difficultés techniques rencontrées lors du fonçage du puits (venue d’eau avec un débit important et mauvaise tenue de terrains). Commencés en 1968, les travaux d’exploration réalisés par l’ONHYM sur Draa Sfar ont permis de définir un amas polymétallique à pyrrhotite, sphalérite, galène, chalcopyrite et pyrite. Les travaux miniers ont débuté par le creusement d’un puits (108m), travers-bancs N+269 (63.20m), traçage nord (715m), traçage sud (230m), 22 recoupes (253m) et des sondages percutants (2130m). Entre 1985-1987, l’ONHYM a entrepris une compagne de prospection magnétique et gravimétrique au sol qui a abouti à la mise en évidence d’une série d’anomalies M1, M2, M3, M4 et M5 qui s’alignent suivant un axe visé, orienté N20, sur 2Km d’extension de part et d’autre de l’Oued Tensift (Felenc et al., 1986). Le décalage de l’anomalie sud par rapport au nord serait dû à l’existence probable d’une faille E-W, dextre qui provoque un rejet de 250 m. En 1998, les travaux d’exploration ont été repris par CMG/REMINEX après la cession des permis miniers par le ONHYM. REMINEX lance une première compagne de sondage carotté sur la partie centrale du gisement où les anomalies géophysiques sont très bien exprimées. L’exécution des travaux d’infrastructures : Puits (PII), les albraques, traversbancs, traçages et niches de sondages a été lancé pour contourner les anciens travaux de l’ONHYM complètement noyés depuis l’arrêt en 1981 de l’activité minière dans ce secteur. Actuellement les travaux de reconnaissance se sont arrêtés et le projet de faisabilité pour l’exploitation du gisement de Draa Sfar a été établi ; parallèlement, REMINEX a entrepris plusieurs indices dans le district de Jebilets centrales (Koudiat Aïcha, Ben Slimane et Lakhwadra), ainsi que les extensions de la mine de Guemassa.

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PREMIERE PARTIE CONTEXTE GEOLOGIQUE DES AMAS SULFURES DES JEBILETS CENTRALES

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Chapitre I Données lithostratigraphiques

I. Introduction et cadre stratigraphique régional des gisements étudiés Les gisements sulfurés des Jebilets centrales Draa Sfar (DS), Kettara (KT), Koudiat Aïcha (KA) et Ben Slimane (BS) sont encaissés dans la série de Sarhlef. Cette dernière a été d’abord considérée comme autochtone (Bordonaro et al., 1979 ; Beauchamp, 1984), structurée par des phases tectoniques hercyniennes et post hercyniennes associées à un double métamorphisme, régional et de contact. Les études sédimontologiques, pétrologiques et paléontologiques, (Huvelin, 1970 ; Huvelin, 1977 ; Bordonaro et al., 1979 ; Jean-Louis Gaillet, 1979 ; Beauchamp, 1984 ; Bernard et al., 1988 ; Aarab, 1995 et Hibti, 2001), montrent, malgré certaines contradictions, que le bassin carbonifère des Jebilet est caractérisé par une faible profondeur de dépôt et des conditions anoxiques prédominantes, qui ont été particulièrement favorables au piégeage de certains sulfures (pyrrhotite). La série de Sarhlef présente d’après la littérature trois différents ensembles lithologiques qui, de la base vers le haut, sont : - Un ensemble essentiellement pélitique avec des calcaires bioclastiques et des grès. - Un ensemble volcanique et volcano-sédimentaire porteur des minéralisations sulfurées à pyrrhotite et des sédiments exhlatifs associés. - Un ensemble pélitique et de pélites grèseuses, surtout vers le haut, contenant par endroit des lentilles calcaires interstratifiées dans ses horizons sommitaux. II. Lithostratigraphie de la mine de Draa Sfar Le secteur de Draa Sfar est subdivisé en deux sous-domaines, Draa Sfar nord (dit Sidi M’barak) et Draa Sfar sud (dit Koudiat Tazakourt), localisés respectivement sur les rives nord et sud de l’Oued Tensift. Sur la rive nord, le gisement de Draa Sfar nord est caractérisé par un chapeau de fer bien développé sur des faciès sédimentaires souvent masqués par des alluvions plio-quaternaires (Fig. 1. 1). Sur la rive sud affleure le corps principal minéralisé de Draa Sfar (actuellement exploité par la C.M.G/Draa Sfar) ainsi que l’essentiel des corps volcaniques acides et les pyroclastites associées. Les travaux miniers se font suivant des niveaux étagés, distants de 20 m. La liaison entre eux se fait par des rampes, alors que la liaison avec la surface se fait plutôt par des puits et/ou des descendries. 21

Fig. 1. 1 : Carte géologique simplifiée du domaine du Draa Sfar (document modifié de CMG/ Draa Sfar).

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II. 1. Lithostratigraphie de Draa Sfar Sud (DS) II. 1. 1. Introduction Le complexe volcanique et volcanoclastite de DS Sud affleure sous forme de deux bandes organisées en "V" ouverte vers le Sud (Photo. 1. Pl. I). Il est encaissé, avec un contact normal, dans des terrains sédimentaires attribués à la série de Sarhlef, datée à 330,5 Ma par la méthode U-Pb sur zircon (Essaifi et al., 2003). Les deux bandes sont allongées selon une direction Nord-Sud sur une longueur de plus de 1,3 Km et de 500 m de large en moyenne. Elles sont découpées par un système de failles méridionales (NNW-SSE à N-S) et transversales (ESE-WNW à E-W). La seconde famille de failles coupe la première et le massif se présente sous forme de petites collines. A l’extrémité sud de la colline de Draa Sfar Sud (Tazakourt), le complexe volcanique et volcanoclastique, disparaît brusquement sous la couverture Miopliocène et Quaternaire (Douar Lamrabtine). Cette limite correspond au jeu inverse de la faille N110 au sud de laquelle le complexe s’enfouit sous les alluvions quaternaires. L’étude des faciès de DS montre la superposition de plusieurs phénomènes : magmatisme, hydrothermalisme, métamorphisme, déformation ductile et cassante. Cette superposition complique la lecture des affleurements et rend difficile l’établissement de relations entre les différents termes volcaniques et volcano-sédimentaires. Notre travail contribuera modestement à s’affranchir de cette difficulté grâce à une approche qui associe : (i) la cartographie en surface et en travaux miniers, (ii) la réalisation de coupes géologiques clés (DSC/126, DSC/360S, DSC0/0, DSC/1120N, DSC1330N) (Fig. 1. 2) et enfin (iii) les observations macroscopique et microscopique des échantillons issus de sondages carottés. Cette approche nous a permis d’apporter de nouvelles précisions concernant le type pétrographique des diverses formations, leurs relations mutuelles et leurs modes de mise en place. Ces renseignements nous ont été ensuite fort précieux pour établir des cartes géologiques, de surface et de fond (Fig. 1. 2 & 3) ainsi qu’un log stratigraphique synthétique qui résume la lithostratigraphie de tout ce secteur.

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Fig. 1. 2 : Carte géologique et structurale de Draa Sfar Sud montrant la position des coupes géologiques.

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Fig. 1. 3 : Carte géologique des travaux miniers niveau – 400 m, Draa Sfar Sud.

II. 1. 2. Traitement des données de sondage Dans un premier temps, il est nécessaire de signaler que dans le secteur de DS Sud, les structures faillées n’ont pas provoqué de décalage important des lentilles minéralisées et des formations encaissantes. Ceci nous a permis d’utiliser les coupes de sondages et la cartographie à l’affleurement sans manipulation supplémentaire pour annuler d’éventuels jeux tardifs. Les plans de la stratification (S0) et de la schistosité régionale (S1) sont très redressés, avec un fort pendage vers l’Est pour toute la série.

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A. Coupe DSC/550 Cette coupe (Fig. 1. 4), orientée WNW-ESE, est située à l’extrémité sud de DS sud. L’absence de travaux miniers dans cette zone nous oblige à utiliser uniquement les données lithostratigraphiques relevées sur sondage (DS126) et sur affleurement. L’avantage de cette coupe est de montrer la succession de deux ensembles lithologiques, de nature volcanique et volcano-sédimentaire, formant l’unité intermédiaire de la série litho-stratigraphique de DS sud. L’ensemble dacitique s’exprime à la surface sous forme d’un empilement de coulées massives, de teinte gris-sombre, sur une puissance moyenne de 150m. Ces coulées ont des textures plus ou moins fluidales et sont localement vésiculées et peu schistosées. Elles sont coiffées à leur sommet par un horizon à aspect bréchique, puissant de 4 mètres, riches en éléments volcaniques semblables à la matrice (cogénétiques) (Photo. 5. Pl II), de taille inférieure à 1.5 cm et de contours assez souvent déchiquetés. Ceux-ci se disposent sans aucun granoclassement ni orientation, avec parfois un léger aplatissement dans les zones fortement schistosées. On les reconnaît sur les carottes de sondage par leur couleur blanchâtre qui contraste avec celle de la matrice gris sombre. Leur présence au sommet de l’ensemble dacitique témoigne d’une bréchification in situ de la partie superficielle de la coulée lors de sa mise en place sous faible tranche d’eau. A l’approche des failles, ces roches deviennent très friables et acquièrent une teinte verdâtre mouchetée par des phénocristaux de plagioclase, ou se transforme complètement en minéraux phylliteux, notamment la chlorite, la séricite, l’épidote et la calcite. Par endroit, la roche est parsemée de filonnets sous forme de "stockwerk", remplis par la chlorite, le quartz, la séricite, la pyrite, l’épidote, la calcite et notamment les oxydes qui témoignent de la circulation de fluides hydrothermaux et par conséquence une intense altération hydrothermale de ce faciès. Les pélites grèseuses Ce faciès, de couleur gris luisant et d’une puissance allant de 40 à 100 mètres, repose en contact normal sur l’ensemble dacitique. Les structures primaires (de dépôt) ont été souvent masquées par la déformation et les recristallisations très intenses de phases secondaires. Les termes grèseux sont plus abondants à la base (partie Est de la colline) par rapport au sommet et se présentent sous forme de niveaux épais de 10 cm à 40 cm, montrant rarement un litage horizontal et des structures de slumping (Photo.1. Pl. II). Quand la puissance de ces bancs gréseux est réduite ; ils sont boudinés, aplatis et emballés dans les 26

pélites. Cet ensemble est marqué par un changement de la nature pétrographique des apports. On note ainsi l’apparition vers le haut (30 m supérieur) de passées carbonatées qui se présentent actuellement sous forme de fines petites lentilles, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité régionale (Photo. 6. Pl. II). Cinérites fines et grossières litées et à sulfures disséminés Il s’agit d’un faciès sombre, très déformé, avec une schistosité pénétrative S1 et une altération hydrothermale très poussée. Il repose en contact normal sur les pélites gréseuses, avec un passage progressif qui rend difficile la cartographie de la limite entre ces faciès et l’estimation de sa puissance (50 m en moyenne sur sondage). Cette formation est caractérisée par un litages très fin, souligné par l’alternance de lamines millimétriques fines, de couleur sombres et de lamines grossières claires qui s’estompent latéralement. Dans ces niveaux, les sulfures disséminés, se concentrent particulièrement dans le passage des lits grossiers. Les pélites calcareuses à sulfures disséminés Il s’agit d’une formation qui repose en contact normal sur les cinérites, composée de pélites noires légèrement carbonatées avec de rares passages à grès carbonatés vers la base. L’ensemble est très déformé et affecté par une schistosité très pénétrative avec par endroit de la chlorite et de la silice qui confèrent aux roches une teinte verdâtre. Cette formation, dont la puissance est difficile à estimer puisque la fin de sondage DSC/126 n’atteint pas la terminaison de ce faciès, se caractérise par la présence de sulfures disséminés dans la matrice et/ou en nodules et dans les microfractures.

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Fig. 1. 4 : Coupe interprétative DSC/550 passant par le sondage DS126, située dans l’extrémité sud de Draa Sfar Sud

B Coupe DSC/360S Cette coupe WNW-ESE (Fig. 1. 5) est située à 250 m au Sud du réservoir d’eau sur la coupe DSC/360 (Fig. 1. 2). Plusieurs sondages ont été implantés sur cette coupe à partir desquels nous avons choisi deux qui traversent les faciès de mur et de toit de la minéralisation (DS/124 et DS/80). Ils ont permis de préciser et de compléter nos observations sur les relations spatiales entre les différents faciès, ainsi que la position géométrique de l’amas sulfuré et son contact avec l’encaissant (toit et mur). Les faciès observés sont les suivants : Lapillis tufs et brèches Ce faciès est de couleur verdâtre (épaisseur moyenne de 50 m). Il présente un aspect bréchique avec des éléments lithiques de taille variée (quelques mm à 8 cm), de couleur gris claire à blanchâtre, qui contrastent avec la matrice. Ces éléments sont répartis dans la matrice sans aucun granoclassement visible, avec des contours effilochés qui témoignent du caractère fortement visqueux du magma lors de l’explosion. La matrice est riche en lattes 28

millimétriques de feldspaths, dispersées sans aucune orientation privilégiée. On note également l’abondance de clastes millimétriques de quartz, subarrondis, ainsi que la rareté des visécules, présentes uniquement dans les échardes vitreuses. Dans son état actuel, la roche, de couleur verdâtre, est intensément altérée en chlorites et séricites. Les fractures tardives sont colmatées par de la silice, calcite, oxydes et parfois de cristaux de la pyrite géodique. On note aussi la présence des dendrites de manganèse liées à une altération supergène. Rhyodacite ignimbritique Ce faciès surmonte le faciès pyroclastique avec un contact normal. Il s’agit d’une roche de couleur grise sombre, très déformée, affectée par une schistosité de flux pénétrative. Elle se caractérise par sa richesse en fiammes (Fig. 1.3 et Photo. 4. Pl. II) qui se présentent sous forme de lentilles millimétriques à centimétriques, en forme de flamèches aux extrémités effilées, légèrement aplaties et allongées dans le plan de la schistosité. Il s’agit d’une forme de verre recristallisé en fins cristaux de quartz et de feldspaths avec parfois des phénocristaux millimétriques de quartz arrondis. Coulée dacitique Ce faciès est difficilement cartographiable à la surface à cause de la rubéfaction et de la déformation intense qui masquent les caractères et les structures primaires des coulées. Cependant l’examen pétrographique détaillé que ce soit sur des carottes de sondages (DS/124 et DS/80) ou sur affleurements (voir description pétrographique) permettent néanmoins de confirmer le passage progressif entre les ignimbrites à fiammes et les coulées dacitiques. Ces dernières sont des roches massives, de couleur gris verdâtre à sombre, à texture porphyrique riches en phénocristaux de feldspaths et quelques cristaux de quartz de taille millimétrique. Les feldspaths sont très abondants, repartis de façon aléatoire dans la masse et rarement prismés. En bref les caractères fondamentaux de ces dacites sont l’abondance des grands cristaux automorphes de plagioclases. La roche est parcourue par des filonnets et des fentes de tensions remplis essentiellement par la chlorite et la silice et/ou calcite, témoignant d’une forte altération hydrothermale. Les failles tardives sont remplies par de la chlorite, de la silice, ainsi que des cristaux géodiques de la pyrite et des traces de la malachite. Cinérites fines et grossières Ce faciès, de couleur gris sombre, fait suite au faciès précédent à travers un passage normal avec une puissance moyenne allant de 50 à 80 m. Il est lité et très déformé (schistosité 29

de flux et des microplis de la schistosité de crénulation). Le litage est souligné par l’alternance de lamines millimétriques constituées d’horizons fins, de couleurs sombres, et d’horizons grossiers de couleurs claires. Ce faciès renferme des éléments volcaniques, des échardes de verre et des vésicules millimétriques sous formes des lentilles, empilées, aplaties et allongées selon les plans de la schistosité régionale. Ce faciès montre une forte action hydrothermale marquée par la présence de la calcite mais surtout par une silisification et une chloritisation intense. Ces minéraux secondaires remplissent les fentes et les veinules sous formes de stockwerks. Leur abondance s’explique par le changement de porosité entre les deux faciès et la facilité de circulation des fluides hydrothermaux que cela a pu engendrer. Pélites grèseuses C’est un faciès très schistosé et altéré (chlorite et silice) qui forme une pile de puissance moyenne allant de 1 à 40 m, surmontant les cinérites fines et grossières. Ces pélites gréseuses montrent une alternance de niveaux sombres de puissance très réduite par rapport à des niveaux clairs gréseux. Cependant, il est caractérisé par un enrichissement important en chlorite, donnant à la roche une couleur verdâtre, ainsi que par une silicifiaction qui se présente sous forme de stockwerk avec parfois de la chlorite. Ce faciès est caractérisé par la présence de sulfures disséminés dans la roche et /ou en lentilles millimétriques allongées selon les plans de la schistosité régionale. L’ensemble rhyodacitique ignimbritique Cet ensemble est relativement homogène sur une puissance moyenne allant de 40 à 100 m. la roche est de couleur vert sombre, riche en cristaux de taille millimétrique (<2 mm) de quartz sous forme arrondie et feldspaths en cristaux subautomorphes souvent craquelés. Aucun tri granulométrique, ni concentration particulière de cristaux et d’échardes ne sont observables à l’échelle de l’échantillon. Cependant, en allant de la base vers le sommet de cet ensemble, il est possible de discerner certaines variations de faciès comme suit : - Le pourcentage de gros fragments de verre ponceux (fiammes), est nettement plus élevé dans les premières vingtaines de mètres de cet ensemble (Photo. 4. Pl. II). Ces fiammes (1 à 10 cm de long) sont déchiquetées et effilochées avec un début de tassement selon les plans de schistosités de flux (S1). Ces lambeaux de verre en voie de vésiculation renferment des phénocristaux de quartz et de feldspaths, plus ou moins corrodés et parallèles à l’allongement des fiammes.

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- Le pourcentage et la taille (<1.5 cm) des vésicules qui se présentent sous forme d’amande (Photo. 2. 5. Pl. I) (où le nom amygdales), sont en général plus importants sur les 20 m qui recouvrent la partie à fiammes. Ces amygdales sont remplies par le quartz recristallisé et ont subi un début de tassement selon les plans de schistosités de flux (S1). La nature et la taille des "xénolithes" peuvent varier de manière significative entre le début et la fin des coulées ; le détail de cette répartition est indiqué lors de la description pétrographique des xénolithes. Par endroit, la partie supérieure de cet ensemble ignimbritique est directement associée à la minéralisation sulfurée et par conséquence, on note une intense altération en chlorite et silice. Tufs à lapillis Il s’agit d’un faciès à aspect brèchique, de couleur verdâtre et de puissance moyenne allant jusqu’à 20 m.

Il forme par endroits la base de la minéralisation sulfurée, soit

directement, soit par l’intermédiaire d’une couche d’exhalites à chlorite, quartz, biotite et rarement à muscovite. L’aspect brèchique est facilement reconnaissable sur échantillon par la couleur blanchâtre des éléments (1 à 3 cm) qui contraste avec celle de la matrice verdâtre et riche en cristaux. Ces éléments, qui forment des passés granoclassés de puissance centimétriques à décimétriques, ont des contours déchiquetés et effilochés qui témoignent d’une fragmentation du matériel magmatique à l’état visqueux. Dans ce faciès on note une intense activité hydrothermale marquée par l’abondance des structures filoniennes à remplissage de silice, de chlorite avec parfois de la pyrite géodique et d’autres sulfures. On note également la présence de fentes centimétriques à métriques remplies de silice de chlorite et/ou de talc. Ces structures, qui donnent à la roche un aspect sous forme de "stockwerk", sont affectées tardivement par une fracturation à remplissage essentiellement carbonaté. La masse minéralisée Elle repose en contact normal sur les sédiments "exhalatifs" à chlorite, silice et séricite. C’est un amas massif qui se présente sous forme des lentilles allongées N-S avec une puissance de 4 mètres mesurée sur le sondage DS/124. Le minerai est massif avec une structure rubanée, très riche en minéraux de talc allongés parallèlement au rubanement. La partie sommitale de cette minéralisation est caractérisée par la présence d’un minerai

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bréchique à pyrrhotite, chalcopyrite et pyrite sous forme des fragments emballés dans une matrice sédimentaire totalement transformée en chlorite et silice. Pélites noire calcareuse du toit Ce faciès coiffe directement la masse minéralisée. Il correspond à la succession de bancs métriques de pélites grèseuses intensément chloritisées (Photo. 1. Pl. IV) et de pélites noires carbonatées très fines. L’ensemble se caractérise par sa richesse en sulfures soit sous forme disséminée dans la matrice ou en remplissage des nodules et des microfractures.

Fig. 1. 5 : Coupe interprétative DSC/360 passant par les sondages DS80 et DS124, située dans la partie centrale de la colline de Draa Sfar Sud.

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C. Coupe DSC/00 Cette coupe WNW-ESE (Fig. 1. 6) est située entre le puits I et le puits II. La puissance du corps minéralisé et la compétence du matériel (corps magmatiques et pyroclastites associés) sont à l’origine de l’installation d’ouvrages et de travaux miniers (puits, descendrie, travers bancs, traçages, rampes…). De plus, plusieurs sondages ont été implantés le long de cette coupe nous permettant ainsi de mieux cerner la géométrie du corps minéralisé et de comprendre les relations spatiales entre les différents faciès. En effet, la série volcano-sédimentaire de DS Sud se compose d’une successions de formations très diverses. Elle se compose d’un ensemble rhyodacitique à passages d’aspects bréchiques (brèches de coulées), de tufs de lapillis vésiculés, de pélite litée à mince niveaux quartziques, de pélites gréseuses à sulfures disséminés, d’ignimbrite rhyodacitique à fiammes, de faciès altérés du mur et du toit de la minéralisation massive et de pélites noires carbonatée à litages sulfurés. Le contact entre ces différents termes est généralement normal, localement souligné par des zones de cisaillements ductiles N-S. La coupe met également en évidence un dépôt volcano-sédimentaire qui surmonte l’ensemble rhyodacitique, en relation avec un épisode magmatique acide explosif (présence de tufs, de lapillis, de cinérites et d’ignimbrite). Cet épisode est matérialisé par une couche de sédiments volcanogènes d’une dizaine de mètres d’épaisseur, intercalée par des couches à pélites gréseuses. Il traduit une relative accalmie de l’activité volcanique couplée à un changement momentané de la dynamique du volcanisme acide, passant d’un mode effusif (coulée rhyodacitique) à un mode explosif (pyroclastite) sous une faible tranche de sédiments et d’eau. La masse minéralisée de DS sud se situe entre la série de la base volcano-sédimentaire et la série sédimentaire du sommet. Le passage est normal entre la minéralisation sulfurée et l’encaissant du mur (Photo. 2. Pl. II). Il est marqué par la présence de sédiments exhalatifs à chlorite-silice et muscovite (niveau assez continu de 5 à 15 m de puissance). Le passage aux sédiments du toit est en revanche soit normal, souligné par des pélites noires très altérées, soit marqué par des cisaillements remplies de séricite-chlorite-silice et de carbonates. Les lentilles minéralisées sont très riches en lambeaux d’encaissant avec de nombreuses figures sédimentaires (notamment de type slumps localisés surtout dans les parties externes du corps minéralisé) et des zones de percement qui forment des doigts qui pénètrent l’encaissants de la minéralisation sulfurée.

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Fig. 1. 6 : Coupe interprétative DSC0/0 passant par les niveaux (-110, -220, -300, -400 et -700), sondages (DS22, DS110, DF2, DF26) et les puits (I et II).

II. 1. 3. Structure générale de l’empilement de Draa Sfar Au niveau de secteur DS sud, les différentes coupes levées nous ont permis d’établir une colonne lithostratigraphique synthétique dans laquelle, trois unités ont été distinguées (Fig. 1. 7). Unité de base composée par deux formations : 1) Une formation sédimentaire : Elle est composée par termes séparé par les formations volcaniques et les pyroclastites associés.

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(a) terme de base du complexe de Draa Sfar, il est formé par une alternance des bancs grèseux et des bancs pélitiques noirâtres, avec la dominance des pélites dont le passage entre les deux termes et progressif. Par endroits, ce faciès est caractérisé par la présence de passées carbonatées très fines. On note que la puissance de cette unité est difficile à estimer, et ceci du fait que la quasi-totalité est recouverte par les sédiments miopliocènnes et quaternaires. Cependant la partie de cette formation traversée par les sondages montre une puissance varie de 40 à 100 mètres. (b) terme de la partie intermédiaire, il repose en contact normal sur les coulées dacitique (sud de la colline). Vers le Nord de la colline ce terme intercale les formations pyroclastiques. Il est formé par l’alternance des niveaux pélitiques et des niveaux grèseux de puissance varie de 10 cm à 40 cm à la base (partie Est de la colline). Vers la partie supérieure de ce terme, la puissance des bancs gréseux est diminuée et ne dépasse guère 5 cm. Ces bancs gréseux sont souvent boudinés, aplatis et emballés dans les pélites. En outre, des passées carbonatées très fines apparaissent dans la partie sommitale de ce terme. Ils se présentent à l’affleurement sous forme de petites lentilles très fines, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité régionale (S1). Ces constatations indiquent un changement de la nature pétrographique des apports détritiques. 2) Une formation volcanique et volcano-sédimentaire acide : Elle est puissante d’environ 250 m et bien représentée dans le secteur de DS sud. Son épaisseur décroît progressivement en allant vers le nord (DS nord). En effet, à ce niveau, l’unité de base passe progressivement à l’unité de sommet. Cette formation est subdivisée en deux termes superposés : (a) Un terme volcanique : Il est constitué par deux ensembles l’un dacitique qui se développe à l’extrémité sud du secteur et l’autre rhyodactique apparaît dans la partie médiane. De puissance totale de 150 m en moyenne, ce terme s’exprime généralement à la surface sous forme de coulées empilées massives et compactes, de teinte gris-sombre à claire, plus ou moins fluidales. Localement, ces coulées sont vésiculées et peu schistosées. Le passage entre les coulées s’exprime généralement par des brèches volcaniques. (b) Un terme pyroclastique : Il est généralement rubéfié ou chloritisé qui marque la transition entre les laves et les pélites. Ce terme est formé par des tufs à lapillis, cinérites fines et grossières, des ignimbrites rhyodacitiques et des tufs à composition rhyodacitique. Ces faciès sont généralement associés à des épiclastites. Ces pyroclastites constituent des couches stratifieés se développant sur plus de 100 m. 35

Unité médiane (lentilles sulfurées) : La masse minéralisée, quant à elle se développe entre l’unité volcanique et volcano-sédimentaire et l’unité sédimentaire du sommet. Le passage est normal entre la minéralisation sulfurée et l’encaissant du mur, souvent marqué par la présence des sédiments fortement altérés en chlorite, quartz et muscovite (constitue une couche généralement continue allant jusqu’à 15 m de puissance). Le passage au sédiment du toit est normal (pélites noires très altérées), localement souligné par des zones de cisaillements tardives remplies par de la chlorite, de la silice, de la séricite et des carbonates. Le corps minéralisé est de type sulfures massifs volcanogenèses, polymétalliques et très riche en lambeaux d’encaissant. La minéralisation présente une structure massive parfois rubanée dont la direction générale est N-S. Elle est formée par plusieurs lentilles de sulfures massifs puissantes de 1 m à 35 m, avec un fort pendage de 70 à 85° vers l’Est. Une unité sommitale (toit de la minéralisation) : Elle est formée par des pélites fines, noires et carbonatées, très riches en matière organique et en sulfures. Ces derniers se présentent sous forme de lits de 1 à 4 mm d’épaisseur ou disséminés. Cette unité est fortement altérée en séricite, quartz, chlorite et carbonates.

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Fig. 1. 7 : Log synthétique de la série lithologique de Draa Sfar Sud

II. 1. 4. Conclusion La série de base de DS sud est largement dominée par des pélites. Ce faciès est caractérisé par une charge détritique fine, noire et présente des sulfures disséminés. Dans la partie sommitale de cette série, les apports détritiques grossiers deviennent plus abondants et 37

matérialisés par des bancs de grès quartzitiques de 0,05 à 40 cm. Dans la série du sommet le terme sédimentaire est caractérisé par des apports détritiques fins, riche en carbonates et en sulfures. Ces constatations attestent un changement dans les conditions de dépôt et le changement du milieu de sédimentation. L’intensité de l’altération hydrothermale et de la déformation hercynienne masquent la plupart des figures sédimentaires ce qui rend difficile la détermination des environnements de dépôt. Mais, l’association des données citées ci-dessus traduit un milieu de dépôt distal et confiné avec les changements des apports détritiques. Les formations volcaniques sont interstratifiées dans la partie médiane de la série de la base. Elles sont caractérisées par la quasi-absence de volcanites basiques. Ces formations volcaniques sont représentées par de coulées de laves massives felsiques à structure perlitique, fluidale et localement vésiculée. La prédominance des faciès volcaniques sur les termes pyroclastiques est remarquable. Ces derniers sont composés essentiellement par les tufs, les tufs à lapillis, les tufs à lappillis et brèches et les tuffites qui coiffant les coulées felsiques. Ils sont des dépôts resédimentés qui sont dérivés de courants turbiditiques et de coulées de masses de haute et basse densité (Bouma, 1962; Lowe, 1982). Ces dépôts peuvent être la partie remaniée d'une brèche autoclastique ou alors représenter des dépôts d'éruptions hydroclastiques (Fisher et Schmincke, 1984). La présence de laves massives et de volcanoclastites interstratifiées dans la série de Draa Sfar supporte plutôt la première hypothèse. De plus, les ignimbrites rhyodacitiques recristallisées représentent la composante effusive de la séquence volcanique issue de magmas rhyodacitiques à dacitiques. Des caractéristiques texturales comme la présence de fiammes, fragments de ponces et des échardes de verre, témoignent sans équivoque de la nature volcanique originale de ces roches. La minéralisation sulfurée à pyrrhotite de Draa Sfar Sud a été mise en place lors d’une accalmie de l’activité volcanique. Elle souligne le passage entre les dépôts d’un milieu plus ou moins profond (pélites gréseuses de la série de la base) et les dépôts d’une plate forme carbonatée (pélites calcareuses de la série du sommet). L’originalité de la masse minéralisée de Draa Sfar Sud est soulignée par : (i) les contacts normaux avec s’encaissant volcanosédimentaire, (ii) la présence d’un halo d’altération hydrothermale bien développé, (iii) la présence des structures d’imprégnations des sulfures dans l’encaissant. De plus, tous les événements de déformations hercyniennes et post-hercyniennes sont exprimés dans le corps minéralisé (slumps, plis, rubanement, cisaillement, schistosité de fracture et failles tardives).

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Draa Sfar Sud

Rhyodacite ignimbritique

Coulée dacitique

Pélites gréseuses

Rhyodacite Lapillis tufs et brèches

Chapeau de fer de Draa Sfar Nord

Photo.1

Photo. 2

Lits clairs

Veines de quartz

Lits sombres

Photo. 3

Photo. 4 Eléménts cogénétiqiue S1

Amygdales

Photo. 5

Photo.6 Planche. I

Photo. 1 : Vue panoramique de la colline de Draa Sfar Sud, les volcanoclastites et les coulées affleurent en Photo. 2 : Photo. 3 : Photo. 4 : Photo. 5 : Photo. 6 :

chapelets Vue du chapeau de fer de Draa Sfar Nord, les grattages sont effectués dans les lambeaux ferrugineux. Rhyodacite rubanée, avec des passages clairs quartzo-feldspathiques et sombres phyllosilicatés. Aspect de la rhyodacite vésiculée Rhyodacite amygdalaire ignimbritique Rhyodacite massive à éléments cogénétiques.

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Sédiments Exhalatifs

Minerai massif

Tuffites litées Lambeaux d’exhalites

Photo.1

2 cm

Photo. 2

Fiâmes

Qz 2 cm

Fig.3

Photo. 4: Lits carbonatés

Brèches de coulées

2 cm

Lits sombre phylliteux

Photo. 5

2 cm

Photo. 6

Planche. II Photo. 1 : Aspect de tuffites lités, noter l’alternance de lits clairs et sombres fossilisant les plis d’entraînements Photo. 2 : Le contact normal entre le minerai massif et les exhalites du mûr, on note la présence de fragments d’exhalites emballés dans le minerai. Fig. 3 : Schéma d’un échantillon d’ignimbrite rhyodacitique à fiâmes, aplatis et étirés dans les plans de schistosité régionale S1. Photo. 4 : Aspect de l’ignimbrite rhyodacitique à fiâme sur sondage carotté. Photo 5 : brèches de coulées de couleur gris claire, noter le contour déchiqueté de ces brèches. Photo.6 : pélites carbonatées.

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II. 2. Lithostratigraphie de Draa Sfar Nord II. 2. 1. Introduction Draa Sfar Nord, affleure au Nord de l’oued Tensift, sous forme d’un petit pointement allongé N-S et de dimension relativement modeste (20 à 70 m de large et plus de 350 m de long). Ce pointement qui émerge au sein des formations alluvionnaires est constitué par des formations dominées par des pélites carbonatées intensément altérées, intercalées par des sills magmatiques (Fig. 1. 8). Ces derniers sont traversés par sondages (DS 130 et DS 61) avec une puissance qui ne dépasse pas les 5 m. L’ensemble de la formation est attribuée à la série de Sarhlef, d'âge Viséen supérieur–Namurien (Huvelin, 1961) et constituent la continuité latérale de Draa Sfar Sud. A l’affleurement le massif apparaît localement découpé par des failles tardives N110 à jeu inverse qui recoupent des cisaillements N-S à jeu senestre. Les figures sédimentaires sont totalement masquées par l’intensité de la déformation et de l’altération (chloritisation et oxydation) en surface. Mais sur sondage, quelques figures sédimentaires liées aux dépôts ont été observées (slump-balls, convolutes et chenaux).

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Fig. 1. 8 : Carte géologique de Draa Sfar Nord, montre la position des sondages et les coupes interprétatives (document modifié de CMG/Draa Sfar).

II. 2. 2. Traitement des données de sondage A. Coupe DSC1120N Cette coupe (Fig. 1. 9) se situe dans la rive Nord de l’Oued Tensift (X : 241088.99 ; Y : 128435.41 et Z : 360.70). Elle est implantée sur l’accident géophysique (faille E-W) qui limite DS sud et nord. Elle permet, sur 650 m, d’observer tous les faciès de la série de DS nord et particulièrement les sills trachyandésitiques. De plus, elle nous a permis d’observer de façon nette le passage normal entre la série de base et celle du sommet. Les unités recoupées sont les suivantes : 42

Série de base Elle est composée de trois unités, avec du bas vers le haut les formations suivantes : - Unité I Elle est formée par une alternance grèso-pélitique noirâtre, à dominance pélitique. Cette unité est caractérisée par la présence des passées carbonatées très fines, ainsi que des imprégnations très fines et très denses de pyrite cubiques et de pyrrhotite en plages orientées selon S1. Cette unité est très déformée avec une schistosité S1 très pénétrative. Sa partie supérieure est caractérisée par la mise en place d’un sill trachyandésitique (de 3 à 8 m de puissance). - Unité II Elle est constituée par des pélites noires à slumps-ball (Fig. 1. 9), cette unité est séparée de la précédente par l’intermédiaire du sill trachyandésitique. Elle se présente sous forme d’une barre d’épaisseur variable (0,5 à 25 mètres), caractérisée par la présence de structures de déformations synsédimentaires « slumps-ball » qui correspond à des éléments de pélites grèseuses de taille millimétriques à centimétriques (3 cm) (observation limitée sur carotte de sondage) enroulés et isolés sans granoclassement dans les formations pélitiques. Ces matériaux sont considérés comme des dépôts de rupture de pente (Stow et Piper, 1984). - Unité III Elle coiffe la série de base. Cette unité est formée essentiellement par l’alternance de bancs grèseux et grèso-pélitiques de puissance métrique (0,5 à 2 m) qui montrent un granoclassement peu marqué. Le passage entre les deux termes est progressif. Le sommet de cette unité est marqué par la mise en place d’un sill trachyandésitique. Série du sommet Elle est formée par des pélites fines noires carbonatées, très riches en matière organique et sulfures disséminés (pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite,..). Elle montre une alternance des lits sombres fins et des lits clairs fins. Cette série repose en contact normal sur la série de base et dépourvu de toute activité volcanique.

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Fig. 1. 9 : Coupe interprétative DSC/1120N passant par les sondages DS (130 et 13).

B. Coupe DSC1330N (Fig. 1. 10) Le chapeau de fer DS nord a été fortement exploité depuis les premières années de l’indépendance. Ainsi plusieurs sondages ont été implantés sur l’anomalie géophysique relevée dans cette partie, pour une meilleure compréhension de la géométrie du corps minéralisé et son intérêt économique. L’absence des travaux miniers dans cette zone nous limite à utiliser uniquement les données lithostratigraphiques relevées sur les sondages et les affleurements. Les unités recoupées sont les suivantes : Série de base Du bas vers le haut on distingue dans cette série les 3 unités suivantes : Unité I : Elle est constituée par une alternance grèso-pélitique à dominance pélitique montrant également des intercalations calcaires. Cette unité est caractérisée par l’absence de toute activité volcanique. 44

Unité II : C’est une formation de couleur noirâtre, formée à sa base par l’alternance de lits pélitiques et d’autres grèseux, avec une diminution progressive de ces derniers vers le sommet de la série. Le passage entre l’unité I et II est marqué par une déformation ductile de direction N-S. Cette zone fortement broyée montre un remplissage par des sulfures essentiellement en pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite et rarement blende. Unité III : cette unité est formée par des pélites noires très fines. Sa base est caractérisée par la présence d’une lentille à minéralisation polymétallique, dont la puissance ne dépasse pas les 2 m. Sa partie supérieure quant à elle est marquée par des lentilles à minéralisation massive essentiellement à pyrrhotite et riches en métaux de base (Zn, Pb et Cu). Dont la puissance peut atteindre 5 m. Série de sommet Cette série est constituée par des pélites fines de couleur noirâtre, caractérisées par l’abondance de passées carbonatées très fines et qui se présentent actuellement sous forme de petites lentilles blanchâtres boudinées et allongées selon le plan de la schistosité S1. Cette formation est très riche en matière organique et sulfures sous forme disséminés (pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite,..).

Fig. 1. 10 : Coupe interprétative DSC/1330N passant par les sondages par DS (118, 1, 128, 125).

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II. 2. 3. Conclusion Au niveau de DS nord, les coupes levées nous ont permis de distinguer deux unités lithologiques distinctes (Fig. 1. 11) : L’unité basale constitue la continuité latérale de l’unité de base de DS Sud. Elle est formée par une alternance grèso-pélitiques à dominance pélitiques. Parfois, elle présente des fines passées carbonatées. Cette unité constitue le siège d’une activité volcanique, particulière, caractérisée par la mise en place de sills de trachyandésitique à puissance métriques (0.40m à 4.20m). Au sommet de cette unité s’intercalent, des lentilles à minerais sulfurés massifs essentiellement à pyrrhotite riche en métaux de base (Zn, Pb et Cu). Ces lentilles sulfurées sont allongées selon une direction N-S et présentent une puissances métriques (0,25 m à 5,30 m) ; de plus, une minéralisation de remobilisation à pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite et rarement à blende se concentre dans des failles N-S, sous diverses formes : disséminée, filonnets, veinules ou en plages millimétriques à centimétriques essentiellement à pyrrhotite. L’unité de sommet est formée par des pélites fines noirâtres caractérisées par l’abondance de passés carbonatés très fins. Cette formation constitue la série de sommet de DS nord et présentent les mêmes caractères sédimentologiques que celle de DS sud. Donc l’ensemble des faciès décrits dans Draa Safr nord sont caractérisés par la dominance des apports détritiques fins (pélites noires) avec de rares passages grèseux et carbonatés. Ces faciès à sulfures disséminés traduits un milieu de dépôt calme et anoxique. La présence de faciès à slumps-balls au sommet de la série de base traduit l’approfondissement du milieu de dépôt. Stow et Piper (1984) ont placé ce genre de dépôts au niveau de la rupture de pente. Les dépôts de la série de sommet à pélites noires carbonatées traduits le retour au milieu calme et confiné.

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Fig. 1. 11 : Log synthétique de la série lithologique de Draa Sfar Nord

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II. 3. Paléogéographie de Draa Sfar L’évolution lithostratigraphique et paléogéographique dans les deux secteurs de Draa Sfar parfaitement comparables dans leur majorité. Toutefois, des différences sont à noter : a) L’absence de toute activité volcanique au niveau de Draa Sfar Nord ; b) Les formations sédimentaires de la série de base de Draa Sfar Nord sont caractérisées par des apports détritiques plus fins que ceux de Draa Sfar Sud ; c) Le développement des dépôts de rupture de pente (pélites à slumps-ball) dans la partie médiane de la série de la base de Draa Sfar Nord ; d) Dans la partie nord de ce secteur, la puissance de la minéralisation massive est très réduite par rapport à celle de la partie sud. Elle pourrait constituer un repère lithologique qui limite entre la série de la base et la série du sommet, qui marquée par un changement de nature des apports détritiques et milieu de dépôt ; e) La série du sommet au niveau de Draa Sfar Nord est relativement plus épaisse et dominée par des termes carbonatés que celle de Draa Sfar Sud. Cette série représente le passage d’un milieu plus ou moins profond vers une plate forme carbonatée. On conclut donc que la relation entre les deux sous domaine de Draa sfar est marquée par la faille E-W "exploitée" par l’oued Tensift, et par la présence, à sa bordure Nord, de dépôts de pente. Il s’agit des structures d’instabilité tectonique synsédimentaire, caractérisant une phase précoce. De plus, le milieu de dépôt reconnu dans le domaine Nord est relativement plus profond par rapport au domaine Sud. Il s’agirait donc d’une relation type blocs basculés avec un effondrement vers le NE. L’évolution paléogéographique du secteur de DS est liée au serrage hercynien, qui s’inscrit dans l’évolution générale de la meseta centre-occidentale pendant le Carbonifère, caractérisée par l’individualisation d’un bassin mesetien subsident (Michard, 1976).

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III. Lithostratigraphie de Koudiat Aïcha III. 1. Introduction Le gisement de Koudiat Aïcha, est localisé au centre de la partie occidentale de la série de Sarhlef (Fig. 1.8. Partie 1). Il est situé à 8Km à l’Ouest du gisement de Kettara et constitue avec le gisement de Lâachache, l’alignement occidental des chapeaux de fer de Jebilets centrales. Ce gisement est encaissé dans les terrains volcano-sédimentaires attribués à la série de Sarhlef d'âge Viséen supérieur–Namurien (Huvelin, 1961). Il représente l'un des neufs indices de type « amas sulfurés » en exploration par REMINEX dans la province des Jebilets centrales. III. 2. Lithostratigraphique La formation du secteur de KA affleure sous forme des petites collines orientées NordSud et s’étend sur 2 Km de long et sur plus de 1000 m de large (Photo.2. Pl.III). La cartographie des affleurements (Fig.1. 11), la réalisation des coupes orientées SE-NW et le levé des sondages disponibles (KA/27, KA/30, KA/33) nous ont permis de distinguer la succession de deux unités lithostratigraphiques (Fig.1. 12) : III. 2. 1. L’unité de la base L’unité de base affleure dans la partie Est, elle s’étend jusqu’à la crête de la colline de Koudiat Aicha sur une centaine de mètres. Elle débute par des pélites de couleur gris argenté, caractérisées par l’abondance des sulfures qui se présentent sous forme des plaquettes suivant les plans de schistosité S1. Ces pélites sont intercalés par de minces niveaux gréseux et surmontées au SE de la colline par une barre de calcaire grèseux (Photo.5. Pl. III). Cette barre montre une puissance qui ne dépasse guère les 35 m et se caractérise par des figures sédimentaires bien visibles de type litages laminés, slumps, convolutes. Le sommet de la série est coiffé par des grèso-pélitiques lités (Photo.3. Pl. III). Ces derniers sont caractérisés par l’alternance des bancs grèseux et des bancs pélitiques, avec la dominance des niveaux grèseux (5 à 20 cm). A l’approche des horizons minéralisés, ces termes sont fortement altérés en chlorite, séricite, quartz et sulfures. Les sulfures apparaissent sous forme de plaquettes dans les plans de la S1 ou en veinules fines. On note enfin que dans cette unité, un niveau de tuffite amygdalaire (5m de puissance) est situé entre les deux chapeaux de fer (Photo.7. Pl. III). Il est caractérisé par un encroûtement sombre et vert cumin sur cassure fraîche. Il est très riche en nodules de quartz (max 1 cm) arrondis et/ou aplatis dans les plans de la schistosité régionale et à sulfures lités.

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En ce qui concerne les faciès magmatiques, ils sont représentés par une dizaine des sills basiques de puissance métrique (1m à 25m) et d’extension de l’ordre de 30m. On les reconnaît à l’affleurement par leur teinte vert sombre et leur débit d’altération en boules (Photo.4. Pl. III). Sur sondage, ces sills sont de couleur gris verdâtre, montrant parfois des lattes de plagioclases de taille millimétriques et des sulfures disséminés. Leur contact avec l’encaissant (Photo.4. Pl. III) est normal et généralement souligné par une auréole sombre (max 1m) avec des taches métamorphiques aplaties dans la schistosité régionale. En lame mince (voir plus loin) ces taches se présentent sous forme d’ocelles à quartz, chlorite, séricite et oxyde de fer. De plus l’étude microscopique montre que certain corps basiques présentent une texture trachytique fluidale, dessinée par l’alignement des microlattes de plagioclases (sondage KA/27, cote 326). Ces observations suggèrent le caractère intrusif et rarement spilitique de ces corps magmatiques et leur antériorité à la déformation hercynienne majeure. Dans cette unité on a relevé deux chapeaux de fer liés à des lentilles à minéralisation sulfurée. Ils sont de formes irrégulières, discontinues et allongées NNE- SSW, avec un fort pendage vers l’Ouest. Ces chapeaux de fer sont souvent matérialisés par des lambeaux riches en hydroxydes de fer (hématite, goethite) et par des zones rubéfiées d’ordre métrique (max 12m de puissance). Les grattages effectués sur ces chapeaux de fer montrent la présence de traces de malachite et d’azurite. Les sondages d’explorations implantés dans la partie Est de la colline confirment la présence de deux horizons minéralisées de puissance variant de 1m à 25 m. La minéralisation sulfurée est alors constituée essentiellement par la pyrrhotite à laquelle s’associe la sphalérite, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la galène et le glaucodot. Le contact entre les lentilles sulfurées et leur encaissant est normal et se caractérise par une intense altération hydrothermale soulignée par des sédiments exhalatifs associés à des sulfures lités. Dans ces niveaux altérés On observe également des veines et veinules de sulfures (à pyrrhotite essentiellement et chalcopyrite) qui se présentent sous forme des stockwerks. L’encaissant de la masse minéralisée (toit et mur) est riche en sulfures sur un auréole de plus de 15 m. Ils se présentent sous forme soit disséminés soit lités et/ou sous forme des petites veinules post schisteuses. III. 2. 2. L’unité du sommet L’unité du sommet est développée dans la partie Ouest de la colline. Elle est dominée par des pélites noires légèrement carbonatées avec de rares bancs de grès quartzitiques (Photo.6&8. Pl. III). Les termes quartziques ne dépassent pas les 10 cm de puissance. Ils sont boudinés, aplatis et cisaillés (N30). Dans l’extrémité ouest de la colline, les pélites noires sont intercalées par des pélites compactes de couleur rouge et vert clair sur cassure fraîche. Ces 50

dernières, formant une barre de 10 à 13 m de puissance, sont fortement altérées (chloritisées, silicifiées et oxydées) (Photo.6. Pl. III). Dans la partie basale de cette unité les pélites noires sont intércalées par des niveaux d’altérites de 0,5 à 1m de puissance et étendus sur une dizaine de mètres. Ces altérites sont composées essentiellement par la chloritite vert sombre associée à des nodules du quartz et d’hématites. Ces altérites sont compactes, fortement boudinées et aplaties dans les plans de la schistosité régionale.

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Fig.1. 12 : Carte géologique de secteur de Koudiat Aicha.

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Fig. 1. 13 : Log synthétique de secteur de Koudiat Aïcha.

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III. 3. Conclusion La série sédimentaire de Koudiat Aïcha débute par des apports fins, dont le rapport grès/pélites est inférieur à 1. Elle est riche en sulfures disséminés ce qui traduit un milieu de dépôt calme et confiné. L’apparition des bancs de calcaire grèseux et des bancs de grès quartziques dans la partie intermédiaire de l’unité de la base souligne un changement dans la nature des apports sédimentaires et également dans la nature du milieu de dépôt. Ces bancs montrent des figures sédimentaires (flut cast, convulutes et des slumps) qui traduisent un milieu de dépôt de haute énergie associé à une instabilité tectonique lors de la sédimentation. Les pélites carbonatées qui marquent le sommet de la série indiquent un retour à des conditions de dépôt beaucoup plus calmes. Les roches magmatiques basiques sont largement représentées dans l’unité de base (partie Est) sous forme de sills gabbroïques d’extension latérale modeste et d’épaisseur métrique. Ils sont fortement altérés et montrent des passages centimétriques amphibolitiques. Ces sills se caractérisent par l’abondance de sulfures antéschisteux qui se présentent soit en veines soit en micro-amas allongés, boudinés et aplatis dans les plans de la schistosité régionale. L’originalité de la minéralisation sulfurée est soulignée par : (i) le contact normal avec l’encaissant ; (ii) la présence des figures de déformation synsédimentaire (slumps) dans la masse minéralisée ; (iii) les fragments de l’encaissant emballés dans la minéralisation ; et inversement (iiii) l’apparition des structures d’imprégnation.

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Planche. III

Photo.1 : Vue panoramique du gisement de Koudiat Aicha. Photo. 2 : Les formations de Koudiat Aicha se présentent sous forme de petites collines décalées par les failles N70. Photo. 3 : L’alternance des bancs gréseux et des blancs pélitiques formant le terme de sommet de l’unité de base. Photo. 4 : Le contact normal entre le sill de gabbro, montrant une altération en boule, et les pélites gris argentées de base. Photo. 5 : Les bancs de calcaires gréseux interstratifiés dans les pélites de l’unité de base. Photo.6 : Barre de pélites vertes clair et oxydées, formant un chapeau de fer à l’Ouest de la colline. Photo. 7 : Banc de tuffite amygdalaire fortement altéré. Photo. 8 : Niveaux minces des carbonates intercalés dans les pélites noires.

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N

N70

Photo. 1

Photo. 2

Gabbro Grès quartzitique

Pélite gris argentée Pélite

Photo. 3

Photo. 4 N

Calcaires gréseux (Chapeau de fer pauvre)

Pélite noire

Photo. 5

Photo. 6 Nodules de quartz

Pélite noire Carbonates

Photo. 7

Photo. 8 56

IV. Lithostratigraphie de Ben Slimane (BS) et de Kettara (KT) IV. 1. Introduction L’étude du secteur de Kettara et Ben Slimane a été entreprise par de nombreux auteurs (Huvelin, 1977 ; Bordonaro, 1983 ; Aarab, 1995 ; Essaifi, 1995) qui ont proposé plusieurs interprétations concernant les corps magmatiques bimodaux qui y affleurent (un rappel historique de l’évolution des idées a été développé dans la partie de l’introduction générale). Néanmois, des divergences de point de vue persistent encore, notamment en ce qui concerne l’interprétation de la signature géochimique de ces magmas ainsi que leur mode de mise en place. Sans entrer dans une étude géochimique et géodynamique détaillée qui ne constitue pas l’objectif primordial de notre étude, nous allons tenter de définir la lithostratigraphie des formations encaissantes de l’horizon minéralisé de BS (Fig. 1 14) et de KT, afin de définir l’environnement géologique de ces gisements. Des coupes géologiques (NW-SE) ont été dressées dans les deux sites ainsi qu’une carte géologique synthétique au niveau du secteur de Ben Slimane (Fig. 1. 13).

Fig.1. 14 : Carte géologique de secteur de Ben Slimane

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IV. 2. Lithostratigraphique du secteur de Ben Slimane Dans le secteur de BS, l’étude lithostratigraphique nous a permis de définir deux unités lithologiques principales (Fig.1. 15) :

IV. 2. 1. L’unité de base Bien développée dans la partie Est du secteur, elle est composée d’une succession de pélites et de grès. Le rapport grès/pélites ainsi que la couleur des faciès permettent de subdiviser cette unité en deux termes :

a) Le terme de base Il est formé par une séquence pélito-grèseuse, d’une centaine de mètres, de couleur gris argenté. Les bancs gréseux, souvent recouverts par une patine rouille d’oxydes de fer, se présentent sous une forme lenticullaire avec une épaisseur qui varie entre 0,5 à 30 cm. Ils sont boudinés, aplatis dans les plans de la S1 avec une schistosité de fracture (S2) bien marquée. Par endroit, ce terme est formé par l’alternance des bancs de grès fins et des pélites de taille millimétrique. On y trouve des intrusions basiques allongées N30, représentées par des sills de gabbros (2 à 150 m de puissance) et des sills doléritiques de taille modeste (0,5 à 1m). On y trouve également des dykes diabasitiques (<1m) de direction N10 et étendus sur plus de 10m, recoupant les sills de gabbros et les plans S0/S1.

Fig.. 1. 15 : Vue panoramique du secteur de Ben Slimane avec les principeaux faciès cartographiés.

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b) Le terme de sommet Ce terme s’étend sur une épaisseur de 400 m, de couleur vert clair (Fig.1. 14) dominé essentiellement par des séquences pélitiques. La partie basale est caractérisée par la présence de bancs grèseux, de puissance allant de 0,5 à 1cm, alors q’au sommet, le matériel est plutôt très fin avec une schistosité de crénulation bien marquée. Ce terme renferme des sills de gabbros allongés N30, de puissance allant de 0,5 à 20 m, sont cisaillés et décalés par les failles N70. On y trouve également un niveau interstratifié de tuffites basiques (Photo.1. 9) à structures orbiculaires (Photo.1. 10). Son épaisseur est variable de 0,3 à 12 m et son extension dépasse les 500 m. Localement (partie NE), quelques dizaines de mètres (max 20 m) de calcaire grèseux sont intercalées dans les pélites de base (Fig. 1. 14). Ce faciès est de couleur jaune claire sur patine et grise sur cassure fraîche. Il présente des grains de quartz détritiques fins baignant dans une matrice carbonatée. Dans ce même secteur un faciès de tuffites acides surmonte les pélites verdâtres (Fig. 1. 14). Ces tuffites, de couleur gris claire, montrent un litage fin. Leur puissance varie de 0,5 à 30m sur une longueur allant de 180m. IV. 2. 2. L’unité du sommet Couvrant une épaisseur plus de 200 m, cette unité, dépourvue d’intrusions magmatiques, est formée de pélites carbonatées intercalée parfois par de minces bancs grèseux. Elle contient un horizon minéralisé à pyrrhotite qui, en surface, est matérialisé par de lambeaux d’hématite (0,5 à 9m) associés à des nodules de quartz, des fragments de l’encaissant et des chloritites. Le chapeau de fer est développé sur une puissance de 4m et une étendue de plus d’1Km. Tuffite basique

N

Structures orbiculaires

Pélites

N70

Photo. 1. 9 : Niveau de tuffite basique décalé par les failles N70

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Photo. 1. 10 : Structure orbiculaire dans les tuffites basiques

Fig.1. 16 : Log lithostratigraphique synthétique du secteur de Ben Slimane.

VI. 3. Lithostratigraphie du secteur de Kettara Dans le site de Kettara, la série lithostratigraphique est subdivisée en deux unités : IV. 3. 1. L’unité de base Formée par la succession de plusieurs corps intrusifs (ultramafiques et mafiques) interstartifiés dans les pélites grèseuses de la série de la base. On y trouve également des tuffites basiques et/ou acides formants des petits niveaux stratiformes qui ne dépasse guère le 2 m de puissance. Ils sont caractérisés par une patine rouille d’oxydes de fer et décalés par les 60

failles N70. De plus on a cartographié quelques lentilles métriques de calcaires grèseux dans la partie sommitale de cette série de cette unité de base. Ces lentilles sont bien développées dans le secteur de Kettara par rapport au secteur de BS. Cette unité constitue le prolongement latéral vers le nord de l’unité de base de BS. IV. 3. 2. L’unité de sommet Formée à sa base par des pélites noirâtres, surmontées par des pélites gréseuses (0,5 à 6m) intensément oxydées et rubifiées, renfermant des lambeaux métriques d’hématite et quartz. Ces derniers formant le chapeau de fer de Kettara, allongé N70 et étendu sur plus de 1,5 Km. Les sédiments exhalatifs constituent le toit et le mur d’horizons minéralisés. Les termes carbonatés sont matérialisés soit par des lits millimétriques en alternances avec les pélites soit par des lentilles de calcaires grèseux (de 0,5 cm à 1m de puissance). IV. 4. Conclusion La succession lithologie de BS et de KT est la même que celle retrouvée dans le secteur de KA et DS. Cependant, elle est dominée par les pélites (grès+calcaire/pélite <<1) et montre l’abondance de sulfures disséminés dans l’ensemble sédimentaire. De plus, dans sous domaine les niveaux de calcaires gréseux sont moins représentés dans l’unité de base par rapport à celle de Koudiat Aïcha. Ceci nous a permis de conclure que les apports terrigènes sont très faibles dans sous domaine et leur milieu de dépôt est plus profond avec des conditions plus stables. Les corps magmatiques basiques sont bien développés dans la partie basale de l’unité de base. Ces roches mafiques montrent une altération précoce bien développée et riche en sulfures disséminés à caractère antéschisteux. Elles pourraient représenter l’équivalent latéral de corps basiques de Koudiat Aïcha et acides de Draa Sfar qui sont encaissés dans l’unité de base. Les horizons minéralisés sont encaissés dans les pélites noires de base de l’unité de sommet. Leur toit et mur sont caractérisés par des sédiments d’altération hydrothermale à chlorite et quartz essentiellement. Une forte altération affecte l’encaissant immédiat des horizons minéralisés. Elle est essentiellement matérialisée par une chloritisation et une silicification assez poussée.

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V. Evolution lithostratigraphique et environnement de dépôt des amas sulfurés des Jebilets centrales L’évolution lithostratigraphique et paléogéographique dans les trois secteurs étudiés sont parfaitement comparables dans leur majorité. Toutefois, des différences sont à noter : La série litholigique dans le secteur de BS, KT et DS, montre une analogie remarquable dans la succession et le milieu de dépôt : sédiment fin avec certains bancs de grès et de calcaire gréseux, évoquent des dépôts de plate forme distale. On note, dans le secteur de KA, que les pélites de base s’enrichissent progressivement en bancs calcaires gréseux et en grès ce qui indique une décantation dans une plate forme proximale. Dans les trois secteurs, les conditions anoxiques ont prévalu le long de la série sédimentaire. Ces conditions réductrices ont été particulièrement favorables au piégeage de certains éléments chimiques ; ils seraient responsables de la richesse minière de Jebilets (Beauchamp, 1984). Dans le secteur DS, les lentilles minéralisées sont encaissées entre l’ensemble basal et l’ensemble sommital. Dans le secteur de KA les corps minéralisés sont encaissés dans la partie supérieure de la série de base. Dans le secteur de BS et KT, les horizons minéralisés sont encaissés dans la partie inférieure de l’unité de sommet. En ce qui concerne les manifestations magmatiques, les secteurs étudiés montrent d’importantes variations en termes de nature et de volume des roches émises. Le volume des faciès magmatiques et volcano-sédimentaires est en effet très variable : important dans DS Sud, modeste dans KA et mineur dans BS, KT et DS Nord. Ce complexe est acide dans DS ; basique dans KA et acido-basique dans BS et KT. Il constitue l’environnement immédiat des amas sulfurés de Draa Sfar et Koudiat Aicha, mais il est spatialement loin dans le secteur de KT et BS. La présence d’amas sulfurés dans des niveaux différents d’une série volcanosédimentaire a déjà été signalée dans plusieurs districts dans le monde (IPB-Spain, TasmaniaAustralie, Avoca-Irland, Brévenne-Françe). L’effet de ces complexes sur la formation des amas sulfurés a été discuté par plusieurs auteurs (Franklin et al., 1981 ; Mosier et al., 1983 ; Lentz, 1998 ; Tornos, 2006). Mosier et al. (1983), a en effet montré que les amas économiques sont généralement formés en association avec le volcanisme acide malgré le fait que ces roches soient en très petite fraction dans plusieurs districts d’amas sulfurés.

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Chapitre II Etude pétrographique

I. Analyse pétrographique des faciès de Draa Sfar Sud I. 1. Introduction I. 1. 1. Les faciès volcaniques et pyroclastiques associées Le volcanisme Carbonifère des Meseta du Maroc hercynien, a fait l’objet de divers travaux géologiques, pétrographiques et géochimiques ayant contribués à une meilleure connaissance de leur signature géochimique ainsi que leur environnement géodynamique de mise en place. Par contre ces travaux ne sont pas bien développés sur les pyroclastites associés aux volcanismes des Jebilet centrales. En effet ce magmatisme est généralement considéré comme bimodal acido-basique (dolérites, gabbros, andésites, dacites, rhyodacites et rhyolites), formant une série d’affinité tholeïtique océanique de type T-MORB (Aarab, 1995). Les formations volcaniques et magmatiques des Jebilet centrales, sont constituées par un empilement de coulées et sills qui sont étalés latéralement sur des centaines de mètres et intercalées avec des niveaux pyroclastiques et épiclastiques. En effet, l’association des pyroclastites aux édifices acides sous aquatiques est un phénomène largement décrit dans les séries volcaniques anciennes et récentes. La classification et la nomenclature de ces faciès de pyroclastites et épiclastites associés aux dômes et aux coulées de laves acides sont illustrées par le modèle lithologique et génétique de Chalot-Part et Le Gall, (1978). Ces auteurs se sont basés sur les données granulométriques du matériel, les structures sédimentaires de dépôts et les processus de fragmentation (pyroclastite et épiclastite) (Tableau. 2. 1).

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Tableau.1 : Les volcanoclastites dans le spectre détritique Charlot-Part et Legall. , (1987)

Classes granulométrie

EPICLASTITES Meubles

Consolidées

EPI et PYROCLASTITES Consolidées Pyr<25% pyr>25%

Bloc galet 32 mm

2.0 mm

Conglomérat Conglomérat tufacé

Argilite tufacée

Tuf de lapilli

Cinérite ou tuf de cendres

32 mm lapilli

cendre

fine

Argilite

Brèche

fine

Siltite tufacée

Tuffite de cendre

fine

Siltite

0.004 mm Argile

Bloc

grossière

Grès tufacé

meubles

grossière

Silte

Grès

Tuffite de lapilli grossière

Sable

Consolidées

Tuffite de blocs

Gravier

0.062 mm

PYROCLASTITES

I. 1. 2. Les coulées et sills de laves acides Un grand nombre d’études a été effectué sur le mode de mise en place des magmas subaériens (le lecteur intéressé par ce type de dépôt pourra se référer au récent travail de Aït Chayb, (1997) et ce de Youbi, (1998). D’autres, moins nombreuses, ont également porté sur les dômes submersibles (Pichler, 1956 ; Carmassi et al., 1983 ; Cas et al., 1990) dont l'observation directe est plus difficile. Les principaux paramètres qui contrôlent la forme et le style de mise en place des dômes acides sont le taux d’éruption et la rhéologie du magma (Fink et Bridges, 1995). Pichler, (1956) ; Carmassi et al., (1983) ; Cas et al., (1990) et Dadd, (1992) ont montré que la mise en place du magma dans un environnement submarin provoque la fragmentation de la lave au contact avec de l'eau sous l’effet thermique. Ce phénomène est continu et le composant fragile atteint sa limite élastique ; et il se rupture en brèches formant une carapace hyaloclastite qui protège le noyau intérieur de la lave contre l'interaction eaumagma. Cette fragmentation provoque la formation des roches hyaloclastiques qui se développent au dessus et aux côtés de l'écoulement, où le refroidissement est plus rapide qu’au centre de la lave. Selon la littérature existante, le degré de fragmentation, et par conséquent la taille de grain des roches hyaloclastites, peuvent être liés à l'efficacité de l'interaction de l'eau-magma (Carmassi et al., 1983 et Cas et al., 1990).

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I. 1. 3. Les roches volcaniques A. Rhyodacites massives (Photo. 1 & 2. Pl. IV) Ces coulées affleurent sur de grandes superficies à l’échelle du complexe volcanique de Draa Sfar sud. Ce faciès a été échantillonné à la surface depuis la coupe DS 420 Sud jusqu’à la coupe DS0/0 (Fig. 1. 2), dans tous les niveaux d’exploitations et dans tous les sondages carottés. La roche est d’aspect massif, très compact, avec des bulles de dégazages et des structures perlitiques par endroit. Elle est de couleur beige sur patine et gris sombre sur cassure fraîche ; dans les zones les plus altérées la roche est de couleur vert sombre. Les coulées forment un complexe de puissance cumulée moyenne de plus de 200 mètres, s’enracinant sur une profondeur de plus de 1000m (sondage DF/122). Elles se présentent en succession de coulées massives dont le toit et le mur sont parfois soulignés par des passages centimétriques à métriques d’aspects bréchiques (brèches de coulées). Ces brèches de coulées (Photo. 5. Pl. II), ayant une taille de 0,5 cm à 4,5 cm, voire 40 cm, constituent de 30 à 50% du volume total. Les brèches de coulées sont reparties pêle-mêle sans orientation préférentielle au sein d’un liant microlitique, intensément dévitrifié en fines paillettes de séricite et de chlorite qui contournent les phénocristaux et les clastes. Les bulles sont parfois assez fréquentes (30% du volume total de la roche), de taille millimétriques à centimétriques (<1.5 cm) avec ou sans remplissage (Photo. 4. Pl. I). Elles sont souvent aplaties et orientées dans les plans de la schistosité de flux (S1). L’extension latérale de chaques coulées n’est pas appréciable. La texture est généralement granoblastique à porphyroclastique orientée, parfois rubanée ou mylonitique. Elles montrent une alternance de passages noirs, discontinus et irréguliers correspondant à du verre intensément dévitrifié et des niveaux clairs à phénocristaux de quartz et de feldspath. Le rubanement est souligné par des veinules de quartz boudinées et étirées selon le plan de la schistosité régionale. Parfois, elles sont microplissées. Ces laves sont pauvres en phénocristaux (5% à 10%) qui se trouvent dans un état de conservation varié relatif à l’état d’altération de la roche et à l’intensité de la déformation (zones de mylonitisations et de cisaillements). L’assemblage minéralogique comprend : Le quartz (0.1 à 2.4 mm) est d’aspect rhyolitique, en phénocristaux globuleux et corrodés avec des golfs de corrosion et cupules de résorption. Il est également parfois fracturé et partiellement recristallisé sur ses bordures (cerne limpide réactionnel) ; il montre une

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extinction onduleuse, des macles mécaniques et présente des ombres de pression souvent dissymétriques. Le feldspath potassique se présente sous forme de prismes automorphes allongés avec des macles Carlsbad visibles. Parfois, ces phénocristaux sont subarrondis attestant d’une importante résorption et d’une déstabilisation dans la mésostase. Plus rarement, il se présente en débris de cristaux isolés ou groupés (3 mm au max), intensément fracturés, cataclasés et recristallisés. Ces derniers sont partiellement et/ou complètement transformés en séricite, albite, chlorite et rarement en épidote et ne sont reconnaissables que grâce à la conservation de leurs habitus. Ces cristaux présentent des zones d’ombre de pression et des queues de recristallisation souvent dissymétriques. Les plagioclases sont en phénocristaux (1 à 2 mm) avec des macles polysynthétiques visibles. Ils sont souvent albitisés, moins altérés et relativement plus rares que les feldspaths potassiques. La matrice, de nature essentiellement quartzo-feldspathique, est très finement recristallisée et globalement orientée. Elle est constituée de microlites de plagioclases, de la séricite, du quartz et de la chlorite, avec d’autres minéraux accessoires comme la biotite, de l’épidote, des leucoxènes, du zircon, du sphène et de l’apatite. La phase phylliteuse, dont les proportions sont variables d’une zone à l’autre, est généralement orientée et souligne les plans de schistosité régionale. Les microlites de plagioclases se présentent en fins cristaux (< 0.1 mm) disséminés dans la matrice, moulés par la schistosité et sans orientation défini. Ils présentent des macles polysynthétiques très fins. La séricite est plus fréquente dans tous les échantillons de la rhyodacite massive. Elle se présente soit en fines paillettes de taille micrométrique orientées et étirées dans des plans discontinus, soulignant la schistosité régionale (S1) et moulants les phénocristaux felsiques ; soit se développent sur les feldspaths en forme des cristaux de muscovite sans orientation définie, et dont la taille atteinte 0.35mm. Elle apparait aussi, en compagnie du quartz dans le remplissage des micro-fractures antéschisteux. Ces formes des micas blancs sont liées au métamorphisme régional. Le quartz c’est la phase minérale la plus fréquente dans la matrice de la rhyodacite massive. Il se présente en fins cristaux associées au feldspath xénomorphes à contacts engrenés (0.5 mm au max). Le quartz à extinction mécanique rempli les micro-fractures antéschisteux (4 mm de large). Il est déformé, boudiné et étiré selon les plans de schistosité 66

régionale. Parfois, le quartz à extinction onduleuse se présente en cryptocristallins le long des bordures des cristaux du quartz d’origine magmatique (2,5 mm). Ce type de quartz semble influencer sur les analyses chimiques des rhyodacites qui montrent des teneurs élevée en silice variant entre 75% à 80%. Ces teneurs ne semblent pas primaires mais plutôt à mettre en relation avec les phases anté-métamorphes et syn-métamorphiques voire même les phases tardives d’altération hydrothermale. La chlorite est moins abondante que les phases minérales sus-citées et qui sont liées au métamorphisme régional. Elle s’exfolie suivant la schistosité de flux S1 soit en fines paillettes de tailles micrométriques en forment des plans discontinus ou des plans continus qui moule les phénocristaux ; soit en éventailles (<0,2 mm) de teinte jaune à mauve et/ou marron sombre à verdâtre. La biotite, très rare, se présente sous des formes plus ou moins rétromorphosées en chlorite soit en fines paillettes qui se développent sur les phénocristaux de feldspaths soit en fantôme totalement transformée en chlorite avec des résidus des opaques. L’épidote (<0,50 mm), parfois fréquente, occupe une position interstitielle sous forme de fins cristaux subarrondis de taille micrométriques et/ou en cristaux isolés ou en masses à macles d’arlequins qui se développent sur les feldspaths. Les minéraux accessoires sont représentés par le zircon en grains bien fréquents, l’apatite et le sphène partiellement ou totalement transformé en leucoxènes. Les textures magmatiques sont plus ou moins conservées et les phénomènes d’altérations anté à post-schisteuse sont de faibles intensités voire absentes dans ces rhyodacites massives. EIles ne se manifestent que très localement par une silicification tardimagmatique qui s’exprime par de rares vésicules de gaz aplaties et remplies de quartz déformé, de chlorite en gerbes avec de la muscovite, des micro-fractures précoces plissotées et traversées par la schistosité. Ces fractures sont remplies de quartz déformé montrant une texture mylonitique, associé à de la chlorite en gerbes. L’altération hydrothermale postschisteuse est plus exprimée lorsqu’on s’approche des zones les plus déformées (cisaillements ductiles N-S). B. Rhyodacite vacuolaire (Photo. 4 Pl. I & Photo. 5. Pl. V) Ce faciès est considéré par les auteurs qui ont travaillé auparavant sur Draa Sfar comme lave à bulles et/ou amygdalaires. Les observations effectuées en surface et particulièrement dans les sondages (DS110 et DSF2) ont permis de déceler une alternance 67

constituée de zones laviques massives sans vésicules et de passages à lave vésiculée. Dans ces dernières dont la puissance ne dépasse pas les 5 m, les vésicules peuvent constituer jusqu’à 30% du volume total de la roche et se présenter sous forme de gouttes d’eau de taille inférieure à 1 cm avec ou sans remplissage, entourées par une écorce de teinte sombre. Ce faciès d’aspect massif, présente une couleur grise sombre sur patine et gris verdâtre sur cassure fraîche. Elle renferme des vacuoles assez fréquentes millimétriques à centimétriques souvent aplaties. Au microscope, ces roches de texture microlitique porhyrique et sphérolitique sont caractérisées par un assemblage minéralogique similaire à la rhyodacite massive : Le feldspath potassique se présente sous forme de prismes auto à sub-automorphes, de taille pouvant atteindre 3 mm, montrant des macles de Carlsbad fines. Ces cristaux sont souvent très altérés en séricite, albite et envahie par la calcite. Ils se présentent également en forme d’amas de petits grains recristallisés avec des limites engrenées et moulés par les minéraux phylliteux (séricite et chlorite) qui soulignent les plans de la schistosité (S1). Le quartz est globuleux avec un cachet rhyolitique marqué par des golfs de corrosion et copules de résorptions. Sa taille varie de 0.2 mm à 1 mm. Il est moulé par la schistosité et présent des ombres de pression. Les vacuoles présentent un remplissage quartzitiques, le plus souvent déformé avec extinction roulante caractéristique ; auquel s’associé de la chlorite en gerbe, de la muscovite, de l’épidote et des sulfures. Ces vacuoles, de tailles variant de 1 à 4 mm, sont le plus ou moins aplaties et moulées par la schistosité (S1). Elles sont le plus souvent entourées d’une écorce de teinte sombre qui pourrait être le résultat de matériel exclut pendant leur cristallisation. La matrice, de nature quartzo-feldspathique, est très finement recristallisée, avec de la séricite et de la chlorite qui soulignent les plans de la schistosité régionale. Les minéraux accessoires sont représentés par de l’épidote assez fréquente, du zircon en grains arrondis et des leucoxènes en baguettes allongés. C. Rhyodacite rubannée (Photo. 3. Pl. I) : Ces laves affleurent exclusivement dans la partie Ouest de la colline de Draa Sfar sud, entre les coordonnées lambert (X1 : 240504.62, Y1 : 127370.85 et X2 : 240514.76, Y2 : 127013.77). Elles se présentent sous forme lenticulaire de direction N-S et d’une extension de plus de 360 mètres sur une puissance qui varie entre 2 m à 30 m. Ces volcanites reposent en contact normal avec leur encaissant. Elles sont reconnues par leur teinte grise claire sur patine 68

et cassure fraîche. Ces roches sont vésiculées, compactes et homogènes mais pouvant contenir par endroit des éléments volcaniques cogénétiques de taille inférieure à 1 cm. Au microscope la roche présente une texture granoblastique orientée à porphyrique. Le rubanement est marqué par l’alternance de passages noirâtres discontinus et irréguliers correspondant à du verre intensément dévitrifié et des niveaux clairs à phénocristaux de quartz et de feldspath. Sa minéralogie est essentiellement à quartz, feldspath et des rares éléments volcaniques cogénitiques. Le quartz, d’aspect rhyolitique, constitue 2% de volume total de la roche. Sa taille varie de 0.25 à 1.25 mm. Il se présente en phénocristaux globuleux corrodés avec des golfs de corrosion et cupules de résorption. Il est aussi parfois fracturé et partiellement recristallisé, sur les bordures. Ce quartz montre une extinction onduleuse et présente des queues de recristallisations. Le feldspath potassique, se présente en phénocristaux automorphes à subautomorphes, isolé ou groupés en plusieurs individus, souvent cassés et plus ou moins corrodés. Il constitue 6% du volume total de la roche avec une taille qui varie de 0.25 à 1.75 mm. Ces cristaux sont moulés par la schistosité. Ils sont souvent altérés en séricite, épidote et albite et présentent parfois des macles de Carlsbad parfois des macles zonées. Le plagioclase, moins abondant que le feldspath potassique, se présente en prismes ou en débris avec des macles polysynthétiques visibles. Les cristaux sont fracturés, cataclasés et recristallisés avec une taille qui peut atteindre 1.25mm. Les fragments rhyodacitiques (0.1mm à 1cm) présentent une minéralogie essentiellement quartzo-feldspathique. Ils sont à contours effilochés et moulés par la schistosité avec des queues de recristallisation. La matrice est globalement orientée et composée de minéraux de taille allant de 0.1 à 0.3 mm, formée de quartz et feldspaths recristallisés à contacts engrenés, de séricite abondante, de chlorite moins fréquente et d’oxydes concentrés dans les plans de dissolutions. On note la présence de rares vacuoles fines (0.25mm) remplies de quartz, chlorite, épidote, leucoxène et rarement muscovite. Les minéraux accessoires sont représentés par quelques grains de zircon, des cristaux d’épidotes et des sulfures disséminés. D. Dacites massives (Photo. 5 & 6 Pl. IV) En surface, ce faciès forme un relief arrondi (dôme), d’aspect massif et relativement homogène. Il s’exprime sous forme de coulées empilées, massives, compactes et 69

microgrenues, de teinte brune sombre sur patine et grise sombre sur cassure fraîche. Leur puissance moyenne est de 150m. Ces coulées sont plus ou moins fluidales, localement très vésiculées et peut schistosées. Ce faciès a été échantillonné dans la partie Est de l’extrémité sud de Draa Sfar Sud ; depuis la coupe DS 340/S jusqu’à la coupe DS 630S, dans l’extrémité sud des traçages sud des niveaux (-220m, -300m, -400m et -640m) et dans les sondages carottés (DS126 et DS124). Ce faciès est abondamment moucheté de points blancs correspondants à de phénocristaux de feldspaths de 1 à 2mm qui lui confèrent un faut aspect grenu. Le contact entre ce faciès et l’ensemble rhyodacitique est aisément décelable cartographiquement, avec notamment la possibilité d’observer des digitations métriques sineuses du corps dacitique dans le faciès rhyodacitique. Ce faciès montre des passages à aspect bréchique, dont la puissance peut atteindre les 4 mètres par endroit. Ces derniers sont riches en éléments volcaniques semblables à la matrice (cogénétiques). Leur taille est inférieure à 1,5cm et leurs contours sont déchiquetés et rarement arrondies. Ils sont légèrement aplatis dans les zones les plus schistosées, avec un passage graduel vers la matrice. Ces brèches, facilement reconnaissables sur sondage par la couleur blanchâtre des éléments qui contraste avec celle de la matrice gris sombre, ne montrent ni granoclassement ni orientation définie. Elle représente une brèche de coulées qui coiffe le sommet de l’ensemble dacitique sur une puissance qui ne dépasse pas les 4 mètres. Elle témoigne d’une brèchification in situ de la partie superficielle de la coulée relative à une activité volcanique sous aquatique. Ces dacites massives présentent une texture microlitique porphyrique trachytique. Elles montrent plutôt une texture grano-porphyroclastique mylonitique dans les zones les plus déformées. Elles sont plus riches en phénocristaux d’origine magmatique (15% à 40%) que les rhyodacites. La composition minéralogique est constituée de plagioclases automorphes à subautomorphe (<2,5mm), le plus souvent altérés en séricite, chlorite et épidote ; de feldspath potassique (sanidine) (<1,5mm) à contour résorbé et totalement altéré en séricite et minéraux argileux ; de quartz, moins représenté que les précédents, à caractères rhyolitique (1,2 mm au max) et à extinction roulante et de biotite plus rare, transformée en chlorite et envahie de granules d’oxydes. La mésostase, est composée de microlites de plagioclases (albite) de taille pouvant atteindre 0,25mm, avec des macles polysynthétiques fins et bien visibles. Ils constituent plus de 30% du volume total de la roche, baignant dans un verre quartzo-feldspathique dévitrifié 70

où ils sont légèrement réorientés selon le plan de la schistosité S1. Il faut noter que l’état de conservation de ces paragenèses primaires varie en fonction de l’état d’altération de la roche et l’intensité de la déformation (zones de mylonitisation et de cisaillement). Les phénocristaux primaires conservés sont représentés par : Les plagioclases en prismes automorphes allongés (15% à 30%), de taille pouvant atteindre 2.5mm, groupés ou isolés, craquelés et à macles polysynthétiques bien visible (albite). D’autres phénocristaux montrent un zoning conjugué avec souvent des macles polysynthétiques. Ils sont généralement reorientés dans les plans de la schistosité de flux et moulés par celle ci. Ces phénocristaux sont le plus souvent moins altérés. Dans les zones altérées, ces dernières sont complétement pseudomorphosés en albite, séricite, calcite, épidote et chlorite. Par endroit, Des fractures une altération de type damouritisation ou calcification est développée et qui est typique dans ce faciès. Le feldspath potassique, en cristaux automorphes (5% à 10%), est relativement plus rare que les précédents et plus altéré (séricite). Il se présente souvent sous forme de fantôme, dont la taille peut atteindre 1,5 mm. Il est intensément fracturé, cataclasé et recristallisé avec des macles de Carlsbad visibles. Localement, il se caractérise par un contour résorbé témoignant d’une instabilité dans la matrice. Le quartz, très rare, se présente en cristaux subarrondis à caractères rhyolitique (golf de corrosion, cassé et cupules de résorption) de taille pouvant atteindre 1,5mm. Dans ce faciès, la biotite est relativement plus abondante par rapport au faciès rhyodacitique, mais elle est moins conservée sur tous les échantillons étudiés. Elle s’exprime en plages xénomorphe (<0.50mm), intensément chloritisées et envahies par des oxydes. La matrice est constituée de microlites de plagioclases albitisés. Ces derniers se présentent sous forme de baguettes allongées et maclées de taille inférieure à 0.25mm. Parfois, ces baguettes recristallisent en étoile. Ils constituent 20% à 30% du volume total de la roche dans les faciès les moins altérés (sur DS124 et DS126). Ces microlites sont légèrement orientés selon un plan de fluidalité et baignant dans un verre cryptocristallin dévitrifié en minéraux felsiques avec de la séricite et chlorite soulignant les plans de la schistosité de flux. Les minéraux accessoires, sont représentés essentiellement par de fins cristaux d’épidotes, parfois en plages, se développant sur les phénocristaux de plagioclases. Les leucoxènes, bien fréquents, se présentent soit en baguettes allongées soit en individues ou en amas. Ces derniers sont développés sur des oxydes (hématite et magnétite). Des grains 71

arrondis de zircon ainsi que l’apatite en baguettes sont fréquents. La calcite, en position interstitielle, se présente en plage pseudomorphosant les plagioclases et parfois colmate les microfractures tardives. Les sulfures sont rares et se présentent en amas de 0.2 mm de forme amiboïde. E. Les trachyandésites acides (Photo. 7 & 8. Pl. IV) Les affleurements de ces laves sont très réduits à l’échelle du complexe. Elles constituent des sills de 3m à 8 m de puissance, montrant des contacts normaux avec leurs encaissants. Ce faciès a été cartographié dans le niveau d’exploitation – 400 et sur carottes de sondage DS 130 et DS 61. L’extension latérale de ces sills n’est pas appréciable. La roche est de couleur grise clair sur patine et sur cassure fraîche. Elle est massive, compacte et abondamment mouchetée de points blancs correspondants à de phénocristaux de feldspaths de 0.5 à 1 mm qui lui confèrent une fausse structure grenue. Au microscope, ces roches montrent des variations texturales des épontes au centre avec une texture microlitique (ou trachytique) porhyrique au centre et microlitique aphyrique en bordures. Cette variation de la texture de centre vers la périphérie du sill, témoigne du contraste de température entre le sill et l’encaissant. Ils sont caractérisés par un assemblage minéralogique à plagioclases (albite) 50% à 60%, à feldspaths potassiques (sanidine et orthose) (4 à 10%), à quartz (2%). Les oxydes (4%) et la biotite sont rares. La taille des cristaux varie de la périphérie au centre de la coulée ; avec des cristaux dont la taille ne dépasse pas 0,1 mm à la périphérie et 0.5mm au coeur. Sur l’ensemble des lames étudiées, on note que les cristaux sont envahis et ou masqués par les carbonates, donnant à la roche une texture poecilitique. Le plagioclase (albite) se présente soit en prismes ou en débris de 0.5 à 1 mm, soit en cristaux trapus à sections rectangulaires, soit en microlites soit en individus isolés et/ou groupés. Il présente des macles polysynthétiques fines bien visibles et/ou des structures zonées. Souvent, il est damouritisé ou envahie par la calcite, plus rarement la pistachite. Par endroit, les cristaux sont cassés, avec des débris décalés, témoignant d’une déformation à froid. Les cristaux sont moulés par les plans de la schistosité de flux soulignés par de la chlorite et ne montrent aucune orientation définie. Le sanidine, se présente en phénocristaux et en microlites de taille variant de 0,02 à 1,2 mm. Quelque soit leur taille, ces cristaux sont souvent automorphe à macles de Carlsbad et parcourus de cassures transversales. Ils sont relativement peu altérés (séricite) et présentent des contours souvent résorbés. 72

L’orthose, moins abondant, se présente en cristaux subarrondis (0,3 à 2mm de diamètre) intensément résorbés, cataclasés et recristallisés partiellement ou totalement en séricite. Il présent souvent des grains de zircon en inclusion. Le quartz, est peu abondant. Les rares cristaux automorphe observés ont une taille qui varie entre 0,03 mm et 0,5 mm, avec des contours souvent émoussés et ornés d’une couronne de matière cryptocristalline. Ils sont moulés par la schistosité de flux, montrant des craquelures, des fractures et des macles mécaniques. Les oxydes se présentent en cristaux automorphes (0,1à 0,3mm) ou en plages amiboïdales qui criblent la mésostase et les minéraux primaires. La biotite, souvent rétromorphosée en chlorite, se présente en cristaux dont la taille peut atteindre 0,2 mm. La matrice est constituée d’une multitude de microlites de plagioclase, auxquels s’associent de la chlorite et de la séricite qui soulignent une schistosité de flux. Par endroit, on note la présence de zircon en grains arrondis comme minéral accessoire. La calcite est plus tardive, elle se présente souvent en plages des cristaux automorphes qui masquent les autres phases. F. Etude de brèches de coulées Ce type de faciès est relativement fréquent au sein de l’empilement de laves rhyodacitiques et dacitiques. Il forme des horizons de 10 cm à 10 m d’épaisseur intercalés dans les coulées et ayant une couleur gris claire à sombre. Le caractère clastique est facilement discernable sur le terrain et sur sondages carottés. Les clastes de teinte sombre à la surface et gris claire à blanchâtre sur sondages contrastent avec celle de la matrice donnant ainsi à la roche un aspect bréchique très bien visible sur patine. Ces clastes présentent des contours déchiquetés avec des formes ovoïdes et ayant souvent subi un début de tassement. Ces clastes (0,5 à 40 cm) ont toujours la même nature que le liant. Ils constituent 30 à 50% du volume total de la roche et sont repartis pêle-mêle sans orientation préférentielle. Le liant, de texture microlitique, est intensément dévitrifié en fines paillettes de séricite et de chlorite contournant les phénocristaux et les clastes. L’ensemble des observations indique que la bréchification affecte de façon très irrégulière la partie supérieure des laves rhyodacitiques et dacitiques. Les observations montrent une alternance des zones laviques bréchifiées avec des structures d’imprégnations entre eux. Les contours déchiquetés ou engrenés de ces xénolithes témoignent d’une 73

pulvérisation du matériau à l’état non consolidé et de la contemporanéité de la montée de ces coulées rhyodacitiques (Dadd, 1992). Le mode de mise en place des brèches de coulées, est le résultat de mouvements lents des magmas visqueux, déjà refroidis en surface. La progression plus rapide des zones encore fluides de la coulée entraîne des tensions suivies d’une fragmentation de la croûte qui progressent au sommet de la coulée. "Entraînés et emballés par la lave chaude" (Routhier et al., 1980). D’autre, cas de bréchification relativement peu différente, ont été décrites. Ceci, concerne la bréchifécation d’une partie de coulée, lorsqu’elle arrive dans une nappe d’eau. L’épanchement d’une partie de la lave aboutit à des brèches très locales, sans ciment sédimentaire, qui rappellent par ailleurs les hyaloclastites (Fisher et Schminke, 1984). Elles sont très difficiles à différencier des brèches de base ou de sommet de coulée. Dans le secteur étudié on peut déceler deux types de brèches de coulées liées aux deux ensembles magmatiques. G. Les brèches rhyodacitiques (Photo. 5. Pl. II & Photo. 2. 3 & 4. Pl. IV) Ce type de faciès est relativement fréquent au sein de l’empilement de laves rhyodacitiques. Il forme des horizons de 10 cm à 4 m d’épaisseur intercalés entre les coulées. La roche est souvent altérée avec une schistosité bien marquée. Les clastes de teinte sombre à l’affleurement et gris claire sur sondages, contrastent avec la matrice plus claire (gris clair à beige sur cassure fraîche) donnant à la roche un aspect brèchique très caractéristiques. Ces clastes présentent des contours déchiquetés et ayant parfois subi un début de tassement. Au microscope les brèches de coulées étudiées sont monogéniques et leur assemblage minéralogique ne diffère guère de celui de la lave rhyodacitique hôte. Ils sont à texture porphyrique avec des phénocristaux de quartz, feldspath assez fréquents et des minéraux secondaires (séricite, chlorite et calcite). Ils sont aplatis et étirés avec des bordures effilochées ne présentant pas souvent de limites nettes avec la matrice. Parfois, ils sont soulignés par des minces films d’oxydes associés à d’autres minéraux phylliteux. Ces brèches sont moulées par la schistosité et présentent des zones d’ombre de pression et des queues de recristallisation. Les phénocristaux sont rares et sont représentés essentiellement par des du feldspath potassique en prismes allongés, automorphes, de taille pouvant atteindre 3,25 mm. Ils sont souvent très altérés en séricite, albite et chlorite. Le quartz, à cachet rhyolitique, se présente en cristaux ayant une forme ovoïde avec des golfs d’arrêt de croissance. Sa taille varie de 0,2 à 2 mm. Il montre une extinction onduleuse et souvent entouré par un cerne limpide réactionnel.

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La matrice est formée essentiellement de feldspaths primaires (0,25 à 0.5 mm), de forme sub-sphérique, moulés par la séricite et la chlorite qui soulignent les plans de la schistosité de flux (S1). Le reste de la mésostase est généralement orientée et composée de quartz et feldspaths recristallisés à contacts engrenés (0,1 à 0,3 mm), de séricite abondante et de chlorite moins fréquente. L’épidote en cristaux de taille qui peuvent atteindre 0,50 mm. Le zircon, en grains arrondis, est le minéral accessoire le plus commun à ce faciès. On note que ce faciès présente des micro-vacuoles aplaties et remplies du quartz avec de la chlorite en gerbe et de la muscovite. H. Les brèches dacitiques (Photo. 6. Pl. IV) Ces brèches sont bien développées sur la partie Sud-Est de Draa Sfar. Elles montrent des passages métriques noirâtres et intensément hydroxylés, discontinus et irréguliers qui coiffent une succession de coulées dacitiques. A l’affleurement, la roche est grise sur cassure fraîche et verdâtre sur carottes de sondages. Elle est souvent vésiculée et très altérée avec une schistosité bien marquée. L’aspect bréchique de la roche est bien marqué par l’abondance des éléments lithiques 0.5 à 2.5 cm et qui représentent (20 à 50%), à contours déchiquetés ayant parfois subit un début de tassement dans les plans de la schistosité. En lame mince, la roche est de texture microlitique porphyrique à aspect bréchique. Les éléments figurés sont représentés par les phénocristaux et les éléments lithiques. Ces derniers baignent dans une matrice cryptocristalline chargée souvent de chlorite. Leur assemblage minéralogique est constitué par le plagioclase, le feldspath potassique, le quartz, la biotite et les minéraux accessoires. Ces minéraux sont souvent craquelés, résorbés et dispersés dans la roche. Le plagioclase, maclé polysynthétique, se présente en cristaux fragmentés plus ou moins corrodés. Il constitue 20% du volume total de la roche, avec une taille qui varie entre 0,10 à 2,5 mm. Il est moulé par la schistosité de flux (S1) et souvent altéré en séricite, chlorite et calcite. Les petits cristaux sont représentés par les microlites à macles polysynthétiques fins et bien visibles. Le feldspath potassique, en cristaux arrondis et à macles de Carlsbad, est très peut abondant. Il est fortement transformé en séricite. Le quartz, se présente en cristaux subarrondis à macle mécanique. Sa taille est inférieure à 1mm. Il est moulé par la schistosité et montre des ombres de pression. La biotite est souvent transformée en chlorite et oxydes 75

La matrice, finement recristallisée, présente un assemblage minéralogique dominée par le feldspath et le quartz aplatis dans les plans de la schistosité, la chlorite et la séricite orientées qui moulent les phénocristaux et les éléments lithiques. Parfois, elles se concentrent le long de plans irréguliers en relais retracés par une forte concentration de produits ferrugineux provenant de la dissolution. Les minéraux accessoires sont plus abondants. Ils sont représentés par des baguettes de leucoxènes, de l’épidote, du zircon arrondi, des sulfures et de la calcite interstitielle. Les éléments lithiques sont des clastes de laves dacitiques à texture microlitique porphyrique et à contours déchiquetés. Leur taille peut atteindre 2,5 cm, souvent aplatis selon les plans de la schistosité de flux. La composition minéralogique ne diffère guère de la lave hôte, avec des phénocristaux de plagioclases et des microlites. Les éléments lithiques montrent une altération plus intense avec chlorite, calcite, épidote et oxydes, ils sont moulés par la schistosité de flux. Les échardes, moins représentées (1% de volume de la roche) ont des tailles qui peuvent atteindre 0.25mm. Elles sont quasi totalement transformées en quartz associée à la chlorite en gerbe, à l’épidote, aux sulfures et au leucoxène. Elles sont souvent envahies par la calcite secondaire. I. 1. 4. Les faciès pyroclastiques Vu la diversité pétrographique et nomenclature des pyroclastites, nous optons pour la classification lithologique et génétique de Chalot-Part et Le Gall, (1978) comme résumé dans le tableau.1. Généralement, les ignimbrites sont reconnues par la soudure du matériel, leur zonation et l’hétérogénéité des éléments constitutifs. Ce dernier critère délimite trois composants : les fiames qui confèrent une texture clastique à la roche, les cristaux magmatiques brisés et fragmentaires, et les lithoclastes. Ces critères les éloignent des laves, mais la présence d’une fluidalité magmatique, la composition minéralogique et l’aspect en coulées rapprochent les ignimbrites des laves. Comme le terme d’ignimbrite ne donne aucun renseignement sur la composition de la roche, Ewart et al., (1979) a ajouté des qualificatifs comme rhyolitique lorsque dans une roche ignimbritique le quartz et le feldspath alcalin l’emportent avec une teneur en silice > 73% et rhyodacitique quand c’est le plagioclase qui l’emporte avec une teneur en SiO2 comprise entre 69 et 73%.

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Dans le présent travail, la classification Chalot-Part et Le Gall, (1978) avec celle de Ewart (1979) seront adoptées pour l’étude des roches pyroclastiques et ignimbritiques dans les différents sites étudiés (Jebilets centrales). Nous signalons que ces faciès se ressemblent dans l’ensemble A. Les ignimbrites rhyodacitiques (Photo. 3. Pl. V): Ce type de dépôt apparaît dans la partie ouest de la colline sous forme d’une bande allongée N-S et de puissance moyenne de 100 m. A l’affleurement, ce faciès est relativement homogène, massif et à patine gris claire à vert sombre (sur carottes). Il est intensément rubéfié en surface et présente une couleur brune rouge liée à l’oxydation superficielle (chapeau de fer). Il se démarque nettement des autres faciès pyroclastiques par la présence des structures en fiammes aplaties et soudées avec des éléments lithiques, sombres, dont la taille peut atteindre 1 cm. Ces fiammes qui renferment des phénocristaux millimétriques de quartz arrondis se repartissent dans une matrice gris sombre sans aucun tri granulométrique. Sur les carottes de sondage et travaux miniers, nous pouvons distinguer facilement ce faciès par l’abondance (40%) des échardes vitreuses de couleur verdâtre, aplaties selon la S1. Leurs contours sont effilochés et leurs tailles peuvent atteindre 10 cm de long sur 6 cm de large. En lame mince ce faciès présente une texture microlitique porphyrique à bréchique. Il comporte trois composantes principales, des fiammes, des fragments lithiques et des cristaux : Les phénocristaux sont représentés essentiellement par le quartz, le feldspath potassique, le plagioclase et la biotite. Le quartz, abondant (25 à 30%) en éclats à caractères rhyolitique (golf de corrosion, cassé) est souvent en cristaux subarrondis de taille pouvant atteindre 1,5 mm. Il est soit isolé soit groupé en amas et dans ce cas les cristaux sont souvent moulés par une auréole de recristallisation. Les cristaux primaires de quartz sont souvent très déformés et cataclasés. Ils sont moulés par la schistosité régionale et présentent des queues de recristallisation. Le feldspath potassique représente 6% du volume total de la roche avec une taille qui peut atteindre 1,2 mm. Il se présente en phénocristaux cassés, arrondis, corrodés et résorbés avec une intense transformation en séricite et en minéraux argileux. Ils ne sont reconnaissables que grâce à la conservation de leur habitus. Le plagioclase, moins abondant (2%), présente des macles polysynthétiques bien visibles (albite) avec parfois des macles en quadrillages. Sa taille varie entre 0,7mm à 3,80 77

mm. Ces cristaux se présentent en lattes allongés souvent cassés et corrodés, et relativement transformés en séricite et calcite. La biotite moins abondante, apparaît en cristaux résorbés de taille millimétrique et partiellement transformés en chlorite avec des résidus des oxydes. Les fiammes représentent des fragments de verre ponceux en voie de vésiculation. EIles sont en général déchiquetés, effilochés et tassés suivant les plans de S1. Elles renferment des phénocristaux automorphes, essentiellement de quartz et de feldspaths, plus ou moins corrodés, cassés et légèrements aplatis selon l’allongement des fiammes. Elles montrent une altération assez poussée en chlorite brune à sombre et muscovite (0,25 à 3 mm), avec des oxydes instables en cours de transfation en leucoxènes. Ces fiammes sont moulées par la schistosité de flux (S1) avec des queues de recristallisations. Les fragments : il s’agit des fragments des roches de nature rhyodacitique à texture microlithique porphyrique. Ils sont plus ou moins orientés et montrent une taille millimétrique à centimétrique. Leur minéralogie est essentiellement à quartz et feldspath (0,03 à 0,25 mm). Ils sont recristallisés et associés à de la séricite et chlorite en gerbes qui se développent perpendiculairement aux plans de S1. Les plans de dissolution, soulignés par les produits ferrugineux, sont fréquents. D’autre minéraux opaques ont été observés le plus souvent associés à la séricite et la chlorites flexueuses qui soulignent les plans de la schistosité et moulants les éléments. La matrice vitroclastique est de nature quartzo feldspathique, très silicifiée et séricitisée en fines paillettes orientées qui soulignent les plans de la schistosité (S1). La chlorite et les oxydes sont plus ou moins abondants selon l’intensité de l’altération et l’oxydation des faciès. Il est possible de distinguer certaines vésicules de taille millimétrique où sont visibles des échardes. Les minéraux accessoires sont représentés par des cristaux de zircon en grains arrondis, disséminés dans la matrice et/ou en inclusion dans certains phénocristaux de feldspaths. Avec la présence d’épidote en taches à macles d’Arlequins et de leucoxène en baguettes. Les baguettes d’apatite sont moins représentées. B. Tuf de lapilli et brèches rhyodacitique (Photo. 2. Pl. V) A l’affleurement ce faciès est de couleur verdâtre et d’aspect bréchique. Il s’exprime sous forme d’une bande de 80 m de puissance, de direction N-S. Le faciès, relativement homogène, est peu compact, grenue. Sur les travaux miniers, il se distingue facilement par sa 78

surface ondulée (fragments juvéniles rhyodacitique) sur cassure fraîche. La roche est fortement orientée, schistosée et abondamment mouchetée de phénocristaux de feldspaths (1 à 2 mm) dispersés dans la matrice, sans orientation définie. Elle est composée d’éléments lithiques de taille millimétriques à centimètriques (de 1 à 3 cm de large et de 1à 8 cm de long) avec des rares vésicules de taille inférieure à 1 mm. Sur carottes de sondages, les éléments sont de couleur blanchâtre, contrastant ainsi avec celle de la matrice claire. Ces éléments sont répartis dans la matrice sans aucun granoclassement visible et avec des contours effilochés. La texture de ce faciès, est granoblastique à grano-porphyroclastique mylonitique dans les zones les plus déformées. En lame mince ces pyroclastites sont riches en éléments lithiques d’origine magmatique rhyodacitiques (15% à 25%), noyés dans une matrice vitreuse recristallisée en quartz et feldspaths, et intensément chloritisée et séricitisée. Les phénocristaux présentent généralement un aspect pyroclastique. Ils sont représentés par : (1) Le quartz d’habitus rhyolitique avec une taille qui varie entre 0,25 à 2 mm. (2) Les feldspaths en amas ou cristaux individuels (0,5 à 4,5 mm), souvent altérés en séricite. (3) Les échardes de verres dévitrifiées en silice (0,2 à 3,5 mm) et séricitisées. Le quartz (10 à 15%) apparaît en phénocristaux arrondis (0,25 à 2 mm) qui montrent des golfs de corrosion très caractéristique. Ils présentent une extinction roulante avec des bordures corrodées et cernés par une auréole de silice cryptocristalline. Ces cristaux sont moulés par la schistosité de flux et présentent des zones d’ombre de pression et des queues de recristallisation. Ils sont parfois cataclasés et ressoudés par recristallisation. Le feldspath potassique (6 à 20%) est en cristaux souvent subarrondis, à contours très résorbés dont la taille varie de 0,25 à 4,5 mm. Il montre une transformation totale et/ou partielle en séricite et minéraux argileux. Les rares cristaux sains montrent des macles de Carlsbad et présentent des zones d’ombre de pression et des queues de recristallisation. Le plagioclase (4%) apparaît en prismes automorphes, allongés, de taille allant de 0,5 à 1,5 mm. Ces phénocristaux sont corrodés et fracturés mais surtout altérés en séricite, chlorite et calcite. Les cristaux de petite taille sont soit isolés ou groupés en amas. Ils montrent des macles polysynthétiques bien visibles et parfois des macles en quadrillage. Ils présentent des zones d’ombre de pression. Les éléments lithiques sont de nature rhyodacitique (15% à 25%), et sont beaucoup plus riches en phyllites que la matrice. Ils sont aplatis et étirés avec des bordures effilochées qui ne présentent pas de limites nettes avec la matrice. Leur taille varie de 1 à 3 cm de large et de 1à 8 cm de long. Ils sont parfois porphyriques avec des phénocristaux préservés de quartz 79

et feldspath, souvent moulés par la S1. Le reste est formé par de la chlorite et de la muscovite, qui soulignant les plans de schistosité. La matrice, cryptocristalline, présente une minéralogie à quartz et feldspath souvent aplatis dans les plans de la schistosité. Elle comporte également de la chlorite et de la séricite orientées suivant la S1 et moulant les phénocristaux et les éléments. Les minéraux accessoires sont constitués par du zircon en prismes allongés et/ou arrondis, de l’épidote, assez fréquente, en fins cristaux (<0,25 mm), du leucoxène en baguettes et de l’apatite. Les sulfures sont plus ou moins abondants et se présentent soit en grains disséminés dans la matrice soit en taches amiboïdes associées parfois à de la chlorite et soulignant les plans de dissolutions. C. Tuf de lapilli et brèche dacitique (Photo. 1. Pl. V) Ce faciès a été échantillonné sur les carottes de sondages DS 124 et DS 126 et de puissance moyenne de 30 m. La roche est pulvérulente ou massive et de couleur verdâtre sur cassure fraîche. Elle est intensément schistosée et mouchetée par de petits phénocristaux de feldspaths visibles. Elle renferme des fragments lithiques de la taille des lapillis et cendres, localement de brèches (millimétriques à 1 cm). En lame mince ce faciès à texture microlitique porphyrique à granoblastique. Minéralogiquement, on peut distinguer deux composantes principales, à savoir les fragments lithiques et les phénocristaux préservés baignant dans une matrice cendreuse intensément chloritisée. Les phénocristaux sont représentés principalement par : Les plagioclases qui représentent 30% de volume total de la roche. Leur taille varie de 0,25 à 2,5 mm. Ils sont subautomorphes souvent cassés et résorbé. Ils sont souvent altérés en produits secondaires (séricite, chlorite, calcite et épidote). Les petits cristaux sont représentés par des microlites à macles polysynthétiques fins et visibles. Les feldspaths potassiques se présentent le plus souvent en cristaux arrondis, totalement ou partiellement transformés en séricite et minéraux argileux. Ils sont moins abondants que les plagioclases et leur taille ne dépasse pas 1,4 mm. Le quartz se présente en cristaux subarrondis à macle mécanique et de taille inférieure de 1mm. La biotite se présente sous forme des lamelles souvent chloritisées et envahies par des oxydes.

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Comme minéraux accessoires, ce faciès est caractérisé par la présence fréquente d’épidote en position interstitielle et/ou se développant sur les plagioclases, de gains de zircon et de sulfures soit disséminés soit en tâches amiboïdâles envahissant les vésicules et les phénocristaux. Les éléments lithiques, de couleur verdâtre, sont aplatis suivant les plans de schistosité avec des limites souvent effilochées. Leur texture est microlitique porphyrique avec des phénocristaux de plagioclases (0,25 à 2,5 mm) en prismes allongés, craquelés, très altérés (séricite, chlorite, calcite et épidote) et moulés par la schistosité avec des queues de recristallisation. Les feldspaths, de petite taille, sont des microlites fréquents dispersés dans une matrice cendreuse. La matrice est intensément transformée en chlorite orientée et associée à la muscovite. Ces dernieres peuvent se présenter aussi sous forme de gerbes de dimension plus importante, orientées perpendiculairement aux plans de schistosité. On trouve également des cristaux d’épidotes, des minéraux opaques, fins, associés au leucoxène en grands cristaux allongés. Les vésicules montrent des tailles qui varient de 0,1 à 1 mm. Elles sont très aplaties selon S1 et présentent des contours souvent résorbés. Elles sont remplies de quartz, de chlorite en gerbe, d’épidote et de leucoxènes. D. Tufs grossiers et fins vésiculés (Photo. 7 & 8. Pl. V) Ces formations pyroclastites ont été cartographiées dans la partie centrale du gisement (niveaux -220, -300 et -400) ainsi que sur carottes de sondage (DS110, DF2 et DF1). Elles sont bien stratifiées au sein des formations de tufs de lapillis et brèches rhyodacitiques ainsi que les pélites grèseuses de la série de base. La puissance ne dépasse guère les 6 m. La roche, de couleur gris à verdâtre, montre un aspect grenu. Elle est très riche en vésicules aplaties et allongées dans les plans de schistosité (0,1 mm à 1 cm de long sur 0,1 mm de large). Dans le détail la roche montre un litage fin avec des niveaux gris lenticulaires intercalés dans des niveaux verdâtres plus fins et plus développés. Microscopiquement, il s’agit d’une poussière quartzo-feldspathique intensément dévitrifiée et riche en phyllite (séricite et chlorite). Elle renferme des clastes de quartz et feldspath, des fragments de roche et des vésicules siliceuses. L’ensemble étant associé à de la chlorite, de la muscovite, de l’épidote et des sulfures. Le quartz constitue avec le feldspath les seuls éléments figurés présents dans la roche (4%). Il se présente sous forme arrondie (0,1 à 0,8 mm) avec des contours engrenés et moulés par la schistosité avec des ombres de pressions. Il est d’aspect rhyolitique avec des golfs 81

d’arrêt de croissance et une extinction souvent onduleuse. Ces phénocristaux sont généralement entourés par un cerne limpide réactionnel. Le feldspath, en claste dont la taille varie de 0,1 à 0,5 mm de diamètre, montre des formes sub-sphériques. Il est intensément transformé en séricites et parfois chlorites et moulé par les phyllites d’origine métamorphique. Les fragments de lave, très rares, sont de nature rhyodacitique à quartz et feldspath essentiellement auxquels s’associent des oxydes, de la chlorite en gerbes et de l’épidote. Ils sont moulés par la schistosité avec des ombres de pressions. Leur texture est granoblastique et leur taille varie (0,3 à 0,5 de large/0,5 à 0,7 de long), avec des contours effilochés. La matrice est composée de minéraux cryptocristallins, notamment le quartz, le feldspath, la séricite et la chlorite. Les minéraux accessoires sont constitués par des grains de zircon arrondis, de l’épidote et des sulfures en grains disséminés. La roche est riche en vésicules qui peuvent atteindre 15 à 20% du volume total de la roche. De taille varient de 0,1 mm à 1 cm de long sur 0,1 mm de large, elles sont aplaties selon la S1 et remplies de quartz déformé, de chlorite en gerbes avec de la muscovite, d’épidote et des oxydes. Planche IV Caractères microscopiques des roches volcaniques de secteur de Draa Sfar Photo. 1 et 2 : Aspect microscopique de la rhyodacite massive. Photo. 3 et 4 : Aspect microscopique de la rhyodacite à éléments volcaniques co-génétiques montrant des contours effilochés. Photo. 5 et 6 : Aspect microscopique de la dacite. Photo. 7 et 8 : Aspect microscopique de la trachy-andésite. Abréviation : FK, Feldspath potassique ; Qz, Quartz ; Sé, Séricite ; Fm, Microlite de plagioclase ; Chl1, Chlorite anté-cinématique ; Ele, Elément lithique.

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Fk

FK Qz 4mm

Photo.1

4mm Photo. 2

Qz

Chl FK Sé Qz

Ele . 4mm Photo. 3

4mm Photo. 4

F

F.m

Sé

Qz

Fk

Qz

4mm

4mm Photo. 5

Photo. 6 Sé

Qz

Qz

chl Fk

Sé

F 4mm Photo. 7

4mm Photo.8

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Planche V Caractère microscopique des pyroclastites de secteur de Draa Sfar Photo.1 : Tuf de lapilli et brèche dacitique à éléments lithiques. On note la recristallisation de la chlorite et de la séricite dans les plans de schistosité régionale (S1). Photo. 2 : Tuf de lapilli et brèches rhyodacitique à éléments lithiques à caractère antéschisteux. La matrice quartzo feldspathique est fortement transformée en séricite et chlorite. Photo. 3 : Ignimbrite rhyodacitique à fiâmmes contenant un phénocristal de quartz d’aspect rhyolitique, craquelé et recristallisé. La fiâmme est fortement transformée en séricite, chlorite et oxyde de fer soulignant les plans de S1 et moulant le phénocristal du quartz. Photo. 4 : Rhyodacite amygdalaire à quartz recristallisé, présents sous forme d’amandes moulées par la schistosité S1. Photo. 5 : Aspect microscopique de la rhyodacite vacuolaire à phénocristaux de feldspath potassique. Les vacuoles sont à cœur silicifié, entouré par un anneau sombre (de phylosilicates) Photo. 6 : Dacite à éléments volcaniques co-génétiques. La matrice quartzo feldspathique est transformée en séricite - silice - épidote. Photo. 7 : Aspect microscopique de tuf grossier, formé de quartz, d’aspect rhyolitique, et une matrice fortement transformée en chlorite et séricite. Photo. 8 : Tuf fin à clastes de quartz et de feldspath aplatis dans les plans de la schistosité. Abréviation : FK, Feldspath potassique ; Qz, Quartz ; Sé, Séricite ; Chl, Chlorite ;Ele lith, Elément lithique ; F, Feldspath ; Epi, Epidote ; Vés, Vésicule ; El co, Elément cogénitique ; Amy, Amygdale ; Sul, Sulfure ;

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Fk Sé El Lith El Lith Chl

Qz Chl

Sé

Qz

4mm

4mm Photo.1 :

Photo. 2: Sé

Sul

Amy

Qz Chl

Sé

Qz

Chl

4mm

4mm Photo. 3:

Photo. 4: El co Fk Epi

Chl Vés

4mm

4mm Photo. 5:

Photo.6 :

F

Qz Sé Sé Chl

Qz 4mm

4mm

Photo. 7:

Photo.8 : 85

E. Tuffites à composition rhyodacitiques (Photo. 1. Pl. VI) Ces dépôts alternent avec les pélites grèseuses et les tufs de lapillis à brèches de la série base. L’examen des coupes établies à partir de sondages verticaux (DS126, DS124, DS110 et DF2) et travaux miniers (-220, -300, -400 et -640) permet de montrer que ce faciès est nettement stratifié dans la série de base. Leur puissance ne dépasse guère les 4 m. A l’échelle de l’échantillon, la roche est fine, très schistosée et de couleur gris sombre. Elle montre un litage fin, souligné par l’alternance de niveaux grossiers et fins, sans aucun granoclassement. L’aspect pyroclastique se dégage par la présence de fragments de cristaux, de clastes de lave et des échardes vitreuses. Les lits grossiers sont composés de plus de 60% de quartz en éclats (0,01mm à 1mm), à caractère rhyolitique (golf d’arrêt de croissance, cassé et corrodé), déformés et aplatis selon la S1 avec des queues de recristallisation. Le feldspath potassique (2%), souvent arrondi, très résorbé et transformé en séricite. Le plagioclase (albite) en débris de cristaux de taille qui ne dépasse pas 0.05 mm avec des macles polysynthétiques fines et bien visibles. Les lits fins sont composés de plus de 90% de séricite associée à de la chlorite en paillettes soulignant le plan de la S1 et de quartz cryptocristallin. Ces lits contiennent quelques rares clastes de quartz et feldspaths. Des fragments rhyolitiques, très rares, de taille pouvant atteindre 0,6 mm et représentés essentiellement par le quartz et le feldspath. Ils sont moulés par la schistosité avec des queues de recristallisations. Les minéraux accessoires sont constitués par des sulfures en grains disséminés avec des grains de zircon dont la taille peut atteindre 0,1mm. F. Tuffites de lapillis à sulfures (Photo. 2. Pl. VI) Ces dépôts pyroclastiques, noirâtres, sont interstratifiés à la base de la série sommitale et formant le mur de la minéralisation sulfurée. Ils ont été cartographiés sur 10 m de puissance au niveau du sondage DS110 (partie centrale du gisement). A l’échelle de l’échantillon, la roche, fortement orientée et schistosée, présente un litage matérialisé par l’alternance de niveaux grossier et fins. Elle peut également montrer un aspect bréchique avec des fragments de roches lavique et sédimentaire. Les éléments sont alors aplatis (0,1mm à 1,2 cm d’épaisseur sur 0,5 à 2 cm de long) dans une matrice noirâtre. En lame mince, la roche est composée de fragments sédimentaires et volcaniques, de lambeaux de verre chloriteux, de clastes de feldspath et de quartz. Ces éléments baignent dans 86

une matrice très fines à séricite et chlorite s’exfoliant selon la S1 et moulant les éléments. Ils présentent des ombres de pression et des queues de recristallisation Les fragments volcaniques, constituent 30% de volume total de la roche. Leur taille varie de 0,01mm à 0.5 cm de large sur 0,03 mm à 1,5 cm de long. Leur composition minéralogique est celle des rhyodacite avec quartz et feldspath (0,1 mm), avec une matrice quartzo-feldspathique finement recristallisée et parfois complètement dévitrifiée en chlorite et séricite. Les fragments sédimentaires, constituent 4% de volume total de la roche et montrent des tailles allant de 0,05 mm à 0,6 cm de large sur 0,1 mm sur 2 cm le long. Leur composition minéralogique est celle de quartzites avec du quartz à limites engrenées, souvent envahis par les sulfures en plages amiboïdes auxquelles s’associe à la séricite en gerbe hydrothermale. De rares fragments de verre ont également été observés ; ils sont allongés selon la S1 avec des contours déchiquetés. Ils sont dévitrifiés en chlorite ferrifères avec des rares épidotes. Les phénocristaux sont représentés par des clastes de feldspath finement transformés en séricite et chlorite plus rarement en épidote. Leur taille peut atteindre 0,2 mm. Ils sont souvent arrondis, résorbés et moulés par la schistosité de flux avec des ombres de pression. Le quartz est souvent aplati selon la S1. Sa taille ne dépasse pas 0,1 mm. Il présente des macles mécaniques et des ombres de pression. Le reste de la roche constitue une matrice abondante formée par un feutrage de séricite fine orientée, de la chlorite et du quartz. I. 1. 5. Les faciès épiclastiques A. Pélites grèseuses (Photo. 3. Pl. VI) Ce faciès est largement représenté dans la série volcano-sédimentaire de Draa Sfar avec une puissance difficile à approcher en raison de la nature des affleurements et la rareté des sondages implantés sur cette unité. Dans la partie sud-est de la colline de Draa Sfar Sud, ce faciès est repose en contact normal sur l’ensemble dacitique et les pyroclastites associées. Par endroit cette relation n’est pas très nette et montre des lambeaux volcaniques enracinés dans les pélites gréseuses. Dans la partie Ouest de la colline, ce faciès forme un niveau lenticulaire interstratifié entre les coulées rhyodacitiques rubanées et les ignimbrites (Fig. 1. 2). Dans cette partie, la puissance de ce faciès est varie de 0,20 cm à 34 m et les termes grèseux sont très rares, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité régionale. 87

Macroscopiquement, ce faciès est fine de couleur grise argentifère fortement schistosé, d’aspect feuilleté avec des surfaces luisantes. La roche montre dans le détail un litage fin avec des niveaux sombres lenticulaires intercalés dans des niveaux plus fins et plus développés. Au microscope, ce faciès a une minéralogie à quartz, feldspath, séricite et chlorite. Les clastes de quartz et de feldspath sont noyés dans une matrice argileuse très fine. Les clastes de quartz sont plus abondants et se présentent sous forme de cristaux subarrondis ou anguleux, parfois en lames fines, dont la taille varie de 0,01mm à 0,25 mm. Ces quartz sont moulés par la schistosité de flux, et ont été observés souvent craquelés avec des extinctions roulantes. De fins débris d’albite relativement moins abondants. Les minéraux phylliteux sont dominés par la chlorite. Les lits micacés, très fins, présentent une minéralogie dominée par la séricite, la chlorite, le quartz en clastes très fins (0,1 mm), et les nodules composites (à chlorite-quartz) moulées par la schistosité régionale. On note la présence des des sulfures disséminés à caractère antéschisteux. B. Grès quartziques (Photo. 6. Pl. VI) Ils se présentent en bancs centimétriques à métriques formant des intercalations peu puissantes (5 cm à 9.5 m) au sein de la séquence sédimentaire pélitique intercalée à différents nivaux dans la série volcano-sédimentaires intermédiaires. La roche est massive, de couleur gris à gris beige, schistosée, boudinée, fracturée, avec souvent des fentes de tensions remplies de quartz. Les figures sédimentaires sont généralement masquées par les effets intenses de la déformation et l’altération. Seules ont été observée des rides de courant à la base des bancs En lame mince, les éléments figurés sont jointifs, bien classés, de taille variant de 0,1 à 0,35. On y rencontre : Le quartz (plus de 95% de volume total de la roche) en cristaux roulés et rarement anguleux. Il est intensément déformé avec des macles mécaniques et des ombres de pressons. Il montre un aplatissement faible selon les plans de schistosité et des microfractures perpendiculaires à l’axe d’aplatissement. Le feldspath est assez fréquent avec des plagioclases albitisés à macles polysynthétiques fines. La matrice, peu abondante, est formée de quartz cryptocristallins à limites engrenés, associés à de la chlorite fine et de la séricite qui soulignent les plans de la schistosité. La séricite apparaît également en fines paillettes équantes sur S1 tandis alors que la chlorite s’associe en grands cristaux aux sulfures. 88

Les minéraux secondaires sont représentés par des grains de zircon, des opaques assez fréquents surtouts en taches allongées le long des plans de la schistosité. C. Séricito-schiste (Photo. 5. Pl. VI) Ce faciès forme des passés centimétriques à métriques intercalées dans l’ensemble gréso-pélitiques, notamment dans sa partie supérieure. La roche est très fine de couleur gris marron sur patine et grise argentifère sur cassure fraîche. Elle est fortement schistosée (montrant les deux plans de schistosité S1 (de flux) et S2 (de crénulation)) avec un aspect feuilleté et des surfaces luisantes. Dans les zones de cisaillement ductiles la roche montre des microplis en kinks-bands de taille centimétriques. Ce faciès possède les mêmes caractéristiques pétrographiques que le faciès décrit cidessus. Cependant, il s’en distingue par la rareté des clastes de quartz et feldspath (<0,02 mm). Le reste de la roche constitue une matrice abondante, formée par des fines paillettes de séricite (96% de volume total de la roche) qui, avec de rares chlorites, soulignent la schistosité de flux. Ce faciès est localement très riche en grains de sulfures disséminés (0,01 à 0,05 mm). D. Les pélites litées à sulfures Ce faciès occupe par endroit (sondage DS110) le toit de la minéralisation sulfurée de Draa Sfar. Ce sont des dépôts lités, composés de lits clairs, siliceux, millimétriques à centimétriques et de lits sombres, plus fins. La roche est de couleur gris claire, intensément schistosée, avec un aspect feuilleté et des surfaces luisantes à plaquette de pyrite. En lame mince, l’assemblage minéralogique est identique à celui des pélites grèseuses reconnues dans la série intermédiaire. Ils s’en distinguent néanmoins par l’abondance des sulfure et la nature de leur litage sédimentaires qui se caractérise par : - des horizons grossiers riches en sulfures. Ils renferment deux populations de grains : la première, constituée par des petits grains de quartz (0,01 mm à 0,25 mm), souvent anguleux à sub-arrondis et aplatis parfois selon S1. Ils constituent plus de 90% du volume du lit avec de rares clastes de plagioclases de (0,025 mm). Ces horizons, riches en chlorite et séricite et calcite interstitielle, sont caractérisés par l’abondance de sulfures soit en lits centimétriques discontinus soit en grains disséminés. - des horizons sombres, plus fins et riches en matière organique. Ils sont constitués à hauteur de 20% de grains de quartz anguleux à sub-arrondis qui baignent dans une matrice phylliteuse.

89

E. Pélites carbonatées (Photo. 8. Pl. VI) Ce faciès constitue l’élément morphologique le plus caractéristique de la série sédimentaire sommitale de Draa Sfar Sud avec des passages progressifs carbonatés, riche en matière organique. Le plus souvent, il repose en contact normal sur les lentilles sulfurées. Ce contact est par endroit affecté par des cisaillements tardifs N-S. Les figures sédimentaires sont totalement masquées par la déformation intense et les altérations hydrothermales. A l’échelle de l’échantillon, la roche est de couleur noirâtre, fortement schistosée (S1) et microplissée (S2) en micro kink-bands. En lame mince, ces pélites fines à grossière montrent la présence d’éléments figurés représentés essentiellement par du quartz et du plagioclase. Ces derniers baignant dans une matrice phylliteuse fine. Le minéral le plus abondant reste le quartz. La forme la plus fréquente (40% à 70%) est celle d’un quartz monocristallins de taille variable de 0,05 à 0,1 mm, aplatis, arrondis et rarement anguleux. Il est moulé par la schistosité avec des ombres de pression. Le plagioclase se présente en clastes dont la taille ne dépasse pas 0,05 mm, moulés par la schistosité. Ce faciès se caractérise par la présence de passés carbonatés, complètement disloqués et boudinées en petites lentilles très minces, étirées dans les plans de schistosité. On note également la présence de niveaux sombres lenticulaires présentant la même composition minéralogique que ceux décrits ci-dessus, avec cependant une taille des grains plus développée et une abondance relativement plus élevée de la matière organique. La matrice est formée par un feutrage de séricite fine et de chlorite. Elle contient des ocelles de quartz avec de la séricite, de chlorite ferrifère en gerbes, de l’épidote et des sulfures en taches. Ces ocelles sont moulés par la schistosité et présentent des ombres de pression avec des queues de recristallisations. Les minéraux opaques sont assez fréquents, surtout en taches allongées le long des plans de schistosité. Ces derniers épigénisent les différents minéraux de la roche et se présentent en grains fins disséminés dans la matrice. F. Sédiments chlorito-silico-sériciteux (Photo. 7. Pl. VI) Cette roche forme le mur de la minéralisation sulfurée. Elle est fine, de couleur verdâtre à sombre, fortement schistosée avec un aspect feuilleté et des surfaces luisantes. Dans le détail, elle montre des agrégats millimétriques de chlorites allongés selon le plan de schistosité et baignant dans un fonds siliceux. Elle montre aussi un aspect bréchique avec quartz et feldspath en clastes moulés par la schistosité. Ce faciès est anastomosée par des 90

veinules à silice amorphe, chlorite marron en gerbe non déformée, sulfures en plages amiboïdales et carbonates en plages tardives. En lame mince, la roche est complètement transformée et recristallisée. Elle est plus riche en quartz, chlorite et muscovite qui, tous les trois, sont orientés selon les plans de schistosité, avec accessoirement du zircon de l’épidote du rutile, du leucoxène auxquels s’associe localement des carbonates et des sulfures.

La roche contient encore quelques

phénocristaux préservés (taille de 0,1 à 0,5 mm) moulé par la schistosité. Il s’agit de quartz globuleux fracturé et partiellement recristallisé à macles mécaniques, du feldspath souvent globuleux, albitisé et transformé en séricite fine. Le reste de la matrice est constitué par un agrégat très fin de quartz à contact engrené et/ou en gros cristaux (0,1 mm de large et 0,7 mm de long), aplatis, à macles mécaniques et moulés par la schistosité. La chlorite de couleur marron sombre se présente en trames exfoliés selon la schistosité régionale ou en gerbes déformées. La muscovite, rare, se présente en fines paillettes allongées selon S1 et rarement en gerbes.

II. Analyse pétrographique des faciès de Draa Sfar Nord Les observations faites dans le secteur de Draa Sfar Nord nous amènent à distinguer deux unités sédimentaires séparées soit par la masse minéralisée soit par le sill volcanique de trachyandésite : II. 1. Faciès sédimentaires A. Faciès pélitiques carbonatés de base (Photo. 8. Pl. VI) C’est un faciès noirâtre, très fin, fortement schistosé et riche en matière organique, dans lequel on trouve une imprégnation très fines et très dense de pyrite cubiques et de pyrrhotite en plages orientées selon S1. Sur sa puissance supérieure à 250 m, il est intercalé par des pélites noires grèseuses avec des passages progressifs. Il renferme également des passés carbonatées très fines (<1mm) qui se présentent actuellement sous forme de petites lentilles, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité avec parfois des ombres de pressions dissymétriques. Au microscope, la roche est constituée par de minéraux clastiques : le quartz, abondant, en minéraux subarrondie moulés par la schistosité ou en fines lames orientés et moulés dans les plans de la schistosité S1. Le feldspath, très rare, est présent en petits débris anguleux, déformés, cassés. La muscovite et la chlorite sont parfois en grands cristaux moulés 91

par la schistosité. Les éléments lithiques (de 0,1mm à 0,7mm), subarrondis, sont le plus souvent formés de carbonates et rarement de siltites à quartz et séricite. Ils sont moulés par la schistosité, souvent entourés par un ocelle d’oxydes et ne montrent aucun granoclassement. Les passées carbonatées discontinues, se présentent en petites lentilles très fines, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité S1 avec des limites effilochées due à la dissolution tardive des carbonates. Elles sont souvent envahies par des sulfures en plages amiboïdes. Le reste de la matrice est constitué par des feutrages de phyllithes constituées essentiellement par la chlorite et la séricite qui soulignent les plans de schistosité. Comme minéraux accessoires, on rencontre des épidotes rétromorhposées, des carbonates et du zircon. B. Faciès pélitiques grèseuses C’est un faciès noirâtre, compact et grenu, qui constitue des bancs métriques (0,5 à 2 m). Le granoclassement y est peu marqué et le passage aux pélites est progressif. Au microscope la roche est constituée par du quartz (60% du volume total de la roche) en minéraux subarrondis et/ou anguleux, intensément déformés avec un faible aplatissement selon le plans de la schistosité. Le feldspath (albite) est assez fréquent avec des plagioclases à macles polysynthétiques fins bien visibles dont leur taille ne dépasse pas 0.1mm. Le reste de la matrice est constitué par de la chlorite et de rare paillettes de séricite allongées dans les plans de la schistosité S1. Les minéraux accessoires sont constitués par les épidotes et le zircon. Les figures sédimentaires observées en lame mince sont les paléochenaux et le litage entrecroisé. C. Faciès pélitiques à slumps-ball Ce faciès apparaît exclusivement entre les deux niveaux minéralisés sur sondage DS 125, DS 118, DS 130 et DS 61 (Fig. 1. 9&10). Il se présente sous forme d’une barre d’épaisseur variable (0,5 à 25 mètres), caractérisé par la présence de structures de déformations

synsédimentaires

« slumps-ball » qui

correspondent

à

des

éléments,

millimétriques à centimétriques, de pélites grèseuses enroulés et isolés dans les formations pélitiques. Les éléments sont essentiellement formés de : (i) quartz (80%) de taille variant de 0,01 à 0,1mm, subarrondis, triés et bien classés. (ii) de plagioclase en claste de petite taille 0.01mm. Le reste de la matrice est constitué par des minéraux phylliteux essentiellement à 92

chlorite associée à la séricite qui soulignent la schistosité. Les sulfures en plages amiboides envahiessent les éléments de pélites gréseuses en s’associant parfois à de la muscovite et de la calcite. A la limite de ces éléments avec la matrice on observe une forte concentration de produits ferrugineux provenant de la dissolution. D. Pélites carbonatées du sommet Ce faciès est développé dans la partie Ouest du chapeau de fer. Il repose en contact normal sur l’unité basale.

Il est de couleur gris sombre fortement schistosée, d’aspect

feuilleté avec des surfaces luisantes. Ce faciès est riche en matière organique, montre une fine alternance de lits sombres lenticulaires intercalés dans des niveaux clairs plus grossiers et plus développés. Au microscope, cette alternance est marquée par l’abondance de passées carbonatées qui se présentent actuellement sous forme de petites lentilles boudinées et allongées selon le plan de la schistosité S1, elles constituent 50 à 60% de volume total de la roche. On note également des rares lithoclastes totalement transformés en dolomite, moulés par la schistosité régionale et de taille varie de 0,1 mm à 0,7 mm. II. 2. Faciès magmatiques (Photo. 7 & 8 Pl. IV) Ces roches magmatiques sont très peu représentées. Elles sont surtout cartographiées sur sondages DS 130 et DS 61 implantés sur l’oued Tensift où ils ont été recouverts par les alluvions quaternaires. Il s’agit de sills de taille métriques (0,4 à 4,20m) interstratifiés dans les formations sédimentaires de l’unité basale. Ils montrent des signes de déformation synschisteuse à l’échelle de l’échantillon et en lames minces. Ils appartiennent à la même famille des sills trachyandésitiques reconnus au niveau d’exploitation – 400 de Draa Sfar Sud. Ce faciès, est similaire minéralogiquement à celui décrit dans Draa Sfar Sud. II. 3. Conclusion (Draa Sfar) Il ressort de cette étude pétrographique et minéralogique que les faciès volcaniques et volcano-sédimentaire de Draa Sfar présentent un caractère antéschisteux. Ils présentent une histoire complexe où les phénomènes hydrothermaux, métamorphiques et tectoniques postérieurs à leur mise en place jouent un rôle déterminant sur leur pétrographie, leur minéralogie et leur architecture actuelle. Dans Draa Sfar Sud, le contact entre les deux principaux corps acides (rhyodacite et dacite) est aisément décelable cartographiquement.

On peut l’observer soit dans des

digitations métriques du corps dacitique dans le faciès rhyodacitique soit dans des mélanges entre les deux types de matériaux. Les relations entre ces volcanites, ainsi que les données 93

pétrographiques indiquent que chaque corps s’est mis en place indépendamment de l’autre mais d’une façon contemporaine. Les nombreuses structures observées dans les coulées ou dômes de laves rhyodacitiques à dacitiques résultent du changement continu de la rhéologie au cours de l’écoulement en masse. La présence des vésicules à quartz-feldspath, l’absence des effets thermiques dans l’encaissant immédiat de l’intrusion ainsi que la présence par endroit d’une texture perlitique indiquent la mise en place de ces magmas effusifs sous une faible tranche d’eau et de sédiment. La présence dans l’encaissant des lentilles minéralisées de minéraux d’altérations antéschisteux (quartz, muscovite, chlorite, épidotes, zircon et talc) associés à des sulfures lités constituent des témoins de l’activité hydrothermale précoce. La présence de minéraux d’altérations (séricite, chlorite, quartz, épidotes, zircon et carbonates) au sein des zones de cisaillements situés au toit de la minéralisation ainsi que la présence de sulfures de circulations colmatant les fractures tardives, témoignent de la persistance d’un système hydrothermal postérieurement à la mise en place de l’amas sulfuré principal.

94

Planche VI Aspect microscopique des pyroclastites et épiclastites du secteur de Draa Sfar Photo. 1 : Aspect microscopique de tuffite litée, montrant une alternance de lits clairs riches en quartz, d’aspect rhyolitique, et de lits sombres à chlorite et séricite. Photo. 2 : Tuffites de lapilli à sulfures, montrant l’alternance de lits clairs à quartz polygonal et de lits gris essentiellement à séricite. Photo. 3 & 4 : Pélites gréseuses et tuffites fines à structure oeillée acquise lors de la déformation tectono métamorphique majeure. Photo. 5 : Aspect microscopique de la séricito-schiste composée essentiellement de séricite et de fins cristaux de quartz. Photo. 6 : Aspect microscopique du grès quartzitique. Photo. 7 : Aspect microscopique des exahalite à chlorite-quartz. Photo. 8 : Aspect microscopique des pélite noires carbonatées. Les carbonates se présentent sous forme de lentilles, boudinées et allongées dans les plans de schistosité régionale.

Abréviation : Qz, Quartz ; Sé, Séricite ; Chl, Chlorite anté-cinématique ; F, Feldspath ; Mus, Muscovite ; Car, Carbonate ; Sul, Sulfure.

95

Sul

Sul

Mus Qz Chl

Qz

Sé

4mm Photo. 1 :

4mm Photo. 2 : Qz

Qz Sé

Sé

F

4mm Photo. 3 :

4mm Photo. 4 :

Qz Chl Sé S1

4mm

4mm Photo. 5 :

Photo. 6 : Qz Sé

Car Qz

Chl Sul

4mm

4mm Photo. 7 :

Photo. 8 : 96

III. Analyse pétrographique des faciès de Koudiat Aïcha III. 1. Etude des roches magmatiques Nous avons effectué un échantillonnage systématique sur le sondage KA/27 qui traverse un sill de gabbro de 129m de puissance sur sondage et d’autres sills concordants de puissance très réduite. Ces observations nous ont permis de suivre l’évolution minéralogique primaires et texturale de ces sills gabbroïques ainsi que les phases d’altérations postérieures. On distingue de bas vers le haut : A. Les microgabrros (Photo. 1. Pl. VII) Ce faciès se rencontre dans les premiers mètres de la base du sill étudié (20 m). Il est de couleur gris verdâtre, massif, moucheté par des fins cristaux de plagioclases (<2,5 mm) disséminés dans la roche sans orientation définie. Ces microgabbros renferment des cristaux primaires préservés, essentiellement du plagioclase, du pyroxène, de l’ilménite, de l’apatite et de rares cristaux de quartz. L’agencement de ces cristaux confère à la roche une texture doléritique intersertale. La matrice est formée par la chlorite, l’actinote et la séricite qui soulignent les plans de la schistosité S1 et moulent les phénocristaux. Les sulfures sont disséminés dans la matrice et remplissent les microfractures. La calcite est plus tardive. Le plagioclase, de taille variant de 1,5 à 2,5 mm, est la phase la plus abondante 55 à 60% avec des cristaux souvent cataclasés, tordus, résorbés. Les minéraux d’altération, notamment la séricite, la calcite et l’épidote, se développent dans le cœur de ces cristaux et dans leurs ombres de pression. Le clinopyroxène constitue plus de 30% du volume de la roche et se présente en plages (de 2,5 à 3mm) moulées par la schistosité et englobant des cristaux de plagioclases. Il est de type augite transformé en actinote, chlorite et calcite au niveau de ses bordures. Les minéraux secondaires sont représentés par : l’ilménite en baguettes de 1,5 mm ; de l’apatite xénomorphe souvent en inclusion dans les plagioclases et du quartz moulé par S1 et à extinction roulante. La matrice est formée essentiellement de la chlorite vert bleu avec de la trémolite, de l’actinote, de la séricite et de la calcite. Ces minéraux sont orientés dans les plans de la schistosité S1, réorientés par S2 et soulignant les plans de cisaillement. B. Les gabbros (Photo. 2. Pl. VII) La roche est d’aspect massif, de couleur verte sur patine et grise sur cassure fraîche. Elle est très pauvre en sulfures disséminés et présente des passées verts centimétriques (<30 97

cm) d’amphibolite contenant des minéraux d’altération hydrothermale antécinétique (voir plus loin). La composition minéralogique de ce faciès est identique au précédent. Il s’en diffère par la taille des phénocristaux de plagioclases (1,8 mm à 5 mm), sa texture ophitique intersertale, la présence d’amphiboles (2%) d’origine magmatique et l’altération poussée des phénocristaux. Les plagioclases (plus de 60% du volume total de la roche et une taille varie de 1,8 à 5 mm) se présentent en cristaux subautomorphes et/ou globuleux, cataclasés, tordus, résorbés et parfois fortement altérés en séricite, leucoxene et calcite. Ces plagioclases sont moulés par les plans de la schistosité S1 et présentent des ombres de pression symétriques. Les clinopyroxènes, partiellement altérés en actinote, chlorite et calcite, forment la phase intercumulus principale, soit environ 25% du volume total de la roche. Ils sont souvent entourés par un liseré d’oxydes qui peuvent également se concentrer dans les plans de clivages grossiers de quelques cristaux d’hypersthène. Les amphiboles, vertes brunes (moins de 2% du volume total de la roche et des tailles pouvant atteindre le millimètre), sont moulées par la schistosité S1 et présentent des ombres de pression symétriques. Elles sont transformées partiellement en chlorite et calcite. Les minéraux accessoires sont représentés par de l’ilménite en aiguilles de 1,5mm, l’apatite de 0,7mm en inclusion dans les plagioclases, les épidotes en cristaux subautomorphe de 0,5mm et le quartz en fins cristaux. La matrice est composée de la chlorite, de l’amphibole secondaire (trémolite et/ou actinote), de la séricite et la calcite. Cette phase est orientée dans les plans de la schistosité régionale. C. Les ferrogabbros (Photo. 3. Pl. VII) Ce faciès est identique aux précédents, il en diffère par sa richesse en oxydes ferrotitanés (plus de 6% du volume total de la roche). Ces derniers se présentent soit en cristaux d’ilménite allongés (2,5 mm), fracturés et microplissés soit en cristaux squelettiques en inclusions dans les plagioclases et les amphiboles. La roche est très altérée et riche en sulfures disséminés et/ou allongés selon S1. Les phénocristaux de plagioclases et de clionpyroxènes sont partiellement ou fortement transformés et se présentent en fantôme. La chlorite, constituant le produit principal de l’altération, se présente soit en petites paillettes qui, avec la séricite, l’actinote et le talc, soulignent les plans de la schistosité S1, soit en gerbes bleuâtres aplaties dans la schistosité régionale. L’épidote est abondante et se présente 98

en cristaux subautomorphes (0,7 mm) bleuâtre. La calcite est plus tardive, masque parfois toute les phases et remplissent les micro-fractures. La roche est affectée par des micro-fractures remplies exclusivement d’épidote incolore à bleu et de la chlorite. Ces micro-fractures sont recoupées par d’autres remplies par la calcite. D. Les dolerites (Photo. 4. Pl. VII) Ce faciès, de couleur vert sombre, se présente en sills concordants, de puissance très réduite (de 1 à 2 m) sur sondages KA/33 et KA/27, riche en

sulfures disséminés. Sa

composition minéralogique est constituée essentiellement par des plagioclases, des clinopyroxènes, des amphiboles d’origine magmatique, des ilménites, de quartz et des apatites. La texture de la roche est trachytique fluidale. Les plagioclases se présentent en deux habitus : (i)- en phénocristaux subautomorphes (10% de volume total de la roche et de taille atteinte 0,5 mm). Ils sont résorbés, moulés par la S1 et souvent transformés en séricite, calcite et épidote. (ii)- en microlites (50%, du volume total, tailles <1mm), cataclasés, résorbés et englobés par des plages de clinopyroxènes. Ils montrent une orientationsprivilégiée qui souligne une texture trachytique de la roche. Les clinopyroxènes (25% de volume total de la roche) sont en cristaux globuleux, résorbés et moulés par la S1 avec des ombres de pression symétriques. Ils sont transformés en actinote, chlorite, calcite et des oxydes en grains fins. Les amphiboles (de tailles très réduite <1mm et représentent 3% de volume total de la roche) sont transformés en chlorite et calcite. Elles sont moulées par la S1 avec des queues de recristallisation symétriques L’ilménite et les sulfures sont abondants de 8% de volume total de la roche, soit disséminés soit en inclusions dans les plagioclases et les clinopyroxènes. Le quartz (2%) se présente en cristaux fins <1,5 mm à macles mécaniques, ils sont moulés par les plans de la schistosité S1. Les minéraux accessoires sont l’apatite en prismes trapus inclus dans les plagioclases et l’épidote bleue en cristaux subautomorphes. La matrice est composée essentiellement par des fines paillettes de chlorite avec la séricite, le talc, l’actinote et la calcite. Ils soulignent les plans de la S1 qui sont réorientés par la schistosité de crénulation S2.

99

III. 2. Etude des pyroclastites A. Tuffites amygdalaires à sulfures (acide ou intermédiaire) (Photo. 5. Pl. VII) Ce faciès affleure dans la partie Est de la colline, entre les deux chapeaux de fer. Dans le sondage KA/30, on le rencontre sous l’horizon minéralisé supérieur alors que sur le sondage KA/27, il s’intercale entre les pélites grèseux et le gabbro. A l’affleurement, il s’exprime sous forme d’une lentille interstratifiée et étendue NS sur une dizaine de mètres avec une puissance maximum de 10 m. La roche, fortement schistosité, est de couleur gris verdâtre sur patine et vert cumin sur cassure fraîche. Elle est très riche en nodules de quartz aplatis et orientés dans les plans de S1, en sulfures lités et en veines de carbonates antéschisteux. Au microscope, la roche est totalement transformée en chlorite et quartz associés à des sulfures, de la séricite, des carbonates et des épidotes. La roche est formée par des amygdales de quartz à contacts engrenés et à extinctions roulantes (0,1 mm à 1 cm), aplaties, orientées et moulées par la schistosité S1. Ces amygdales renferment des minéraux interstitiels tel que les sulfures, la chlorite bleu en gerbe et les carbonates. Le reste est formé par la chlorite verte à brune abondante en minéraux orientés associée à de la séricite rare soulignant une schistosité de flux. Le reste du quartz, et se présente en mosaïque, orienté et à macle mécanique. Les carbonates se présentent sous formes des petites veines boudinés et plissés. Une deuxième phase plus tardive de carbonates se développent dans les amygdales et dans les fractures. Les épidotes abondantes se présentent en fins cristaux bleus, orientés dans les plans de la schistosité S1. La matrice est riche en sulfures constituent des lits de puissance 0,1 à 0,5 cm, délacérés, aplatis et plissés. Une deuxième phase de sulfures plus tardive, se présente interstitiels dans la matrice et les amygdales. B. Calcaire grèseux (Photo. 6. Pl. VII) Ce faciès, bien développé dans la partie SE de la colline de Koudiat Aïcha sur une puissance de 35 m, est représenté par des bancs interstratifiés dans la partie sommitale de l’unité de base. La roche est de couleur jaune, riche en intercalations de niveaux grèseux, très fins où les figures sédimentaires sont abondantes (slumps, litages horizontaux et les rides de courant). Ce faciès, qui fossilise bien les plis P1 de la phase de déformation majeure hercynienne, est formé de Quartz, très abondant, en minéraux anguleux ou subarrondis, moulés par la schistosité ; de Calcite, en cristaux allongés et orientés dans les plans de la schistosité régionale, de sulfures interstitiels (2%) à caractères antéschisteux (orienté et 100

aplatis). Le litage sédimentaire est souligné par l’abondance des grains du quartz ou de la calcite. C. L’ensemble de pélites grèseuses (Photo. 8. Pl. VII) Il s’agit d’un ensemble lité, constitué de bancs grèso-quartzitiques et grèso-carbonatés, fins à grossiers. Ce faciès est parfois riche en sulfures, en veinules millimétriques qui anastomosent la roche (stockwerk) ou en plaquettes dans les plans schistosité régionale. Microscopiquement ces pélites sont formées par des minéraux clastiques, notamment le quartz (0,01 à 0,4mm), en minéraux anguleux ou subarrondis, moulés par la schistosité S1, de rares feldspaths, de la calcite et de la pyrite. La matrice est formée essentiellement par des feutrages de séricite et de chlorite soulignant les plans de la schistosité S1. Les sulfures sont soit disséminés dans la matrice soit en fins veinules plissés. Parfois, la roche est traversée par des microfailles colmatées par des sulfures et de quartz. D. L’ensemble des pélites noires carbonatées Cet ensemble qui forme le toit des lentilles minéralisées est bien développé dans la partie Ouest de la colline sur une centaine de mètres. De couleur noirâtre, il est constitué d’une alternance de lits carbonatés et des lits pélitiques. Il est caractérisé par une schistosité S1 très pénétrative ainsi que la schistosité S2 en plis (mm à cm). Sa minéralogie est composée par la séricite, la chlorite, la calcite et le quartz. Les minéraux accessoires sont représentés par le feldspath, l’épidote et la pyrite. Ce faciès est riche en sulfures antéschisteux dans les premiers mètres qui coiffent les lentilles minéralisées. De même, la chlorite est abondante par rapport à la séricite qui devient majoritaire dans le reste de l’unité. Les lits carbonatés, formés de calcite finement recristallisée (microsparitique), sont aplatis, disloqués en microlentilles. E. Pélites grèseuses chloritisées (Photo. 10. Pl. VII) Ce faciès a été levé sur sondage KA/33 entre les deux horizons minéralisés. Il est de couleur verte avec des surfaces sombres (les plans de S1). Il est très riche en sulfures lités soulignant, avec les lits chloriteux, des microplis (slumps). Au microscope, le quartz constitue la majorité des minéraux clastiques (0.03 à 0.1 mm). Il se présente en minéraux aplatis dans les plans de la schistosité avec des queues de recristallisation. La matrice est constituée par la chlorite bleu à marron (95%) avec de la séricite, de l’épidote et de la calcite. Les sulfures se présentent soit en lits fins (1,5 cm) soit en veines qui reprennent parfois des cristaux de chlorite, de quartz et de muscovite. D’autres sulfures plus tardifs colmatent les plans de cisaillement (C2) sécants sur les plans de S1. Les carbonates qui constituent la phase la plus tardive, remplissent les fentes et masquent les autres phases minéralogiques. 101

III. 3. Etude des altérétes A. Les amphibolites (Photo. 9. Pl. VII) Ce faciès, de couleur vert sombre et des surfaces luisantes, a été échantillonné sur le sondage KA/27. Il se présente sous forme des lentilles intercalant les sills de gabbros, dont leur puissance peut atteindre 30 cm. Macroscopiquement, la roche est formée soit par des phénocristaux développés en éventail (1/3 cm) soit par des cristaux en aiguilles. En lame mince, La roche est composée d’amphibole, d’épidote de talc, de chlorite, de calcite et de sulfures. L’amphibole qui constitue environ 95% du volume total de la roche peut se présenter sous deux formes : Des phénocristaux en éventail bien développés dans des fentes/fractures antérieurs à la schistosité S1. Ils présentent des plans de clivages grossiers qui sont tordus selon les plans de S2. Ces mêmes plans favorisent le développement d’une phase secondaire d’amphibole notamment la trémolite et l’actinote. De fins cristaux de trémolite/actinote en aiguilles et/ou subautomorphe (de taille inférieure à 1,5 mm) sans aucune orientation définie. B. La chloritite (Photo. 10. Pl. VII) A l’affleurement, ce faciès forme des niveaux discontinus de 0,2 à 1m de puissance, interstratifié dans les pélites aussi bien de la base que du sommet. La roche, très compact, riche en amandes de quartz et en veines d’hématites, est recouverte par une patine rouille de couleur vert sombre sur cassure fraîche. En lame mince, la chlorite formant plus de 80% de volume total de la roche, souligne la schistosité avec la séricite et l’épidote. Le quartz à contacts engrenés forme des amandes millimétriques avec des queues de recristallisation symétriques. Les oxydes se présentent en veines boudinés, aplatis et plissés. La roche est traversée par des micro-fractures précoces plissées et traversées par la schistosité, remplies de quartz déformé, de chlorite en gerbe et de sulfures. La roche présente également de nombreux plans de dissolution soulignés par les produits ferrugineux. III. 4. Conclusion Il ressort de cette étude que : Le sill étudié montre une variation minéralogique du bas vers le haut, comparable à celle observée, à plus grande échelle dans tous les secteurs des Jebilet. Aarab (1995) a justement lié cette évolution à une différentiation dans des petites chambres magmatiques.

102

La présence d’hornblende antéschisteuse dans les fractures de gabbros souligne une activité hydrothermale précoce qui accompagne le refroidissement de l’intrusion. Cette altération s’est donc déroulée à température élevée (faciès amphibolite). Les taches dans les pélites qui encaissent les sills de gabbros correspondent à des anciennes cordiérites de métamorphisme de contact. Elles ont été rétromorphosées au cours du métamorphisme régional en séricite, chlorite, biotite et oxydes. Le métamorphisme régional est souligné par la séricite, le quartz, la chlorite, l’actinote, la trémolite, la biotite et l’épidote. Il s’agit du métamorphisme lié au paroxysme hercynien et qui s’est déroulé dans des conditions du faciès des schistes verts. Les tuffites et les pélites grèseuses situés entres les deux horizons minéralisés sont intensément transformés en minéraux d’altérations hydrothermales précoces (chlorite, quartz, séricite, épidote, amphibole et talc). Ces faciès sont riches en sulfures lités à caractère antéschisteux. De plus ces formations sont anastomosées par des veines antécinématiques essentiellement à pyrrhotite et chalcopyrite. Ces observations montrent que ces formations poreuses constituent des zones favorables à la circulation des fluides minéralisateurs, responsables à la formation des lentilles à pyrrhotite. Les formations bordières des lentilles minéralisées (gabbros, tuffites et pélites grèseuses) sont affectées par des phases d’altérations hydrothermales, matérialisées par la présences de minéraux secondaires tels que la chlorite, l’actinote-trémolite, le quartz, la séricite, l’épidote, les carbonates, le talc, ± de l’hématite et ± la biotite. Ces minéraux d’altérations sont souvent associés aux sulfures. La présence de sulfures au toit des lentilles minéralisées suggère la circulation des fluides hydrothermaux après la mise en place des horizons minéralisés. Une deuxième phase d’altération hydrothermale postschisteuse est matérialisée par le développement de la chlorite, de l’actinote-trémolite, du quartz, de la muscovite et des sulfures. Une phase plus tardive est matérialisée par les carbonates. IV. Analyse pétrographique des faciès de Ben Slimane et Kettara IV. 1. Introduction Les formations magmatiques du secteur de Kettara et de Ben Slimane, sont constituées par des corps magmatiques intrusifs et des sills de nature acido-basiques qui s’étalent latéralement sur des centaines de mètres. Ces formations sont décrites de manière précise par plusieurs auteurs (Huvelin, 1975-1977 ; Bordonaro, 1983 ; Jadid, 1989 ; Aarab, 1995 et 103

Essaifi, 1995) qui y distinguent des Cumulats ultramafiques (wehrlite, troctolite et gabbro à olivine) et des Cumulats mafiques : (leucogabbro massif et leucogabbro lité, ferrogabbro et gabbro de bordure). Notre étude nous a permis de cartographier dans le secteur de Ben Slimane des niveaux tuffitiques d’épaisseur métriques et d’extensions hectométriques (Fig. 1. 13), constitués par des tuffites basiques et acides. Cette association des pyroclastites aux corps acido-basiques concerne uniquement l’unité sédimentaire de base. Elle nous a permis de penser qu’au moins une partie de ces corps est de nature spilitique et/ou volcanique. Dans ce paragraphe nous décrirons uniquement les faciès pyroclastiques relevés dans ce secteur. IV. 2. Etude des pyroclastites A. Tuffite basique à structure orbiculaire (Photo. 11. Pl. VII) A l’affleurement, ce faciès se présente sous forme des lentilles interstratifiées dans la partie sommitale de l’unité de base. Cette lentille, orientée N30, d’épaisseur variable de 0,3 à 12 m et de 500 m d’extension latérale, est décalée par les failles N70. La roche, de couleur grise, massive et très compacte, est recouverte d’une patine rouille d’oxydes de fer et. Elle s’individualise par des structures orbiculaires (Photo. 1. 10) matérialisées par l’alternance de lits millimétriques claires, essentiellement à quartz, et des lits millimétriques, gris sombres, à amphibole. La schistosité régionale semble être réfractaire alors que la schistosité de fracture est pénétrative. L’analyse au rayons X a révélé un assemblage minéralogique constant formé de

hornblende

Ca2(Mg,

Fe2+)4Al(Si7Al)O22(OH,F),

de

quartz

et

d’épidote

Ca2Al2F(SiO4)(Si2O7)(O,OH)2. En lame mince les lits gris claires sont composés d’amphibole (98% de volume total), en cristaux subautomorphes, en microlites et en aiguilles, orientés dans les plans de la schistosité S1. Une autre phase secondaire, sécante, se développe sur la phase primaire antéschise. Le reste des lits est composé de quartz, en fins cristaux à extinctions roulantes, et d’épidote avec de ne multiples plans de dissolution, parallèles à la schistosité S2, soulignés par des oxydes de fer. Les lits claires sont constitué de 70% de quartz, en fins cristaux engrenés et étirés dans les plans de S1, d’amphibole, d’épidote, de chlorite en gerbes postschisteuses et enfin de la a calcite qui remplie les micro-fractures tardives et se développe sur les amphiboles. La roche est affectée par des micro-fractures (5mm de large) remplies exclusivement de quartz déformé étiré et à extinction onduleuse. Ces micro-fractures sont masquées par les 104

amphiboles qui soulignent les plans de la schistosité S1. Ces observations montrent que la roche est affectée par une silicification précoce, puis totalement transformée en minéraux secondaires sous l’effet de l’altération hydrothermale et le métamorphisme. B. Tuffite acide (Photo. 12. Pl. VII) A l’affleurement, ce faciès, de couleur claire sur patine et gris sur cassure fraîche, se présente sous forme d’une lentille allongée N30 et interstratifiée dans les pélites verdâtres. La roche montre un litage fin (1 à 3 mm de large), une schistosité régionale discontinue et une schistosité fracture intense. En lame mince, elle est composée par l’alternance des lits grossiers et des lits fins. Ces derniers sont formés essentiellement par des quartz (0,01 à 0,1) non calibrés, aplatis et à extinctions roulantes. Les lits grossiers sont matérialisés par des cristaux de feldspath associés à des cristaux d’amphibole et de quartz. Ces lits sont moins développés que les précédents, boudinés et plissés. Les minéraux opaques sont fréquents dans la matrice. Ils se présentent en taches de 0,2 à 0,5 mm, moulées par la schistosité. Ils apparaissent aussi, en compagnie du quartz, dans le remplissage des micro-fractures rares qui sont déformées par la schistosité régionale. C. Les faciès sédimentaires Les faciès sédimentaires (pélites grèseuses, grès quartzitiques, pélites noires carbonatées et calcaires grèseux) relevés dans ce secteur sont identiques à celles décrits dans le secteur Koudiat Aïcha. IV. 3. Conclusion Notre étude confirme les descriptions effectuées par Aarab (1995) sur l’antériorité des corps magmatiques acido-basiques par rapport au paroxysme hercynien. Elle rejoint aussi les descriptions faites par Bordonaro (1983) sur les roches intrusives et effusives ainsi que les pyroclastites associées. L’altération hydrothermale qui affecte le massif de Kettara est en revanche largement étudiée par Essaifi (1995). Les faciès pyroclastites basiques et acides sont plus abondants dans le secteur de Ben Slimane. Ils sont totalement transformés en minéraux secondaires respectivement en amphibole-quartz-épidote et quartz – chlorite – séricite. Comme dans le secteur de Koudiat Aicha, la présence de magnésohornblende antéschisteuse dans les fractures de gabbros et dans les tuffites basique de secteur Ben Slimane – Kettara souligne une activité hydrothermale précoce qui accompagne le

105

refroidissement de l’intrusion. Cette altération s’est donc déroulée à température élevée (faciès amphibolite). Le métamorphisme régional est souligné par la séricite, le quartz, la chlorite, l’actinote, la trémolite, la biotite et l’épidote. Il s’agit du métamorphisme lié au paroxysme hercynien et qui s’est déroulé dans des conditions du faciès des schistes verts.

Planche VII Caractères microscopiques des faciès magmatiques, pyroclastiques et sédimentaires de secteur de Koudiat Aicha (Photo. 1-10) et de Ben Slimane (Photo. 11-12). Photo. 1 : Aspect microscopique de microgabbro avec une texture d’oikocrysts. Photo.2 : Microphotographie de gabbros. Photo. 3 : Aspect microscopique de ferrogabbro. Photo. 4 : Microphotographie de dolérite. Photo. 5 : Aspect microscopique de tuffite amygdalaire. Photo. 6 : Microphotographie de calcaire gréseux. Photo.7 : Microphotographie montrant l’aspect de l’ilménite dans les ferrogabbros. Photo. 8 : Aspect microscopique de pélites noires à sulfures lités. Photo. 9 : Microphotographie d’amphibolite. Photo. 10 : Aspect microscopique de la chloritite associée au quartz et aux sulfures. Photo. 11 : Microphotographie de tuffite basique à structure orbiculaire. Noter l’alternance de niveaux à amphibole et de niveaux à quartz. Photo. 12 : Aspect microscopique de tuffite acide lité. Noter l’alternance de lits à feldspath et quartz et de lits à chlorite et quartz. Abréviation : Amp, Amphibole ; Cpx, Clinopyroxène ; Plg, Plagioclase ; Ilmé, Ilménite ; FK, Feldspath potassique ; Qz, Quartz ; Sé, Séricite ; Chl, Chlorite ; Epi, Epidote ; Amy, Amygdale ; Sul, Sulfure ; Car, Carbonate.

106

Plg Cpx

Sér

Plg Cpx 2mm

2mm Photo. 1

Photo. 2 Sul

Cpx

Plg Plg

Cpx Qz

Amph

2mm

2mm Photo. 3

Photo. 4

Chl

Sul

Qz

Amy. Qz

Car

Car

2mm Photo. 5

2mm Photo. 6

Plg

Cpx

S2 Car Sul Ilmé

S1 Sér

2mm Photo. 7

2mm Photo. 8

107

Amph1 Chl

Qz Sul

Amph2 2mm Photo. 9

2mm Photo. 10

Amp Fk Qz

Epi Qz Chl 2mm

2mm Photo. 11

Photo. 12

108

Chapitre III Géochimie

I. Introduction La géochimie du magmatisme bimodale des Jebilets a fait l’objet de plusieurs études (Huvelin, 1977 ; Lagard, 1987 ; Essaifi 1995 ; Aarab, 1995). Les interprétations proposées sur le cadre géodynamique des roches volcaniques de Jebilets restent cependant fort divergentes. Aarab, (1995), propose le cogénétisme du magmatisme acido-basique des Jebilets centrales, issues de la différenciation d’une suite tholeiitique d’affinité océanique. Ce magmatisme serait le résultat d’une déchirure intraplaque en relation avec l’ouverture des bassins occidentaux sur des fractures lithosphériques " bassin pull-apart". En 1995, Essaifi explique l’association bimodale de ce même magmatisme par l’expression superficielle de chambres magmatiques zonées où se développent des phénomènes de cristallisation fractionnée et d’assimilation. Il souligne que l’affinité de ces roches acido-basiques est tholeiitique proche des tholeiites continentales et des granitoïdes alcalins. Leur signature géochimique est ambiguë, anorogénique et orogénique. L’auteur ne distingue aucune trace directe ou indirecte d’un caractère pré orogénique de la mise en place du magmatisme bimodal des Jebilets centrales. Il propose une mise en place syntectonique des plutons granodioritiques calcoalcalins. A la lumière de ces interprétations fortes divergentes, le cadre géodynamique exact de ces volcanismes reste encore non défini. La discussion de cadre géodynamique ne constitue pas l’objectif de notre travail, nous allons seulement essayer d’apporter quelques informations sur la géochimie des corps acides, encaissants de la minéralisation sulfurée de Draa Sfar. Nous procéderons également à une approche comparative avec d’autres volcanismes acides encaissants de minéralisation de même style dans d’autres provinces à l’échelle de globe terrestre. II. Géochimie des volcanites acides de Draa Sfar Dans le massif de DS, les formations volcaniques et volcano-sédimentaires ont subi une altération hydrothermale liée aux dépôts des sulfures. Une déformation hercynienne majeure se traduit à l’échelle de la zone par le redressement de la lithologie à la verticale (pendage 75° vers l’Est), associé à une schistosité régionale de flux (S1) matérialisée par la néoformation de cristaux de séricite, de chlorite et de quartz. Cette déformation s’est déroulée dans un climat métamorphique épizonal avec développement de zones de cisaillement ductiles 109

N-S où l’activités hydrothermale tardive et les réactions métamorphiques synschisteuses sont particulièrement visibles. La forte transposition, la schistosité pénétrative, les linéations d’étirements

bien

développées

et

la destruction

presque complète des

textures

(pétrographiques) primaires soulignent l’intensité de cette déformation d’âge post-Viséen supérieur. Ceux-ci provoquent la mobilité de certains éléments chimiques constitutifs de ces roches et limitent d’utiliser les diagrammes classiques de la classification des roches volcaniques. Le problème de la mobilité et de l’inertie des éléments chimiques majeurs, mineurs et terre rares dans les volcanites acides de Draa Sfar sera développé en détail dans la partie altération hydrothermale. La matrice de corrélation inter-éléments permet de noter directement les compositions chimiques liées aux processus magmatiques de celles liées aux processus hydrothermaux et métamorphiques. Les échantillons volcaniques les moins altérées et ceux qui montrent une altération très poussée sont représentés dans le tableau de la matrice de corrélation inter-éléments (Tableau. 15, voir annexe). Sa lecture montre qu’un certain nombre de couples d’éléments montrent des cœfficients de corrélation élevés, tels que TiO2, Al2O3, Zr, V, Nb et Y. Ces éléments sont incompatibles et peuvent refléter le processus magmatique. D’autres couples d’éléments présentent des coefficients de corrélations élevés et peuvent refléter le caractère de substitution entre ces éléments (par ex. Li&Mn, Fe&Mn, Co&Ni et Cu&Pb). Les éléments Al, Ti et Zr ne présentent pas des variations significatives en fonction de la perte au feu. Leur comportement apparaît inerte au cours des transformations hydrothermales et de la déformation majeure hercynienne. Ils peuvent ainsi être considérés comme immobiles. Plusieurs travaux ont été effectués sur le problème de la mobilité et de l’inertie des éléments chimiques dans les paléovolcanites acides altérées, associées à des dépôts de sulfures massifs. Dans les districts miniers canadiens, australiens et européens étudiés par (Gresens, 1967 ; Ferry, 1979 ; Mac Lean et Kranidiotis., 1987 ; Mac Lean, 1990 ; Mac Lean et Barrett 1993; Herrmann et al., 2001), les auteurs soulignent : - La fréquente mobilité des éléments tels que : Si, Na, K, Ca, Fe, Mg, Mn, P, Ba, Sr et Rb. - L’immobilité des éléments tels que : Al, Ti, Zr, Nb et Y. Ces éléments immobiles constituent la mémoire de la roche initiale (Winchester et Floyd, 1977). II. 1. Identification et classification Les analyses géochimiques des volcanites acides montrent des teneurs en silice qui varient entre 75% à 80%. Elles ne correspondent pas aux teneurs magmatiques primaires 110

comme le souligne, à l’échelle de la lame mince, l’abondance dans ces roches de quartz d’origine hydrothermal et/ou métamorphique. La nomenclature doit en l’occurrence prendre en considération la mobilité des éléments chimiques et utiliser plutôt des diagrammes basés sur les éléments peu à immobiles. D’après le diagramme bilogarithmique [Zr/TiO2]-[Nb/Y] de Winchester et Floyd (1977) (Fig. 3. 1), Les roches volcaniques se situent dans le domaine des rhyodacites et dacites, avec un bon regroupement des analyses au sein d’une même population caractérisée par un rapport Zr/TiO2 assez constant. 1 Phonolite Comendite/ Pantellrite 0,1

Rhyolite

Zr/TiO2

Trachyte

0,01

Rhyodacite/Dacite Trachyandesite Andesite Alkali- basalt

Andesite- basalt

Basanite/ Nephenelite

subalkaline basalt 0,001 0,01

0,1

1

10

Nb/Y

Fig. 3. 1 : Classification géochimique des volcanites de la série volcano-sédimentaire de Draa Sfar dans le diagramme bilogarithmiques [Zr/TiO2]-[Nb/Y] de Winchester et Floyd, (1977).

II. 2. Affinité magmatique Dans les séquences volcaniques acides, le rapport Zr/Y a été largement utilisé par plusieurs auteurs pour distinguer entre les roches volcaniques acide, calco–alcalines, et les roches d’affinité tholeiitique (Pearce et Norry, 1979 ; Lesher et al., 1986 ; MacLean et Barrett, 1993 ; Barrett et MacLean, 1994 ; Barrett et MacLean, 1999 ; Lentz, 1998). Les roches d’affinités tholeiitiques présentent un rapport de Zr/Y variable entre 2 à 4. Les roches calcoalcalines quant à elles montrent un rapport élevé (Zr/Y≥7). Pour les groupes transitionnels le rapport Zr/Y varie entre 4 et 7 (Barrett et MacLean, 1999). Le rapport Zr/TiO2-Y/TiO2 constitue un bon index d’évolution compositionnelle des roches volcaniques altérées (Winchester et Floyd, 1977 ; Pearce, 1996 ; Lentz, 1998). Reportés dans ce diagramme, les 111

échantillons des roches volcaniques acides moins altérées de Draa Sfar se situent dans le champ des roches volcaniques d’affinité tholeiitique avec un rapport Zr/Y compris entre 2 à 4 (Fig. 3. 2).

le iit

0,015

si

=7 Zr/Y

lin ca l a l cCa

0,010

Zr/Y=20

0,005 0,000 0,00

tio na l

Th o

Zr/

=4 /Y r Z

0,020

Tr an

Y/TiO2

0,025

ic

Y= 2

0,030

0,02

0,04

0,06 0,08 Zr/TiO2

0,10

0,12

Fig. 3. 2 : Diagramme Zr/TiO2-Y/TiO2 pour les roches volcaniques acides les moins altérées de Draa Sfar (Lentz, 1998).

II. 3. Approche tectono-magmatique Pour caractériser le contexte géodynamique de mise en place des roches volcaniques acides, on peut utiliser le diagramme Nb/Y (Pearce et al., 1984), modifié par Lentz (1998) dans le but de l’adapter aux roches volcaniques acides, et donc, pouvoir distinguer entre d’une part, les volcanites acides d’origine mantellique (M-type), formées par fusion partielle d’un encaissant igné (I-type) et /ou sédimentaire (S-type) et d’une part, les volcanites acides anorogéniques intraplaques (A-type) et de dorsale océanique (OR-type) (Fig. 3. 3). Représentées sur ce graphe, les rhyodacites et dacites de Draa Sfar occupent la limite entre les deux champs des intraplaques&dorsales océaniques anormales et les dorsales océaniques (OR-type). La plupart des points sont néanmoins situés dans le champ de dorsale océanique (OR-type). Les teneurs élevées en Nb et Y contenus dans ces volcanites acides peut être expliquées par le processus de cristallisation fractionnée du magma bimodal de Jebilets centrales (Aarab, 1995). 112

1000

A-type within plate

Nb (ppm)

100

S-type syncollisional 10

Volcanic arc I-type

OR-type ocean ridge

M-type 1 1

10

100

1000

Y (ppm)

Fig. 3. 3 : Position des volcanites acides de DS dans le diagramme de discrimination tectonomagmatique Y-Nb de Pearce et al., (1984) ; modifié par Lentz, (1998).

III. Essai de comparaison Les amas sulfurés d’intérêt économique sont intimement associés aux roches volcaniques acides (Mosier et al., 1983), même si ces roches ne constituent qu’un petit pourcentage de roches encaissantes des amas sulfurés (Franklin et al.,1981). Ces roches (dacite, rhyodacite et rhyolite) se mettent en place dans des environnements tectoniques variés (Herzig et Hannington, 1995 ; Lentz, 1998) : (1) rift évolué intra-oceanique Island arc (district Kuroko, Japan), (2) intra-oceanique Island-arc (district West Shasta, California), (3) arrières arcs intra-continentaux (district Que River, Tasmania et district Mt. Windsor, Thalanga), (4) rift intra-continental arc et/ou arrière arc ? (district Avoca, Ireland) et (5) rift distensif intracontinental (district Tobique, central New Brunswick). Les roches acides de Draa Sfar sont des tholeiites abyssal à caractères anorogéniques, rappelant ainsi celles des districts Topique, Avoca et Iberian Pyrite Belt (IPB) bien que leur affinité magmatique est transitionnelle à calco-alcaline (diagramme Zr/Y-Y (Lentz, 1998) (Fig. 3. 4).

113

25

calco-alcalin trend?

Kuroko

Zr/Y (ppm)

20

15

Alcalin trend?

Mt. Windsor 10

Tobique

Avoca

Que. R

5

calco-alcalin Transitional Tholeiitic

West Shosta 0 0

20

40

60

80

100

120

140

160

Y (ppm )

Fig. 3. 4 : Diagramme Zr-Zr/Y (Lentz, 1998) des différentes roches volcaniques acides constituant l’encaissant des amas sulfurés. Les points en carrés représentent les roches volcaniques acides de Draa Sfar, en cercle noire la rhyolite de la province sud Iberique (Mitjavila et al., 1997).

IV. Conclusion Les roches volcaniques de Draa Sfar sont des rhyodacites à dacites, d’affinité tholeiitique abyssale avec un rapport Zr/Y compris entre 2 à 4. Elles ont une signature géochimique anorogénique (intraplaques&dorsales océaniques anormales et les dorsales océaniques). Ceci est compatible avec notre étude pétrographique et structurale qui démontrant ainsi l’antériorité de ces corps volcaniques et les pyroclastites associées par rapport à la phase de déformation hercynienne majeure. Ces résultats évoquent ceux des corps magmatiques bimodaux étudiés par Aarab, (1995) dans le massif des Jebilets centrales.

114

Chapitre IV Tectonique

I. Introduction Les terrains de la Meseta occidentale, dont fait partie les formations de Jebilets centrales, ont fait l’objet d’études structurales détaillée traitant des déformations hercyniennes et post hercyniennes (Huvlin, 1977 ; Cornée et al., 1982 ; Boulton et Le Corre, 1985 ; Bordonaro et al., 1979 ; Beauchamp, 1984 ; Aarab, 1995 ; Kharbouch, 1994 ; Lagard, (1982); Aït Tahar, (1987); Essaifi ,1995 et Hibti, 2001). Il est actuellement admis de tous que ces formations ont subit une tectonique polyphasée au cours de l’orogenèse hercynienne, avec principalement deux phases principales : - Une phase majeure synschisteuse (D1) post Viséenne (Namurien à Westphalien inférieur) (Huvlin, 1977 ; Michard et Pique, 1979) liée à un fort serrage E-W, caractérisée par la transposition de la stratification (S0) dans la schistosité régionale (S1). Cette phase est contemporaine du métamorphisme régional qui affect l’ensemble de la région et qui se déroule en climat épizonal. Cette phase s’achève par la mise en place de plusieurs plutons granitiques (Rosé, 1987). - Une deuxième phase, de faible intensité, non pénétrative (D2), se manifeste par le microplissement de S0-1 avec une S2 de crénulation. Cette phase ne semble pas être accompagnée de recristallisation importante. - Une troisième phase tardive, cassante, affecte enfin l’ensemble des formations. Notre objectif est d’essayer de déterminer la structure actuelle des secteurs étudiés, l’effet de la déformation (syn à poste hercynienne) sur ces amas sulfurés et leurs encaissants et la morphologie des corps sulfurés. Cette détermination exige une description des marqueurs géométriques à toutes les échelles, depuis la cartographique jusqu'à la lame mince. II. Dans l’ensemble de Draa Sfar Le massif de DS est affecté par une déformation caractérisée par le développement de plusieurs structures et microstructures. Dont leur étude nous permettra de caractériser le régime et la cinématique des différentes phases structurales de déformation. Cependant, la lecture de ces différentes phases et leur relation mutuelle. La lecture des différentes phases structurales dans le secteur de Draa Sfar est difficile à cause de la succession de plusieurs

115

phénomènes dans un laps du temps très court (Namurien à Westphalien inférieur) (Huvlin, 1977 ; Michard et Pique, 1979). II. 1. La déformation synsédimentaire (D0) Les phases précoces synsédimentaires ont décrit dans le massif des Jebilets par plusieurs auteurs (Huvlin, 1977 ; Bordonaro et al., 1979 ; Beauchamp, 1984). Ces phases s’expriment par le développement d’un certains nombre de structures à caractère synsédimentaire, à savoir : des failles synsédimentaires, des slumps, des slumps-balls, des coulées pyroclastiques et des brèches intra-formationnelles. La lecture de cette phase dans le secteur de Draa Sfar est très difficile à cause des phénomènes cités ci-dessus. Toutefois, l’avancement des travaux miniers et les sondages d’explorations nous ont permis de relever quelques structures synsédimentaires à savoir : Les slumps (Fig. 4. 1) : Ils sont relevés dans les tufs lités et au niveau de la masse minéralisée. Ces plis synsédimentaires sont observés à des échelles millimétriques à centimétriques, avec des charnières épaisses et des flancs courts. a

Minerai

Exhalites

Fig. 4. 1 : Exemple de slumps observés : (a) dans les exhalites à sulfures lités, (b) dans le minerai lité Les slump-ball : qui correspondent à des éléments de pélites grèseuses de taille millimétriques à 3 cm, enroulés et isolés dans les formations pélitiques fines. Ces matériaux sont considérés comme des dépôts de rupture de pente (Stow et Piper, 1984). La plus part de ces structures sont relevées sur sondages carottés, ce qui ne permet pas de

mesurer

leurs

orientations.

Par

conséquence,

l’analyse

de

leurs

projections

stéréographiques reste difficile. Cependant, on peut signaler un sens d’effondrement vers le NE déduit à partir de quelques mesures de structures prises dans les travaux miniers.

116

b

II. 2. La déformation synschisteuse hercynienne majeure D1 Elle s’agit dans le secteur étudié de la phase compressive majeure du cycle hercynien. Elle est représentée par des plis P1, une schistosité de flux S1, des zones de cisaillements ductiles, des boudins, et des fentes de tensions. Ces structures sont partout reprises par les déformations de la phase D2. Les plis P1 sont moins répandus dans le secteur de Draa Sfar. Cette phase D1, a réalisé la transposition du litage sédimentaire, avec pour résultat une schistosité régionale de flux, constituant ensemble un plan d’anisotropie S0-1 notamment quand les formations sont de lithologie fine. Les plans de cisaillements C1 sont toujours associés aux plans de la schistosité de flux S1, traçant une forme sigmoïde entre deux limites planaires. Les niveaux compétents (quartzite, veins du quartz, volcanoclastite et minéralisation) sont étirés et boudinés dans le plan de la S1. II. 2. 1. Le plissement P1 Les plis de 1er ordre sont moins répandus dans le secteur de Draa Sfar. L’analyse cartographique des trajectoires de S1, montre qu’il y a généralement une grande régularité dans la direction et le pendage des plans de S1, avec une direction peu variable N5° à N35° et un pendage subvertical. Ces résultats montrent également que les formations de Draa Sfar ont été redressées à la verticale pendant cette phase D1, avec un pendage fort vers l’Est. En effet, les plis P1 centimétriques de 2ème et/ou 3ème ordre sont identifiés à la suite de l’avancement des travaux miniers et seulement au niveau de la minéralisation et l’alternance pélites-grès. A l’échelle microscopique (Fig. 4. 2), des microplis synfoliaux affectent des filonnets de quartz dans les laves et les pélites grèseuses. Par endroit, ils sont cisaillés parallèlement à la direction de la schistosité régionale (S1). Le plan axial de ces plis (P1) est d’orientation subméridienne avec un plongement 65° à 80° vers le nord et/ou vers le sud.

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Microplis

4mm Fig. 4. 2 : Microplis P1, synfoliaux, affectant un filonnet de quartz cisaillé tardivement (rhyodacite).

II. 2. 2. La schistosité S1 Les mesures des plans de schistosité, (effectuer en fonction des conditions d’affleurement bonne ou difficile, mauvaises, …) nous a permis de tracer une carte interprétative des trajectoires de la schistosité dans le secteur de Draa Sfar (Fig. 4. 3). Dans le but de visualiser les variations du champ de déformation et de dégager les structures ductiles cartographiques : En effet, les trajectoires de cette schistosité montrent une direction qui varie entre N0 à N35 avec la dominance de N15. Elles présentent un très fort pendage (75° à 90°) vers l’E et SE. A l’échelle plus locale, on note par endroit une variation brusque dans le sens et le pendage de la schistosité S1. Ces virgations dues à la présence des couloirs de cisaillement (N170 à N180 et N80) (Photo.4. 1& Fig. 4 18) et des failles décrochantes et/ou conjuguées (N-S à NW-SE et NE-SW à E-W).

118

Fig. 4. 3 : (a) Carte des trajectoires de la schistosité de flux S1 et de fracture S2. (b) Rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud.

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Dans le secteur de Draa Sfar, la schistosité (S1) est une foliation métamorphique, dont les plans sont sub-parallèles à ceux de la stratification (S0). La transposition est plus ou moins importante en fonction de la compétence des roches. Dans les pélites on observe le développement d’une schistosité très fine ardoisière. Au niveau des séquences à forte hétérogénéité de compétences (pyroclastites, alternance pélite-grès et minéralisation) on observe une schistosité réfractaire au niveau des bancs compétent. Les bancs compétents minces sont étirés, aplatis, délacérés et moulés par les plans de la schistosité S1. Dans les séquences volcaniques et volcanosédimentaires, la schistosité est disjointe, discontinue et devient pénétrative dans les zones de cisaillement ductile. La schistosité S1 matérialise les plans axiaux des plis P1. A l’échelle centimétrique, on observe aussi des déformations orientées et on aplatissement des éléments lithiques, des fiammes et des cristaux du quartz selon les plans de la schistosité S1. Au niveau de la masse minéralisée, la schistosité régionale se traduit par la réorganisation des sulfures et des silicates (chlorite et talc) associés en lits millimétriques à centimétriques. Ils sont aplatis et étirés dans les plans de la schistosité régionale. Ces structures sont bien marquées dans le minerai rubané, lité et à forte dissémination de sulfure. Elles sont bien visibles à l’échelle de l’échantillon et même à l’échelle de la section polie. A l’échelle microscopique, la S1 est de typologie variable entre grossière dans les laves et très pénétrative dans les pélites et les tufs. Le débit schisteux est matérialisé par une forte orientation de la séricite et chlorite soulignant les plans de la S1. De plus les grains fins de quartz et les opaques sont souvent aplatis et allongés dans les plans de S1. Dans les laves, les phénocristaux de quartz et de feldspath conservés sont moulés par les plans de la schistosité S1. Ils montrent des recristallisations en ombre de pression, le remplissage et le plus souvent de la même nature que l’objet déformé. Le quartz d’aspect rhyolitique et amygdalaire, est souvent fracturé, partiellement recristallisé et entouré par un cerne limpide réactionnel sur les bordures. De plus aux extrémités des queues de recristallisation, se développe des grains de quartz polygonale (Photo. 4. 2) traduisant une déformation cataclastique. Une dissymétrie des ombres de pression et la rotation des plans de la schistosité (séricite et chlorite) sont observées dans les lames échantillonnées proche des zones de cisaillement ductile. Ces structures indiquent des sens de cisaillement senestres et dextres. Ce qui traduisent une déformation plastique hétérogène sous un régime cisaillant non-coaxial lors d’un événement tectono-métamorphique de phase de déformation D1.

120

Les tuffites vésiculés et les pélites carbonatées ont acquis des structures oeillées (Photo. 4. 3) lors de la déformation tectono-métamorphique D1. Les vésicules sont aplaties et moulées par les plans de la S1. Les passées carbonatées fines sont complètement disloquées et se présentent actuellement sous forme des petites lentilles très minces, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité. Ces figures simulent une structure oeillée à la roche. Dans le minerai rubané, la schistosité S1 se traduit bien par l’étirement des minéraux de la gangue (chlorite, talc, quartz et muscovite) et la réorientation des sulfures (pyrrhotite et chalcopyrite) suivant les plans de la schistosité régionale (Photo. 4. 4). Par endroit, les grains primaires (sphalérite, pyrite et arsénopyrite) sont moulés par des lamelles de recristallisation de marcasite et pyrrhotite qui soulignent les plans de la schistosité régionale (Photo. 4. 5). Ces grains présentent parfois des ombres de pression, dont le remplissage et de même nature pour l’arsénopyrite et souvent à chalcopyrite, pyrrhotite et marcasite pour la sphalérite et la pyrite. N

Couloir de cisaillement ductile C1

C2

Fig. 4. 4 : (a) Virgation des plans S1 dans les couloirs de cisaillement C1, (b) Rosace des principales directions de S1

Sulf Qz

S1 C

Qz rhy

S

Sé

4mm

4mm Photo. 4. 2 : Micrographie d’un échantillon pris dans un couloir de Cisaillement : les clastes de quartz, d’aspect rhyolitique, sont fortement craquélés et moulés par S1, avec des ombres de pression dissymétriques.

Photo. 4. 3 : Quartz aplati et boudiné dans les plans de S1, donnant une structure oeillée aux tuffites. Qz, quartz ; Sulf, sulfure ; Sé, séricite ; C, plan de cisaillement ; S, plan de la schistosité de flux (S1)

121

Exh

Sph

Sph Ma et py

S1

Pyr

2mm

Photo. 4. 4 : Structure rubanée du minerai sulfuré. On note l’étirement des cristaux de blende, de pyrrhotite et d’exhalites selon les plans de la schistosité régionale. Sph, sphalérite ; Pyr, pyrrhotite ; Exh, exhalites.

2mm Photo. 4. 5 : Granoclaste de blende moulé par des lamelles de marcasite et pyrrhotite, soulignant les plans de la schistosité régionale. On note l’aspect rotationnel des lamelles de la marcassite. Ma, marcasite ; py, pyrite.

II. 2. 3. La linéation d’étirement Dans les rhyodacites ignimbritiques amygdalaires, les brèches de coulées et les pyroclastites de Draa Sfar, la linéation d’étirement minérale est bien marquée. Cette dernière est manifestée par l’aplatissement et l’allongement des fiammes, des clastes et des éléments lithiques de taille (0.5 à 12 cm) dans les plans de la schistosité de flux. Généralement, la linéation d’étirement est parallèle aux plans de la schistosité S1 (Fig. 4. 5). Dans les couloirs de cisaillement, ces éléments volcaniques sont moulés par la S1 et présentent des ombres de pression à quartz, chlorite et séricite ; souvent dissymétriques par rapport à l’axe d’allongement X, suggérant des rotations entre les lames schisteuses.

Fig. 4. 5 : Fiâmes étirées dans les plans de schistosité S1.

122

II. 2. 4. les zones de cisaillement ductiles C1 (Shear zones) L’analyse des trajectoires de la schistosité a montré que celle-ci a subit des virgations locales matérialisant des zones de cisaillement ductiles de largeur millimétriques à métriques et d’extension héctométriques. Ces zones, généralement orientées N-S à NNE-SSW, se traduisent par une orientation progressive et une intensification de la foliation qui prend une allure sigmoïde (S/C), associé par endroit des plis d’ordre millimétrique à centimétrique (Photo. 4.1). Les structures S/C sont observées aussi bien à l’échelle macroscopique qu’à l’échelle microscopique. Dans les lames minces orientées, les phénocristaux ainsi que les éléments lithiques montrent une dissymétrie des ombres de pression et les structures S/C montrent une dominance statistique des mouvements sénestres (Photo. 4. 2&3) par rapport aux dextres (Photo. 4. 5). Ceci traduit, pour la déformation D1, un régime hétérogène, non-coaxial et à forte composante rotationnelle. Dans la masse minéralisée de DS, la structure cisaillante C1 est bien visible entre l’amas massif et l’encaissant du toit. Il s’agit d’un contact cisaillé senestre qui se traduit par la virgation des plans de schistosité et de rubanement (Fig. 4.6). La masse minéralisée se présente en mégalentille cisaillée, boudinée et allongée dans les plans de la S1 (Fig. 4. 7). Si on annule les effets des failles tardives, la forme sigmoïdale des lentilles témoigne de mouvements horizontaux le long des plans de schistosité. Elle est en rapport avec le jeu sénestre des zones de cisaillement ductiles qui engendre des lentilles complètement cisaillées par rapport à leur position initiale (Fig. 4. 7). Ceci a déjà été observé dans d’autres sites notamment au niveau des minéralisations sulfurées volcanogéniques canadiennes où Scott (1991) note qu’une déformation cisaillante régionale pourrait produire un amas complètement transposé et cisaillé par rapport à sa position initiale. A l’échelle microscopique, les plans C1 sont intimement liés aux plans S1 (structures C1/S1). Elles indiquent généralement des cisaillements senestres (Photo. 4. 5).

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C2 S1-C1

2mm Fig. 4. 6 : Schéma simplifié du contact cisaillé à jeu senestre (C1) du toit de la masse minéralisée.

Photo. 4. 6 : Aspect microscopique des cisaillements C2 dans le minerai lité. Noter les plans de S1 repris par les plans C2.

Fig. 4. 7 : Vue en plan horizontal de la masse minéralisée (Niveau -300). Noter l’étirement, l’aplatissement, le boudinage et le cisaillement des lentilles dans les plans schistosité S1.

II. 2. 5. Le boudinage Au cours de la déformation D1, les niveaux plus compétents que leur encaissant (quartzite, minéralisation stratifiée, veines d’exsudation de quartz et des niveaux carbonatés) ont subi un boudinage et un aplatissement selon les plans de la schistosité S1 (Photo. 4. 7). Au sud du secteur de Draa Sfar sud, les rhyodacites ignimbritiques prennent un aspect fusiforme de tailles métriques (Fig. 4. 8). La direction des boudins suit souvent les plans S1 avec une dissymétrie par rapport à l’axe d’allongement (X) du fusiforme. A plus grande échelle, les travaux d’exploration (sondages, traçages et trous) ont montré que la masse minéralisée de Draa Sfar se présente elle-même sous forme d’une mégalentille aplatie et boudinée dans les plans S1, avec un fort pendage vers l’est (Fig. 4. 9). L'axe des boudins est généralement subhorizontal avec un léger plongement vers le sud. La 124

taille verticale moyenne des boudins est de 20 m à 35 m et leur épaisseur horizontale maximum est de 35 m. Dans cette masse minéralisée, les zones de strictions aux extrémités des boudins sont perpendiculaires ou légèrement obliques au plan de rubanement. L’espace entre les boudines est généralement faible, sauf dans les lentilles de faible puissance où il est important, conduisant même à une séparation totale des boudins qui prennent alors la forme en chapelet.

C2

C1

Fig. 4. 8 : Aspect fusiforme des collines volcano-sédimentaires de Draa Sfar sud. Pyrite

Fragment de Pyrrhotite

Sédiments Exhalatives

2cm Photo. 4. 7 : Noyau de pyrrhotite primaire aplati et moulé par les plans de schistosité S1.

125

Fig. 4. 9 : Coupe géologique montrant l’aspect lenticulaire de la masse minéralisée. L’axe des lentilles suit les plans de la schistosité régionale S1 avec un pendage fort vers l’Est.

II. 2. 6. Les fentes Dans le secteur de DS, les fentes ne sont présentes que dans les faciès compétents (rhyodacite, dacite et les bancs grèseux). Elles sont de taille centimétrique à métrique, à remplissage de quartz associé à de la chlorite, de la calcite et des sulfures secondaires. Dans les zones de cisaillement ductiles C1, on a observé une famille de fentes en échelon (Fig. 4. 10), de direction N5 à N10 et de longueur supérieur à 2m. Ces fentes, de forme sigmoïde, sont souvent aplaties, boudinée et fracturées par les déformations postérieures. Elles sont liées au jeu sénestre des zones de cisaillement ductile C1 (Fig. 4. 10).

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C1 C2

Fig. 4. 10 : Dessin des fentes de quartz de première famille.

Fig. 4. 11 : Dessin des fentes de quartz de deuxième famille.

II. 3. La déformation hercynienne tardive D2 Les structures géométriques les plus caractéristiques de cette phase sont la schistosité de fracture et/ou de crénulation S2, les plis millimétriques à centimétriques P2 et les zones de cisaillement C2. II. 3. 1. La schistosité S2 Au niveau de DS sud, la schistosité S2 se présente sous deux aspects : - Une schistosité de fracture (S2a) (Photo. 4. 8), enregistrée surtout dans les laves, les ignimbrites, les lapillis tufs compétents et la masse minéralisée. Elle se manifeste de manière héterogène (densité très variable des plans sub-parallèles)

et montre une virgation à

l’approche des failles N80. La carte des trajectoires de la schistosité (Fig. 4. 3) montre une direction variable de N85 à N120; et un pendage également variable de 65° à 90°, vers le nord ou vers le sud. - Une Schistosité de crénulation (S2b) (Photo. 4. 9), essentiellement développée dans les faciès les moins compétents (pélite, cendre et tuf fin) où la schistosité S1 est très pénétrative. C’est une crénulation parallèles aux plans axiaux des plis P2. Son intensité varie dans l’espace que ce soit d’un faciès à l’autre ou au sein du même faciès. Sa direction est la même que la schistosité de fracture avec un plongement de 50° vers le NE.

127

S2 S2 S1

Photo. 4. 8 : L’aspect fracturé de la schistosité S2 dans la rhyodacite ignimbritique amygdalaire.

Photo. 4. 9: L’aspect crénulé de la schistosité S2 dans les pélites fines.

Rosace directionnelle des plans de la schistosité de crénulation et de fracture « S2 ».

II. 3. 2. Le plissement P2 Les plis P2, de tailles millimétriques à centimétriques, sont soulignés par le replissement de S0-1 (Photo. 4. 10). La schistosité S2 qui en résulte est confondue avec les plans axiaux des plis P2 qui sont généralement sub-verticaux et de direction NW-SE. Par endroit, on peut également observer des veines d’exsudation de quartz boudinées par la déformation D1 et replissées par la déformation D2 (Fig. 4. 12). Axe P2//S2

S1

Photo. 4.10 : Les plis P2 associés à la schistosité S2, reprenant les plans S1.

128

Fig. 4. 12 : Veine de quartz boudinée et replissée par les plis P2.

II. 3. 3. Le cisaillement C2 De direction générale N 70 à N90, ces plans C2 jouent en décrochements ductiles dextres et sont localement confondus avec les plans de la schistosité S2. Souvent ils reprennent et décalent les plans S0-1 et le cisaillement C1 (Fig. 4. 8). La figure (4. 10) montre également le caractère tardif de ces cisaillements C2 qui décalent les fentes engendrées par les cisaillements C1. A l’échelle microscopique, les plans de C2 reprennent les plans de S1-C1 avec une recristallisation de la pyrrhotite, chalcopyrite et marcassite dans les plans de C2 (Photo. 4.6). II. 3. 4. Les Fentes Les fentes liées à cette phase D2, de direction moyenne N65° à N70°, ont des formes généralement linéaires, avec des tailles qui peuvent atteindre 2.5m (Fig. 4. 11). Elles sont parfois, affectées et décalées par des petites failles tardives N20. Ces fentes recoupent par endroit les fentes de la première phase et sont elles mêmes affectées et décalées par des petites failles tardives N20. Leur présence est liée au jeu dextre des cisaillements ductiles C2. II. 4. La déformation cassante tardi-hercynienne La mesure systematique des structures faillées, réalisé à l’affleurement, dans les niveaux miniers (TB-220m ; TB-300m ; TB-400m) (Fig. 4. 3&13&14) et dans la descendrie, fait ressortir les faits suivant : - La distribution des failles reste homogène dans les trois niveaux avec néanmoins l’individualisation de quatre familles directionnelles: a) Des failles N95 à N100, antérieures à l’ensemble des autres phases citées cidessous. Elles se manifestent dans la masse minéralisée (n-400m et n-300m Fig. 4. 13&14.) avec un jeu décrochant à rejet métrique, tantôt senestre tantôt dextre. Cette direction s’aligne parallèlement à la direction de zone de cisaillement C2 (N80). Elle montre parfois un remplissage composé de minéralisation remobilisée dans les travaux miniers et par des oxydes de fer et quartz à l’affleurement. b) Deux familles de failles conjuguées N35 à N45 80°E et N50 à N60 70°W; les plans subverticaux enregistrent deux familles de tectoglyphe (stries et gradins d’arrachement). Ces familles sont responsables de la formation des kink-bands. c) Des failles N10 à N20 70°W subparallèles à la direction des zones de cisaillement C1. Les plans sont verticaux et présentent des stries très apparentes (pitch fort 85°) qui témoignent d’un jeu normal. Elles sont parfois associées à des fentes rectilignes, remplies de quartz et de goethite. d) Des failles N140 à N155 80°NE, tardives par rapport aux phases précédentes à jeu inverse. 129

Fig. 4. 13 : Carte de fracture dans le niveau – 400m et rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud.

130

Fig. 4. 14 : Carte de fracture dans le niveau –300m et rosace des principales directions de failles dans le secteur de Draa Sfar Sud.

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II. 5. Conclusion L’analyse structurale de l’ensemble volcano-sédimentaire de Draa Sfar a montré que ces formations sont structurées par trois phases de déformation : Une phase synsédimentaire D0, responsable de l’instabilité tectonique du bassin au cours de la sédimentation et la mise en place de la masse minéralisée. Elle se traduit par des slumps, des failles synsédimentaires et des slump-balls qui accompagnent l’ouverture du bassin de Jebilets centrales. Les directions obtenues à partir du plongement de quelques structures sont en accord avec un glissement globale vers le NE. Une phase majeure D1 synschisteuse, responsable de la structuration du secteur de Draa Sfar. Elle est marquée par des plis P1 isoclinaux, une schistosité de flux portant une linéation d’étirement (Le) peu marquée et des zones de cisaillement ductiles C1. A l’affleurement, la prédominance d’une famille de cisaillement C1 et le développement d’un gradient de déformation vers celle-ci traduit le caractère hétérogène et non coaxial de la déformation D1. Ce caractère est confirmé par la double structuration planaire (C/S) et le développement de certaines microstructures dissymétriques. Dans la masse minéralisée, cette phase de déformation est matérialisée par le cisaillement et le boudinage des lentilles. La forme sigmoïdale des lentilles résulte de mouvements horizontaux le long des plans de la schistosité S1, en rapport avec le jeu sénestre des zones de cisaillement ductiles qui engendrent des lentilles complètement cisaillées par rapport à leur position initiale. Ceci pourrait expliquer l’absence de zone de stockwerk dans l’environnement immédiat des lentilles. Le développement des structures planaires C/S et la dissymétrie des ombres de pression confirment le caractère hétérogène et non coaxial de la déformation. Les sulfures sont remobilisés et recristallisés le long des plans de cisaillement. L’évolution paléogéographique du secteur de Draa Sfar est liée au serrage hercynien qui s’inscrit dans l’évolution générale de la meseta centro-occidentale pendant le Carbonifère. Evolution qui se caractérise par l’individualisation d’un bassin mesetien subsident (Michard, 1976). Une troisième phase D2, moins intense, qui ne semble pas être accompagnée de recristallisations importantes. Elle se traduit par des plis P2 associés à une schistosité S2 (crénulation et/ou de fracture) et des cisaillements C2. Cette phase a repris les structures de la phase D1 en petits plis millimétriques à centimétriques. Elle est responsable de la structure actuelle de Draa Sfar qui se présente sous forme de petites collines isolées. 132

Une phase plus tardive, de nature cassante, bien exprimée dans tout le secteur. Elle se matérialise par une fracturation post hercynienne (atlasique à tardi-atlasique), associeé parfois à des diaclases et des kinks-bands. Au niveau des travaux miniers, on a distingué trois grandes directions de failles. NNE-SSW, SSE-NNW et NE-SW. Les deux familles NNE-SSW et SSE-NNW, sont des failles conjuguées, compatibles avec un serrage N-S, d’âge probablement post-hercynien (atalsique). La famille NE-SW, à jeu dextre inverse, est plus tardive. III. Dans le secteur de Koudiat Aicha Comme mentionné ci-dessus, les structures D0, D1 et D2 reconnues dans le secteur de Draa Sfar sont bien représentées dans le secteur de KA. Ceci est lié à l’abondance de bancs de grès quartzitiques et de calcaires grèseux dans ce site. III. 1. La déformation synsédimentaire (D0) Dans le secteur de KA, la déformation synsédimentaire est marquée par les slumps (Photo. 4. 11). Ces structures, qui sont des plis de taille millimétriques à centimétriques, ont été observées au niveau des calcaires grèseux. Leurs plans axiaux, globalement homogènes, sont subméridiens avec un pendage vers le NE à ENE. Ces direction sont en accord avec un approfondissement globale du bassin des Jebilets centrales vers l’Est (Bordonaro, 1983 ; Beauchamp et al., 1991). Sur sondage, ces structures sont fréquentes au niveau de la minéralisation sulfurée et son encaissant immédiat. Elles sont matérialisées par des lambeaux d’encaissant et/ou d’altérites qui ont été repris par la masse minéralisée au cours de sa mise en place et vice vers ça. L’absence de toute orientation, à partir des sondages, ne permet pas de l’exploiter. Mais, la présence de ces structures confirme la mise en place de cette minéralisation pendant la phase synsédimentaire précoce. D’autres structures de déformation synsédimentaires ont été observé sur sondage (slump-ball et failles).

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Photo. 4. 11 : Plis slumpés dans les calcaires gréseux.

Photo. 4. 12 : Plis P1 de taille métrique dans les calcaires gréseux.

III. 2. La déformation hercynienne majeure D1 Les structures rapportées à cette phase de déformation sont plus fréquentes dans ce secteur (schistosité, plis, cisaillement et boudinages). III. 2.1. Le plissement P1 Généralement, les plis P1 d’échelle hectométriques sont moins répondus, mais des plis d’ordre supérieur (2 et/ou 3) se rencontrent dans les calcaires grèseux et les pélites grèseuses litées (Photo. 4. 12). Ces plis, de taille allant du millimétrique à plusieurs mètres (3 m), sont en général de type droit, sauf à proximité des zones de cisaillement où ils deviennent dissymétriques (flanc long - flanc court). Les axes, de direction variant entre N0 et N10, plongent de 50° tantôt vers le Nord tantôt vers le sud. III. 2. 2. La schistosité S1 La schistosité S1 est le débit principal. C’est une foliation métamorphique développée à l’échelle régionale. Ce débit planaire S1 est le plus souvent confondu avec les plans de la stratification S0 (Photo. 4. 15). Ils constituent ensemble un plan d’anisotropie S0-1, notamment quand les termes sont de lithologie fine et hors des charnières des plis P1. La schistosité S1 se réfracte dans les bancs quartzitiques, calcareux et dans les roches magmatiques. Elle matérialise les plans axiaux des plis P1. Au niveau du minerai, la schistosité est matérialisée par l’étirement des minéraux d’altération précoce (chlorite, amphibole, séricite, quartz et talc) et la réorientation des sulfures (sphalérite, pyrrhotite et chalcopyrite). Les mesures des plans de schistosité S1 permettent de dresser une carte de trajectoires (Fig. 1. 11) caractérisée par une direction dominante N30 avec un pendage plus ou moins fort, tantôt vers le SE tantôt vers le NW. Cette direction a subi des virgations (N10 à N35) au 134

niveau des zones de cisaillement synschisteux (N5 à N30), et au niveau des failles décrochantes (N70 à N85). III. 2. 3. Le cisaillement C1 Les cisaillements C1 sont matérialisés par des couloirs métriques de direction variant entre N5 à N30 (Photo. 4. 13), avec une schistosité S1 très pénétrative. Par endroit, le matériel cisaillé est fortement mylonitisé, et devient très friable. Ces cisaillements aplatis et boudinés les niveaux de grès quartzitiques et ils sont associés à une recristallisation syntectonique de quartz. Le jeu de ces cisaillements est souvent sénestre, il est souligné par la virgation des trajectoires des plans de la S1. De plus, la géométrie des plis dissymétriques (flanc court – flanc long) indique un jeu sénestre de ces cisaillements.

Couloir de cisaillement NS

Photo. 4. 13 : Couloir de cisaillement C1 dans les grésopélites.

Photo. 4. 14 : décalage des formations de KA par les failles décrochantes C2 (N70°).

III. 2. 4. Le boudinage Les boudins apparaissent essentiellement dans les bancs compétents de grès quartzitiques et les veines de quartz (Photo. 4. 16). Ceux-ci sont alors étirés et boudinés dans les plans de cisaillement synschisteux C1. Les boudins sont généralement décalés par des failles ENE. III. 3. La déformation hercynienne tardive D2 La déformation D2 est représentée par des plis P2, une schistosité de fracture et/ou de crénulation et des cisaillements C2. III. 3. 1. La schistosité S2 Dans le secteur de KA, la schistosité S2 est bien développée. Au niveau des pélites, c’est une crénulation parallèle aux plans axiaux des plis P2 (Photo. 4. 15). Les plans sont presque parallèles, délimitants des microlithons centimétriques. Dans les formations 135

compétentes (grès quartzitique, gabbro et calcaire grèseux), c’est une schistosité de fractures à plans parallèles. Sa trajectoire montre une large virgation, avec des directions qui passent de N110 à N130 dans l’essentiel du secteur et de N80 à N95 à l’approche des failles ENE. III. 3. 2. Le Plissement P2 Les plis P2 se rencontrent dans les pélites de l’unité de sommet avec une taille millimétrique à centimétrique (Photo. 4. 15). Ils sont serrés, concentriques et associés à la schistosité S2. La direction de leurs axes est généralement N80 avec des plongements variables.

Photo.4. 15 : Reprise du plan S0-S1 par des plis centimétriques P2 associés à la schistosité de fracture S2

Photo. 4. 16 : Boudinage d’un niveau gréseux au cœur d’un pli P1, associé à la faille cisaillante C2.

III. 3. 3. Le cisaillement C2 Ces cisaillements C1 sont bien soulignés par le décalage des formations grésopélitiques de l’unité de base qui forment des petites collines séparées. Ce décalage, qui peut atteindre les 8m, aurait joué en décrochement ductile dextre (Photo. 4 14). La direction dominante est N70 à N85. Par endroit, les plans de cisaillement C2 sont confondus avec les plans de la schistosité S2, et décalent les plans de cisaillement C1 (Photo. 4. 14&16). III. 4. Conclusion On observe dans le secteur de KA les mêmes événements de déformation ayant affecté le secteur de DS. On y distingue trois phases majeures de déformation D0, D1 et D2 suivies de déformations cassantes, plus tardives. La première phase tectonique est synsédimentaire D0 avec des directions qui témoignent d’un effondrement vers le NE à ENE. Ceci est en accord avec un glissement global vers l’Est des bassins carbonifère des Jebilets et de l’Atlas de Marrakech (Beauchamp, 1984).

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Pour La deuxième phase synschisteuse D1, il s’agit d’une tectonique souple, marquée par des plis P1, une schistosité de flux, une linéation d’étirement et des zones de cisaillement ductiles. L’intensité de cette déformation est très hétérogène : elle se manifeste par un fort gradient qui s’exprime le long de couloirs extrêmement cisaillés et mylonitisés, alternant avec des zones moins déformées dans lesquelles les structures primaires de la roche sont bien conservées. La troisième phase D2 se traduit par des plis P2, une schistosité de fracture et des failles cisaillantes dextres (C2). Cette phase qui a repris les structures de la phase D1 en petits plis millimétriques à centimétriques, est responsable de la structure actuelle en petites collines de Koudiat Aicha. La phase cassante tardive, met en jeu deux directions de décrochements conjugués : N70 dextres et N135 sénestres. Une autre phase, plus tardive, est marquée par des failles de direction N30. IV. Dans le secteur de Kettara et Ben Slimane Dans ce secteur, les phases tectoniques hercyniennes et post-hercyniennes reconnues dans les autres secteurs (DS et KA) sont marquées par les phases D1, D2 et la phase cassante tardive : IV. 1. La déformation hercynienne majeure D1 La phase majeure D1 est caractérisée par le développement d’une schistosité S1 confondue avec S0, de direction allant de N30 dans BS à N60 dans KT. Cette phase est associée à des plis synschisteux de taille décimétrique à hectométrique et de direction moyenne N30. Les zones de cisaillement ductiles sont d’ordre décimétrique à métrique et leur orientation est en général NNE à ENE. IV. 2. La déformation hercynienne tardive D2 La phase de déformation D2 est matérialisée par des plis P2 (N135°), une schistosité de fractures et/ou crunélation S2 (N120°) et des failles décrochantes à jeu dextre N85°. IV. 3. La déformation cassante La phase de déformation cassante, montre les mêmes effets mentionnés dans le secteur de KA. Elle s’exprime par des décrochements N70° dextres et des décrochements N130° senestres ainsi que d’autres structures telles que les kink-bands, les diaclases et les failles tardives.

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V. Le métamorphisme L’observation de nombreuses lames minces nous a permis de relever des néogenèses orientées dans les plans de la schistosité régionale. Cette néogenèse est composée essentiellement par la séricite, la chlorite, le quartz, l’épidote et la biotite, autrement dit des paragenèses caractéristiques du métamorphisme de types schiste vert, bien connu dans les Jbilets centrales (Huvelin, 1977 et Bordonaro, 1983), et d’autres domaines hercyniens comme Guemassa et N’Fis (Hibti, 2001). Il s’agit d’un métamorphisme généralisé, de type épizonal, lié à la phase de déformation hercynienne majeure (D1). Les pélites encaissantes des sills de gabbros montrent par ailleurs des taches qui correspondent à d’anciennes cordiérites liées au métamorphisme de contact, rétromorphosées ensuite au cours du métamorphisme régional en séricite, chlorite, biotite et oxydes. VI. Conclusion Les études structurales et microstructurales montrent que la zone étudiée a été soumise au cours de l’orogenèse hercynienne à une phase majeure (D1). Cette dernière est marquée par des plis subisoclinaux, d’échelle centimétrique à hectométrique, qui admettent une foliation S1 de plan axial. Ces plis s’accompagnent d’un aplatissement relativement important qui se traduit par des transpositions parallèles aux plans de schistosité S1. L’importance de la transposition dépend de la compétence de la roche, dans la mesure où les alternances pélitogrèseuses, à forte hétérogénéité de compétences, sont celles qui montrent le maximum de boudinage. En ce qui concerne les corps minéralisés, il s’agit essentiellement de mégalentilles aplaties et boudinées dans les plans de la S1. Ceci est en rapport avec le jeu sénestre des zones de cisaillement ductiles (C1) qui engendre ces lentilles complètement cisaillées par rapport à leur position initiale. La nature hétérogène et non coaxiale de la déformation D1 est marquée par le développement d’un gradient de déformation vers les bandes cisaillées, le développement de structures planaires C/S, et l’aspect dissymétrique des ombres de pression. Les structures majeures de cette phase montrent une orientation subméridienne sauf dans le secteur de KT où leur orientation devient NE à ENE. Cette variation est en relation géométrique avec le champ de déformation régionale (Jebilets centrales). La phase tardive (D2) reprend les structures de D1 dans une direction moyenne N110° et engendre un décalage cartographique des massifs étudiés. Ce jeu décrochant dextre, ductile, de direction N70°, peut être observé à l’échelle de tout le secteur étudié.

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Deuxième Partie Gîtologie et géochimie de sulfures

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Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Chapitre I Etude gîtologique

I. Introduction Les gisements sulfurés des Jebilets centrales et des Guemassa ont fait l’objet de nombreuses études détaillées traitant les différents aspects géologiques (minéralogie, géochimie, altération hydrothermale,….) (Huvelin, 1977, Berrakkad et al., 1977, Bordonaro,1983, Bernard et al,.1988, Souaré,1988 ; Haimmeur, 1988 ; Leblanc, 1993 ; Hibti, 1993; 2001). Ces études ont permis la caractérisation de la texture du minerai (stockwerk, massif, disséminé, bréchique et remobilisation), la determination de sa composition géochimique et minéralogique (minerai polymétallique, minerai à pyrrhotite, minerai à pyrite et minerai à arsénopyrite) ainsi que la définition des conditions de leur genèse. Ces investigations ont permis de classer cette minéralisation sulfurée comme étant de type "amas sulfuré". De telles investigations demeurent lacunaires aussi bien sur le plan minéralogique que géochimique. En effet, dans les Jebiltes centrales, l’amas sulfuré de Koudiat Aicha, n’a jamais été abordé auparavant et nécessite donc une caractérisation morphologique et minéralogique ainsi qu’une étude sérieuse sur l’impact de la déformation sur le comportement minéralogique et géochimique de ces gisements. C’est dans cette perspective, et en s’appuyant sur les travaux antérieurs traitant des amas sulfurés marocains, que nous avons entamé notre étude sur les gisements des Jebilets centrales (Draa Sfar, Koudiat Aicha, Ben Silmane et Kettara). Après un cadrage géologique et structural des différentes mines, les secteurs de Draa Sfar et de Koudiat Aicha ont fait l’objet d’une caractérisation morphologique et minéralogique des corps sulfurés, grace à un échantillonnage systématique aussi bien dans les travaux miniers que dans les sondages carottés. Cette étude n’a en revanche pas été possible pour les secteurs de Kettara et de Ben Slimane pour des raisons d’inacceptibilité aux carrottes de sondages... II. Secteur de Draa Sfar Ce gisement est en exploitation par la compagnie minière CMG/REMINEX. Comme il a été signalé précédemment, le secteur du Draa Sfar (DS) est subdivisé en deux sousdomaines (Draa Sfar nord et Draa Sfar sud) séparés par une faille de direction E-W « empruntée » par l’oued Tensift. Le corps principal, qui occupe la partie sud du secteur, est 140

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composé d’un minerai massif polymétallique (Zn, Pb, Cu) à grains fins. La puissance de cette minéralisation diminue vers le nord du secteur. II. 1. Morphologie de l’amas du Draa Sfar L’amas sulfuré du Draa Sfar constitue un horizon de sulfure massif à contact normal avec la série volcano-sédimentaire de base. Quand au toit, le contact avec la série détritique et carbonatée est souvent cisaillé. La masse minéralisée est très riche en lambeaux d’encaissant (pélites et/ou exhalatifs), présentant des figures sédimentaires (slumps) et des structures de percement (structures d’imprégnations en doigts) qui anastomosent l’encaissant. Le nombre de sondages effectués au niveau du secteur (une centaine) et l’avancement des travaux miniers (descenderie, niveaux d’exploitations, travers bancs et …), nous a permis de préciser la morphologie de la minéralisation et son extension (Fig.1. 1&2A et 2B). Le corps minéralisé se présente sous forme d’une mégalentille étendue sur une longueur de 2 Km, une profondeur de plus d’ 1 km et une épaisseur variant de 0,5 à 35 m. Il est formé par plusieurs lentilles de dimensions métriques. Ces dernières sont fortement aplaties, boudinées et dilacérées selon une direction moyenne NS. Elles sont généralement à vergence Ouest avec un fort pendage vers l’Est (75° pendage moyenne).

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Fig.1. 1 : L’amas sulfuré du Draa Sfar, vue en plan du corps minéralisé au niveau -400 m. (1) pélites calcareuses, (2) amas sulfuré, (3) chlorite-silico-séricite, (4) rhyodacites ignimbritiques amygdalaires, (5) cinérites fins et grossiers, (6) lapilli tuf et (7) l’ensemble rhyodacitique.

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Fig. 1. 2 : L’amas sulfuré de Draa Sfar : (A) vue en coupe du Draa Sfar Sud ; (B) vue en coupe du Draa Sfar Nord. (1) pélites calcareuses, (2) amas sulfuré, (3) chlorite-silico-séricite, (4) rhyodacites ignimbritiques amygdalaires, (5) Tuf de lapilli et brèches, (6) gréseux pélitiques, (7) tufs de lapillis, (8) l’ensemble rhyodacitique, (9) alluvions quartenaires, (10) faille minéralisé, (11) pélites calcareuses, (12) amas sulfuré, (13) gréseux pélitiques, (14) pélite à slumps ball et (15) pélites gréseuses.

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II. 2. Faciès minéralisés Au sein du gisement de Draa Sfar, on reconnaît quatre grands types du minerai : a) Minerai dans l’encaissant : Il est largement représenté dans l’encaissant de la masse minéralisée (mur et toit) notamment dans les niveaux poreux (pyroclastite et gréso-péliteux) ; il est sans intérêt économique. Ce type de minerai se présente soit en galettes et/ou mouches à pyrrhotite et pyrite disséminées dans la matrice soit en veinules et/ou filonnets de tailles millimétriques à centimétriques. Ces dernièrs sont remplis essentiellement par la pyrrhotite et la pyrite, avec la sphalérite, la galène et l’arsénopyrite. Les différentes formes de minéralisation sont aplaties, boudinées et allongées dans les plans de la S1 ; et parfois légèrement reprises par les plis P2. b) Minerai remobilisé (Photo. 5 Pl. III) : Il s’agit d’une minéralisation qui suit les plans de schistosité (S1 et S2) ainsi que les plans de cisaillement ductiles (C1 et C2). Par endroits, elle se concentre au niveau des charnières de plis ou dans les diaclases qui recoupent à la fois l’encaissant et la minéralisation massive. Dans ce dernier cas, la minéralisation est formée essentiellement par la pyrrhotite, la pyrite-marcasite, la sphalérite et la galène. Elle montre souvent un enrichissement en plages de chalcopyrite et en cristaux géodiques de pyrite dépassant le centimètre (Fig.1. 3). Le plus souvent, ces minéraux sont noyés dans des lentilles de quartz et/ou de carbonates.

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Fig. 1.3 : Schémas montrant la pyrrhotite massive avec des enclaves de l’encaissant, des cristaux de pyrite géodique. On note la présence de mouches de sphalérite et des plages de la chalcopyrite remobilisées au niveau de l’encaissant.

c) Minerai en filonnets "stockwerk" (Photo. 4. Pl. I) : de dimension très réduite, on l’observe uniquement dans les formations de base (côté du mur). Il s’agit d’un réseau de fissures plissées qui anastomosent le faciès du mur. La pyrrhotite constitue le minéral dominant du remplissage, associé à de la chalcopyrite, également bien représentée, de l’arsénopyrite, de la sphalérite et de la pyrite. d) Minéralisation massive stratiforme : Elle forme le corps principal minéralisé de Draa Sfar. Elle est caractérisée par la dominance de la pyrrhotite (75 à 95% de volume total de minerai) à laquelle s'associe d'autres sulfures et des sulfo-arséniures tels que la sphalérite, la pyrite, l’arsénopyrite, la chalcopyrite, la galène, la marcasite et la stannite. D’autres minéraux sont aussi présents tels que la magnétite, la cassitérite, l’hématite et l’ilménite. Des minéraux rares ont été observés : la cobaltite, le bismuth natif, la bismuthinite et l’argent natif. La masse minéralisée est riche en enclaves de l’encaissant (Photo. 2. Pl. I), en minéraux de la gangue (chlorite et talc essentiellement) et en fragments du minerai primaire. Sur les sondages étudiés, on remarque une évolution de la taille des grains du minerai qui diminue progressivement vers le toit. Ceci traduit probablement une recristallisation des minéraux dans la zone de cisaillement ductile affectant le toit de l’amas.

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Sur la base de l’observation macroscopique et microscopique il a été possible de distinguer plusieurs sous faciès dans l’amas stratiforme : - Minerai à texture litée (Photo. 3. Pl. I & 3. Pl. II) : localisé généralement à la base de la masse minéralisée, il s’agit d’une minéralisation litée avec alternance de gangue et d’horizons minéralisés. Dans ces derniers on trouve de la pyrrhotite, dominante, de la sphalérite, de la galène et de rares chalcopyrites. Les horizons de gangue, de taille millimétrique à centimétrique, se présentent sous forme de lentilles effilochées, parfois slumpés (Photo. 4. Pl. II) et microplissés. - Minerai massif à texture rubanée (Photo. 1. Pl. I) : Il s'agit de la minéralisation la plus intéressante sur le plan économique. Elle est constituée essentiellement de pyrrhotite, pyrite, sphalérite, galène, chalcopyrite et arsénopyrite. Ces minéraux peuvent s'organiser en rubans de puissance variable (millimétrique à centimétrique) (Photo. 2. Pl. III). La texture rubannée est matérialisée par un littage qui correspond à une différenciation de rubans à dominance de pyrrhotite et de sphalérite. La distinction entre un ruban et une autre repose sur l’abondance relative de ces deux sulfures. Les autres espèces de la paragenèse sont en association mutuelle ou en inclusion. La présence de la gangue est très réduite sous forme des cristaux fins de chlorite, de talc et de quartz disséminés dans le minerai. - Minerai massif (Photo. 5&6. Pl. I) : Il s’agit d’une minéralisation polymétallique sans rubannement apparent. Les espèces paragénétiques, visibles à l’œil nu, sont la pyrrhotite, la sphalèrite, la galène et la chalcopyrite. L’arsénopyrite peut exister sous forme de taches éparses. A l’échelle microscopique, la minéralisation est à base de pyrrhotite en plages xénomorphes englobant la sphalérite, la galène et parfois l’arsénopyrite et la chalcopyrite (Photo. 3. Pl. II). Dans ce faciès, qui ne présente aucune déformation ductile, les minéraux sont plus ou moins étirés dans les plans de la S1. - Minerai à texture cisaillée (Photo. 5. Pl. I): il s’agit d’une minéralisation polymétallique fortement remobilisée et recristalisée en grandes plages de chalcopyrite et de sphalérite. Ce type de minerai se rencontre dans les couloirs de cisaillement ductile, au niveau du toit du corps minéralisé et parfois dans sa partie centrale. Ces plages sont alors très fortement cisaillées, aplaties, diaclasées et moulées soit par les minéraux d’altération (chlorite, talc, muscovite et quartz) soit par les minéraux secondaires (pyrite, chalcopyrite et marcasite) (Photo. 6. Pl. II). Le minerai se caractérise par l’abondance de minéraux métalliques (chalcopyrite, sphalérite et galène) alors que la pyrrhotite se présente essentiellement sous forme de reliques au sein de cet assemblage. C’est justement ce qui fait la valeur économique de ce minerai. 146

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- Minerai à texture brèchique (Photo. 2. Pl. I) : il s’agit de noyaux de minerai polymétallique déchiquetés et pris en enclaves dans une matrice à quartz-carbonate. Ces noyaux polymétalliques peuvent également êtres emballés dans une matrice composée de minerai, de même composition. (Photo. 2. Pl. II). Leur taille peut atteindre 6 cm. Quant à leur origine, il est certainement en rapport avec des effondrements de la masse minéralisée pendent sa mise en place dans un contexte instable. - Minerai lité pyriteux (Photo. 8. Pl. II) : Ce faciès est souvent localisé dans la partie sommitale de la masse minéralisée. Des échantillons pris dans les niveaux d’exploitation (300, -220 et -400), et même à des niveaux plus profonds (-1000 m sur sondage DSF/122), montrent que la pyrite constitue la phase majoritaire de la paragenèse avec des reliques de la pyrrhotite et des plages interstitielles de la chalcopyrite. II. 3. Oxydation supergène (chapeau de fer) Au cours du paroxysme hercynien, le corps minéralisé et son encaissant ont subi un redressement à la verticale. La partie sommitale de la masse minéralisée a été le siège de phénomènes d'oxydation supergène qui sont à l'origine de l'apparition de plusieurs chapeaux de fer qui longent tout l’alignement de l’axe minéralisé. Le chapeau de fer de DS sud : Il affleure essentiellement dans la partie ouest du massif où il se matérialise par des zones rubéfiées et blanchies qui coiffent les volcanites acides. Il peut également se présenter sous forme de filonnets qui pénétrant la roche sous forme de stockwerks. Leur minéralogie est composée essentiellement par l’hématite et la goethite associées au quartz et aux carbonates. Ces minéraux peuvent également se concentrer de manière localisée dans les zones de cisaillement ductiles NS en formant de faux chapeaux du fer. Selon Souare (1988), la minéralisation de gossan de Draa Sfar est constituée par du quartz, de l’hématite fréquente, de la goethite peu fréquente avec les carbonates, le gypse, la muscovite, l’illite et quelques traces de malachite et d’azurite. Le chapeau de fer de DS nord : Il est constitué par des lambeaux ferrugineux de dimensions variables allant de 20 m à 100 m de long sur 4 m à 15 m de large. L’altération supergène se manifeste par le développement de l’hématite, de la goethite, de la limonite et du quartz avec quelques traces de la malachite et de l’azurite. La remobilisation des hydroxydes de fer a rubéfié les pélites encaissantes selon les plans de la schistosité. Ces hydroxydes de fer se concentrent également dans les zones de cisaillements ductiles NS.

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II. 4. Description métallographique des minéraux sulfurés II. 4. 1. Les minéraux majeurs

A. La pyrrhotite La pyrrhotite primaire constitue le fond de la plupart des minerais étudiés. Elle présente souvent des macles de déformation orientées perpendiculairement à l’allongement des cristaux (Photo. 1. Pl. III). Elle renferme des minéraux de la gangue et des enclaves de l’encaissant. Cet assemblage est aplati, allongé et cisaillé selon la S1. Il montre une texture “durchbewegung” sous l’effet de la déformation synmétamorphique (Photo. 5. Pl. II). Dans le minerai massif, moins déformé, la pyrrhotite se présente en microplages finement disséminées et soudées par la sphalérite qui a le même aspect structural (Photo. 3. Pl. II). La texture observée est en mosaïque équigranulaire à grains uniformément répartis. Dans les zones de cisaillement ductiles, la pyrrhotite est aplatie et étirée. Elle se présente soit sous forme de reliques au sein de l’assemblage sphalérite-chalcopyrite-galène (Photo. 6. Pl. II) soit sous forme hachée (Photo. 4. Pl. III). Le plus souvent, cet assemblage forme avec la pyrrhotite des noyaux moulés par la schistosité (étirement des sulfures et minéraux exhalatifs) qui confèrent au minerai une texture de type “ball”. Dans les zones pauvres, la sphalérite, l’arsénopyrite, la chalcopyrite et parfois la galène apparaissent en micro-inclusions dans des plages de pyrrhotite (<400 µm) : texture de type “watermelon” (Photo. 8. Pl. III) (Cook, 1996). Dans le même minerai on peut parfois observer une paragenèse constituée majoritairement de pyrrhotite associée à la chalcopyrite. Dans les zones minéralisées fortement recristallisées, la pyrrhotite s’exprime sous forme de plages xénomorphes polycristallines constituées d’un ensemble de cristaux équigranulaires, polygonaux, à macles de pression et à jonction à point triple (120°). Dans le minerai pyriteux, la pyrrhotite se présente en relique au sein des plages de la pyrite (Photo. 6. Pl. IV). Il s’agit d’une ancienne minéralisation à pyrrhotite pseudomorphosée par la pyrite. Dans la gangue, la pyrrhotite peut se présenter sous diverses formes : (i) des microlentilles interstratifiées et finement disséminées (Photo. 5. Pl. 3), (ii) de fins cristaux automorphes (Photo. 6. Pl. III) et/ou en cristaux à limite squelettique (Photo. 2. Pl. III), (iii) des traînées très fines épousant la gangue (siliceuse et/ou carbonatée) (Photo. 8. Pl. IV), (iiii) des grains disséminés dans la gangue (Photo.5. Pl. III).

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Dans les différents faciès minéralisés, la pyrrhotite englobe et renferme en inclusion de la sphalérite, de l’arsénopyrite, de la galène, de la chalcopyrite et de la pyrite (paragenèse primaire). Ces mêmes minéraux peuvent également contenir des inclusions de pyrrhotite. La pyrrhotite corrode fortement l’arsénopyrite, la sphalèrite et la galène. Elle est à son tour corrodée par ces minéraux mais également par la chalcopyrite et la gangue. Elle s’altère souvent en un mélange de pyrite, marcasite et magnétite très finement recristallisée (Photo. 9&10. Pl. III). Localement, dans les zones déformées et cataclasées, la pyrrhotite peut subsister sous forme de microrésidus ou alors sous forme d’un mélange de remplacement composé de pyrite-marcasite. Dans la partie sommitale de la masse minéralisée, la pyrrhotite est remplacée par la pyrite en structure concrétionnée dite en "birds eyes". Il s’agit de structures concentriques d’enroulements répétés (Photo.7. Pl. III) liées à un phénomène d’oxydation supergène et de cémentation de la minéralisation. Sous l’effet de la déformation hercynienne et du métamorphisme épizonal, la pyrrhotite montre généralement un comportement plastique. Elle est plissée (P1), aplatie, cisaillée, boudinée et remobilisé, avec développement de macles de pression et néoformation de grains plus fins au niveau de la jonction des points triples. Elle est également reprise par les plans de la S2, les plis P2 et les cisaillements C2 (Photo. 4. 6. Partie. 2). En revanche, la pyrrhotite apparaît fracturée et bréchifiée dans les zones broyées (Photo. 3 & 9 Pl. III). Le comportement ductile de la pyrrhotite rappelle ce qui a été décrit dans l’amas sulfuré de Sulitjelma (Cook, 1996), Golstream (Hoy et al., 1984) et Hajjar (Hibti, 2001). Les études expérimentales de Clark et Kelly (1973) ont montré que la pyrrhotite peut présenter un comportement ductile et recristalliser dans des températures inférieures à 400 °C. Plus récemment, Houghton et al., (2003) ont montré que la pyrrhotite peuvait même recristalliser à à des températures plus basses inférieures à 275°C. La pyrrhotite remobilisée est justement présente dans tous les faciès étudiés. Elle remplit les microfractures de l’arsénopyrite, de la sphalérite et de la pyrite. Elle colmate aussi les fractures les plus tardives.

B. La sphalérite La sphalérite constitue la phase minérale la plus abondante après la pyrrhotite. Elle est présente dans presque tous les types de minerais, sous différentes formes et durant tous les

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stades minéralisateurs. Sa taille dépend surtout de son abondance dans le minerai : micrométrique dans le minerai pauvre et millimétrique dans le minerai rubané. Dans le minerai rubané la sphalèrite est très fréquente. Elle se présente sous forme de plages arrondies présentant un allongement fruste, et en petits îlots xénomorphes et orientés dans les plans de la S1 (Photo. 2. Pl. IV). Parfois, elle constitue une grande plage centimétrique, unicristalline (Photo. 3&4. Pl. IV) qui enrobe quelques cristaux de pyrrhotite, de galène, d’arsénopyrite, de chalcopyrite et parfois de stannite (Photo. 5. Pl. IV). Dans les lits à dominance pyrrhotique, la sphalérite tend à cristalliser dans les interstices des cristaux de la pyrrhotite (Photo. 5. Pl. II). Dans le minerai cisaillé, la sphalérite est généralement aplatie et étirée dans les plans de la S1, en moulant les clastes et les noyaux polymétalliques (Photo. 2. Pl. II). Quant à la sphalérite en claste, elle est boudinée et moulée par la S1 avec des traces de cisaillement matérialisés par des ombres de pression (Photo. 1. Pl. IV). Dans le minerai massif, la sphalérite se présente souvent en microplages amiboïdes finement disséminées et soudées par la pyrrhotite (Photo. 3. Pl. II). Dans le minerai pauvre, elle se présente en cordons micrométriques à l’intérieur des cristaux de la pyrrhotite et dans l’arsénopyrite. La sphalérite se présente en inclusion dans la pyrrhotite, la galène et la chalcopyrite, comme elle peut les englober en inclusions dans ses plans de clivages. Elle corrode la pyrrhotite, la galène, la pyrite et l’arsénopyrite. Elle contient des exolutions chalcopyrite qui lui confèrent une texture dite « chalcopyrite disease » qui, selon les travaux (Barton et Betheke, 1987) résulterait de phénomènes de remplacement. Dans les côtes profondes (-700 m), les sphalérites contiennent des exolutions à la fois de chalcopyrite et de stannite (Photo. 4. Pl. IV). La couleur de la sphalérite varie du gris clair au gris sombre. Aucun lien entre un type du minerai et la couleur de la sphalérite n’a pu être constaté (Photo de 1 à 8. Pl. IV). En revanche on peut souligner que lorsque le minerai est non ou peu déformé les sphalérites montrent des réflexions internes rouges à oranges (Photo. 3. Pl. IV), alors que ces reflexions sont rares ou absentes quand le minerai est déformé (Photo. 2, 5 & 6. Pl. IV). Ces variations sont conformes à celles décrites dans l’amas sulfuré de Hellyer (Solomon et al., 2001) et de Masa Valverde (Ruiz et al., 2001).

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En se basant sur le comportement de la sphalérite au cours des phases de déformation (anté, syn et post-hercyniennes), on peut distinguer trois types: (1) la sphalérite précoce : elle se présente soit en clastes unicristallins soit en noyaux polymétalliques précoce, aplatie, cisaillée et moulée par la S1. Elle peut également constituer des lits rubanés en association avec d’autres sulfures et minéraux exhalatifs slumpés. (2) la sphalérite synschisteuse (S1) : Elle se présente en fins cristaux recristallisés dans les points triples relatifs aux grands cristaux de pyrrhotite et de sphalérite ainsi que dans les ombres de pression. Elle s’associe également à la pyrrhotite, la galène et la chalcopyrite sous forme de lamelles qui moulent les clastes précoces et les enclaves de l’encaissant. (3)

La sphalérite tardive : Elle colmate les microfractures affectant les cristaux

précoces notamment d’arsénopyrite, de pyrite et de pyrrhotite. Elle apparaît en forme de poussières envahissant la pyrrhotite, l’arsénopyrite et rarement la galène. Par endroits, elle se présente en nodules de taille centimétrique dans des veinules à quartz et dans des fentes. Sous l’effet de la déformation et du métamorphisme, la sphalérite montre un comportement moins ductile que celui de la pyrrhotite. Dans le minerai déformé, la sphalérite souligne, avec les autres sulfures ductiles et les minéraux de la gangue, les slumps et les microplis (P1) (Photo. 1. Pl. II). Dans le minerai rubané, elle est allongée et aplatie dans les plans de la S1. Dans les zones cisaillées, la sphalérite se présente soit en cristaux moulés par la S1, avec des ombres de pression, soit remobilisée suivant les plans de C1 (Photo. 1. Pl. II et Photo. 1. Pl. IV). Au cours des phases de déformations hercyniennes D1 et D2, la sphalérite acquiert de nombreuses macles fines et serrées (réaction à l’acide nitrique) ainsi que des plans de clivages. Les microinclusions de pyrrhotite, de chalcopyrite et de galène sont orientées dans trois plans qui forment entre eux des angles de l’ordre de 60° à 70° (Photo. 5. Pl. IV). Au cours de ces phases ou plus tardivement, les cristaux de sphalérite sont cataclasés (Photo. 5. Pl. IV) et fracturés. Ces fractures se répartissent selon deux directions opposées, nettement décalées dans le temps. Elles sont colmatées par la pyrrhotite, la galène et la chalcopyrite.

C. La galène Elle est plus fréquente dans le minerai polymétallique rubané (Photo. 10. Pl. V) et surtout au niveau des zones de cisaillement ductiles. Elle demeure néanmoins peu représentée par rapport à la pyrrhotite et la sphalérite avec notamment un développement interstitiel. Elle est souvent orientée parallèlement à l’allongement des cristaux sphaléritiques (Photo. 2. Pl. VI). 151

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Elle se développe parfois sous forme de grandes plages qui renferment des microinclusions de sphalérite, de chalcopyrite, de pyrrhotite, d’arsénopyrite et de micro-grains de bismuth et d’argent (Photo. 8&9. Pl. V). La galène synschisteuse tend à former de minces lits discontinus en s’insinuant entre les grains de pyrrhotite et de sphalérite. Elle forme des lamelles allongées selon S1 qui moulent la première génération de sulfure. La galène tardive corrode fortement les cristaux d’arsénopyrite en les désagrègeant parfois en petits fragments et en assurant leur cimentation (Photo. 1&2. Pl. V). Les autres minéraux de la première paragenèse sont tous corrodés par la galène à l’exception de la chalcopyrite.

D. La chalcopyrite Elle se présente en fins cristaux disséminés dans la pyrrhotite, la sphalérite, l’arsénopyrite et rarement la galène (Photo. 8. 7. 5 Pl. III. IV respectivement). Elle assure souvent les joints entre les cristaux de pyrrhotite et de sphalérite et également entre les cristaux d’arsénopyrite. Elle forme Parfois de grandes plages qui englobent la première paragenèse. Dans les zones de cisaillement ductiles la chalcopyrite devient particulièrement abondante (Photo. 6. Pl. II) ; elle présente un caractère tardif en remplacement des pyrrhotites et des sphalérites dont il ne subsite que de rares reliques au sein des chalcopyrites. Elle recristallise également dans les fractures qui affectent les autres sulfures (arsénopyrite, sphalérite, pyrrhotite et pyrite), dans les failles et les fentes où elle se développe en nodules millimétriques à centimétriques. Lorsque le minerai est plissé, elle se concentre pluôt en microplages dans les charnières.

E. L’arsénopyrite L’arsénopyrite précoce est représentée le plus souvent par des agrégats de petites cristaux automorphes à subautomorphes (<100 µm) (Photo. 1. Pl. V) éparpillé dans tout le minerai avec une tendance à se concentrer dans la pyrrhotite. Son habitus et sa taille varient d’un type du minerai à un autre. Localement, l’arsénopyrite constitue la majorité de la paragenèse minérale, présente sous forme de grands cristaux (400 µm) automorphes ou, plus rarement, en forme d’étoile. Ces cristaux sont par endroit craquelés et corrodés par la galène, la pyrrhotite, la sphalérite, la chalcopyrite, la pyrite, la marcasite et la magnétite (Photo. 1. Pl. V). (Photo. 7. Pl. II). Lorsque l’arsénopyrite est peu abondante dans le minerai, elle se présente plutôt en inclusion dans la pyrrhotite, la galène et la sphalérite. Cette arsénopyrite contient à son tour des inclusions de pyrrhotite, de galène, de sphalérite et parfois de chalcopyrite. Dans les zones

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de cisaillement ductiles, l’arsénopyrite présente des ombres de pression qui sont remplies par des sulfures secondaires et des minéraux de la gangue. Certains cristaux d’arsénopyrites peuvent présenter une forte anisotropie. Ils sont probablement cobaltifères. Les arsénopyrites secondaires sont néoformées le plus souvent sous forme de fins cristaux (1 à 40 µm) sur la pyrrhotite (Photo. 2. Pl. V), la sphalérite et la galène. Sur les faces cristallines de la pyrrhotite, l’arsénopyrite se développe en encroûtement et/ou en couronne (Photo. 3&4. Pl. V). La phase la plus tardive de l’arsénopyrite occupe les fractures et les interstices des autres minéraux.

F. La pyrite La pyrite est présente aussi bien dans la masse minéralisée que dans l’encaissant (toit et mur). Au sommet de la masse minéralisée, elle constitue la majorité de la paragenèse minérale. Dans les autres faciès minéralisés, elle constitue le produit d’altération de la pyrrhotite. Au sein de la masse minéralisée, elle peut se présenter sous différentes formes : - En cristaux subautomorphes d’aspect brèchiforme (Photo. 8. Pl. II) : Il s’agit d’une pyrite précoce fortement fracturée et même mylonitisée. Les microfractures sont colmatées par la pyrrhotite, la chalcopyrite et la sphalérite. Ces derniers minéraux corrodent fortement la pyrite (Photo. 5. Pl. V). Certains cristaux de pyrite peuvent constituer avec les autres sulfures des noyaux millimétriques, moulés par les plans de la schistosité (S1) avec des ombres de pression. Ils ne montrent aucune zonation de croissance (attaque chimique de surface par l’eau du Javel). - En cristaux subautomorphes à automorphes (Photo. 7. Pl. V) : Le plus souvent agglomérés en masse poussant sur la pyrrhotite (Photo. 6. Pl. V), l’arsénopyrite, la sphalérite, la galène et rarement sur la chalcopyrite. La pyrite est alors en forme de critaux disséminés dans les autres phases sulfurées et englobant parfois de la galène et des minéraux silicatés. Elle se présente aussi sous forme de plages xénomorphes à aspect chagriné, renfermant des microinclusions de la pyrrhotite, de la sphalérite et rarement de l’arsénopyrite. - En produit d’altération : il s’agit d’une pyrite finement recristallisée sur la pyrrhotite (Photo. 9. Pl. III). Parfois, cette dernière est presque totalement transformée en pyrite avec la marcasite et la magnétite. Cet ensemble d’altération colmate toutes les microfractures affectant les minéraux précoces (arsénopyrite, pyrite, sphalérite et pyrrhotite).

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- En cristaux géodiques : Il s’agit d’une pyrite bien cristallisée, de taille millimétrique à centimétrique, formant le remplissage des failles. Dans l’encaissant volcano-sédimentaire, la pyrite se présente sous deux formes : - En grains micrométriques disséminés dans la matrice, - En fins cristaux subautomorphes à automorphes surtout au niveau des plans de schistosité régionale.

G. La marcasite Elle se développe le plus souvent dans les fractures et les plans de macles de la pyrrhotite (Photo. 9. Pl. III), en étant intimement liée à la pyrite secondaire. Elle forme des lamelles qui soulignent les plans de schistosité régionale. L’alternance des lamelles de marcasites et de pyrrhotites confère à cette dernière une structure zèbrée. Elle est intimement liée à la pyrite secondaire constituant le remplissage de la plupart des fractures.

K. La magnétite Le plus souvent, elle forme avec la pyrite et la marcasite le produit d’altération de la pyrrhotite. Elle se développe également sous forme des fines baguettes allongées, non orientées, qui épousent la forme des anciens cristaux de la pyrrhotite (Photo. 10. Pl. III).

I. La gœthite Dans la plupart des cas étudiés, la pyrite est pseudomorphosée par la goethite avec souvent des inclusions résiduelles de pyrite qui persistent. Elle se présente sous forme de cristaux radiés ou de cristaux sphérolitiques. II. 4. 2. Les minéraux mineurs et rares

A. LasStannite : Elle est intimement associée à l’ensemble chalcopyrite – sphalérite, sous forme de microplages exsolvées dans la sphalérite.

B. La cassitérite : Comme la stannite, il s’agit d’un minéral rare, presque toujours associé à la sphalérite. Elle peut se développer sous diverses formes : i-cristaux automorphes, iimicroplages (10 – 15 µm) lorsqu’elle est à l’intérieur des cristaux de stannite, iii- liserés fins entre la sphalérite et la pyrrhotite dans le minerai remobilisé.

C. La cobaltite : Il s’agit d’un minéral rare qui se présente sous forme de fins cristaux subautomorphes à automorphes disséminés dans la pyrrhotite et parfois dans l’arsénopyrite.

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D. Le bismuth et la bismuthinite : Ce sont des éléments en traces, à dépôt intercristallin, dans la pyrrhotite et la galène.

E. L’argent natif : Il apparaît sous forme de fines inclusions (~3 à 4 µm) dans la galène. II. 5. Succession paragénétique Comme nous l’avons souligné dans les chapitres précédents, les effets des phases de déformations ont été enregistrés dans le minerai :  D0 correspond à la mise en place de la minéralisation (slumps et claste) ;  D1 correspond à la phase majeure hercynienne (Plis, rubanement métamorphique, cisaillement ductile

C1 et boudinage) contemporaine du

métamorphisme régional type schiste vert ;  D2 correspond à la deuxième phase (plissement, crénulation et cisaillement ductile C2) ;  D3 correspond à la phase cassante tardive (faille, diaclase, …). D’après les observations microscopiques effectuées sur les différents faciès minéralisés, il apparaît clairement que chaque phase de déformation est responsable de la recristallisation de certains sulfures. En effet, l’analyse des textures des assemblages minéralogiques nous a permis de dresser la succession paragénétique relative au amas sulfuré de Draa Sfar (Tableau.III. 1). On peut y relever que D0 correspond à la phase antécinématique, D1 et D2 correspond à la phase syncinématique, et D3 correspond à la phase post-cinématique.

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Stade anté cinématique

Stade syncinématique

Stade post cinématique

Pyrrhotite Sphalérite Arsénopyrite Galène Chalcopyrite Pyrite Stannite Cassitérite Cobaltite Bismuth Bismuthinite Argent natif

? ? ? ? ? ?

Marcasite Magnétite Goethite Tableau. III. 2 : Séquence paragénétique de la minéralisation sulfurée de Draa Sfar

II. 6. Conclusion La minéralisation sulfurée du gisement de Draa Sfar est pratiquement identique à celle décrite dans le gisement du Hajjar (Hibti, 2001). Cependant, cette minéralisation se caractérise par une morphologie lenticulaire (degré de déformation différent), une finesse des grains et une pauvreté en métaux de base (Zn, Pb et Cu). De plus, les stockworks montrent une extension très réduite dans le mur de la minéralisation et ne s’enracine pas en profondeur. La minéralogie du gisement de Draa Sfar est constituée essentiellement de pyrrhotite à laquelle s’associent la sphalérite, la galène, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la marcasite et la magnétite. Certains minéraux traces sont présents tels que la stannite, la cassitérite, le sulfoarsenure de cobalt, le bismuth natif, la bismuthinite et l’argent natif. Les relations texturales nous ont permis de conclure que la précipitation des cristaux d’arsénopyrite, de pyrrhotite, de sphalérite, de galène, de chalcopyrite et de pyrite s’est faite au cours d’une même phase minéralisatrice précoce. Cet assemblage a subi probablement une recristallisation étagée avec un recouvrement de temps de cristallisation d’un minéral par rapport à l’autre.

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Le gisement du Draa Sfar a subi durant le cycle hercynien une déformation majeure synmétamorphique et des déformations légèrement tardives, post hercyniennes (C1, P2, S2 et C2) dont les conséquences sont : (i)

un alignement des lentilles minéralisées suivant la direction NS ;

(ii)

un boudinage, un aplatissement et un cisaillement des lentilles ;

(iii)

tronçonnement des lentilles minéralisées et leur décalage (moins important) par des failles transverses, plus tardives.

En effet, les sulfures ont été recristallisés principalement au cours de la déformation synmétamorphique (D1). La déformation cisaillante, hétérogène et non coaxial, a joué un rôle très important aussi bien sur la morphologie de l’amas (aplatissement, boudinage et dilacérement) que sur les phénomènes de remobilisation et de recristallisation des sulfures. La déformation post hercynienne (D2) n’a en revanche que très peu d’impact sur la recristallisation des sulfures.

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Planche I

Photo. 1 : Aspect macroscopique de la minéralisation rubanée au niveau de Draa Sfar Sud ; Photo. 2 : Contact normal « amas massif/encaissant du mu ». Noter les fragments de l’encaissant emballés dans la minéralisation, avec la présence de la pyrite (py) en cristaux millimétriques ; Photo. 3 : Aspect macroscopique de la minéralisation litée (alternance de lits de sulfures et de lits à minéraux exhalatifs) ; Photo. 4 : Aspect macroscopique de la minéralisation en veinules stockwerck. Noter la taille très réduite des veinules et l’abondance de la chalcopyrite (chpy) ; Photo. 5 : La minéralisation massive surmontée par la minéralisation rubanée. Noter le cisaillement ductile pénétratif au niveau de la minéralisation rubanée ; Photo 6 : Aspect macroscopique du minerai massif à pyrrhotite (pyr).

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1

2

Lambeau d’encaissant

Minerai rubané

S0-1

Encaissant du mur

Pyr

Py

3

4

Exhalites chloriteuses

Exhalites chloriteuses Chpy

Sulfures lités

Veinules de sulfures en "Stockwerk" 1 cm

Encaissant du mur

0

6

5 Minerai rubané

Minerai rubané et cisaillé Exhalites chloriteus es

Carottes du minerai massif

Minerai masif 20 cm

Encaissant du Mur

0

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Planche II Photo. 1 : Aspect microscopique du minerai lité qui présente des slumps ; Photo. 2 : Aspect microscopique du minerai à texture bréchique. Noter les fragments précoces du minerai polymétallique, moulés par les sulfures ductiles (pyrrhotite, chalcopyrite et sphalérite), avec notamment des ombres de pression ; Photo. 3 : Aspect microscopique du minerai massif polymétallique, riche en sphalérite. On note que la déformation est peu pénétrative (minerai subisotrope) ; Photo.4 : Aspect microscopique du minerai rubano-lité. Noter l’étirement des minéraux exhalatifs et les sulfures ductiles dans les plans de schistosité S1 ; Photo. 5 : Aspect microscopique du minerai à texture durchbewegung. Noter la reprise des plans de S1 et C1 par les plans de cisaillement C2 ; Photo. 6 : Aspect microscopique du minerai cisaillé. Noter l’aspect ductile de la sphalérite, la chalcopyrite et la pyrrhotite qui se présente sous forme de relique au sein de l’assemblage sphalérite-chalcopyrite ; Photo. 7 : Aspect microscopique du minerai arsénopyriteux. Noter les cristaux d’arsénopyrite fracturés, avec les fractures remplies par la pyrrhotite, la sphalérite, la chalcopyrite et les minéraux de la gangue ; Photo. 8 : Vue microscopique du minerai pyriteux à aspect brèchique. Abréviation : Pyr, Pyrrhotite ; Sph, Sphalèrite ; Py, Pyrite ; Ga, Galène ; Mar, Marcasite ; Mag, Magnétite ; Gan, Gangue ; Exha, Minéraux exhalatifs ; Stan, Stannite ; As, Arsénopyrite ; Chpy, Chalcopyrite.

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Planche III

Photo. 1 : Cristaux de la pyrrhotite présentant des macles de pression perpendiculaire à l’allongement des cristaux. On note l’allongement de la pyrrhotite, de la sphalérite et les minéraux de la gangue selon les plans de la S1 ; Photo. 2 : La pyrrhotite à limites squelettiques, recristallisée dans la gangue ; Photo. 3 : La pyrrhotite d’aspect brèchique, corrodée par la chalcopyrite dans les plans de cisaillement. On note la présence de la pyrite qui présente un aspect brèchique ; Photo. 4 : La pyrrhotite d’aspect haché. On noter l’alternance des lits à exhalites et des lits à pyrrhotite soulignant des microplis ; Photo. 5 : Pyrrhotite en lentilles interstratifiées et finement imprégnée dans la gangue ; Photo. 6 : Pyrrhotite en baguettes imprégnées dans la gangue ; Photo.7 : Pyrrhotite massif criblée de pyrite en "birds eyes" et pseudomorphosée par la chalcopyrite ; Photo.8 : Pyrrhotite massive riche en inclusions de chalcopyrite et de gangue, donnant à la pyrrhotite une texture "watermelon" ; Photo.9 : Pyrrhotite massive fracturée avec remplissage par l’assemblage pyrite-marcasite. Noter la recristallisation de la sphalérite et de la pyrite au niveau des contacts entre les cristaux de la pyrrhotite ; Photo. 10 : La pyrrhotite intensément transformée en magnétite. Abréviation : Pyr, Pyrrhotite ; Sph, Sphalèrite ; Py, Pyrite ; Ga, Galène ; Mar, Marcasite ; Mag, Magnétite ; Gan, Gangue ; Exha, Minéraux exhalatifs ; Stan, Stannite ; As, Arsénopyrite ; Chpy, Chalcopyrite.

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Planche IV Photo. 1 : Phénocristal précoce de sphalérite fracturé et moulé par les autres sulfures (sphalérite, pyrrhotite et minéraux d’altération). Il renferme des inclusions de galène et de pyrrhotite donnant à la sphalérite une texture “watermelon” ; Photo. 2 : Relation, dans le minerai rubané, entre la sphalérite, d’une part, et la galène la chalcopyrite et la pyrrhotite d’autre part. L’ensemble est aplati et allongé dans les plans de la S1. Noter que la sphalérite est traversée par des microfractures remplies par la magnétite ; Photo. 3 : Plage de sphalérite riche en réflexions internes rouges à oranges ; Photo. 4 : Texture "myrmékitique" matérialisée par des inclusions de stannite au sein de la sphalérite ; Photo. 5 : Inclusions de chalcopyrite, de pyrrhotite et de galène, disposées en chaînes suivant les plans de macle et colmatant les microfractures dans la sphalérite ; Photo. 6 : Texture de brèche hydraulique avec de la pyrrhotite remplacée par la sphalérite la chalcopyrite et les minéraux d’altération ; Photo.7 : Remplissage par la sphalérite des microfractures qui affectent la pyrrhotite ; Photo.8 : Figures de corrosion par la gangue de la sphalérite, de la pyrrhotite et de la chalcopyrite.

Abréviation : Pyr, Pyrrhotite ; Sph, Sphalèrite ; Py, Pyrite ; Ga, Galène ; Mar, Marcasite ; Mg, Magnétite ; Gan, Gangue ; Exha, Minéraux exhalatifs ; Stan, Stannite ; As, Arsénopyrite ; Chpy, Chalcopyrite.

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Planche V Photo. 1 : Phénocristal d’arsénopyrite traversé par des microfractures remplies par de la chalcopyrite, de la pyrrhotite, de la galène et des minéraux de la gangue ; Photo. 2 : Cristaux d’arsénopyrite II néoformés sur la pyrrhotite et la galène. On noter la présence de ces dernières sous forme des reliques ; Photo. 3 : Cristaux d’arsénopyrite II néoformés en encroûtement sur la pyrrhotite ; Photo. 4 : Cristaux d’arsénopyrite II néoformés en couronne sur la pyrrhotite ; Photo. 5 : Cristaux de pyrite traversés par des fissures remplies par de la chalcopyrite et des minéraux de la gangue. on noter la présence de minéraux de la gangue en inclusion dans les pyrites ; Photo. 6 : Fins cristaux de pyrite II néoformés sur la pyrrhotite et la gangue. La pyrrhotite se présente sous forme de reliques au sein des cristaux de pyrite ; Photo. 7 : Phénocristal de pyrite se développant sur l’association sphalérite - pyrrhotite galène - chalcopyrite. On note que la galène corrode la sphalérite, la pyrrhotite et la pyrite ; Photo. 8 : Plage de galène qui renferme des grains micrométriques d’argent (blanc) et de bismuth (blanc crémé) ; Photo. 9 : Plage de bismuth natif et de bismuthinite au sein de la galène ; Photo. 10 : Association sphalérite, pyrrhotite, galène, chalcopyrite et minéraux exhalatites aplatis et étirés dans les plans de schistosité S1.

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III. Secteur de Koudiat Aicha Le gisement de Koudiat Aicha représente l'un des neufs indices minéralisés en exploration par REMINEX dans le district des Jebilets centrales. Il est situé dans la partie occidentale de cette province, à 8 km à l’Ouest de la mine de Kettara. Le corps minéralisé est formé par deux horizons à minerai massif, polymétallique, riche en minéraux exhalatifs. Ces horizons sont encaissés dans des formations gréso-pélitiques formant le sommet de l’unité de base. III. 1. Morphologie du corps sulfuré Les sondages d’exploration implantés dans la partie Est de la colline de Koudiat Aicha a permis de montrer la présence de deux horizons minéralisés de puissance variant de 1m à 25 m. Ces horizons sont dilacérés en plusieurs lentilles, allongées selon une direction NNE – SSW et redressées à la subverticale au cours du paroxysme hercynien. D’après les coupes synthétiques effectuées au niveau du site, ces horizons minéralisés sont situés dans le flanc inverse (partie est) d’une mégastructure anticlinale à plongement moyen de 50° vers le Nord. La composition minéralogique est identique à celle décrite dans le gisement de Draa Sfar et de Hajjar (Hibti, 2001). Elle est dominée par la pyrrhotite à laquelle s’associent la sphalérite, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la galène, la stannite et la cobaltite. Le contact est normal entre les lentilles sulfurées et leur encaissant, et aussi bien leurs bases que leurs sommets sont affctées par une intense altération hydrothermale. Cette dernière est soulignée par des sédiments exhalatifs associés à des sulfures lités. Dans ces niveaux altérés, on observe également des veines et veinules de sulfures (à pyrrhotite essentiellement et chalcopyrite) qui se présentent sous forme des stockwerks. L’encaissant de la masse minéralisée (toit et mur) est riche en sulfures, disséminés ou lités, sur un auréole de plus de 15 m. Des concentrations en petites veinules postschisteux peuvent également être observées. III. 2. Altération supergène Les oxydations supergènes de la partie sommitale des deux horizons minéralisés sont à l’origine de l’apparition de deux chapeaux de fer dans la partie Est de la colline de Koudiat Aicha (Fig. 1. 4 - A&B). Ils sont de formes irrégulières, discontinues et allongées NNE - SSW avec un fort pendage (70°) vers NW. Ces chapeaux de fer sont souvent matérialisés par des hydroxydes de fer (hématite, goethite) et par des zones rubéfiées et blanchiées d’ordre métrique (max 12 m de puissance). Les grattages effectués sur ces chapeaux de fer montrent la présence de traces de malachite et d’azurite.

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Fig. 1. 4 : (A) Vue panoramique montrant la disposition de l’axe du chapeau de fer I. (B) grattage sur le chapeau de fer II montrant des lambeaux d’hématite, de goethite et de carbonates avec des traces d’azurite et de malachite.

III. 3. Faciès minéralogiques Les observations macroscopiques et microscopiques de la minéralisation du gisement de Koudiat Aicha nous ont permis de distinguer quatre grands types de faciès minéralisés : a) Minerai dans l’encaissant : La minéralisation est composée essentiellement par la pyrrhotite associée à la pyrite et à la chalcopyrite. Les sondages montrent que cette minéralisation, présente au toit et au mur du corps minéralisé, peut se présenter sous plusieurs formes : (i) En minces plaquettes intercalées dans les plans S0-1 des faciès pélitiques (Photo. 8. Pl. VII. Partie I); 169

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(ii) En grains et/ou en cristaux de taille souvent inférieur à 1 mm, disséminés dans les faciès sédimentaires, pyroclastiques et gabbroïques (Photo. 4&6. Pl. VII. Partie I) ; (iii) En lits boudinés et aplatis dans les plans de schistosité S1 (Photo. 10. Pl. VII. Partie I) et dont la taille peut atteindre 0,5 cm. Ce type de minerai est concentré dans les niveaux pélitiques du mur. b) Minerai remobilisé (Photo. 4. Pl. VI) : La minéralisation de ce faciès est concentrée préférentiellement dans l’encaissant immédiat du corps minéralisé, en particulier dans le niveau qui intercale les deux horizons minéralisés. Cette minéralisation, de nature pyrrhotitique associée à la chalcopyrite, se présente sous forme de filonnets qui ne montrent pas d’orientation préferentielle. Elle est soit en imprégnation fissurale soit en remplissage des plans de schistosité et de cisaillement ductiles. c) Minerai en stockwerk (Photo. 1. Pl. VI) : Ce type de minerai est très limité et ne s’enracine pas en profondeur. Il est marqué par la présence de fragments d’encaissant d’ordre millimétrique à centimétrique. Ceux-ci sont fortement altérés et cimentés, essentiellement par la pyrrhotite et la chalcopyrite. Cette caractéristique donne à ce faciès un aspect brèchique qui rappelle celui décrit dans le gisement de Hajjar (Hibti, 2001), avec neanmoins une différence qui conciste en un enracinement plus important dans ce dernier. d) L’amas stratiforme (Photo. 2, 3 & 6. Pl. VI) : Il forme la quasi-totalité des deux horizons minéralisés du gisement de Koudiat Aicha. La minéralisation de cet amas est caractérisée par une granulométrie très fine des minéraux sulfurés, la dominance de la pyrrhotite (85 à 98% de volume total de minerai) et l’abondance des minéraux exhalatifs. Parmi les phases visibles à l’œil nu, on peut noter la chalcopyrite, la sphalérite, la pyrite et rarement la galène. D’autres minéraux traces n’ont été observés qu’au microscope, tels, la stannite et la cobaltite. Les minéraux oxydés sont représentés essentiellement par la magnétite, l’hématite et l’ilménite. L’amas massif stratiforme est composé de plusieurs types de minerai : - Minerai massif (Photo. 3. 6. Pl. VI) : Ce faciès occupe les 2/3 des carottes minéralisées. Sa minéralisation est dominée par la pyrrhotite (plus de 96%) à grains très fins. Celle-ci, souvent associé à la chalcopyrite, est riche en minéraux exhalatifs et en fragment d’encaissant de taille millimétrique. Ces derniers sont allongés et aplatis selon les plans de S1. Au microscope, le minerai montre une texture granoblastique avec des cristaux de pyrrhotite fortement recristallisés montrant des jonctions à point triple (120°). Pour ce qui est de la chalcopyrite, elle peut se présenter sous plusieurs formes :

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(i)

disséminée dans la pyrrhotite sous forme de grains fins, globulaires;

(ii)

interstitielle entre les cristaux de pyrrhotite;

(iii)

en microplages qui pseudomorphosent la pyrrhotite.

La sphalérite, l’arsénopyrite et la stannite sont très rares. Ces cristaux se présentent souvent sous forme de grains fins, disséminés dans la pyrrhotite. Dans le même faciès on note l’abondance des cristaux fins subautomorphes à automorphes de la cobaltite disséminés dans la pyrrhotite. Dans les zones de cisaillement ductiles, ce faciès est enrichi en chalcopyrite et sphalérite, mais la concentration de ces cristaux reste relativement faible par rapport à celle du minerai cisaillé du gisement de Draa Sfar. - Minerai rubané : Il s’agit d’une minéralisation massive située dans la partie sommitale des deux horizons minéralisés. Elle se caractérise par une alternance constituée de rubans pyrrhotitiques, de taille millimétrique à centimétrique, et de rubans plus fins constitués de l’association sphalérite - galène - chalcopyrite. Les minéraux exhalatifs sont en revanche très peu abondants dans ce faciès. - Minerai rubano-lité (Photo. 2. Pl. VI) : localisé dans la partie basale de la masse minéralisée, ce faciès est caractérisé par l’abondance de minéraux exhalatifs (amphibole, chlorite, talc, quartz et carbonates) qui forment des lits millimétriques à centimétriques (max 4 cm) intercalés par des lits sulfurés. Ces derniers montrent un rubanement d’origine sédimentaire qui se matérialise par des niveaux à pyrrhotite alternant avec des niveaux essentiellement à sphalérite - galène. L’ensemble montre une déformation synsédimentaire qui se manifeste par des slumps millimétriques. On note également que ce faciès rubano-lité est caractérisé par l’abondance des fragments polymétalliques (sphalérite, pyrrhotite, galène et chalcopyrite) moulés par les plans de S1 (des minéraux ductiles et des silicates) avec developpement d’ombres de pression. Dans certains échantillons la pyrrhotite est entierement remplacée par la pyrite précoce, probablement en relation avec un changement dans les conditions physico-chimiques (T, P, ƒS2 et ƒO2) du milieu de dépôt, contemporain de la phase de précipitation du minerai.

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III. 4. Minéralogie du minerai III. 4. 1. Les minéraux majeurs

A. La pyrrhotite : Elle représente la composante principale des sulfures du gisement de Koudiat Aicha. Elle est finiment recristallisée (10 à 80 µm) avec des jonctions à point triple (120°) qui confère au minerai une texture granoblastique. Elle montre des macles de pression serrées et orientées perpendiculairement à l’allongement des cristaux (Photo. 1. Pl. VII). Elle se présente sous différents aspects : Dans le minerai rubané, la pyrrhotite se présente parfois sous forme des petites plages amiboïdes de taille millimétrique à centimétrique. Ces dernières sont aplaties et allongées dans les plans de la schistosité S1. Elle peut également se présenter en inclusion dans les cristaux de sphalérite et de galène. Dans le minerai déformé, la pyrrhotite se présente soit sous forme de reliques soit sous forme de micro-inclusions (lamellaires et/ou ponctuelles) dans la sphalérite et rarement dans la chalcopyrite. Ceci traduit une certaine instabilité de la pyrrhotite dans les zones de cisaillement ductiles. Dans la gangue, la pyrrhotite se présente soit sous forme de petites plages intercalant les plans de S1 soit sous forme de cristaux sub à automorphes. Des pyrrhotites plus tardives occupent les fractures qui affectent la sphalérite, la pyrite et l’arsénopyrite ou remplissent les fentes et les diaclases.

B. La chalcopyrite : Elle constitue la deuxième phase sulfurée après la pyrrhotite. Elle se présente sous différentes formes : Dans le minerai massif, elle se présente soit en fins grains globulaires et disséminés dans la pyrrhotite, soit en fins lisérés entre les cristaux de cette dernière. Dans le minerai rubané, la chalcopyrite forme des microplages (millimétriques à centimétriques) aplaties et allongées dans les plans de schistosité S1 (Photo. 2. Pl. VII). Elle se présente soit en micro-inclusions dans la pyrrhotite, la sphalérite et la galène soit en remplissage des microfractures affectant les cristaux à comportement cassant. Dans le minerai déformé, la chalcopyrite se présente dans toutes les zones de dépression (charnières des plis, plans de cisaillement et de schistosité, fentes et fractures). Elle pseudomorphose presque tous les autres sulfures et tend prfois devenir majoritaire.

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C. La sphalérite : Elle est minoritaire dans le minerai massif et se présente en fins grains (20 à 60 µm) disséminés dans la pyrrhotite. Dans le minerai rubané, elle forme des lits millimétriques avec la galène et la chalcopyrite (Photo. 2. Pl. VII). Parfois, elle se présente sous forme de plages millimétriques riches en micro-inclusions (lamillaires et/ou ponctuelles) de chalcopyrite, de pyrrhotite et de galène. Les cristaux les moins déformés de sphalérite présentent des réflexions internes rouges à oranges surtout au niveau des bordures, ce qui traduit leurs richisses en fer. Dans le minerai déformé, la sphalérite se présente en microplages aplaties et allongées dans les plans de schistosité S1. Par endroit, la sphalérite montre un comportement cassant, marqué par la présence des micro-fractures tronçonnant les phénocristaux. Ces microfractures sont souvent colmatées par les phases sulfurées mobilisées. La sphalérite précoce se présente soit en clastes unicristallins soit en association avec les autres sulfures sous forme de noyaux polymétalliques aplatis, cisaillés et moulés par la S1 (Photo. 3. Pl. VII).

D. La galène : Elle est intimement associée à la sphalérite dans le minerai rubané (Photo. 2. Pl. VII). La galène précoce forme des microplages associées à la sphalérite, à la pyrrhotite et rarement à la chalcopyrite. Elle se présente soit en lisérés bordant les cristaux de sphalérite et/ou de la pyrrhotite, soit en remplacement de ces dernieres par la voie des microfractures. En revanche, dans le minerai massif la galène est presque absente.

E. La pyrite : fréquente surtout dans la partie basale de la masse minéralisée. Elle forme des niveaux de tailles millimétriques à centimétriques qui alternent avec niveaux à sphalérite et galène. Ce type de pyrite est riche en micro-inclusions de minéraux exhalatifs (quartz, chlorite, talc,..) ou d’autres sulfures tels que la pyrrhotite, la chalcopyrite, la sphalérite, la galène et la sphalérite. On note enfin que la pyrite est représentée dans presque toutes les phases tardives, en remplacement de la pyrrhotite et/ou en remplissage des fractures.

F. La marcasite : constitue le produit d’altération de la pyrrhotite. Elle se présente préférentiellement dans les plans de macles et dans les fractures affectant la pyrrhotite.

G. L’arsénopyrite : rarerement en cristaux précoces, elle se présente en fins cristaux (30 à 100 µm) automorphes à subautomorphes disséminés dans la pyrrhotite (Photo. 4. Pl. VII). Une autre phase d’arsénopyrite, plus tardive, pousse sur la sphalérite, la pyrrhotite et la galène.

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H. La magnétite : Elle est bien développée dans le minerai riche en minéraux exhalatifs, sous forme des cristaux disséminés dans la pyrrhotite qu’elle remplace. III. 4. 2. Les minéraux mineurs

A. La cobaltite: présente en cristaux automorphes à subautomorphes, de taille variant de 10 à 80 µm, disséminés dans la pyrrhotite. EIle est relativement abondante dans le minerai massif par rapport aux autres faciès minéralisés.

B. La stannite : intimement associée à l’ensemble sphalérite-chalcopyrite où elle se présente sous forme d’inclusions « myrmékitiques » dans la sphalérite. Par endroit, elle peut également se présenter sous forme de liserés épousant les cristaux de pyrrhotite. III. 5. Succession paragénétique Les relations texturales entre les différentes phases sulfurées nous ont permis d’établir la succession paragénétique du minerai de Koudiat Aicha, présentée dans le Tableau. III. 2. Les paragenèses sulfurées montrent les mêmes évolutions par rapport aux phases de déformations décrites dans le secteur de Draa Sfar.

En effet, le stade précoce est caractérisé par la

précipitation quasi contemporaine de la pyrrhotite, de la chalcopyrite, de la sphalérite, de la galène, de la pyrite, de l’arsénopyrite et probablement de la cobatite et de la stannite. La phase syntectonique est matérialisée par la dissolution et la recristallisation de la paragenèse précoce et la néoformation des autres sulfures secondaires tels que la pyrrhotite, la sphalérite, la galène, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la marcasite, la magnétite et la stannite. La phase post-cinématique est également caractérisée par la néoformation des sulfures tardifs, des hydroxydes et des oxydes. Ces derniers sont souvent néoformés au sein des microfractures affectant les sulfures des phases antérieures.

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Stade antécinématique

Stade syncinématique

Stade postcinématique

Pyrrhotite Sphalérite Pyrite Chalcopyrite Galène Arsénopyrite Stannite

?

Cobaltite Marcasite Magnétite

Tabl. III. 3 : Séquence paragénétique de la minéralisation sulfurée de Koudiat Aïcha.

III. 6. Conclusion La minéralisation sulfurée du gisement de Koudiat Aicha est presque identique à celles de Draa Sfar et de Hajjar. Elle est toutefois représentée par deux horizons minéralisés d’épaisseur modeste, pauvres en métaux de base (Zn et Pb) et relativement riches en cobaltite. De la même façon que Draa Sfar, le corps minéralisé du Koudiat Aicha présente une morphologie linéaire à contact normal avec l’encaissant. A Koudiat Aicha, la minéralisation est dominée par la pyrrhotite associée à la chalcopyrite, la pyrite, la sphalérite et l’arsénopyrite. La galène a été observée mais en très faible quantité. La cobaltite est relativement abondante. La stannite est très rare. En effet, le cœur de la masse minéralisée des deux horizons est formé essentiellement par la pyrrhotite avec la chalcopyrite et la cobaltite. Les zones périphériques sont relativement riches en sphalérite, galène et chalcopyrite avec l’abondance des minéraux exhalatifs. Par endroit, la pyrite prédomine sur la pyrrhotite notamment dans la partie basale des lentilles sulfurées. La zone à veinules de sulfures "type stockwerk", minéralisée essentiellement en pyrrhotite et chalcopyrite, est très limitée et ne s’enracine pas en profondeur. Les figures d’imprégnations

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de sulfures sont souvent bien marquées dans les niveaux qui séparent les horizons minéralisés et également dans leur encaissant immédiat. IV. Secteur de Kettara et de Ben Slimane Dans ce secteur, nous nous sommes basés essentiellment sur les études gitologiques antérieures, en raison de non accessibilité à la minéralisation des gisements de Kettara et de Ben Slimane (absence de travaux miniers actuels, absence de sondages…). Nous nous sommes contentés de l’étude de quelques échantillons récoltés dans les déblais de la mine de Kettara. Huvelin (1970&1977), a fait les premières études gitologiques sur la mine de Kettara (Fig. 1. 5-B). Cet auteur a montré que le corps minéralisé est encaissé dans la partie inférieure de l’unité sommitale et redressé à la verticale sous l’effet de la déformation hercynienne. Il est de forme lenticulaire, allongé NE-SW et enraciné sur plus de 500 m. Le minerai, très riche en lambeaux d’encaissant, présente trois types de faciès minéralogiques : (i) minerai rubané (ii) minerai homogène et (iii) minerai orienté. En 1988, Souaré a étudié les amas sulfurés des Jebilets centrales et leurs altérations supergènes en adoptant les descriptions faites par Huvelin. D’après les études métallogéniques effectuées par Hibti (2001) sur le gisement de Kettara, la minéralisation de ce dernier est identique à celles de Draa Sfar et Hajjar. Elle s’en distingue cependant par la pauvreté en métaux de base (Zn et Pb) et la finesse des grains. Cet auteur a également montré que le minerai de Kettara est composé de quatre types de faciès minéralogiques : minerai brèchique essentiellement pyriteux, minerai massif à pyrrhotite dominante, minerai lité pyriteux et minerai rubané à pyrrhotite et chalcopyrite. Il a alors proposé une succession paragénétique callée par rapport aux phases de déformation : (i) une paragenèse anté- cinématique composée de la pyrrhotite, de la pyrite, de la sphalérite, de la galène et de la chalcopyrite, (ii) une paragenèse syn-cinématique à pyrrhotite, pyrite, sphalérite, galène et chalcopyrite, (iii) une paragenèse post-cinématique composée de la pyrrhotite, de la pyrite, de la sphalérite, de la galène, de la chalcopyrite, du glaucodot, de la magnétite et de la marcasite. Le gisement de Ben Slimane (Fig. 1. 5-A) constitue le prolongement SW de celui de Kettara. Il a été etudié par Ndiaye en 1985 qui a montré que la minéralisation se présentait sous forme de plusieurs lentilles de dimension faible (max 3m) et d’aspect discontinu. Ces lentilles sont concordantes avec les schistes chloriteux vert pâle (50 cm) qui soulignent le toit

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et le mur. L’auteur a également montré que la paragenèse primaire est composée de : pyrrhotite (environ 95%), de chalcopyrite, de sphalérite, d’arsénopyrite, de magnétite, de bismuth natif, de cobaltite, de galène et de mackinavite. Les paragenèses secondaires sont composées de pyrite, marcasite et goethite. Son éstimation du tonnage serait de l’ordre de 1,7Mt pour une profondeur de 150m avec une teneur en cuivre variant entre 0,8% et 1,2%.

Fig. 1. 5 : Vue panoramique de l’axe minéralisé de Ben Slimane (B) et de Kettara (A).

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Planche VI Photo. 1 : Aspect macroscopique des brèches sous amas (zones à stockwerk) cimentés par la pyrrhotite et la chalcopyrite ; Photo. 2 : Minerai massif riche en minéraux d’exhalites (talc, chlorite et amphibole) soulignant des plis ; Photo. 3 : Des carottes de sondage montrant le minerai massif de l’horizon I en contact normal avec le faciès inter-horizon (fortement altéré). Noter, l’abondance des fragments de l’encaissant emballés dans l’horizon minéralisé I ; Photo. 4 : Détaille de faciès inter-horizon fortement chloritisé, silicifié et anastomosé par des veinules de sulfures remobilisés. Noter la présence des fractures remplies par la calcite avec des sulfures ; Photo. 5 : Aspect macroscopique de minerai lité observé dans les pélites gréseuses du mur. Noter, les lits se présentent en chapelets boudinés et aplatis dans la S1 ; Photo. 6 : Des carottes de sondage montrant le minerai massif de l’horizon II. Noter, les fragments d’encaissant emballés dans la minéralisation.

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Planche VII Photo. 1 : Photo microscopique de la pyrrhotite de Koudiat Aicha, montrant des macles de pression perpendiculaire à l’allongement des cristaux ; Photo. 2 : Aspect microscopique du minerai rubané de Koudiat Aicha montrant une association à pyrrhotite, sphalérite, chalcopyrite et galène. L’ensemble est allongé dans les plans de la schistosité régionale ; Photo. 3 : Photo microscopique d’un fragment précoce à sphalérite-pyrrhotite, moulé par les minéraux de la gangue (minerai de Koudiat Aicha) ; Photo. 4 : Aspect microscopique des cristaux d’arsénopyrite disséminés dans la pyrrhotite (Koudiat Aicha); Photo. 5 : Photo microscopique du minerai massif de Kettara. On note l’abondance de la chalcopyrite et la rareté de la sphalérite ; Photo. 6 : Aspect microscopique de la sphalérite globuleuse de Kettara, associée à la chalcopyrite et la pyrrhotite.

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IV. 1. Minéralogie du minerai de Kettara Dans les échantillons étudiés, on retrouve : A. La pyrrhotite (Photo. 5&6. Pl. VII) : Abondante, massive, polycristalline, montrant des ensembles équigranulaires polygonaux, riches en macles de pression serrées. Elle est généralement affectée par un début d’altération qui apparaît sous forme d’une néoformation à partir des fractures et/ou des joints de grains de la pyrite, de la marcasite et parfois de la magnétite. Par endroit, la pyrite remplace la pyrrhotite en structure "birds eyes". B. La chalcopyrite : Relativement abondante dans tous les échantillons étudiés (Photo. 5&6. Pl. VII), elle forme de grandes plages plus ou moins étirées, contenant des reliques de pyrrhotite, ou sous forme de micro-inclusions disséminées dans cette dernière. C. La sphalérite : Rencontrée dans un seul échantillon, sous forme de microplages globulaires (Photo. 6. Pl. VII), de couleur sombre et contenant des inclusions ponctuelles de pyrrhotite et de chalcopyrite. Certains cristaux sont affectés par des fissures, colmatées par la pyrrhotite et la chalcopyrite. D. La pyrite : Majoritaire dans certains échantillons, sous forme de cristaux de tailles millimétriques à centimétriques. Ceux-ci, sont riches en inclusions de minéraux de la gangue (chlorite, quartz et carbonate), montrant un aspect bréchique, fortement fracturés et cimentés par la pyrrhotite, la chalcopyrite, la marcasite et la goethite. Dans les paragenèses secondaires, la pyrite est au contraire néoformée sur la pyrrhotite sous forme de fins cristaux ou remplissant les fractures, les plans de schistosité et les plans de cisaillement. E. L’arsénopyrite : Elle se présente en cristaux subautomorphes à automorphes, disséminés dans la pyrrhotite. La phase tardive se développe dans la gangue et/ou pousse sur la pyrrhotite. F. La galène : Elle est très rare, associée au bismuthinite dans la chalcopyrite. G. La marcasite : Elle est intimement associée à la pyrite. Elle remplace la pyrrhotite à partir des macles, des fractures et entre les joints de grains. K. La magnétite : Celle-ci est en inclusion dans la pyrrhotite et la chalcopyrite. Elle se développe en cristaux subautomorphes dans la gangue. IV. 2. Conclusion Il apparaît que les gisements de Kettera et Ben Slimane présentent les mêmes caractères morphologiques et minéralogiques que ceux de Draa Sfar et Koudiat Aicha. En effet, leurs 180

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corps minéralisés se présentent sous forme de lentilles subverticalisées et transposées parallèlement à la schistosité S1. De plus, leur minéralogie primaire est dominée par la pyrrhotite associée à la chalcopyrite, la pyrite, l’arsénopyrite, la sphalérite et la galène. D’autres minéraux rares ont été observés tels : le bismuth natif, la cobaltite, et la mackinavite (Ndiaye, 1985). Cependant, la caractéristique essentielle de ces amas sulfurés demeure leur pauvreté en métaux de base (Zn et Pb) et la finesse de leurs grains. V. Déformation et recristallisation Les effets du dynamo-métamorphisme sur le comportement et la minéralogie des minéraux syngénétiques des amas sulfurés ont largement été étudiés auparavent (Vokes, 1969, 2000; McClay, 1983 ; Lardeau, 1987 ; Vivallo and Rickard, 1990; Gu and McClay, 1992; Large, 1992 ; Cook et al., 1993; Hibti, 2001 et Gu et al., 2007). Ces auteurs ont montré que les textures métamorphiques du minerai dépendent de la nature des phases sulfurées, du degré de métamorphisme (P et T), de l’épaisseur de la couche minéralisée et de la nature de leur encaissant. Ces auteurs ont montré que d’une part, tous ces paramètres ont joué des rôles primordiaux dans les processus post dépôt de la minéralisation, et d’autre part que les textures primaires des sulfures peuvaient être conservées dans les conditions du métamorphisme de type schiste vert. Plus récemment, d’autres études se sont intéressés à l’effet de la déformation ductile (légèrement tardive à la déformation synmétamorphique) sur la remobilisation et la recristallisation des sulfures (Paakki et al., 1995 ; Liu et al., 1994 ; Lydon et al., 2000). Gu et al., (2007) ont montré que dans des conditions de températures inférieures à celles du métamorphisme de type schiste vert, la minéralisation au sein des zones de cisaillement ductiles est enrichie en Cu, Zn, Pb, Au et Ag. Nous rappellons que les amas sulfurés des Jebilets sont encaissés dans la série volcano-sédimentaire de Sarhlef qui a subi une déformation synsédimentaire (faille, slumps, claste, slump-ball), un métamorphisme épizonal (Huvelin, 1977) accompagné d’une phase de plissement synschisteux (P1) d’âge hercynien, une phase cisaillante (C1) légèrement tardive et une phase tardive (P2, S2 et C2). Ces évenements ont laissées des traces à l’échelle métrique (plissement, boudinage, cisaillement, tronçonnement et décalage du minerai) et micrométrique (réorientation, remobilisation et recristallisation des minéraux). Au microscope métallographique, les effets relatifs à la déformation sur les phases sulfurées de Draa Sfar et Koudiat Aicha s’expriment differement d’une phase à l’autre : - La déformation synsédimentaire n’a que très peu d’impact sur la recristallisation des sulfures. En effet, la présence de clastes sulfurés, emballés dans une matrice de même nature, 181

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pourrait traduire des phénomènes de resédimentation, en liaison avec l’instabilité tectonique durant la sédimentation. Les plis synsédimentaitres (slumping), ayant légèrement plissés les sulfures ductiles et les minéraux d’altération, n’ont également eu aucun effet notable sur les minéralisations. - La déformation syn-métamorphique est responsable de la recristallisation et la remobilisation de certaines espèces (pyrrhotite, sphalérite, galène et chalcopyrite) et la cataclase d’autres espèces (arsénopyrite et pyrite). La pyrrhotite et la sphalérite, initialement à texture granoblastique, avec des limites de cristaux rectilignes, acquierent avec la deformation des contours curvilignes, notamment à l’approche des jonctions de points triples. Cette déformation se manifeste également sous forme de macles de pression qui, dans la pyrrhotite, sont disposées perpendiculairement à la direction d’étirement, alors qu’elles se disposent de manière aléatoire par rapport à l’axe d’étirement dans la sphalérite (Photo. 1. Pl. III). Ceci est confirmé par la concentration de micro-inclusions (de chalcopyrite, de pyrrhotite et de galène) le long de plusieurs plans au sein d’un seul cristal de la sphalérite (Photo. 5. Pl. IV). On note également que la schistosité S1 a pris naissance durant cette même phase. Elle est alors soulignée, dans le minerai rubané, par l’allongement et l’étirement de sulfures (sphalérite, pyrrhotite, galène et chalcopyrite) et dans le minerai pauvre, par l’étirement de minéraux d’altération (chlorite, muscovite, talc, de quartz, et…). Durant cette phase apparaît également une nouvelle génération de pyrrhotite et de sphalérite néoformée au niveau de la jonction à points triples des grands cristaux et dans les ombres de pression des fragments et cristaux précoces. La sphalérite s’enrichie en micro-inclusions de chalcopyrite de stannite, de pyrrhotite et de galène (Photo. 2, 3, 4 & 5. Pl. IV). Par endroit, la sphalérite et la pyrrhotite montrent un comportement cassant. Cependant, le comportement de la sphalérite est plus réfractaire que celui de la pyrrhotite (Photo. 1, 5 & 6. Pl. IV) et (Photo. 1, 3 & 9. Pl. III). La chalcopyrite et la galène sont les sulfures les plus ductiles. Elles se concentrent dans plusieurs endroits : charnières de plis, limites entre les grains (arsénopyrite, pyrite, sphalérite et pyrrhotite), ombres de pression,

microfractures affectant les sulfures à

comportement cassant. Il faut noter que ces deux cristaux ne présentent pratiquement aucune macle, vraisemblablement en raison de leur recristallisation après la déformation synmétamorphique (Photo. 6&7. Pl. II), (Photo. 4, 5, 6 & 7. Pl. IV) et (Photo. 5&10. Pl. V). La pyrite et l’arsénopyrite montrant un comportement cassant au cours de la déformation synmétamorphique. Elles sont brèchifiées, fracturées et envahies par la pyrrhotite, la chalcopyrite, la galène, la sphalérite et les minéraux de la gangue (Photo. 7&8. 182

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Pl. II) et (Photo. 1&5. Pl. V). Parfois, la pyrite se développe en phénocristaux automorphes à subautomorphes, englobant des micro-inclusions ou des reliques d’autres sulfures (galène et pyrrhotite) (Photo. 7. Pl. V). Au cours de cette phase de déformation, une nouvelle génération d’arsénopyrite et de pyrite est néoformée, souvent en fins cristaux sur la pyrrhotite, la sphalérite et la galène. Ces dernières se présentent sous forme des reliques au sein des cristaux néoformés (Photo. 2, 3, 4 &6. Pl. V). Ces processus de déformation-remobilisation-recristallisation se sont deroulés dans un environnement fermé où les élèments déstabilisés ne subissent pas de transport à grande échelle. En effet, les minéraux remobilisés sont généralement recristallisés soit au niveau des ombres de pression soit au sein des plans de clivages et/ou des fractures affectant les minéraux à comportement cassant. Ceci est compatible avec la concentration de la chalcopyrite, de la pyrrhotite et de la galène soit en micro-inclusions dans les plans de clivage de la sphalérite soit en remplissage des microfractures qui l’affectent (Photo. 5. Pl. IV). La déformation ductile a provoqué l’étirement, la néoformation et la recristallisation des minéraux à comportement ductiles (chalcopyrite, galène, sphalérite et pyrrhotite). En effet, les observations microscopiques ont montré que la pyrrhotite est le minéral le plus déstabilisé dans les zones cisaillées. Souvent, elle est remplacée par la chalcopyrite, la sphalérite et la galène. Dans ce cas le transport est plus important, au moins à l’échelle centimétrique à métrique (max 2 m). Les apports chimiques viennent de l’amas lui même et la recristallisation s’effectue le long des plans de cisaillement (Photo. 6. Pl. II). Les fractures liées à la tectonique tardi-hercynienne sont les moyens préférentiels de la transformation des sulfures en produit d’altération supergène. Les observations au microscope montrent en effet qu’au niveau des fractures, la pyrrhotite est intensément transformée en pyrite-marcasite-magnétite. VI. Conclusion L’étude metallogénique des amas sulfurés des Jebilets centrales fait ressortir les faits suivants : - La paragenèse sulfurée primaire à pyrrhotite, sphalérite, chalcopyrite, galène, arsénopyrite et pyrite est précoce et anté-cinématique. - La déformation synmétamorphique est le principal facteur agissant sur le minerai, en provoquant : (i) une réorientation des minéraux selon les plans de schistosité régionale, (ii) une recristallisation secondaire et une remobilisation sélective affectant essentiellement la 183

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

chalcopyrite, la galène, la pyrrhotite et la sphalérite. Ces deux dernières montrent un comportement peu ductile, alors que la pyrite et l’arsénopyrite présentent un comportement cassant. La déformation cisaillante C1 a accentuée les phénomènes de remobilisation, observés notamment dans le cas de la chalcopyrite, de la sphalérite, de la galène, ainsi que la déstabilisation de la pyrrhotite. Ces phénomènes tectonométamorphiques sont à l’origine de l’enrichissement minéralogique des amas sulfurés en Cu, Zn et Pb, particulièrement au niveau des zones ductiles.

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Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Chapitre II Géochimie des sulfures I. Introduction Nous avons décrit dans le chapitre précédent la minéralogie du minerai et son évolution au cours des différents événements géologiques qui l’ont affecté. Dans ce chapitre, nous allons essayer de contribuer à une meilleure connaissance de la géochimie fine des principaux sulfures relatifs aux différents gisements étudiés. Les différentes phases minéralogiques ont fait l’objet d’analyses à la microsonde électronique Camebax MBX, à la Faculté des Sciences - Université de Pais Vasco et à la Faculté des Sciences – Université Autonoma de Barcelona, Espagne. Les analyses chimiques ont été effectuées essentiellement sur les échantillons provenant des divers secteurs de la mine de Draa Sfar (DS) ainsi que les sondages carottés de la minéralisation sulfurée de Koudiat Aicha (KA) (SKA/33 et SKA/30). Quant aux secteurs de Kettara et celui de Ben Slimane, une telle étude n’a pas été possible en raison des difficultés d’accès. Pour y remédier, nous utiliserons les analyses effectuées auparavent par Hibti (2001) et Ndiaye (1985), respectivement dans la mine de Kettara et de Ben Slimane. L’investigation géochimique combinée aux résultats gitologiques pourrait permettre d’approcher les modalités de formation ainsi que l’évolution des amas sulfurés des Jebilets centrales au cours des différents événements géologiques qui se sont succédés. II. Géochimie des sulfures II. 1. Sphalérite II. 1. 1. Caractérisation de la sphalérite à l’échelle des gisements étudiés Les analyses chimiques relatives aux différents secteurs étudiés sont résumées dans le tableau (III. 3). Elles montrent des compositions légèrement variables entre les sphalérites que ce soit d’un site à l’autre ou à l’échelle d’un même site. Les sphalérites du DS et du KT montrent des teneurs moyennes (en % atm) relativement semblables pour le soufre (49,24 ± 1,1 DS ; 49,33 ± 0,68 KT), le fer (6,34 ± 0,59 DS ; 6,31 ± 0,80 KT) et le zinc (44,08 ± 1,32 DS ; 44,35 ± 1,42 KT). Pour les mines de Koudiat Aicha et de Ben Slimane, les analyses montrent des teneures moyennes (en %atm) semblables en soufre (50,16 ± 0,62 KA ; 50,15 ± 0,61 BS), en fer (7,00 ± 0,58 KA ; 7,77 ± 0,51 BS) et en zinc (42,23 ± 1,06 KA ; 41,88 ± 0,31 BS). La figure. 2. 1, montre que le Fe et le Zn présentent, dans les quatre mines, une corrélation négative pour toutes les sphalérites analysées. Ceci peut être expliqué par la 185

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

substitution du Zn par le Fe dans le réseau cristallin de la sphalérite. Ces constations sont compatibles avec les variations des teneures en fer des sphalérites dans les faciès des différents secteurs étudiés (Min = 5,46%atm ; Max = 9,41%atm) et vont dans le sens des études expérimentales de Moles (1983) qui ont montré que la réequilibrage entre la sphalérite et les minéraux coexistants (pyrite, pyrrhotite et chalcopyrite) peut provoquer la mobilisation et l’échange entre eux de FeS.

Zn (%atm)

50 Koudiat Aicha Draa Sfar Ben Slimane Kettara 45

40

5

6

7

8

Fe (%atm) Fig. 2. 1 : Diagramme de corrélation entre le Fe et le Zn des sphalérites de Koudiat Aicha, du Draa Sfar, du Ben Slimane (Ndiaye, 1985) et du Kettara (Hibti, 2001).

II. 1. 2. Les éléments traces Au cours des phases de déformation hercyniennes, les amas sulfurés des Jebilets centrales ont obeit aux lois de remobilisation mécanique et chimique qui conduisent à l’altération, la recristallisation et la redistribution des éléments métalliques. La distribution des éléments traces dans les minéralisations sulfurées, anciennes et actuelles, a été utilisée par plusieurs auteurs pour déterminer la sources des métaux ainsi que les changements post dépôt subits par le minerai (Bralia et al., 1979, You et al., 1996 et Houghton et al., 2003). Dans notre travail, nous utilisons cette même approche, en examinant la répartition des éléments traces dans les sphalérites des différents faciès, dans le but d’avoir des informations précises sur les processus post dépôt des amas sulfurés. La sélection des échantillons ayant servi à cette étude a été réalisée sur la base de l’état de la déformation du minerai. Ainsi, trois échantillons, représentant les principaux faciès minéralisés, ont été sélectionnés au niveau de chaque gisement de Draa Sfar et de Koudiat Aicha : (1) minerai massif (subisotrope, cœur de l’amas), (2) minerai rubano–lité (base de l’amas) et (3) minerai cisaillé (toi de l’amas).

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A. Variation des éléments à l’échelle des gisements Les dosages ont montré des teneurs significatives en Cd, Mn et Cu, et de faibles concentrations en Se, As, Te, Sb dans toutes les sphalérites analysées de DS et de KA (Tab. III. 3, 4 & 5). Précisant tout de même que les teneurs en ces éléments demeurent relativement faibles dans les sphalérites de KT, comparées à celles de DS et de BS, en plus d’une abondance plus élevée en Mn dans la mine de DS. Les concentrations les plus élevées sont enregistrées dans les sphalérites de KA, avec une nette abondance du Cd (jusqu’à 0,16 %atm), du Mn (jusqu’à 0,32 %atm) et du Cu (jusqu’à 4,63 %atm).

B. Répartition des éléments traces par type du minerai Au niveau du DS et de KA (Tab. IIII, 3&4), les teneurs élevées en Mn et faibles en Cd semblent caractériser les sphalérites du minerai massif le moins déformé. En revanche, des concentrations relativement fortes en Cd et en Cu, couplées à de faibles teneurs en Mn, sont enregistrées dans le minerai cisaillé. Des teneurs intermédiaires en Mn, Cd et Cu sont enregistrées dans le minerai rubano-lité. En ce qui concerne le fer, des teneurs relativement élevées sont enregistrées dans les sphalérites du minerai massif de DS. Des concentrations plus faibles caractérisent les sphalérites du minerai rubané, alors que celles du minerai cisaillé font pluôt apparaître des teneurs intermédiaires. Pour le gisement de KA, les teneurs en fer des sphalérites apparaissent légèrement élevées dans le minerai cisaillé, plus faibles dans le minerai rubano-lité et intermédiaire dans le minerai massif. Il apparaît donc claire que les teneurs des sphalérites en Cd et en Mn varient d’une façon significative d’un type de minerai à l’autre. Ceci témoigne du rôle important qu’a dû jouer les processus post dépôt (déformation, métamorphisme et altération) dans la répartition de ces éléments. Au sein des sphalérites, le fer ne montre pas le même comportement dans les gisements de DS et de KA ; deux échantillons issus de ces deux gisements montrent en effet des teneures forts différentes. Ceci pourrait être lié à la nature et la quantité des minéraux associés à la sphalérite : le minerai de DS est plus riche en sphalérite et galène que celui de KA qui est plutôt riche en chalcopyrite. Ces variations sont compatibles avec celles décrites au niveau de Snake Pit (dorsale océanique Atlantique) par Honnorez et al., (1990). Ceux-ci ont montré qu’au niveau d’un seul fumeur, la teneur en Fe des sphalérites pouvait être variable d’un cristal à l’autre en relation avec la variation de la composition du fluide hydrothermal à partir duquel il précipite.

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Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Dans les sphalérites de Koudiat Aicha, la corrélation entre le Cd et le rapports Zn/(Fe + Zn) (Fig. 2. 2. A) met en évidence deux groupes bien distingués : (i) un groupe légèrement pauvre en Cd, correspondant aux sphalérites analysées dans les minerais subisotropes (minerai rubanno-lité et minerai massif) ; (ii) un groupe riche en Cd par rapport au premier et qui correspond au minerai cisaillé. Dans les figures (2. 2. C et E), les deux groupes cités ci-dessus sont également bien distingués. La figure (2. 2. C) montre une corrélation négative entre le Zn et le Cd, qui peut s’expliquer par une substitution dans la sphalérite du Zn par le Cd. Ces résultats semblent identiques à ceux de Barnes (1979) qui a montré que le Cd se substitue fortement au Zn. De plus, Ruaya et Seward (1986) ont montré que le chlorocomplexes de Zn est présent dans n’importe quelles conditions hydrothermiques et que le Cd peut également être transporté comme chlorocomplexes. Ces mêmes auteurs soulignent que la substitution entre ces deux éléments dépend seulement du pH et de l’aCl. La corrélation entre le Mn et le rapport Zn/ (Fe + Zn) nous a permis de caractériser les sphalérites des trois faciès étudiés (Fig. 2. 2. B). Il y apparaît que le minerai rubano-lité de la base est plus riche en Mn que celui du toit. Des concentrations intermédiaires en Mn caractérisent les sphalérites du minerai massif (cœur de l’amas). Le diagramme Mn et le Fe (Fig. 2. 2. F) montre une corrélation négative. Il permet de distinguer entre les trois sphalérites des différents faciès sur la base de leurs concentrations respectives en ces deux éléments. C’est également le cas de la figure (2. 2. D) qui, quand à elle, montre une corrélation positive entre le Zn et Mn. Dans l’amas sulfuré de Draa Sfar, le diagramme de corrélation (Fig. 2. 3. A&B) entre le Mn et le Cd avec le rapport du Zn/ (Zn + Fe), ainsi que les diagrammes de corrélations entre éléments (Fig. 2. 3. C à E) nous ont permis de distinguer entre deux groupes de sphalérites: (i) un groupe riche en Mn et pauvre en Cd, correspondant au minerai massif et au minerai rubané ; (ii) un groupe riche en Cd et pauvre en Mn qui correspond au minerai cisaillé. On peut néanmoins noter que les sphalérites du minerai rubané présentent des teneurs intermédiaires en Cd et Mn, comparées à celles du minerai massif et du minerai cisaillé. Les corrélations négatives Zn - Mn (Fig. 2. 3. D) et Zn - Cd (Fig. 2. 3. C) sont compatibles avec une substitution du Zn avec le Mn et le Cd (Deer et al., 1966). Quintero et al., (2007) ont par ailleurs montré que les trois éléments Mn, Cd et Fe forment avec le Cu, le Se et le Ge (présents souvent dans les sphalérites) des polymorphes de stannite. De cette étude (distribution des éléments en traces dans les sphalérites des différents faciès), nous retiendrons deux résultats principaux : 188

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(a) Le Cd et le Mn montrent des différences significatives entre les sphalérites du minerai massif (moins déformé), du minerai rubané et/ou rubano–lité et du minerai rubano– cisaillé. Ces résultats nous permettent d’utiliser le Cd et le Mn pour distinguer entre la sphalérite primaire (de minerai moins déformé) et la sphalérite secondaire (remobilisée et recristallisée). (b) L’évolution chimique de la sphalérite peut être liée à la déformation synmétamorphique (D1) ou, un peu plus tardivement, à la déformation cisaillante C1. Cette évolution chimique dépend également de la nature des minéraux associés à la sphalérite. En conclusion, les processus post dépôts ayant affecté les amas sulfurés des Jebilet centrales sont globalement les mêmes. Les fluides minéralisateurs post dépôt, à l’origine de la remobilisation et de la recristalisation des sulfures, se sont enrichis en Cd, en Mn et en Fe. Le Mn et le Fe sont probablement lessivés à partir du minerai primaire, tandis que le Cd est apporté par le milieu extérieur. Le minerai primaire de Hajjar est plutôt riche en Mn (Hibti, 2001). La présence conjointe du Cd, du Mn et du Fe dans le fluide secondaire, avec des corrélations positives (Fig. 2. 2. F, G&H), conforte l’hypothèse d’une incorporation de ces trois éléments avec le Se, le Ge et le Cu en formant des micro-inclusions de la stannite dans la sphalérite. Les observations microscopiques montrent que la stannite apparaît sous forme de micro–inclusions et/ou en texture "myrmekitic" dans les sphalérites recristallisées (Photo. 4. Pl. IV). Les sphalérites recristallisées enrichies en éléments traces ont, en effet, été largement décrits dans plusieurs dépôts sulfurées anciens et actuels. Hannington et Scott (1988) et Tivey et al., (1995) et Fouquet et al., (1993) ont montré qu’au niveau des champs hydrothermaux des dorsales océaniques atlantiques (TAG et SNAKE PIT), les sphalérites des "fumeurs blanches", formées à basse températures, sont riches en éléments traces (Pb, Cd, Mn, Sb et Ag).

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Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 4. Répartition, par type du minerai, des résultats d’analyse des sphalérites de Koudiat Aicha KA

Minerai cisaillé (33/6) : (Qt = 18) Max

Min

S Fe Zn Se Cu Cd Mn Ag Bi As Sb Te Sn %at. S Fe Zn Se Cu Cd Mn Ag Bi As Sb Te Sn

33,34 8,21 57,22 0,07 0,21 0,32 0,03 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01

33,42 8,25 57,26 0,06 0,08 0,32 0,03 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01

0,29 0,37 0,47 0,06 0,38 0,03 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,03 0,01

33,84 32,85 33,60 8,72 7,44 7,73 58,38 56,49 56,76 0,21 0,00 0,05 1,59 0,03 0,43 0,37 0,28 0,14 0,05 0,01 0,31 0,04 0,00 0,00 0,04 0,00 0,01 0,07 0,00 0,02 0,07 0,00 0,01 0,07 0,00 0,01 0,06 0,00 0,01

33,33 7,61 56,92 0,03 0,30 0,14 0,33 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00

0,82 0,63 1,81 0,06 0,35 0,01 0,04 0,00 0,01 0,02 0,02 0,03 0,02

36,03 33,22 33,21 8,69 6,68 7,98 58,29 51,78 59,01 0,14 0,00 0,02 0,98 0,07 0,21 0,16 0,13 0,13 0,36 0,25 0,38 0,00 0,00 0,01 0,05 0,00 0,00 0,07 0,00 0,03 0,06 0,00 0,01 0,07 0,00 0,01 0,05 0,00 0,00

33,22 8,10 59,17 0,00 0,11 0,13 0,38 0,01 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00

0,17 0,20 0,29 0,04 0,25 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01

33,44 33,03 8,14 7,68 59,28 58,64 0,10 0,00 0,66 0,05 0,14 0,10 0,40 0,36 0,01 0,00 0,02 0,00 0,05 0,00 0,03 0,00 0,03 0,00 0,01 0,00

50,22 7,10 42,27 0,04 0,16 0,14 0,03 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00

50,32 7,14 42,29 0,03 0,06 0,14 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00

0,33 0,32 0,38 0,04 0,29 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,02 0,01

50,66 49,69 50,42 7,55 6,43 6,66 42,97 41,62 41,79 0,13 0,00 0,03 1,21 0,02 0,32 0,16 0,12 0,07 0,04 0,01 0,27 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,05 0,00 0,01 0,03 0,00 0,00 0,05 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00

50,16 6,58 42,24 0,02 0,23 0,07 0,29 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00

0,95 0,53 1,57 0,03 0,26 0,01 0,03 0,00 0,00 0,02 0,01 0,02 0,01

53,25 49,94 49,57 7,46 5,66 6,84 43,00 37,61 43,21 0,09 0,00 0,01 0,74 0,05 0,15 0,09 0,05 0,06 0,32 0,22 0,12 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,05 0,00 0,02 0,03 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00

49,67 6,92 43,21 0,00 0,08 0,06 0,11 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00

0,23 0,16 0,10 0,03 0,19 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00

49,71 49,18 6,96 6,58 43,35 43,09 0,06 0,00 0,49 0,04 0,07 0,05 0,13 0,11 0,01 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,01 0,00 0,02 0,00 0,01 0,00

(Fe0,14 Zn0,845 Cu0,003Cd0,003)(Se0,001S)

Moy

Mediane stdDev

Max

Min

Minerai massif (33/3) (Qt = 8)

Moy

For.S.M

Mediane stdDev

Minerai rubano-lité (33/0) : (Qt = 11)

%pds.

(Fe0,13 Zn0,84 Mn0,005 Cu0,01Cd0,003) Se0,001S

Moy

Mediane stdDev

Max

Min

(Fe0,14 Zn0,86 Cu0,003Cd0,001Mn0,02) S0,99

Tab. 5. Répartition, par type de minerai, des résultats d’analyse des sphalérites de Draa Sfar DS %pds. S Fe Zn Se Cu Cd Mn As Sb Te Sn % at. S Fe Zn Se Cu Cd Mn As For.S.M

Minerai cisaillé DS/1 : (Qt = 19)

Minerai rubané DS/2 : (Qt = 10)

Minerai massif DS/3 (Qt = 18)

Moy Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min 32,38 32,31 0,81 34,19 30,89 30,66 30,72 0,70 31,65 29,47 33,38 33,44 0,36 34,01 32,57 7,10 6,87 0,69 8,92 6,33 6,80 6,66 0,45 7,51 6,14 7,69 7,78 0,59 9,02 6,47 59,50 59,54 0,83 60,57 57,79 60,13 60,38 0,72 61,09 58,93 58,08 58,13 0,87 59,29 55,71 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,11 0,00 0,28 0,14 0,35 1,53 0,01 0,17 0,17 0,09 0,32 0,05 0,26 0,08 0,48 2,01 0,02 0,09 0,09 0,02 0,12 0,06 0,08 0,08 0,01 0,10 0,06 0,06 0,06 0,01 0,10 0,04 0,07 0,08 0,02 0,10 0,03 0,08 0,08 0,03 0,12 0,05 0,15 0,15 0,02 0,17 0,10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,03 0,03 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,11 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 49,17 6,19 44,32 0,00 0,21 0,03 0,06 0,00

49,19 5,95 44,41 0,00 0,11 0,03 0,07 0,00

0,88 0,64 0,55 0,00 0,27 0,01 0,02 0,00

51,33 47,77 47,75 7,92 5,46 6,08 44,99 43,01 45,93 0,00 0,00 0,00 1,18 0,01 0,13 0,05 0,00 0,02 0,09 0,03 0,07 0,00 0,00 0,00

(Fe0,124 Zn0,89 Cu0,004Cd0,001) S0,98

47,88 5,87 45,97 0,00 0,13 0,03 0,07 0,00

0,56 0,45 0,35 0,00 0,07 0,01 0,02 0,00

48,56 46,62 50,15 6,82 5,48 6,63 46,55 45,32 42,80 0,00 0,00 0,01 0,25 0,04 0,20 0,04 0,00 0,04 0,11 0,05 0,13 0,00 0,00 0,02

(Fe0,12 Zn0,92 Mn0,001 Cu0,003) S0,95

190

50,13 6,71 42,88 0,00 0,06 0,04 0,13 0,02

0,37 0,51 0,70 0,02 0,36 0,01 0,02 0,02

50,87 49,32 7,73 5,60 43,77 41,08 0,07 0,00 1,52 0,01 0,05 0,02 0,15 0,08 0,07 0,00

(Fe0,13 Zn0,86 Mn0,003 Cu0,001) S1

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 6

Résultats d’analyse des sphalérites de Ben Slimane et de Kattara

Sphalérites du Ben Slimane (Qt = 5 ; Ndiaye, 1985) Sphalérites du Kettara (Qt = 5 ; Hibti, 2001) Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min % pds. Moy 33,5 33,7 0,6 34,1 32,7 32,5 32,6 0,3 32,9 32,2 S 9,0 9,3 0,6 9,5 8,4 7,2 7,0 0,9 8,4 6,4 Fe 57,0 56,9 0,4 57,7 56,8 59,6 61,0 2,2 61,5 56,8 Zn 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Ni 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Se 0,2 0,0 0,3 0,8 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Cu % at. 50,1 50,1 0,6 51,0 49,4 49,3 49,2 0,7 50,1 48,5 S 7,8 7,9 0,5 8,2 7,2 6,3 6,0 0,8 7,4 5,6 Fe 41,9 42,0 0,3 42,2 41,4 44,4 45,2 1,4 45,6 42,6 Zn 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Ni 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Se 0,1 0,0 0,3 0,6 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Cu For.S.M (Fe0,155 Zn0,838) S1 (Fe0,126 Zn0,887) S0,987

191

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

A

0,4

33/6 33/0 33/3

B

0,3

0,14

Mn(%wt)

Cd (%wt)

0,19

0,2

0,09 33/6 33/0 33/3

0,1

0,45

0,86

0,87 0,88 Zn/(ZN +Fe)

0,89

C

0,5

33/6 33/0 33/3

0,35 Cd (%wt)

0 0,85

0,90

0,25 0,15

56,5

57,5 Zn(%wt)

58,5

0,89

D

0,2 33/6 33/0 33/3

0 55,5

59,5

33/6 33/0 33/3

56,5

57,5 Zn (%wt)

58,5

F

Mn(%wt)

0,08

59,5

33/6 33/0 33/3

0,4

0,12

0,3 0,2 0,1

0,04 0 0,25

0,90

0,3

0,5

E

0,16 Cd (%wt)

0,87 0,88 Zn/(Zn+ Fe)

0,1

0,05 55,5

0,2

0,86

0,4 Mn (%wt)

0,04 0,85

0 0,3

0,35 Mn(%wt)

0,4

6,5

0,45

7,5

8,5

9,5

Fe (%wt)

Fig. 2. 2 : Variation des éléments traces (Cd et Mn) en fonction du rapport Zn/ (Zn + Fe) (A et B) et les diagrammes de corrélation entre éléments (C, D, E et F) des sphalérites de Koudiat Aicha. 33/0 : minerai rubanno-lité, 33/3 : minerai massif et 33/6 : minerai rubanno-cisaillé.

192

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

A

0,14 B

DS/1 DS/2 DS/3

0,14

DS/1 DS/2 DS/3

0,12 Cd (%wt)

Mn%wt)

0,18

0,1

0,1 0,08 0,06

0,06 0,04

0,14

0,87

0,88 0,89 Zn/(Zn+ Fe)

0,90

C

0,18

DS/1 DS/2 DS/3

0,12 Cd (%wt)

0,02 0,86

0,91

0,1

Mn (%wt)

0,02 0,86

0,08

0,87

0,88 0,89 Zn/(Zn+ Fe)

0,90

D

0,91

DS/1 DS/2 DS/3

0,14 0,1

0,06 0,06 0,04 0,02

0,02 56

Mn (%wt)

0,18

57

58

59 60 Zn (%wt)

61

E

55

62

56

57

58 59 Zn (%wt)

60

61

62

DS/1 DS/2 DS/3

0,14 0,1 0,06 0,02 6

6,5

7

7,5 8 Fe (%wt)

8,5

9

Fig. 2. 3 : Variation des éléments traces (Cd et Mn) en fonction du rapport Zn/ (Zn + Fe) (A et B) et les diagrammes de corrélation entre éléments (C, D et E) dans les sphalérites de Draa Sfar. DS/1 : minerai cisaillé, DS/2 : minerai rubané et DS/3 : minerai massif.

C. Le rapport Zn/Cd des sphalérites Plusieurs auteurs (Koski et al., 1985; Fouquet et al., 1993 et Gottesmann et Kampe, 2007) ont utilisé le rapport du Zn/Cd pour avoir des informations sur le mode de genèse des minéralisations sulfurées (interprétation génétique). Selon Gottesmann et Kampe (2007), les sulfures d’origine volcano-sédimentaitre présentent des rapports élevés (Zn/Cd = 514 – 720), alors que les sulfures mobilisés et redéposés (skarns) présentent plutôt des valeurs plus faibles (Zn/Cd = 274 – 297). Au niveau du district des Jebilets centrales, le rapport moyen du Zn/Cd 193

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

est de l’ordre de 1263± 298 (n = 47) à Draa Sfar, de 1531 (n = 5) à Kettara, de 12623 (n = 5) à Ben Slimane et de 286 ± 114 (n = 38) à Koudiat Aicha. La variation de ce rapport dans ces gisements volcano-sédimentaires reflète probablement les variations de leurs encaissants immédiats. En effet, les volcano–sédimentaires acides de DS présentent des valeurs Zn/Cd plus élevées, contrairement aux formations à dominance basique de KA qui ont des rapports beaucoup plus faibles. Ces constatations sont en accord avec les travaux de Fouquet et al., (1993) qui ont montré, au niveau de Valu Fa Ridge (dorsale océanique Atlantique), que le changement du rapport Zn/Cd reflète le changement de la composition chimique des roches volcaniques originaires du minerai. D’après ces mêmes auteurs le rapport moyen du Zn/Cd est de l’ordre de 326 ± 96 dans le champ hydrothermal de Church (contexte basique) alors qu’il est de l’ordre de 652 ± 216 pour le champ hydrothermal de Vai Lili et de Hine Hina (contexte acide à intermédiaire).

D. Le contenu en FeS des sphalérites Depuis longtemps, la teneur en FeS de la sphalérite qui coexiste avec la pyrite et la pyrrhotite hexagonale, a été employée pour déterminer les conditions physico-chimiques d’équilibration (T, P, ƒS2, pH, aS2) (Barton et Toulmin, 1966 ; Scott et Barnes, 1971 ; Scott, 1973; Lusk et Ford, 1978; Hutchison et Scott, 1981). Ces auteurs ont montré que la sphalérite était stable sur un large éventail de températures et de pressions. Elle est également réfractaire et montre une grande variation du contenu en FeS qui varie en fonction de la température, de la pression et également de son activité dans le système FeS – ZnS (Kullerud, 1953). Plus récemment, des hypothèses ont été avancées pour démontrer les conditions limites de l’utilisation du géobaromètre de la sphalérite. En effet, travaillant sur l’activité du FeS dans le système ternaire ZnS – CuS – FeS, Toulmin et al., (1991) ont montré que la structure cristalline de la sphalérite est adaptée à un certains nombres de substitutions (CdS, MnS, HgS, CoS, NiS, ZnSe, ZnO, CuFeS2, Cu2FeSnS4 et FeS) qui formeraient des solutions solides dans la sphalérite. La présence de CdS, MnS, HgS, CoS, NiS avec des concentrations normales n’affecterait pas le volume molaire de FeS dans la sphalérite (Scott, 1973), ce qui ne serait pas le cas en présence de CuS. En effet, lorsque CuS est en solution solide dans la sphalérite qui coexiste avec la pyrite et la pyrrhotite hexagonale, le volume molaire du FeS est alors variable (Wiggins et Craig, 1980 et Brown et al., 1978). Ces mêmes auteurs ont également montré que la présence d’exsolutions solides de chalcopyrite dans la sphalérite pouvait affecter le contenu en FeS de la sphalérite. Tous ces travaux vont donc dans le sens de la limite de l’utilisation du géobaromètre de la sphalérite pour l’estimation de la pression au cours du métamorphisme 194

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

En ce qui concerne notre secteur d’étude, les résultats montrent que les teneurs moyennes en Fe dans les sphalérites sont moins dispersées au niveau des quatre gisements, variant entre 6,34 et 9,04 % atm (Tab. III. 3, 4&5). Les histogrammes de fréquence du FeS (% mole) des sphalérites du DS et de KA montrent une distribution unimodale (Fig. 2. 4- A et B), avec respectivement un mode de 13,75 %mole et de 12,5 %mole. Cette distribution nous a permis de distinguer entre deux générations majeures de sphalérite (Tab. III. 6): (i) spahlérite primaire, relativement riche en fer, riche en exsolutions internes et pauvre en microinclusion de

chalcopyrite;

(ii)

sphalérite

remobilisée

et

recristallisée

au

moment

du

thermométamorphisme ou plus tardivement (cisaillement C1) ; elle est légèrement pauvre en fer, riche en microinclusions de chalcopyrite et de stannite. Ceci confirme les résultats obtenus précédemment qui montrent les effets des processus post dépôt sur la rééquilibration du minerai primaire dans des températures inférieures à 300 °C.

Tableau. 7 : Répartition par type de minerai des teneurs moyennes en FeS %mole des sphalérites analysées.

Min

Moyenne Mediane stdDev Max

% mol en FeS

Fig. 2. 4 : Distribution de FeS (mol%) des sphalérites de Draa Sfar (A) et de Koudiat Aicha (B).

195

-1 5, 5 15

-1 5

1 ,5 12 2,5 13 3,5 14 4,5 15 5,5 16 6,5 - 1 11 - 1 ,5 - 1 ,5 -1 - 1 ,5 - 1 ,5 5 ,5 , 10 11 11 12 12 13 13 14 14 15 15 16 % mol en FeS

14 ,5

0

-1 4, 5

2

14

4

5 4 3 2 1 0 -1 4

6

13 ,5

8

12,72 10,59 13,17 10,58 11,38 11,05

33/6

-1 3, 5

Fréquence

DS/1

15,12 14,86 14,01 16,51 14,57 15,41

33/3 33/0

13

DS/2 10

0,65 1,20 0,35 1,47 1,07 1,03

B

-1 3

12

10 9 8 7 6

12 ,5

DS/3

14,19 13,08 13,91 12,04 12,18 13,27

-1 2, 5

A

Fréquence

14

14,08 13,16 13,73 12,56 12,69 13,17

12

Minerai rubanno - cisaillé 33/6 Koudiat Minerai rubanno-lité 33/0 Aicha Minerai massif 33/3 Minerai cisaillé DS/1 Draa Minerai rubané DS/2 Sfar Minerai massif DS/3

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

E. Géothermométrie Dans notre cas, la pyrrhotite, la sphalérite, la chalcopyrite et parfois la pyrite sont généralement associées et constituent des phases minéralogiques équilibrées. D’après nos études métallographiques, la pyrrhotite, la chalcopyrite et la sphalérite coexistent dans les trois paragenèses minéralogiques (anté, syn et post-cinématiques). En effet, le caractère non réfractaire de la pyrrhotite et de la chalcopyrite, ainsi que la transformation intense de la pyrrhotite en pyrite, marcasite et magnétite entraînent un changement du fer et du cuivre dans les sphalérites et les minéraux associés. L’application du géobaromètre-géothermomètre de Hutchison and Scott (1980) (Fig. 2. 5-B), sur la sphalèrite de DS et de KA, donnent des températures et des pressions trop élevées au vu de l’assemblage minéralogique (~520 °C ; 7,68 kb à DS et ~550 °C ; 5,87 kb à KA). De même, l’utilisation du géobaromètre de Skott et Kissin (1973) (Fig. 2. 5-A) sur la base des mêmes teneurs en % mol FeS de la sphalérite donne également des températures basses, voisines de 245°C. Ces températures semblent conformes aux travaux de Barton et Bethek (1987) qui ont montré que la présence de la chalcopyrite en inclusion dans la sphalérite indiquerait une température de cristallisation située entre 200 à 400°C.

700

T°C

300

sp + py

sp+po.h

B

KA DS

250

Température (°C)

sp + po.h o ? 100

? ?

sp + po.m

?

50

10 kb

5,87 kb ?

200 150

7,5 kb

5 kb

600

?

Sp + sm

14 12 10

7,68 kb

8

500

6

Fréquence

A

4

400

mol% FeS

2

22 20 18 16 14 12 10

300

15

14

13

12

11

0

FeS de la sphalérite en % mol

Fig. 2. 5 : (A) Estimation des conditions de température à partir du diagramme de phase du système FeS-ZnSS (Scott et Kissin, 1973). sp : sphalérite, py : pyrite, po : pyrrhotite (m. monoclinale, h. hexagonale désordonnée, ho. Hexagonale ordonnée) et sm : smithite. (B) Report des teneurs en FeS mol% concernant les sphalérites du Draa Sfar (DS) et les sphalérites du Koudiat Aicha (KA) dans le diagramme de (Hutchison et Scott, 1980).

II. 2. La pyrrhotite Dans le secteur de Draa Sfar, la pyrrhotite a été analysée dans le minerai rubané (DS/2) et le minerai massif (DS/3). Dans le gisement de Koudiat Aicha, les analyses ont été 196

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

effectuées sur l’ensemble des différents types de faciès étudiés : minerai massif (33 /3), minerai rubano–lité (33/0) et minerai cisaillé (33/6). Les résultats sont présentés dans les tableaux (III. 7, 8&9). II. 2. 1. Caractères minéralogiques Au niveau de Draa Sfar, la figure de corrélation entre le Fe et le S (2. 7. B) et les histogrammes de fréquences du % atm en Fe (Fig. 2. 6. B) dans la pyrrhotite montrent l’existence de deux groupes : (i) un groupe caractérisé par des teneurs moyennes en Fe (46,59 ± 0,41 %atm) et en S (53,35 ± 0,41 %atm), correspondant au minerai rubané ; (ii) un groupe à teneurs moyennes en Fe (47,20 ± 0,41 %atm) et en soufre (52,73 ± 0,41 %atm), correspond au minerai massif. Selon Craig & Scott, 1974 et Lusk et al., 1993), les teneurs élevées en Fe (> 47, 2) porraient être expliquées soit par la dominance de la pyrrhotite hexagonale par rapport à la pyrrhotite monoclinale, soit par la variation de l’intensité des processus post dépôt sur le corps minéralisé (cœur vers les périphéries). Les analyses minéralogiques par DX effectuées sur 13 échantillons représentant les principaux faciès du minerai, montrent justement que le minerai du DS est composé essentiellement par la pyrrhotite monoclinale (4M) (voir annexe). Au niveau du Koudiat Aicha, la figure de corrélation entre le Fe et le S (2. 7. A) et les histogrammes de fréquences du %atm en Fe (Fig. 2. 6. A) dans la pyrrhotite montrent également l’existence de deux groupes principaux bien distincts, en plus d’un autre qui occupe une position à cheval sur les deux : (i) un groupe caractérisé par des teneurs moyennes en Fe (47,38 ± 0,28 %atm) et en S (52,52 ± 0,29 %atm) correspondant au minerai massif ; (ii) un groupe à teneurs moyennes en Fe (45,80 ± 0,24 %atm) et en soufre (54,02 ± 0,26 %atm), correspondant au minerai cisaillé ; (iii) un groupe caractérisé par des teneurs moyennes en Fe (46,59 ± 0,63) et en S (53,32 ± 0,63) correspondant au minerai rubano-lité. Ces résultats montrent que la pyrrhotite du minerai subisotrope (massif, cœur de l’amas) est riche en Fe, avec des valeurs généralement supérieures à 47,2 %wt. Au contraire, la pyrrhotite du minerai cisaillé présente plutôt des valeurs en Fe largement inférieures au seuil de 47,2 %wt. Des valeurs intermédiaires sont enregistrées dans la pyrrhotite du minerai rubano-lité. Les variations du fer dans l’amas ne semblent pas aléatoires. Les teneurs diminuent en effet du cœur vers la périphérie. Ces variations sont vraissemblablement contrôlées par la déformation synmétamorphique et cisaillante du corps minéralisé. Dans ce cas, la teneur en Fe dans la pyrrhotite pourrait représenter un excellent indicateur du degré de déformation au sein du corps minéralisé.

197

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

po monoclinale po.

12

4C

po. hexagonale

po. hexagonale 5C + 6C

5C + 6C 10

10

6

4

4

2

2

0

0

Fe (%atm )

A

8 ,8 47

-4 ,4 47

-4

7, 6

7, 2 -4

6, 8

46

,6

,2

B

47

-4

-4

6, 4

6 -4 ,8 46

45

,4

45

-4

,8

5, 6

-4

7, 6 ,4

47

-4

7, 2 -4 47

,6

47

-4

6, 4 46

,2

-4

-4 46

45

,8

-4 ,4 45

8

6

6, 8

8

6

8

5, 6

Fréquence

po. monoclinale 4C

12

Fe (%atm)

Fig. 2. 6 : Répartition des teneurs en Fe dans les pyrrhotites de Koudiat Aicha (A) et de Draa Sfar (B). Classification de la pyrrhotite selon Craig & Scott (1974) et Lusk et al., (1993)

48

48

33/6

DS/2

47

DS/3 Fe (%atm)

Fe (%atm)

33/0 33/3

46

A

53

53

54

54

55

46

45 52,0

45 52

47

55

B

S (%atm)

53,0

54,0

55,0

S(%atm)

Fig. 2. 7 : Diagramme de corrélation entre le S et le Fe dans les pyrrhotites de Koudiat Aicha (A) et de Draa Sfar (B).

A titre de comparaison entre DS et de KA, l’empreinte des processus post dépôts (remobilisation et recristallisation synmétamorphique et altération) sur la pyrrhotite reste similaire, se traduisant par des composition en Fe et S presques identiques dans ces deux gisements: Fe = 47, 30 %atm et S = 52,45 %atm pour la pyrrhotite du minerai massif (subisotrope) ; 46, 59 %atm et 53,30 %atm pour la pyrrhotite du minerai rubané ; Fe = 45,8 % atm pour la pyrrhotite du minerai cisaillé (pour ce dernier cas on ne dispose uniquement des analyses de KA). Il apparaît donc que les compositions chimiques et les formules structurales des trois types de pyrrhotites sont représentatives des différents faciès étudiés dans les deux mines de DS et de KA (Tab.III. 7, 8&9) : minerai massif (Fe0,94S1) ; minerai

198

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

rubané (Fe0,93S1) et minerai cisaillé (Fe0,91S1). On peut également noter que la formule structurale de la pyrrhotite de KT et de BS rappelle celle du minerai massif du DS et de KA. En guise de conclusion, on peut noter que la formule structurale de la pyrrhotite du minerai massif est identique à la formule structurale réelle de la pyrrhotite hexagonale (Fe8S9= Fe0,94S1,05). La formule structurale de la pyrrhotite du minerai rubané est identique à la formule structurale réelle de la pyrrhotite monoclinale (Fe7S8 = Fe0,93S1). Pour ce qui est de la pyrrhotite du minerai cisaillé, sa formule structurale n’est identique ni à la pyrrhotite hexagonale ni à la monoclinale. Selon la nomenclature de Kissin et Scott (1982), il s’agirait d’un mélange de la pyrrhotite monoclinale + pyrite. II. 2. 2. Discussion Les deux polymorphes de pyrrhotite sont reconnaissables sur la base de critères chimiques et cristallochimiques. Craig et Scott (1974) et Lusk et al., (1993) se sont basés pour cela sur le % pondéral du Fe, suggérant des valeurs supérieures à 47,2 %wt pour la pyrrhotite hexagonale et inférieures à 47,2%wt pour les pyrrhotites monoclinales. Dans notre cas, les observations microscopiques couplées aux résultats analytiques permettent de retenir l’existence des deux polymorphes de la pyrrhotite en plus d’un mélange de pyrrhotite monoclinale + pyrite + marcasite. La variation de composition de la pyrrhotite s’oppère du cœur vers les périphéries de l’amas, traduisant un processus de précipitation des sulfures qui se déroule dans des conditions physico - chimiques variables. Ces variations vont dans le sens d’une diminution de la température et de la ƒ (FeS) couplée à une augmentation de la fugacité d’oxygène, depuis le cœur de l’amas vers sa périphérie. Ces variations sont également à l’origine de l’altération rapide de la pyrrhotite en pyrite et/ou marcasite (Haymon et Kastner, 1981). De point de vue microscopique, nos observations révèlent une variation brutale de la taille des grains de la pyrrhotite, dont les cristaux peuvent passer de quelques microns à la périphérie de l’amas (zone rubané et dans les zones de cisaillement) à plusieurs centaines de microns (jusqu’à 400 µm) vers le cœur de l’amas. Une nouvelle génération de pyrrhotite synmétamorphique recristallise en sous grains fins disposés au niveau des jonctions à points triples des gros cristaux. Dans les zones de cisaillement ductiles, la pyrrhotite primaire se transforme partiellement ou totalement en un assemblage de pyrrhotite-pyrite-marcasite. Les auteurs qui ont travaillé sur les paragenèses minérales du champ hydrothermal de SNAKE PIT (dorsale Atlatique) (Hekinian et Fouquet, 1985 ; Honnorez et al., 1990 et Fouquet et al., 1993), ont mis en évidence une paragenèse dominée par la pyrrhotite avec

199

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

l’isocubanite, la sphalérite, la pyrite et rarement la chalcopyrite. Ils ont mis l’accent sur la variation de la composition chimique de la pyrrhotite depuis le cœur vers les périphéries des diffuseurs. La pyrrhotite hexagonale occuperait alors le cœur des diffuseurs, précipitant à partir de la solution à 330 °C et un pH voisin de 4. En revanche, vers la périphérie, la pyrrhotite hexagonale devient instable au dessous de 292 °C et se dégrade selon la réaction de Toulmin et Barton (1964). Pyrrhotite hexagonale + pyrite

pyrrhotite monoclinale

Pour ce qui est de la présence de la pyrrhotite monoclinale dans les dépôts de haute température, Kissin et Scott (1982) envisagent une réaction partielle des phases à basse température durant le phénomène de trempe.

Tab. 8. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des pyrrhotites du Koudiat Aicha Minerai rubano-lité 33/0 (Qt = 15) Minerai massif 33/3 (Qt= 23) KA Minerai cisaillé 33/6 (Qt = 14) Moy Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min % pds. 40,2 40,2 0,1 40,4 39,9 39,8 39,9 0,6 40,7 38,5 38,9 38,9 0,2 39,4 38,4 S 59,3 59,2 0,5 60,3 58,7 60,6 60,5 0,7 61,6 59,4 61,2 61,2 0,5 61,9 59,7 Fe 0,01 0,00 0,01 0,04 0,00 0,01 0,00 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 Ni 0,08 0,09 0,01 0,11 0,059 0,02 0,02 0,01 0,05 0 0,02 0,02 0,01 0,05 0 Co 0,06 0,03 0,10 0,35 0 0,06 0,02 0,12 0,50 0 0,15 0,03 0,52 2,53 0 Cu 0,07 0,02 0,11 0,034 0,08 0,08 0,02 0,11 0,032 0,07 0,07 0,02 0,10 0,049 0,07 As % at 54,02 54,02 0,26 54,47 53,53 53,32 53,41 0,63 54,34 52,43 52,52 52,55 0,29 52,94 52,03 S 45,80 45,77 0,24 46,35 45,41 46,59 46,52 0,63 47,51 45,58 47,38 47,36 0,28 47,90 47,00 Fe 0,00 0,00 0,01 0,03 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,01 0,02 0,00 Ni 0,06 0,06 0,01 0,08 0,04 0,02 0,02 0,01 0,04 0,00 0,01 0,01 0,01 0,04 0,00 Co 0,07 0,03 0,10 0,34 0,00 0,02 0,00 0,02 0,06 0,00 0,02 0,01 0,04 0,17 0,00 Cu 0,04 0,04 0,01 0,06 0,03 0,04 0,04 0,01 0,06 0,02 0,04 0,05 0,01 0,06 0,02 As For.S.M (Fe0,916Co0,001Cu0,001)As0,001S1,08 Fe0,932As0,001S1,066 Fe0,948As0,001S1,05

200

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 9. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des pyrrhotites du Draa Sfar DS % pds. S Fe Ni Co Cu As % at S Fe Ni Co Cu As For. S. M

Minerai rubané DS/2 (Qt = 18) Max Moyenne Mediane stdDev 39,5 39,4 4,7 40,5 60,1 60,1 7,2 61,2 0,01 0,00 0,02 0,09 0,01 0,00 0,03 0,03 0,01 0,01 0,43 0,05 0,06 0,05 0,02 0,10 53,35 46,59 0,01 0,01 0,01 0,03

53,43 46,50 0,00 0,00 0,00 0,03

0,41 0,41 0,02 0,01 0,01 0,01

53,94 47,24 0,07 0,02 0,03 0,06

Min 38,2 59,4 0,00 0,00 0,00 0,01 52,65 46,00 0,00 0,00 0,00 0,01

Fe0,932As0,001S1,067

Minerai massif DS/3 (Qt = 28) Moyenne Mediane stdDev Max 39,0 38,9 0,5 40,6 60,7 60,8 0,4 61,3 0,01 0,00 0,01 0,05 0,00 0,00 0,01 0,05 0,01 0,00 0,01 0,03 0,08 0,08 0,03 0,19 52,73 47,20 0,01 0,00 0,01 0,05

52,66 47,27 0,00 0,00 0,00 0,05

0,41 0,41 0,01 0,01 0,01 0,02

54,19 47,98 0,04 0,03 0,03 0,11

Min 38,0 59,6 0,00 0,00 0,00 0,05 51,96 45,74 0,00 0,00 0,00 0,03

Fe0,944As0,001S1,055

Tab. 10. Résumé de la composition chimique des pyrrhotites du Ben Slimane et du Kettara Minerai de Ben Slimane (Qt = 7) (Ndiya, 1985) Minerai de Kettara (Qt =7) (Hibti, 2001) Moy Mediane stdDev Max Min % pd Moy Mediane stdDev Max Min % pd 38,52 38,52 0,29 38,96 38,032 S 38,95 39,12 0,34 39,33 38,53 S 60,80 60,56 0,69 62,32 60,301 Fe 60,11 60,09 0,44 60,95 59,70 Fe 0,05 0,03 0,05 0,14 0,01 Zn 0,01 0,00 0,03 0,07 0,00 Co % at. % at. 52,46 52,59 0,36 52,85 51,85 S 53,00 52,92 0,16 53,31 52,85 S 47,54 47,41 0,36 48,15 47,15 Fe 46,96 47,05 0,17 47,09 46,66 Fe Zn 0,03 0,02 0,03 0,09 0,00 Co 0,01 0,00 0,02 0,05 0,00 For.St. M Fe0,951S1,049 Fe0,942S1,057

II. 2. 3. Les éléments traces Les éléments en traces dosés (Co, Cu, As, Ni, Bi et Sb) se présentent en teneurs variables dans les pyrrhotites des deux gisements du DS et de KA (Tableau III. 7 & 8). Le Co et le Cu se concentrent en teneurs non négligeables dans les pyrrhotites de KA. Les teneurs élevées sont enregistrées dans le minerai cisaillé. Le Ni et l’As se présentent dans les pyrrhotites du DS en teneurs relativement plus élevées que celles de KA. Le Ni se concentre préférentiellement dans le minerai rubané par contre l’As se concentre dans le minerai massif. De plus, le Bi et le Sb ne se présentent que dans quelques grains de pyrrhotite. D’après Deer et al., (1966), le Co, le Ni, le Mn et le Cu présentent des substitutions stoechiométriques avec le Fe dans la pyrrhotite. Lorsque le Co, le Ni le Cu, le Bi et le Sb sont présents dans le fluide avec des quantités significatives, ils peuvent êtres incorporés dans des minéraux tels que la cobaltite, la pentlandite et la chalcopyrite, sous forme de micro-

201

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

inclusions dans la pyrrhotite. Alors que l’As présente des substitutions non stoechiométriques dans le réseau de la pyrrhotite Fleet et al., (1993). Le Cu est présent en teneurs significatives (jusqu’à 0,34 %atm) et se concentre préférentiellement dans la pyrrhotite du minerai cisaillé de KA. Les figures (2. 8. G et H) montrent une corrélation positive entre cet élément et le Fe dans les deux mines de KA et de DS, confirmant ainsi nos observations au microscopique métallographiques, qui montrent le remplacement de la pyrrhotite par la chalcopyrite dans le minerai cisaillé (Photo. 6. Pl. II). La teneur moyenne en Co varie nettement d’un faciès à l’autre (Tab III. 7 & 8). On remarque que la pyrrhotite du minerai cisaillé de KA est la plus riche en Co (0,06 ± 0,01%atm). La pyrrhotite du minerai massif de KA est la plus pauvre en Co (0,01± 0,01%atm). Les concentrations intermédiaires sont enregistrées dans les pyrrhotites du minerai rubané de KA (0,02 ± 0,01%atm). En effet, la corrélation entre le Co et le rapports Fe/(Fe + S) (Fig. 2. 8. B) nous a permis de bien distinguer deux groupes de pyrrhotite : (i) groupe de la pyrrhotite du minerai massif et minerai rubané et (ii) groupe de la pyrrhotite du minerai cisaillé. Dans le minerai massif du DS, le Co ne se présente que dans quelques grains de pyrrhotite, avec une teneur moyenne de (0,003 ± 0,01%atm), contrastant avec celle du minerai rubané qui présente des teneurs moyennes plus élevées, de l’ordre de (0,01 ± 0,01%atm). Cette variation ressort parfaitement dans le diagramme de corrélation entre le Co et le rapport Fe/(Fe + S) (Fig. 2. 8-D). Le cobalt détermine de bonnes corrélations positives avec le Fe et l’As (figures 2. 8-B et D). La présence de teneurs significatives en As dans la pyrrhotite semble par ailleurs conforter l’hypothèse d’une incorporation de ces deux éléments sous forme de microinclusions de sulfoarsénure de cobalt. Les teneurs en As dans la pyrrhotite des différents faciès étudiés dans les deux gisements sont relativement homogènes. Les diagrammes de corrélation entre l’As et le Fe montrent une corrélation positive dans le minerai de KA (Fig. 2. 8-A), mais une corrélation négative avec le S. Par contre dans le minerai de DS, la corrélation entre le Fe et l’As est négative (Fig. 2. 8-E), et positive avec le S. Ces deux corrélations sont compatibles avec les doubles substitutions proposées par Chryssoulis (1990). De ce qui précède on peut retenir que la pyrrhotite du minerai cisaillé est nettement pauvre en fer et riche en éléments traces (Co et Cu) que les pyrrhotites du minerai rubané et du minerai massif.

202

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

0,08

A

33/6 Co (%atm) atm

As (%atm atm )

33/0 0,06

B

0,08

33/3

33/6 33/0 33/3

0,06 0,04

0,04 0,02 0,02 0,45

0,46

0,47

0,48

0,00 0,45

0,49

0,46

0,47 Fe/(Fe+S)

0,48

0,49

Fe/(Fe+S) C

0,05

33/6 33/0 33/3

Co (%atm (%atm) atm

0,08

DS/2 DS/3

0,04

0,06

0,03

0,04

0,02

0,02

0,01 0,02

0,03

0,04 0,05 As (%atm)

E

0,06

DS/2 DS/3

As (%atm)

0 0,45

0,07

0,06

0,05 Co (% wt wt)

0,00 0,01

0,08

D

Co (%wt) wt)

0,10

0,04

0,46

0,47 0,48 Fe/(Fe+ S)

F

0,49

DS/2 DS/3

0,04 0,03 0,02 0,01

0,10

0 0,47 0,48 Fe/(Fe+ /( S)

33/6 33/0 33/3

G

Cu(%atm (% )

0,08

0

0,49

0,06 0,04

0,04 Cu (%wt) wt

0,02 0,46

0,1 0,15 As (% wt)

H

0,2

0,25

DS/2 DS/3

0,03 0,02 0,01

0,02 0,00 0,45

0,05

0,46

0,47 Fe/(Fe+S)

0,48

0 0,455

0,49

0,465

0,475

0,485

Fe/(Fe+ S)

Fig. 2. 8 : Variation des éléments traces (As, Co, Cu et Sb) en fonction du rapport Fe/(Fe + S) des pyrrhotites de Kodiat Aicha (A, B, C et D) et variation des éléments traces (As, Co, Cu, Ni et Sb) en fonction du rapport Fe/(Fe + S) des pyrrhotites de Draa Sfar. Pour Koudiat Aicha : 33/0 : minerai rubanno-lité ; 33/3 : minerai massif ; 33/6 : minerai rubanno-cisaillé. Pour Draa Sfar : DS/2 : minerai rubané et DS/3 : minerai massif.

203

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

II. 3. La chalcopyrite Dans le secteur de Draa Sfar la chalcopyrite a été analysée uniquement dans le minerai rubané (DS/3) et le minerai cisaillé (DS/1) ; la chalcopyrite dans le minerai massif étant rare. Dans le gisement de Koudiat Aicha les analyses ont été effectuées sur les différents types de faciès : minerai massif (33 /3), minerai rubano–lité (33/0) et minerai cisaillé (33/6). Les résultats de ces analyses, présentés dans le tableau (III. 10&11), montrent que les teneurs en éléments majeurs Cu et Fe sont généralement homogènes à l’échelle des deux gisements. La formule structurale moyenne de la chalcopyrite au niveau de DS est [(Cu1Fe1) S1,98] et celle de KA est [(Cu1Fe0,99) S2]. La variation par rapport à la formule structurale théorique est liée à la présence d’éléments traces en teneurs significatives, qui peuvent se substituer avec des éléments majeurs. Au niveau de Koudiat Aicha, le diagramme de corrélation entre le fer et le rapport Cu/Fe (Fig. 2. 9-A) a permis de distinguer deux lots : (i) groupe de chalcopyrite riche en cuivre et relativement pauvre en fer, correspondant au minerai cisaillé et au minerai rubano-lité, (ii) groupe de chalcopyrite riche en fer et relativement pauvre en cuivre, correspondant au minerai massif. Au niveau de Draa Sfar, le manque d’analyse sur la chalcopyrite du minerai subisotrope (massif) ne permet pas de comparer sa composition avec celle du minerai déformé. La figure (2. 9-B), qui représente une comparaison entre les analyses de DS et celles de KA, montre que les chalcopyrites de DS sont sensiblement plus riches en cuivre par rapport à celles de KA. Ceci est probablement lié à l’abondance de la sphalérite et de la galène au niveau de DS, ce qui influence la teneur du cuivre dans la chalcopyrite. Les résultats du tableau (III. 10&11) montrent que les chalcopyrites du minerai cisaillé de DS et de KA sont relativement plus riches en Cu par apport aux autres faciès. Au niveau de DS, les chalcopyrites du minerai rubané présentent des composition intermediares entre celles des minerais massifs et cisaillés. Cette évolution chimique, probablement liée à la déformation subie par le minerai, dépend également des autres minéraux accompagnateurs, et en particulier la sphalérite et la galène. En effet, les travaux de Laffite et al., (1983), soulignent que les variations du rapport Cu/Fe dans la chalcopyrite étaient le résultats de son rééquilibrage avec les autres minéraux accompagnateurs pendants les événements hydrothermaux et/ou métamorphiques. .

204

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 11

Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des chalcopyrites du Koudiat Aicha Minerai cisaillé 33/6 (Qt = 5)

% at.

Moy

S

50,23

Mediane stdDev 50,33

Fe

24,62

Ni

0,01

Cu

25,11

As

0,03

S Fe Cu For.S.M

Max

Minerai rubano-lité 33/0 (Qt = 5) Min

Moy

Mediane stdDev

Max

Minerai massif 33/3 (Qt= 6)

Min

Moy

Mediane stdDev

0,23

50,42 49,85 50,23

50,25

0,33

50,55 49,77 49,72

49,73

24,57

0,23

24,98 24,40 24,64

24,59

0,11

24,82 24,53 25,42

0,00

0,01

0,02

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

25,11

0,16

25,36 24,94 25,09

25,15

0,30

25,37 24,74 24,82

0,02

0,01

0,04

0,02

0,03

0,03

0,02

0,06

0,01

0,03

2,01

2,01

0,01

2,02

1,99

2,01

2,01

0,01

2,02

1,99

0,98

0,98

0,01

1,00

0,98

0,99

0,98

0,00

0,99

0,98

1,00

1,00 0,01 1,01 Cu1Fe0,98S2,01

1,00

1,00

1,01 0,01 1,01 Cu1Fe0,99S2,01

0,99

0,00

0,00

Max

Min

0,23

49,99 49,38

25,46

0,14

25,61 25,23

0,00

0,01

0,01

24,81

0,19

25,10 24,60

0,02

0,02

0,05

0,00

1,99

1,99

0,01

2,00

1,98

1,02

1,02

0,01

1,02

1,01

0,99

0,99 0,01 1,00 Cu0,99Fe1,02S1,99

0,98

0,00

For-str

Tab. 12 % at. S Fe Zn Pb Ni Cu Cd Mn Ag As For-str S Fe Zn Cu For. S.M

Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des chalcopyrites du Draa Sfar Moyenne

49,54 24,88 0,29 0,00 0,00 25,74 0,00 0,00 0,00 0,01 1,97 1,00 0,01 1,01

Minerai cisaillé DS/1 (Qt = 6) Mediane stdDev Max Min 49,56 0,51 50,33 48,77 24,88 0,23 25,18 24,57 0,00 0,46 1,03 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 25,76 0,09 25,83 25,61 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,04 0,00 1,98 1,00 0,00 1,01

0,03 0,02 0,02 0,02

2,01 1,04 0,04 1,03

1,93 0,98 0,00 0,99

Cu1,01Fe1Zn0,01S1,97

Minerai rubané DS/2 (Qt = 6) Mediane stdDev Max Min 49,47 49,60 0,33 49,79 48,99 25,20 25,28 0,19 25,39 24,89 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,02 0,02 0,06 0,00 0,01 0,00 0,02 0,05 0,00 25,27 25,25 0,23 25,54 25,02 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,01 0,02 0,04 0,00

Moyenne

1,98 1,01 0,00 1,01

1,98 1,01 0,00 1,01

0,01 0,01 0,00 0,01

1,99 1,02 0,00 1,02

1,96 1,00 0,00 1,00

Cu1,01Fe1,01S1,98

II. 3. 1. Les éléments traces Les éléments traces détectés dans les chalcopyrites des deux gisements sont (Tab. III. 10&11): Zn, Ni, Ag, Sb, As, Bi et Sn. Parmi ces derniers seul l’As (Fig. 2. 9-C) présente des teneurs significatives dans toutes les chalcopyrites analysées (moy = 0,05 ± 0,03 %wt à KA) et (moy = 0,02 ± 0,03 %wt à DS). Généralement, les chalcopyrites de KA sont plus riches en éléments traces que celles de DS.

205

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

A

33/6 33/3 33/0

F e (% atm )

25,6 25,2 24,8

26,0

24,4

0,98

1 Cu/Fe

1,02

1,04

C

25,2 24,8

24,0 0,96

1,06

33/6 33/0 33/3

0,05 As (%atm)

33/6 33/3 33/0 DS/1 DS/2

24,4

24,0 0,96

0,06

B

25,6 Fe (%atm)

26,0

0,98

1 Cu/Fe

1,02

1,04

1,06

Fig. 2. 9 : Variation du Fe et du As en fonction du rapport Cu/Fe des chalcopyrites de Koudiat Aicha (A et C). (B) Variation du Fe en fonction du Cu/Fe des chalcopyrites de Draa Sfar et de Koudiat Aicha

0,04 0,03 0,02 0,01 0,00 0,96

0,98

1

1,02

1,04

1,06

Cu/Fe

II. 4. La galène Lors de l’étude minéralogique des échantillons dans le gisement de KA, nous avons remarqué que la galène était assez rare dans les faciès étudiés, et que sa localisation se limite dans le faciès rubané (toit de l’amas). Dans le gisement de DS, la galène est relativement abondante et se localise dans le minerai rubané et le minerai cisaillé, mais elle est rare dans le minerai massif. Ceci limite le suivi de l’évolution de la galène au cours des phases post dépôt subi par le minerai. Les résultats (Tabl. III. 12) montrent que la formule structurale de la galène du minerai rubané du DS [(Pb0,96 Fe0,01 Ag0,001)S1,03] est identique à celle du minerai rubano-lité de KA [(Pb0,96Zn0,02 Ag0,002)S1,01]. La formule structurale de la galène du minerai cisaillé du DS est [(Pb0,98 Fe0,01 Ag0,001)S1,03]. Il apparaît que la galène du minerai rubano-lité de KA est relativement riche en éléments traces (Ag, Zn et Mn) et relativement pauvre en Pb que celle du minerai du DS.

206

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 13. Répartition par type du minerai des résultats d’analyse des galènes du Draa Sfar Koudiat Aicha Minerai rubané DS/2 (Qt = 6) % pd S Fe Zn Pb Cu Cd Mn Ag As Sb Te Sn % at S Fe Zn Pb Cu Cd Mn Ag Te

For.Str.M

Moy 14,17 0,13 0,01 85,19 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,05 0,01 0,00 51,60 0,27 0,02 48,00 0,026 0,000 0,009 0,050 0,000

Minerai cisaillé DS/1 (Qt = 12)

Minerai rubano-lité 33/0 (Qt = 7)

Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min Moy Mediane stdDev Max Min 14,16 0,09 14,31 14,07 13,79 13,78 0,14 13,99 13,61 14,01 14,00 0,13 14,18 13,80 0,08 0,15 0,44 0,03 0,04 0,03 0,02 0,09 0,00 0,06 0,04 0,05 0,13 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 0,01 0,00 0,02 0,05 0,00 0,59 0,39 0,53 1,72 0,12 85,18 0,44 85,77 84,69 86,59 86,65 0,47 87,04 85,39 85,81 85,82 0,52 86,50 85,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,05 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 0,01 0,02 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,04 0,11 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,04 0,01 0,09 0,25 0,00 0,05 0,03 0,08 0,00 0,06 0,05 0,04 0,12 0,00 0,09 0,07 0,04 0,16 0,04 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,01 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,04 0,00 0,02 0,01 0,01 0,04 0,00 51,55 0,16 0,00 47,99 0,005 0,000 0,001 0,054 0,000

0,23 0,31 0,02 0,31 0,039 0,000 0,015 0,031 0,000

51,88 0,90 0,05 48,33 0,096 0,000 0,038 0,089 0,001

51,36 0,07 0,00 47,54 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

(Pb0,96Fe0,005Cu0,001Ag0,001)S1,03

50,61 0,08 0,01 49,18 0,014 0,000 0,009 0,065 0,000

50,57 0,07 0,00 49,30 0,000 0,000 0,003 0,059 0,000

0,37 0,05 0,03 0,37 0,022 0,000 0,011 0,040 0,000

51,33 0,19 0,10 49,67 0,063 0,000 0,028 0,127 0,000

(Pb0,98Fe0,002Ag0,001)S1,01

50,18 0,01 0,00 48,50 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000

50,57 0,13 1,04 47,93 0,025 0,015 0,086 0,099 0,001

50,65 0,08 0,69 48,00 0,029 0,000 0,011 0,075 0,001

0,46 0,10 0,92 0,63 0,016 0,041 0,195 0,048 0,001

51,06 0,27 2,99 48,72 0,044 0,108 0,527 0,174 0,003

49,74 0,03 0,22 46,89 0,000 0,000 0,000 0,047 0,000

(Pb0,96Fe0,003Zn0,02Ag0,002)S1,01

II. 4. 1. Les éléments traces Les éléments en traces dans la galène peuvent être introduits par des substitutions isomorphes avec le Pb et/ou le S, ou bien ces éléments peuvent être présents comme inclusions dans la galène. Stupikana (1966), a montré que le Pb et le S substituent fortement avec le Se, le Te, l’Ag et le Bi en micro-inclusions. D’autre part, Foord et Shawe (1989) ont montré que l’Ag n’est pas enrichi dans la galène quand le Sb et le Bi sont absents. Cette interprétation est décrite par la substitution stoechimétrique couplée (Jeppsson, 1987): Ag+ + Bi3+ (Sb3+)

2Pb2+

De plus, les études expérimentales d’Amcoff (1976) ont montré que la présence du Cu, du Zn, du Mn et d’autres éléments dans le fluide au moment de la cristallisation de la galène, permettront aux éléments d’Ag et du Sb d’incorporer dans des minéraux tels que la série tétraédrite-tennantite. Dans notre cas, les éléments en traces dosés dans les galènes analysées sont : Fe, Zn, Cu, Mn, Ag, As, Sb, Bi et Te. Tous ces éléments sont présents dans les galènes des deux gisements avec des teneurs variables d’un grain à l’autre (Tab. III. 12). On note que, le Bi est absent dans toutes les galènes analysées. Ainsi que le Sn qui est absent dans les galènes de 207

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

KA, mais présent dans quelques grains à DS avec une teneur moyenne de l’ordre de 0,01 ± 0,01. En plus, la galène de KA est relativement riche en Ag et en Sb que celle de DS où se dernier ne présent que dans quelques grains. De la même façon pour le Fe, le Zn et le Mn montrent des teneurs élevées dans les galènes de KA, à part un grain qui montre une teneur anomalie en fer (0,9 %atm) dans le DS. La figure (2. 10) montre une corrélation positive entre l’Ag et le Pb dans les galènes de deux gisements, en plus le Bi est absent. D’autre, le Fe, Zn et Mn sont présents avec teneurs assez élevées. Ces constatations sont compatibles avec l’existence de l’argent peut être soit natif, soit intermetallique dans d’autres minéraux, tels ceux de la série tétrédrite-tennantite. Ceci confirme les observations au microscopique métallographique, qui montrent la présence des grains fins d’argent natif (~3 à 4 µm) dans la galène. Ceci est en accord avec les travaux de Berrakad et al., (1977) qui a montré la présence de la tétradymite dans le minerai du DS.

0,13

Ag (%wt)

KA_33/0 0,11

DS_DS2

0,09

DS_DS1

0,07 0,05 0,03 0,01 46

47

48

49

50

Pb (%wt)

Fig. 2. 10 : Diagramme de corrélation entre le Pb et l’Ag des galènes analysées du Koudiat Aicha (KA_33/0) et de Draa Sfar (DS_DS1 et DS_DS2).

II. 5. L’arsénopyrite Lors de l’étude minéralogique des échantillons, nous avons remarqué l’existence de deux types d’arsénopyrite : une génération précoce caractérisée par de grands cristaux sub à automorphes (jusqu’à 400 µm). Ils sont fortement craquelés et corrodés par les sulfures remobilisés et une génération secondaire néoformée en fins cristaux (1 à 40 µm) sur les autres sulfures. Les analyses ont été réalisées sur ces deux générations d’arsénopyrites récoltées au niveau de la mine de DS et de KA. L’objectif de cette étude est de déterminer les variations de la composition chimique entre ces deux phases.

208

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Les résultats de ces analyses sont présentés dans le tableau (III. 13&14). Les variations des éléments majeurs (en %atm) des arsénopyrites du DS, de KA et de BS sont reportées dans le diagramme triangulaire Fe-As-S (Fig. 2. 11). Cette figure montre que les arsénopyrites de DS sont réparties en deux groupes montrant une variabilité importante et oppositionnelle entre le S et l’As et entre le Fe et l’As (Fig. 2. 12-A&B). De la même façon pour les arsénopyrites de KA (Fig. 2. 12-D) et du BS (Tab. III. 15). Le rapport As/S a été utilisé par Kretschmar et Scott (1976), pour distinguer entre les épisodes de la minéralisation et à l’échelle d’un seul cristal (variation chimique du cœur vers les bordures). Ces auteurs ont montré que les arsénopyrites précoces sont riche en As et pauvre en S. Par contre, les arsénopyrites tardives sont relativement riche en S et pauvre en As. Les résultats (Tab. III. 14&15) nous permettent de distinguer entre deux générations d’arsénopyrite dans les deux gisements (DS et KA) : (i) un premier groupe, correspond à l’arsénopyrite précoce, relativement riche en As avec un rapport moyenne du As/S=1,03, (ii) un deuxième groupe, correspond à l’arsénopyrite secondaires, relatvement riche en S, avec un rapport moyenne du As/S = 0,94 à DS et = 0,99 à KA. Dans le gisement du BS, les analyses effectuées par Ndiaye (1985) montrent que ce rapport est variable entre 0,87 à 1,6. Ceci peut être du à la présence de deux générations d’arsénopyrite dans ce gisement.

Fe

0,30

Koudiat Aicha Draa Sfar Ben Slimane

Fe

0,00

1,00

0,25

Koudiat Aicha Draa Sfar Ben Slimane 0,75

0,35 0,50

0,25

1,00

0,00

0,35

0,50

0,75

As

0,40

0,00 0,25

0,50

0,75

0,40

1,00S

0,30

As

S

0,30

0,35

0,40

Fig. 2. 11 : Composition des arsénopyrites du Draa sfar, de Koudiat Aicha et de Ben Slimane (Ndiaye, 1985), reportée dans le diagramme triangulaire S-Fe-As.

Les figures de corrélations entre éléments (Fig. 2. 12-A à D) montrent que : (i) les arsénopyrites précoces présentent une corrélation négative entre l’As et le S, mais elle est 209

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

négative entre l’As et le Fe et (ii) les arsénopyrites tardives présentent une corrélation positive entre l’As et le S, mais elle est positive entre l’As et le Fe. Ces constatations sont compatibles avec la substitution double de l’As avec le S et le Fe (Chryssoulis, 1990), ceci est confirmé par les teneurs variables en Fe, S et As entre les deux générations de l’arsénopyrite. Donc les observations au microscope citées ci-dessus, couplées à ces résultats permettent de retenir l’existence de deux principales générations de l’arsénopyrite :

- Une première phase, précoce, montre une formule structurale moyenne (S0,96Fe1,05As0,99) à Draa Sfar et (S0,95Fe1,03Co0,03As0,99) à Koudiat Aicha. - Une deuxième phase, tardive, montre une formule structurale moyenne (S1,03Fe1As0,97) à DS et (S0,99Fe1,03 Co0,01As0,97) à KA. La formule structurale moyenne du BS est (Fe0,9Co0,09A1S1).

Tab. 14 % pds. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb % at. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb AS/S For.S.M

Résumé des analyses par phase de cristallisation des arsénopyrites de Koudiat Aicha Arsénopyrites secondaires 33/0 (Qt = 6) Mediane stdDev Max Moy 19,41 19,37 0,23 19,73 35,40 35,51 0,34 35,70 0,00 0,00 0,00 0,01 0,27 0,25 0,24 0,57 0,04 0,03 0,03 0,08 0,03 0,02 0,03 0,08 44,70 44,92 0,64 45,29 0,08 0,04 0,10 0,22 32,85 34,40 0,00 0,25 0,03 0,01 32,38 0,04 0,99

32,85 34,45 0,00 0,23 0,02 0,01 32,33 0,02 0,99

0,23 0,24 0,00 0,22 0,02 0,01 0,38 0,05 0,02

33,17 34,61 0,01 0,53 0,07 0,02 32,93 0,10 1,01

Min 19,10 34,80 0,00 0,04 0,01 0,00 43,73 0,00 32,56 33,94 0,00 0,03 0,01 0,00 31,80 0,00 0,96

( Fe1,03 Co0,01As0,97S0,99)

Arsénopyrites précoces 33/3 (Qt=4) Mediane stdDev Max Moy 18,78 18,83 0,19 18,96 35,14 35,17 0,50 35,64 0,01 0,01 0,01 0,02 1,26 1,26 0,40 1,63 0,03 0,03 0,01 0,05 0,01 0,01 0,01 0,02 45,22 45,32 0,50 45,67 0,01 0,00 0,01 0,02 31,83 34,18 0,01 1,16 0,02 0,00 32,79 0,00 1,03

31,88 34,16 0,01 1,16 0,02 0,00 32,86 0,00 1,03

0,24 0,50 0,01 0,37 0,01 0,00 0,25 0,00 0,01

32,05 34,80 0,02 1,50 0,04 0,01 33,00 0,01 1,04

( Fe1,03Co0,03As0,99S0,95)

210

Min 18,52 34,58 0,00 0,91 0,02 0,00 44,57 0,00 31,49 33,61 0,00 0,84 0,01 0,00 32,43 0,00 1,01

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Résumé des analyses par phase de cristallisation des arsénopyrites de Draa Sfar

Tab. 15 % pds. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb % at. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb AS/S For.S.M

Arsénopyrites secondaires DS/2 (Qt= 41) Arsénopyrites précoces DS/3 (Qt=16) Mediane stdDev Max Mediane stdDev Max Min Moy Moy 20,53 20,51 0,31 21,21 20,07 18,89 18,83 0,43 19,93 34,48 34,60 1,17 36,37 32,62 35,81 35,76 0,48 36,38 0,02 0,01 0,01 0,06 0,00 0,01 0,01 0,01 0,03 0,01 0,00 0,02 0,07 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,01 0,01 0,01 0,05 0,00 0,01 0,00 0,02 0,06 0,02 0,00 0,03 0,12 0,00 0,01 0,00 0,02 0,08 44,93 44,94 0,43 45,57 43,67 45,45 45,50 0,55 46,54 0,03 0,03 0,02 0,08 0,00 0,04 0,03 0,05 0,22 34,45 33,21 0,02 0,01 0,01 0,00 32,27 0,01 0,94

34,46 33,22 0,01 0,00 0,01 0,00 32,17 0,01 0,93

0,43 0,79 0,01 0,02 0,01 0,01 0,59 0,01 0,02

35,18 34,90 0,06 0,06 0,04 0,03 33,20 0,03 0,97

33,46 31,90 0,00 0,00 0,00 0,00 31,15 0,00 0,90

32,05 34,88 0,01 0,01 0,01 0,00 33,00 0,02 1,03

32,03 34,98 0,01 0,00 0,00 0,00 33,00 0,01 1,03

(Fe1As0,97S1,03)

0,63 0,44 0,01 0,01 0,02 0,01 0,45 0,02 0,03

33,46 35,34 0,02 0,03 0,05 0,02 33,88 0,10 1,09

Min 18,31 34,54 0,00 0,00 0,00 0,00 44,47 0,00 31,16 33,68 0,00 0,00 0,00 0,00 32,07 0,00 0,96

(Fe1,05As0,99S0,96)

Tab. 16. Résumé d’analyse chimique des arsénopyrites du Ben Slimane (Qt=8) (Ndiaye, 1985) % pds. S Fe Ni Co Bi As In Sb % at. S Fe Ni Co Bi As Sb Sn For.S.M

19,57 30,82 0,01 3,25 0,01 45,80 0,00 0,04

Mediane 19,18 31,16 0,01 3,07 0,00 45,98 0,00 0,00

stdDev 1,05 2,60 0,01 2,44 0,01 0,90 0,00 0,09

Max 21,60 33,57 0,02 6,43 0,04 46,70 0,00 0,26

Min 18,50 27,49 0,00 0,31 0,00 43,91 0,00 0,00

33,35 30,15 0,01 3,04 0,00 33,43 0,02 0,00

32,80 30,55 0,01 2,87 0,00 33,84 0,00 0,00

1,25 2,25 0,01 2,29 0,00 1,08 0,04 0,00

35,82 32,42 0,02 6,03 0,01 34,36 0,11 0,00

32,24 27,19 0,00 0,28 0,00 31,17 0,00 0,00

Moyenne

(Fe0,9Co0,09AsS)

II. 5. 1. Les éléments traces Les éléments traces détectés en teneurs significatives dans les arsénopyrites analysées sont le Co, le Ni, le Bi, le Sb et le Cu. Généralement, les deux générations d’arsénopyrites de KA et de BS présentent des teneurs relativement plus élevées en Co que celles de DS (Tab. III. 13&14). A l’échelle de KA, les arsénopyrites précoces sont plus riches en Co (1,16 %atm en moyenne) par rapport 211

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

aux arsénopyrites tardives (Fig. 2. 13-A et D). Ces variations sont compatibles avec les travaux de Brewer (1975) et de Marcoux et al (1996) qui ont montré que le Co avait toujours tendance à se concentrer aux stades précoces de la croissance des cristaux. Contrairement au Co, le Ni se présente en teneurs plus significatives dans les arsénopyrites de DS que celles de KA et BS (Tab. III. 13, 14&15). Les arsénopyrites tardives semblent enregistrer les teneurs les plus élevées en Ni (jusqu’à 0,06 %atm), comparées aux arsénopyrites précoces dont le maximum atteint uniquement 0,03 %atm (Fig. 2. 13-A). Ce même genre de variation a par ailleurs été souligné dans les gisements volcano-sédimentaires de Chessy (France) par Lardeau, (1987). Le Sb et le Bi se présentent en teneurs significatives dans les arsénopyrites de DS, avec des valeurs élevées enregistrées dans les cristaux précoces (jusqu’à 0,22 %wt et 0,08 %wt pour Sb et Bi respectivement). En revanche, dans les arsénopyrites de KA, les cristaux tardifs présentent au contraire des valeurs élevées en Sb et en Bi (jusqu’à 0,22 %wt et 0,08 %wt respectivement). Selon Chryssoulis (1990), le Sb et le Bi peuvent se substituer dans le réseau cristallin de l’arsénopyrite en occupant le site de l’As et du Fe3+. Le Cu est présent dans toutes les arsénopyrites analysées au sein des divers gisements étudiés. Sa répartition semble cependant aléatoire et ne permet aucune distinction entre les deux générations d’arsénopyrites (Fig. 2. 13- B). On peut donc souligner, en guise de conclusion, que les deux générations d’arsénopyrites distinguées au microscope s’individualisent parfaitement de point de vue géochimique. La génération précoce, précipitant durant les premières phases de dépôt du minerai, est riche en As, avec des teneurs assez élevées en Co. La seconde génération, plus tardive, néoformée sur les sulfures précoces, est riche en S, avec des teneurs assez élevées en Ni. En ce qui concerne les variations de compositions des arsénopyrites d’un gisement à l’autre, elles peuvent être attribuées à la variation de la composition chimique de l’encaissant immédiat des amas étudiés.

212

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

36

A As (%atm)

As (%atm)

34

33

32

DS/3 31

36

32

33 34 Fe (%atm)

35

34 33

31 36

31

32

33

34

S (%atm)

C

35,0

DS/2 DS/3 Fe (%atm)

35 S (%atm)

DS/2 DS/3

35

32

DS/2 31

B

34 33 32

D

33/0 33/3

34,5

34,0

31 30 31

32

33

34

35

33,5 31,5

36

32,0

32,5 As (%atm)

33,0

Fe (%atm)

Fig. 2. 12 : Diagramme de corrélation entre éléments majeurs des arsénopyrites de Draa Sfar (A, B et C) et de Koudiat Aicha (D et E). Pour Draa Sfar, DS/2 : Arsénopyrites secondaires et DS/3 : Arsénopyrites précoces. Pour Koudiat Aicha, 33/0 : Arsénopyrites secondaires et Arsénopyrites précoces 33/3.

0,045

DS/2 DS/3

A

B

DS/2 DS/3

0,03 Cu (%atm)

Ni (%atm)

0,045

0,03

0,02

0,02

0,01

0,00 0,315

0,325

0,335 0,345 Fe/(Fe + S + As)

0,00 0,315

0,36

0,07

2,0

DS/2 DS/3 Co (% atm )

Co (%atm)

C

0,04

0,325

0,335 0,345 Fe/(Fe + S+ As)

0,36

D

33/0 33/3

1,5

1,0

0,02 0,5 0,00 0,31

0,32

0,33 0,34 Fe/(Fe + S + As)

0,35

0,0 0,34

0,36

0,342

0,344 0,346 0,348 Fe/(Fe + As+ S)

0,35

0,352

Fig. 2. 13 : Variation des éléments traces (Ni, Co et Cu) en foction du rapport Fe/(Fe+As+S) des arsénopyrites de Draa Sfar (A, B et C) et (Co) des arsénopyrites de Koudiat Aicha (D)

213

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

II. 5. 2. Géothermomètrie Les études effectuées par Barton, (1969) ; Kretschmar et Scott (1976) ; Sharp et al., (1985) et Marignac, (1988) ont montré que la chimie des arsénopyrites est un outil géochimique valide pour une estimation de la température et de la fugacité du soufre dans les assemblages sulfurés qui se déposent en équilibre avec l’arsénopyrite. Cependant, pour les minerais encaissés dans des terrains métamorphosés, ce qui constitue le cas de nos gisements, Sharp et al., (1985) a démontré que l’application de l’arsénopyrite comme géothermomètre ne serait valide que pour les minerais rééquilibrés dans les conditions de types schistes verts ou de la base du faciès amphibolitique. Nous rappelons que dans les deux gisements, les arsénopyrites se présentent dans tous les stades minéralisateurs (anté-cinématique, syn-cinématique et post-cinématique). L’arsénopyrite précoce est en équilibre avec la pyrrhotite, la sphalérite, la pyrite, la galène et la chalcopyrite. L’arsénopyrite secondaire, correspondant à du minerai recristallisé au cours des déformations synmétamorphique et ductile, est en équilibre avec la pyrrhotite, la pyrite, la sphalérite, la galène et la marcasite. Une phase ultime, plus tardive, se présente en fins cristaux automorphes à subautomorphes, néoformés sur les autres sulfures et dans la gangue. Elle n’a pas été analysée. Dans le diagramme de Kretschmar et Scott (1976) (Fig. 2. 14), nous avons utilisé les valeurs moyennes en As (%atm) obtenues sur les arsénopyrites analysées à DS et KT. Cela permet d’approcher les températures et les activités en soufre ayant régnés lors de la formation des deux phases d’arsénopyrite (sur la limite d’équilibre de la pyrite et la pyrrhotite) : A Draa Sfar, la phase précoce présente une composition moyenne en As de 33 ± 0,45 %atm, ce qui indique une température de ~ 465°C et une activité du soufre de ~10-5. La phase secondaire présente une teneur moyenne en As de 32,27 ± 0,59, correspondant à une température de ~ 400°C et une activité de soufre de 10-7. A koudiat Aicha l’arsénopyrite précoce présente une teneur moyenne en As de 32,79 ± 0,25 %atm, correspond à une température de ~ 455°C et une activité du soufre de ~ 10-5,7. La phase tardive présente une composition moyenne en As de 32,38 ± 0,38, correspondant à une température de ~ 405 °C et une activité du soufre de ~10-7.

214

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

1’

1

2 2’

Fig. 2. 14 : Projection dans le diagramme de Kretshmar et Scott, 1976) modifié par Sharp et al., (1985) des données concernant les arsénopyrites précoces (1) et tardives (2) de Draa Sfar et des arsénopyrites précoces (1’) et tardives (2’) de Koudiat Aicha.

II. 6. La pyrite Les analyses ont été effectuées sur des cristaux du minerai pyriteux de Draa Sfar. Les résultats d’analyses sont présentés dans le tableau (III. 16).

II. 6. 1. Stoechiométrie Les valeurs du rapport Fe/S (en %atm) sont variables entre 0,52 et 0,53, suggérant un léger excès en Fe. Selon Sinojmeri (1990) et Raymond (1996), l’excès en Fe dans la pyrite pourrait être interprété par une température de cristallisation relativement élevée. La formule structurale des pyrites analysées est (Fe1,025As0,001S1,974). Elle est relativement proche de la formule structurale théorique FeS2.

II. 6. 2. Eléments traces Les éléments traces détectés dans les pyrites analysées sont le Ni, le Cu, l’As et le Sb. Seul l’As présente des teneurs significatives (jusqu’à 0,05%atm) ; il est le seul qui présente une substitution non stoechiométrique dans le réseau de la pyrite (Fleet et al., 1993).

215

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

Tab. 17. Résumé de la composition chimique de la pyrite du Draa Sfar Moyenne % pds. 52,50 S 47,82 Fe 0,01 Ni 0,01 Cu 0,06 As 0,01 Sb % at. 65,63 S 34,32 Fe 0,01 Ni 0,03 As 0,003 Sb 0,523 Fe/S Formul-stru-moy

Mediane 52,56 47,86 0,01 0,00 0,05 0,00

stdDev 0,23 0,39 0,01 0,01 0,02 0,01

Max 52,76 48,29 0,02 0,02 0,09 0,03

Min 52,16 47,28 0,00 0,00 0,03 0,00

65,68 34,26 0,01 0,03 0,00 0,522

0,25 0,25 0,00 0,01 0,00 0,006

65,91 34,63 0,01 0,05 0,01 0,530

65,34 34,06 0,00 0,02 0,00 0,517

Fe1,03S1,97

II. 7. Le glaucodot Les analyses ont été effectuées sur des cristaux disséminés dans la pyrrhotite du minerai massif de KA. Les résultats d’analyses sont présentés dans le tableau (III. 17). Le report de ces analyses dans le diagramme triangulaire de Klemm, (1965) (Fig. 2. 15), montre que les points analysés se groupent au voisinage du pole de cobaltite. Cependant, quelques points montrent une évolution vers l’arsénopyrite. Ceci peut être expliqué par la substitution entre le Co et le Fe dans les cristaux de la cobaltite. En effet, les teneurs atomiques en Co varient de 29,14% à 31,37%, celles en S varient de 32,74% à 33,39%. Les teneurs atomiques en Fe varient de 1,17% à 2,47% et entre 31,37% à 34,30 pour l’As. Ces compositions donnent une formule structurale chimique moyenne de (Co0,91Fe0,05Cu0,025Ni0,01)AsS, avec un rapport As/S normal (=1,01 en moyenne). Elle est assez proche de la formule théorique du glaucodot (CoAsS), avec un déficit en Co qui est remplacé par le Fe, le Cu et le Ni. Les éléments traces qui présentent des teneurs significatives dans le sulfoarsénure du cobalt sont le Fe, le Ni et le Cu, avec la présence du Bi, du Sn et du Sb dans quelques grains. La corrélation est négative entre le Co et le Fe (Fig. 2. 16-A), de la même façon pour le Co et le Ni (Fig. 2. 16-B). Par contre la corrélation est positive entre le Ni et le Fe (Fig. 2. 16-C). Ces corrélations peuvent être expliquées par les substitutions du Co par le Fe et le Ni et l’incorporation de ces derniers dans les cristaux de la cobaltite. Ces constatations sont par ailleurs compatibles avec les travaux de Klemm, (1965) et Hem, (2006) qui ont montré que le Co, le Fe et le Ni forment des solutions solides de sulfoarsénures de cobaltite (CoAsS), d’arsénopyrite (FeAsS) et de gersdorffite (NiAsS). Si l’on essaie de placer les teneurs obtenues sur la cobaltite dans le diagramme triangulaire de Klemm (1965) (Fig. 2. 15), on obtient des températures inférieures à 300°C. Il 216

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

ne s’agit là que d’une indication de la température puisqu’il y a un manque concernat les expériences de synthèses de la partie inférieur droite du triangle (Hem, 2006).

Tab. 18. Résumé de la composition chimique de la cobaltite de Draa Sfar % pds. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb Sn Total % at. S Fe Ni Co Cu Bi As Sb Sn As/S

Moyenne

Mediane

stdDev

Max

Min

19,19 1,81 0,43 32,46 0,97 0,10 45,37 0,01 0,01 100,36

19,21 1,78 0,34 32,53 0,18 0,01 45,88 0,01 0,01 100,56

0,11 0,50 0,29 1,12 1,95 0,15 1,08 0,02 0,02 0,77

19,32 2,50 1,05 33,72 5,73 0,38 46,12 0,04 0,04 101,61

19,06 1,19 0,21 30,89 0,02 0,00 43,03 0,00 0,00 99,39

33,06 1,79 0,40 30,42 0,84 0,03 33,45 0,01 0,01 1,01

33,15 1,77 0,32 30,46 0,15 0,00 33,76 0,00 0,00 1,02

0,24 0,50 0,27 1,01 1,67 0,04 0,92 0,01 0,01 0,03

33,39 2,47 0,99 31,71 4,92 0,10 34,30 0,02 0,02 1,04

32,74 1,17 0,19 29,14 0,01 0,00 31,37 0,00 0,00 0,96

(Co0,91Fe0,05Ni0,012Cu0,025)AsS

Formul-structu moyenne

NiAsS

300 400 500

Gersdottite zonée frange de cobaltite

600 650

500 650 600 500

400 300

400 300 CoAsS

FeAsS

Fig. 2. 15 : Report des compositions molaires des cobaltites analysées dans le diagramme de Klemm, (1965).

217

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

3,0

1,2

A

B

1,0

Fe (%wt)

Ni ( (% wt )

2,5 2,0 1,5

0,8 0,6 0,4

1,0

0,2

0,5 30,5

31,0

31,5

32,0 32,5 Co(%wt)

33,0

33,5

0,0 30,5

34,0

31,0

31,5

32,0

32,5

33,0

33,5

34,0

Co (%wt) 1,2

C

Ni (%wt)

1,0 0,8 0,6 0,4 0,2 0,0 1,0

1,2

1,4

1,6

1,8

2,0

2,2

2,4

2,6

Fe (%wt)

Fig. 2. 16 : Diagramme de corrélation entre éléments majeurs et traces des cobaltites de Koudiat Aicha.

III. Conclusion Les analyses géochimiques des principaux sulfures des gisements de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha montrent que les générations relevées microscopiquement se distinguent nettement par leurs teneurs en éléments majeurs ou traces. - La présence de deux polymorphes de pyrrhotite, l’une monoclinique et l’autre hexagonale, ce qui est très important pour les opérations futurs d’exploration. Au sein des pyrrhotites monocliniques, il a également été possible de faire la distinction entre la pyrrhotite primaire et recristallisée, sur la base de leur teneur en certains éléments traces tel que le Cobalt et le Cuivre ; - la présence de deux générations de sphalérite qui se distinguent par leurs teneurs en Cd, en Mn et en Cu. La relation qui existe entre le rapport Zn/Cd des sphalérites et la nature de l’encaissant immédiat des amas sulfurés. En effet, le Zn/Cd est plus élevé pour les formations acides de Draa Sfar et plus faibles pour les volcanismes basiques de Koudiat Aïcha. Leur chimisme général, et notamment leurs teneurs en fer, a été exploitée à des fin thermométriques pour approcher les conditions de dépôt (environ 250°C) et de remobilisation recristallisation métamorphique (400°C) ;

218

Deuxième Partie : Gîtologie et géochimie des sulfures

- la présence de deux générations d’arsénopyrites : l’une précoce, riche en As et en Co, ayant cristallisé durant les premières phases de dépôt du minerai ; l’autre plus tardive, riche en S et en Ni, néoformée sur les sulfures précoces ; - la présence de deux générations de chalcopyrite : l’une riche en cuivre et relativement pauvre en fer, correspondant au minerai cisaillé et au minerai rubano-lité ; l’autre riche en fer et relativement pauvre en cuivre, correspondant au minerai massif. Si la minéralogie de ces gisements peut subir des modifications à la suite d’épisodes tectonométamorphiques, la géochimie des sulfures refléte toujours, tout au moins pro parte, des conditions générales de dépôt de la minéralisation. Il apparaît donc que les processus post dépôts ayant affecté les amas sulfurés des Jebilet centrales sont globalement les mêmes. Les fluides minéralisateurs post dépôt, à l’origine de la remobilisation et de la recristalisation des sulfures, se sont principalement enrichis en Fe, en Cu en Co, en Cd et en Mn. En ce qui concerne la prospection d’amas sulfurés dans le secteur des Jebilets centrales, la présence de deux polymorphes de la pyrrhotite et la transformation partiellement ou totalement de la pyrrhotite primaire en un assemblage de pyrrhotite-pyrite-marcasite, ainsi que la présence des corps pyriteux pourrait réorienter l’exploration dans cette province.

219

TROISIEME PARTIE ALTERATION HYDROTHERMALE

220

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Chapitre I Pétrographie et minéralogie des zones hydrothermales de Draa Sfar Introduction L’altération hydrothermale est un phénomène bien documenté dans la littérature pour différents environnements et contextes d’amas sulfurés. Elle se traduit par des changements de composition chimique, de dimensions et de dispositions variables autour des zones minéralisées. La decrire nécessite la caractérisation des processus d’altération, la nature et la composition du fluide et, dans une certaine mesure, le degré d’altération en fonction de la distance par rapport au minerai. Parmi les exemples les plus étudiés on peut citer : les amas sulfurés (VHMS) du Canada (Franklin et al., 1975 ; Franklin et al., 1981; Urabe & Scott, 1983; Lesher et al., 1986; MacLean & Barrett, 1993; Barrett and MacLean,1994) ; les VHMS de l’Australie (Large, 1992; Huston, 1993) ; les VHMS de Japon (Bryndzia et al., 1983; Urabe et al., 1983; Ohmoto, 1996) et les VHMS de Iberian Pyrite Belt (Spain) (Pascual et al., 1997; Almodovar et al., 1998 ; Leistel et al., 1994 ; Toscano et al., 1993 et Sanchez-Espana et al., 2000). D’autres études ont porté sur les systèmes hydrothermaux actuels sous marin (Seyfried et al., 1988; Goodfellow & Peter, 1994) ; ils ont montré que l’enveloppe des amas sulfurés subit des changements minéralogiques et chimiques pendant le mélange de l'eau de mer avec les fluides hydrothermaux. La zone la plus altérée se présenterait comme pipes (stockwerk) sécantes sur les formations du mur et ne déborderait que rarement sur les formations du toit. Selon ces auteurs, les processus d’altération hydrothermale se produisent de manière contemporaine avec la formation des sulfures massifs sur les fonds océaniques. De point de vue géochimique, les changements les plus communs au niveau des zones d'altérations du mur sont l’augmentation relative de Mg, Fe, H2O et S et la diminution de la silice, du calcium, du potassium et du sodium. Ces changements sont généralement dus au métasomatisme des formations du mur dans un système ouvert, en réponse aux variations des facteurs physico-chimiques tels que la température, les fugacités d’O2 et de S2, et le rapport fluide/roche. Après la description pétrographique et l’analyse géochimique des différents faciès qui encaissent les amas sulfurés des différents sites étudiés, nous nous attarderons tout particulièrement sur l’altération hydrothermale de la mine de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha. Ceci sera abordé à partir de l’analyse de la répartition des phases secondaires et des variations de leur composition dans les roches volcaniques, magmatiques, volcano-sédimentaires et 221

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

sédimentaires formant l’encaissant immédiat de la minéralisation sulfurée. Par la suite, nous procederons à une comparaison de la répartition des phases secondaires dans les gisements de Ben Slimane, de Kettara et de Hajjar (massif de Guemmassa). I. Chronologie des phases d’altérations hydrothermales à l’échelle des gisements étudiés Les données de la partie II (pétrographique et structurale) indiquent que le métamorphisme type schiste vert et l’altération hydrothermale sont des phénomènes communs dans les roches encaissantes des amas sulfurés des Jebilets centrales. De plus, l’étude des relations entre les minéraux d’altération hydrothermale et la déformation majeure synschisteuse met en évidence le caractère polyphasé de cette activité hydrothermale. En effet, trois phases principales ont été décryptées : Une phase anté-schisteuse, à quartz, chlorite, amphibole, talc, séricite, albite, sulfure, ± épidote, ± carbonates, ± leucoxène, ± ilménite et ± zircon. Quand ils existent, ils pseudomorphosent les minéraux primaires de la roche altérée. L’ensemble de ces minéraux d’altération est fortement transposé dans les plans de la S1 relatifs à la déformation synmétamorphique. Ceci rend parfois difficile la distinction entre les minéraux liés à l’altération hydrothermale et ceux liés au métamorphisme régional. En l’occurrence, l’utilisation du terme altération hydrothermale et métamorphisme restera qualitatif : Dans la description minéralogique de cette phase j’utiliserai le terme métamorphisme hydrothermal dans les roches les moins altérées (distales à la minéralisation) et le terme altération hydrothermale pour les roches fortement altérées. Une phase syn à légèrement tardi-schisteuse, à quartz, chlorite, amphibole, muscovite, ± sulfures et ± épidote. Cette phase se développe essentiellement dans les zones de cisaillement ductiles NS. Il s’agit d’une déformation ductile non coaxiale, d’une largeur plurimétrique (plus de 2 m) et d’une extension kilométrique, servant de conduits pour la circulation de fluides hydrothermaux secondaires. Le long de ces zones, les fluides provoquent un profond changement minéralogique de la roche, avec développement de phyllosilicates (chlorite et amphibole) de taille millimétrique. Une phase post schisteuse, à quartz, chlorite, sulfures, muscovite, ± leucoxène et ± épidote. Elle envahit les phases antérieures et remplit les ocelles et les fractures. Les cristaux sont de taille millimétrique et ne montrent aucune déformation. Les carbonates composent la dernière phase d’altération hydrothermale. Ils forment des plages millimétriques, envahissant les phases précédentes et remplissant les fractures et les fentes micrométriques à centimétriques. 222

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Une oxydation supergène, dûe à l’interaction entre l’eau météorique et la minéralisation sulfurée, cloture enfin l’histoire de l’alteration des massifs, engendrant des chapeaux de fer. II. Pétrographie et distribution des zones d'altération hydrothermale dans la mine de Draa Sfar Afin de définir la distribution et l'intensité de l'altération hydrothermale présente dans la mine de Draa Sfar, quatre approches ont été utilisées : 1) la définition des assemblages minéralogiques reliés à l'altération hydrothermale et/ou métamorphisme hydrothermal; 2) l’analyse minéralogique des roches par diffraction aux rayons X; 3) le calcul des indices d’altération hydrothermale et le changement de masse des éléments analysés par ICP; 4) l'analyse à la microsonde des minéraux indicateurs d'altération hydrothermale. Ces approches nous ont permis de construire un modèle d'altération et d'identifier les caractéristiques des zones d'altérations proximales et distales par rapport aux amas sulfurés de la mine de Draa Sfar. Pour atteindre ces objectifs, nous avons effectué un échantillonnage systématique au mur et au toit de la masse minéralisée de secteur de Draa Sfar : À l’affleurement (Fig.1. 1), l’échantillonnage a été effectué le long de profils orientés ESE-WNW (DSC 70/S, DSC 280/S, DSC 490/S, DSC 590/S, DSC 630/S et DSC 770/S) traversant toute la série de Draa Sfar Sud. Parmi ces échantillons, 70 ont fait l’objet d’une analyse minéralogique par DX et une analyse géochimique par ICP au sein des laboratoires de REMINEX DIVISION VALORISATION. Dans les niveaux d’exploitation miniers (-220 m, -300 m et -400 m), nous avons effectué un échantillonnage dans les travers bancs de chaque niveau, du mur vers le toit. Ceci nous a permis de suivre la variation minéralogique et l’intensité de l’altération depuis la zone distale (rhyodacite moins altérée) jusqu’à la zone de contact avec la minéralisation sulfurée et aussi dans le toit. De plus, les échantillons provenant de niveau -400 m avec ceux de la masse minéralisée (Fig. 1. 2) ont fait l’objet d’analyses minéralogiques par DX et d’analyses géochimiques par ICP.

223

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Fig. 1. 1 : Carte géologique de Draa Sfar Sud et localisation des échantillons analysés. (1) Quaternaire, (2) Schistes gréseux, (3) Tufs rhyodacitiques, (4) Rhyodacites rubanées, (5) Lappillis tufs et brèches, (6) Rhyodacites ignimbritiques, (7) Coulées dacitiques et (8) Coulées rhyodacitiques.

224

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Fig. 1. 2 : Carte géologique et localisation des échantillons dans le niveau -400 de Draa Sfar Sud. (1) Pélites calcareuses, (2) Amas sulfurés, (3) Rhyodacite ignimbritique, (4) Chloritites, (5) Cinérite fine et grossiere, (6) Lapillis tufs et (7) Coulées rhyodacitiques.

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Plusieurs sondages de Draa Sfar sud (DS 110, DS 124, DS 126, DSF 2, DSF 6, DSF 45) et de Draa Sfar Nord (DS 130 et DS 125) ont fait l’objet d’un échantillonnage systématique dans le but de suivre l’évolution minéralogique et géochimique des formations (du toit et du mur) traversées par ces sondages. II. 1. Au niveau du Draa Sfar Sud La distribution quantitative de la chlorite, de la séricite, du quartz et des carbonates a servi à la définition des zones d’altération qui se caractérisent par l’abondance de certains minéraux par rapports à d’autres. Ces zones sont distribuées de façon plus ou moins concordante à la stratigraphie et leur minéralogie dépend de leur position par rapport aux lentilles minéralisées. Trois zones d’altération ont ainsi été distinguées au niveau de Draa Sfar Sud: II. 1. 1. Zone distale C’est la zone la plus distale par rapport à la minéralisation sulfurée. Les textures magmatiques y sont bien conservées (Photo. 1. Pl. I) et les phénomènes d’altération hydrothermale sont de faibles intensités. Ces phénomènes ne se manifestent que très localement par des micro-fractures précoces, plissées et traversées par la schistosité S1 (Photo. 2. Pl. I). Elles sont remplies de quartz déformé montrant une texture mylonitique, associé à la chlorite magnésienne en gerbes déformés. Ils se présentent également sous forme de vésicules aplaties et boudinées dans les plans de la S1. Ces dernières sont remplies essentiellement par le quartz associé à la chlorite et la séricite. En dehors de ces manifestations hydrothermales très localisées, les paillettes de séricite et de chlorite ainsi que les agrégats de quartz recristallisés soulignent généralement les plans de schistosité régionale (Photo. 1&2. Pl .I). L’enrichissement en quartz de ces roches volcaniques ressort au niveau des analyses géochimiques qui font apparaitres des teneurs comprise entre 75% et 80% de SiO2. Ces teneurs semblent trop élevées pour être d’origine primaires (magmatiques) ; elles sont probablement liées aux diverses phases d’altération hydrothermale. Les rhyodacites et les dacites se présentent parfois comme une brèche de coulée (hyaloclastite) qui intercale les coulées massives. Les fragments sont fortement altérés en quartz, séricite, chlorite, épidote avec l’albite et les carbonates (généralement la calcite). Le quartz est en phénocristaux recristallisés, parfois fracturés avec une extinction ondulante. La chlorite et la muscovite peuvent se présenter sous forme amygdalaire avec une texture fibroradiée. Ces minéraux secondaires remplissent les fentes et les veinules sous formes de 226

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

stockwerks. Les carbonates et l'épidote, autres minéraux d'altération observés dans cette zone de brèche, peuevent être observés soit sous forme de veinules qui remplissent les fractures, soit sous forme de grains isolés dans la matrice. L’albite est abondante sous forme des fins cristaux développés soit sur les feldspaths alcalins soit sur le verre de la matrice (Photo. 3. Pl. I). Les minéraux opaques sont présents soit sous forme disséminés soit en remplissage des microfractures. Ces faciès fortement poreux ont favorisé la circulation des fluides hydrothermaux qui par la suite ont réagi avec les minéraux primaires, à savoir le quartz et les feldspaths alcalins. Ces derniers ont été partiellement ou complètement transformés en minéraux secondaires tels que la chlorite, la séricite, l’albite secondaire, l’épidote et la calcite. Par endroits, les coulées rhyodacitiques à dacitiques sont traversées par des zones de cisaillement ductiles dans lesquelles la roche est quasiment transformée en minéraux d’altération hydrothermale (voir plus loin). On peut conclure que dans la zone distale par rapport à la minéralisation sulfurée de Draa Sfar sud, les néoformations liées au métamorphisme hydrothermal sont essentiellement de quartz – séricite ± chlorite ± carbonates ± albite . Cet assemblage représente l’altération métamorphique de faible intensité (faciès schistes verts) et les échantillons de cette zone sont considérés comme étant les moins altérés. II. 1. 2. Zone centrale Ces roches sont situées au dessous de la masse minéralisée, se développant sur plus de 100 m. Elles sont relativement perméables avec une minéralogie fortement transformée en minéraux secondaires sous l’effet combiné de l’altération hydrothermale et du métamorphisme régional. Lorsqu’on s’éloigne de la masse minéralisée, les fragments volcaniques et les éléments lithiques sont plus ou moins conservés. Ils sont alors moulés par la schistosité S1, avec des zones d’ombre de pression et des queues de recristallisation remplis par la chlorite marron, le quartz et la muscovite (Photo. 1&2. Pl. V. Chap. 2. 2ème partie). La matrice est fortement transformée en fins cristaux de quartz et d’albite associés à la chlorite, abondante, et à la muscovite moins fréquente, qui soulignent la schistosité S1 (Photo. 4. Pl. I). On note aussi la présence des sulfures qui se présentent sous forme des taches (0,01 à 1mm) moulées par la schistosité S1. Ces sulfures apparaissent aussi, en compagnie du quartz, dans le remplissage des micro-fractures qui sont déformées et traversées par la schistosité S1. De plus, Les 227

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

amygdales antéschisteuses sont remplies par le quartz déformé, la chlorite (vert jaune) et l’ilménite (Photo. 4. Pl. I). Les minéraux rares de l’altération hydrothermale sont essentiellement les cristaux d’épidote, de leucoxène et de zircon qui apparaissent en imprégnation dans la matrice ou dans les microfractures (épidote). On note par ailleurs que des vésicules et des micro-fractures post schisteuses apparaissent remplies de quartz recristallisé, de chlorite bleue à verte et de muscovite avec parfois des opaques et des épidotes. Ces minéraux s’orientent souvent perpendiculairement aux plans de la S1 et ne montrent aucune déformation. Plus tardivement des rares microplages de carbonates envahissent les phases précédentes et occupent également les vésicules et les microfractures. Des produits ferrugineux provenant de la dissolution se concentrent dans les plans de la schistosité et de cisaillement. Ils sont responsables de la teinte sombre sur patine et rouge brune sur cassure fraîche de ces formations. Dans la même zone, les faciès sédimentaires relevés sur sondage ou dans les travaux miniers montrent un degré d’altération hydrothermale variable d’un faciès à l’autre. Il est très intense dans les pélites gréseuses et les niveaux gréseux et au contraire peu intense dans les pélites : Les pélites sont fortement transformées en séricite associée à de la chlorite et du quartz qui soulignent les plans de la S1 (métamorphisme hydrothermal) (Photo. 6. Pl. I). Les minéraux d’altération hydrothermale précoces se présentent sous forme de grands cristaux de muscovite et de chlorite, moulés par les plans de la schistosité S1. De rares taches amiboïdes de sulfures sont également moulées par la S1. Par endroits, des micro-fractures recoupant les plans de la S1 sont remplies par le quartz, la chlorite en gerbes avec la muscovite, les sulfures et parfois les épidotes. Les pélites gréseuses montrent une altération hydrothermale plus intense que le faciès pélitiques (Photo. 6. Pl. I). En effet, la chlorite est très abondante et se présente en fines lamelles flexueuses, orientées avec la séricite et le quartz dans les plans de la S1 et moulant les cristaux primaires (quartz et feldspaths). L’albite se développe souvent sur les feldspaths en fins cristaux orientés dans les plans de la S1. Les sulfures, assez fréquents, sont souvent sous forme de microtaches allongées le long des plans de schistosité S1. Les vésicules et les microfractures sont remplies essentiellement par la chlorite, le quartz et des sulfures avec parfois de la séricite, du leucoxène et de l’épidote.

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Les niveaux gréseux sont fortement transformés en minéraux d’altération (Photo. 6&7. Pl. VI. Chap. 2. 2ème partie). Comme le faciès précédent, la chlorite apparaît en grands cristaux orientés dans les plans de la S1. Les sulfures sont fréquents, en position interstitielle, sous forme des taches millimétriques. On note aussi l’abondance de fins cristaux de zircon disséminés dans la matrice. Lintensité de l'altération ainsi que la distribution des phases secondaires apparaîssent donc fortement hétérogènes au niveau de cette zone centrale. Les faciès qui, initialement étaient dotés d’une anisotropie et d’une porosité primaire plus ou moins forte (lapilli tuf, ignimbrite, pélites gréseuses et grès), sont actuellement très fortement altérés en chlorite, quartz, séricite, albite et calcite. Et ce, contrairement aux coulées volcaniques (rhyodacite rubanée) qui, sans anisotropie et très peu poreuses, sont très peu altérées. En terme minéralogique, au moins deux phases d’altération hydrothermale ont été distinguées dans cette zone centrale: - Phase anté-schisteuse, représentée essentiellement par la chlorite brun-violacée, le quartz et la séricite. Les minéraux accessoires sont l’albite, les sulfures, les carbonates, l’épidote, le zircon et l’ilménite ; - Phase syn à post-schisteuse, exprimée surtout dans les niveaux compétents (fentes, vésicules), dans les contacts lithologiques et dans les zones de cisaillement ductiles. Elle est représentée par la chlorite (bleue, verte et brune), le quartz, la séricite, les sulfures, les carbonates, l’épidote et le leucoxène. Une troisième phase apparaît, relativement tardive par rapport aux précédentes. Elle est représentée par des plages des carbonates (généralement calcite et dolomite) associées parfois à des sulfures. II. 1. 3. Zone proximale au corps minéralisé Par endroit, la partie supérieure de l’ensemble pyroclastique et ignimbritique forme l’encaissant immédiat de la minéralisation sulfurée (Photo. 7. Pl. I). Ces faciès sont presque totalement transformés en chlorite, de teinte marron, associée à du quartz et de rares cristaux de séricite. Malgré l’intensité de l’altération, l’aspect pyroclastique et l’origine magmatique sont illustrés par la présence de reliques de cristaux préservés tels que : (i) le quartz d’habitus rhyolitique, qui se présente sous forme de grains (parfois associés en amas), montrant une extinction roulante et des bordures plus ou moins suturées, (ii) le feldspath et le plagioclase

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

sont fortement résorbés, albitisés et transformés en séricite. De plus, de rares clastes de quartz et de feldspath sont préservés et moulés par les plans de la schistosité S1. Géométriquement, ce faciès hydrothemalisé forme une bande continue sous la masse minéralisée, avec une puissance relativement constante, de l’ordre de 15 m. On y note l’absence de zone de stockwerk au sens strict. Ces dispositions permettent de considérer ce faciès comme un niveau volcano-sédimentaire hydrothermalisé, qui facilite la circulation des fluides minéralisés, responsables de la formation des lentilles à pyrrhotite de la mine de Draa Sfar. Le rôle de l’écran imperméable a été joué probablement par les pélites carbonatées de la série du sommet. Ce faciès est traversé par des micro-fractures précoces plissotées et traversées par la schistosité S1. Elles sont remplies de quartz déformé montrant une texture mylonitique, associé à de la chlorite magnésienne (brun-violacé) en gerbes. Une deuxième phase d’altération hydrothermale est matérialisée par de chlorite bleuâtre à verdâtre en gerbe, de quartz amorphe, d’épidote bleuâtre, de grands cristaux de leucoxènes, de sulfures et de rare muscovite. Ces cristaux remplissent des microfractures et se développent perpendiculaires aux plans de la S1. Ils peuvent aussi se développer en grands cristaux (taille millimétrique) dans les fentes (de taille centimétriques à métriques), les vésicules et les ocelles. Ce faciès montre également des filonnets et des fentes de tensions post-tectoniques, à remplissage essentiellement carbonaté associés parfois aux sulfures, témoignant d’une altération hydrothermale plus tardive. A la base, apparaissent des lentilles minéralisées de tailles centimétriques, composés de plus de 90% de chlorite à la quelle s’associent le quartz, le talc et les sulfures. Les minéraux d’altération, rares, sont la muscovite, l’épidote, le zircon et l’ilménite. Ce faciès à chloritite se caractérise par une couleur verdâtre à sombre sur patine. Il est fortement schistosé et montre un aspect feuilleté avec des surfaces luisantes. Sa disposition concorde avec le litage sédimentaire et se présente souvent sous forme de lentilles dilacérées et boudinées dans les plans de la schistosité S1. Au microscope, la chlorite montre une biréfringence brunviolacé à marron (Photo. 7. Pl. I). Elle se présente généralement sous forme fibreuse réorientée suivant la S1 et constituant des amas pouvant atteindre parfois jusqu'à 95% de la totalité de la roche. La présence de chloritites à la base immédiate de la masse minéralisée rappelle celles décrites dans la mine de Hajjar (Hibti, 2001). Il s’agit probablement de

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

minéraux exhalatifs qui ont précipité de façon contemporaine aux minéralisations sulfurées. Ces mêmes processus sont bien documentés dans les systèmes hydrothermaux fossiles et actuels [(Hajjar, (Hibti, 2001) ; Tharsis, (Tornos, 2006) ; TAG et SNAKE PIT (Hannington et Scott. 1988 ; et Fouquet et al., 1993)]. Les pyroclastites et les ignimbrites, formant la base de la masse minéralisée, présentent de structures à forte perméabilité initiale et sont en l’occurrence très favorables à la circulation de fluides hydrothermaux. De ce fait, ils sont quasiment transformées en minéraux d’origine hydrothermale et métamorphique : essentiellement chlorite et quartz associés à la séricite, l’albite, les sulfures, l’épidote, le leucoxène, l’ilménite et les carbonates. II. 1. 4. Au sein de la masse minéralisée Par endroits, les lentilles sulfurées de Draa Sfar sont riches en enclaves d’encaissant et en minéraux silicatés. Ces derniers sont composés essentiellement de chlorite et de talc. Ils sont interstratifiés dans le minerai et enregistrent les différentes phases tectoniques ayant affecté le secteur (slumps, plissement, schistosité, ect). De plus, les enclaves sont quasiment transformées en chlorite avec d’autres minéraux tels que le quartz, la muscovite, l’épidote et l’ilménite. Par endroits, les carbonates sont abondants dans la masse minéralisée et sont représentés par la magnésite, la sidérite et la dolomite (analyse par DX). Ces carbonates peuvent former des plages millimétriques ou colmater les microfractures affectant le minerai. II. 1. 5. Toit de la masse minéralisée Les formations sédimentaires du toit, représentées par les séricitoschistes, les pélites gréseuses et les pélites carbonatées, sont totalement transformées en séricite associée au quartz et aux carbonates. La chlorite est rare. La séricite, très abondante (plus de 80% du volume totale de la roche), se présente souvent en fines lamelles flexueuses, orientées dans les plans de la schistosité S1, puis réorientées selon la schistosité de fracture S2 (Photo. 8. Pl. I). Elle a été aussi observée sous forme de fines aiguilles (0,2 mm) orientées et sous forme de gerbes (0,5 mm) déformées et réorientées selon la S1. La séricite en gerbes est souvent développée au niveau des pélites gréseuses, des ocelles et dans les microfractures anté-cinématiques. Elle est intimement associée aux sulfures et au quartz. D’autres cristaux de séricite se développent en fines aiguilles sur les plagioclases et dans la matrice, mais sans orientation définie, témoignant ainsi du caractère post cinématique.

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Le quartz constitue la deuxième phase après la séricite dans les pélites gréseuses. Il se présente en fins cristaux recristallisés sur les cristaux primaires et dans les ombres de pression. Il forme le remplissage des microfractures précoces et des ocelles boudinées. Ces dernières sont souvent associées aux sulfures et à la muscovite. Les carbonates constituent la deuxième phase après la séricite dans les pélites calcareuses. Ils se présentent souvent sous forme de passés très fins, complètement disloquées. Ils se présentent actuellement sous forme de petites lentilles, très minces, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité S1, avec des ombres de pression dissymétriques (Photo. 8. Pl. VI. Chap. 2. 2ème partie). On peut également observer des lithoclastes totalement transformés en dolomite (irrisations). Des carbonates tardifs constituent le remplissage des microfractures ou présents également sous forme de plages millimétriques qui masquent les autres phases. La chlorite, très rare, se présente en fines paillettes qui soulignent, avec la séricite, les plans de la S1. Elle constitue, avec le quartz et les sulfures, le remplissage de certaines figures d’imprégnation qui ont été boudinées et plissées. De rares microfractures post-schisteuses ont été remplies de chlorite bleue qui se développe en grands cristaux non déformés. Les sulfures prédominent au niveau du contact sommital (sur quelques mètres du toit du minerai). Ils se présentent soit sous forme disséminée soit sous forme de petits lits soulignant le litage sédimentaire (Photo. 8. Pl. I). Ils peuvent également se présenter sous forme de prismes très allongés ou en amas xénomorphes. D’autre sulfures remplissent, avec le quartz, la muscovite et rarement la chlorite, des microfractures et des géodes syn à postcinématiques. Ce genre de minéralisation (anté-cinématique) a été signalé par plusieurs auteurs (Ohmoto, 1996; Large, 1992 ; Mehmet, 2000 ; Ruiz et al., 2001 et Hibti, 2001) dans divers gisements de type amas sulfurés (Kuroko, Japon ; Tasmania, Australia ; Selbaie, Canada ; Masa Valved, Espagne et Hajjar, Maroc). Ohmoto, (1996) a lié cette minéralisation à une précipitation syngénétique des fluides minéralisateurs évacués lors de la mise en place de l’amas sulfuré. Dans l’amas sulfurés de Kuroko, Tastumi and Watanabe (1971) considère le caractère stratiforme du litage sulfuré comme étant un témoin de l’origine diagénétique II. 2. Au niveau de Draa Sfar Nord Malgré la puissance très réduite de la masse minéralisée au niveau de Draa Sfar Nord, un halo d’altération hydrothermale a été bien développé au mur de l’horizon minéralisé. Il s’agit d’une zone concordante, dont la puissance avoisine les 150 m, fortement transformée en

232

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

chlorite, quartz, séricite, carbonates, albites et épidote. L’abondance de certains minéraux d’altération est liée à la nature et à la porosité de la roche altérée. Cette zone est l’équivalent latéral de la zone fortement altérée (zone centrale à proximale de la masse minéralisée) à Draa Sfar Sud. II. 2. 1. Zone distale Dans la zone la plus distale par rapport à l’amas sulfuré, les phénomènes d’altération hydrothermale anté-schisteux sont de faible intensité voire absents. Les formations sédimentaires de la série de base sont constituées de minéraux d’origine détritique partiellement ou totalement transformés par des phénomènes métamorphique : (i) Les niveaux pélitiques sont totalement transformés en séricite, en quartz et rarement en chlorite. L’ensemble est orienté selon les plans de la S1, (ii) Les passées carbonatées discontinues, se présentent en petites lentilles très fines, boudinées et étirées dans les plans de la schistosité S1, avec des limites effilochées dues à la dissolution des carbonates, (iii) les passés gréseuses, montrent des phénomènes de nourrissage du quartz qui parfois forme le ciment en association avec la séricite et la chlorite. On note aussi la présence de la chlorite et de la muscovite en grands cristaux déformés et moulés par la S1. II. 2. 2. Zone centrale Dans la zone centrale, les formations sédimentaires et magmatiques montrent une altération hydrothermale très intense : Les sills trachyandésitiques sont intensément altérés avec destabilisation presque totale des minéraux magmatiques (plagioclase et feldspath) (Photo. 7&8. Pl. IV. Chap. 2. 2ème partie). Ces derniers sont albitisés et pseudomorphosés par la chlorite, l’épidote et les carbonates. La chlorite, fibreuse et de couleur marron, les cryptocristallins de quartz et les carbonates en chapelets sont les principaux composants de la matrice, la séricite etant très rare. L’ensemble est déformé et orienté dans les plans de la schistosité S1. Les sulfures sont abondants et se présentent sous forme de taches et/ou de grains disséminés dans la matrice. L’épidote, bleu clair, apparaît également en granules sur les plagioclases. Cette dernière représente un constituant essentiel des veines hydrothermales dans lesquelles elle s’associe fréquemment au quartz et aux sulfures. Ces veines, boudinées et aplaties dans les plans de la schistosité

régionale,

sont

généralement

localisées

trachyandésitique.

233

dans

les

contacts

pélites/sill

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Les pélites gréseuses sont totalement transformées en minéraux d’altération hydrothermale. Le quartz reste le seul minéral d’origine détritique, plus ou moins stable. Il est déformé avec extinction roulante, macles mécaniques, queues de recristallisation et des cernes de nourrissages. Le reste de la roche est totalement transformé en chlorite marron, quartz et de rares séricites. Les carbonates se présentent sous forme de lentilles déformées. Les sulfures sont relativement abondants, se présentant en niveaux allongés le long des plans de schistosité S1 ou envahissant les autres minéraux de la roche. Il est à signaler que dans ce type de roches, on peut distinguer deux familles de fractures : - Fractures précoces à remplissage de sulfures, de quartz et de chlorite. Elles sont déformées et boudinées. La présence de carbonates au cœur de ces fractures témoigne d’une seconde ouverture accompagnée d’une circulation d’un fluide thermique riche en carbonates. - Fractures tardives à remplissage de carbonates avec des sulfures. Ces fractures s’échelonnent souvent sous formes de fentes. Les pélites fines sont fortement transformées en séricite avec de la chlorite et du quartz. Les phases d’altération hydrothermale sont essentiellement développées dans les veines déformées et les ocelles (rares). Elles sont composées essentiellement de chlorite vert sombre, de quartz et de sulfures. Les pélites calcareuses montrent à leur tour une altération très pénétrative où les minéraux détritiques sont quasiment transformés en minéraux secondaires. Les carbonates, composant principal de la roche, apparaissent sous forme des plages à limites effilochées. Le reste de la roche est formé par des paillettes de chlorite marron à sombre et des fins grains de quartz, avec de rares grains d’épidote et de séricite. Les sulfures sont assez abondants, se présentant soit sous forme de niveaux allongés dans les plans de S1 soit sous forme de grains disséminés. II. 2. 3. Zone proximale A la base et au sein de la masse minéralisée, on note la présence de niveaux concordants, millimétriques à centimétriques, composés essentiellement de chlorite et de quartz associés à de l’épidote, des carbonates et de la muscovite. La chlorite se développe le plus souvent en gerbes déformées et orientées selon les plans de la schistosité S1. Elle montre deux couleurs différentes, marron et verdâtres. Le quartz, en cristaux amorphes, est déformé avec extinction roulante et macles mécaniques. La muscovite se présente en grands cristaux déformés et orientés dans les plans de la S1. L’épidote, de couleur bleu claire, se présente en 234

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

cristaux subautomorphes. Les sulfures, très abondants, se présentent sous forme de taches centimétriques, pseudomorphosant parfois les autres phases minéralisées. Les carbonates se présentent en cristaux subautomorphes et en plages amorphes masquant les autres phases. Par rapport à Draa Sfar Sud, le talc est rare voir absent dans le minerai de Draa Sfar Nord. II. 2. 4. Toit de l’amas sulfuré Au toit de l’horizon minéralisé, les phases d’altération hydrothermale sont matérialisées par de fins lits de sulfures, de fines paillettes de chlorite et des grains de quartz. Ces minéraux se développent dans les premiers mètres de la série du sommet et tout particulièrement dans les niveaux poreux (calcaires gréseux et pélites gréseuses). Ils se développent aussi dans les structures d’imprégnations. Généralement, les formations de toit sont quasiment transformées en dolomite avec la séricite et le quartz. La dolomite se présente alors soit sous forme de microlentilles aplaties dans les plans S1 ou en grands cristaux.

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Planche I Aspect microscopique de quelques faciès altérés de Draa Sfar. Photo.1 : Photomicrographie de la rhyodacite la moins altérée (protolite), montrant des phénocristaux de feldspath potassique et de quartz baignant dans une matrice quartzo feldspathique. Noter le développement de la muscovite en gerbe non orientée sur les feldspaths (lumière polarisée). Photo.2 : Aspect microscopique des rhyodacites (zone distale) montrant une micro-fracture précoce, remplie de quartz déformé, plissée et traversée par S1. Noter l’augmentation de l’intensité du métamorphisme hydrothermal soulignée par la séricite et le quartz néoformés (lumière polarisée). Phpto.3 : Photomicrographie de tufs rhyodacitique (zone centrale) montrant une matrice fortement transformée en fins cristaux de quartz et d’albite associés à la chlorite et à la muscovite. Noter la diminution du volume des phénocristaux de feldspaths (lumière polarisée). Photo.4 : Aspect microscopique de la rhyodacite amygdalaire (zone centrale). L’altération hydrothermale, intense, est soulignée par la chlorite (vert brun) en compagne du quartz et de la séricite. Les amygdales antéschisteux sont remplies par le quartz déformé, la chlorite (vert jaune) et l’ilménite (lumière polarisée). Photo. 5 : Photomicrographie de tuf rhyodacitique (zone centrale) totalement transformé en chlorite (vert bleue) et quartz. Noter l’aspect rhyolitique du quartz primaire (lumière polarisée). Photo. 6 : Photomicrographie des pélites gréseuses montrant les différences d’intensité et de nature des minéraux d’altération hydrothermale entre le lit gréseux et le lit pélitiques. Noter l’abondance de la chlorite (vert sombre), du quartz néoformé et des sulfures dans le premier et de la séricite dans le deuxième (lumière polarisée). Photo.7 : Aspect microscopique de pyroclastite (zone proximale) presque entièrement transformé en chlorite magnésienne. Noter la présence des éléments lithiques et des cristaux de feldspaths qui témoignent de leur origine magmatique (lumière polarisée). Photo. 8 : Photomicrographie des pélites à sulfures lités (provenant du toit de la minéralisation sulfurée) totalement transformées en séricitoschiste (lumière polarisée).

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Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

237

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

III. Etude minéralogique des zones hydrothermalisées de la mine de Draa Sfar Sud Dans cette partie, nous allons étudier l’évolution minéralogique qui accompagne l’altération et la déformation synmétamorphique des formations du mur et du toit de la masse minéralisée. Pour cela, des analyses minéralogiques par diffraction aux rayons X sont réalisée sur des échantillons de surface (Fig. 1. 1) (en prenant comme référence l’axe de projection en surface de l’amas de Draa Sfar Sud), et sur d’autre provenant de l’exploitation minière (400m) (Fig. 1. 2). Il est à signaler que cette analyse demeure quantitative et qu’elle ne permet pas de distinguer entre les minéraux d’origine magmatique et ceux d’origine métamorphique. Nous pouvons tout de même l’utiliser pour compléter nos observations pétrographiques. Pour cela, nous avons réalisé des lames minces sur chaque échantillon analysé afin de coupler entre les résultats minéralogiques et les données pétrographiques ; la banque de donnée comprend plus de 100 échantillons provenant d’un échantillonnage de surface selon des profils orientés ESE-WNW, avec un espacement moyen de 10 m entre les échantillons (Fig. 1. 1). La lecture directe des résultats montre que l’intensité de l’altération métamorphique ne varie pas de manière linéaire en fonction de la distance par rapport à la masse minéralisée. Cette hétérogénéité est due probablement à la nature minéralogique et au taux de perméabilité initiale des roches altérées. On note aussi que les échantillons prélevés au sein des zones de cisaillement ductiles (ZCD) sont fortement transformées en minéraux secondaires. Pour simplifier la visualisation de l’évolution minéralogique le long de chaque profil, les données du pourcentage minéralogique de chaque échantillon sont ramenées à 100%. Ces données sont rapportées dans des diagrammes en fonction de la distance (en mètre) par rapport à l’axe de projection en surface de la masse minéralisée. III. 1. Etude minéralogique des zones altérées à l’affleurement Au niveau du profil DSC/70S (Fig. 1. 3) trois zones peuvent être distinguées : - Une zone distale par rapport à la minéralisation (1c) ; à silice-séricite-albite ± chlorite ± carbonates, avec superposition de phénomènes métamorphiques (dominants) et hydrothermaux. Le pourcentage minéralogique de la silice, de la séricite et de la chlorite montre une augmentation notable depuis la zone distale vers la zone minéralisée ; il atteint son maximum dans les zones de cisaillement ductiles (ZCD), coeincidant avec l’absence totale de minéraux tel que l’albite et les carbonates.

238

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

- une zone centrale (1b), à silice-séricite-chlorite-carbonates ± albite. Le pourcentage minéralogique de la chlorite, de la silice, de la séricite et des carbonates montre une augmentation à proximité de la minéralisation. Dans cette zone, l'intensité de l'altération hydrothermale est hétérogène associant des zones fortement altérées, à pyroclastites, et des zones modérement altérées (rhyodacite rubanée à 120 m et 58 m). - une zone proximale (1a), à chlorite-silice-séricite ± albite ± carbonates. Les roches y

WNW

1b

1a

Axe de projection en surface de l’amas

1c

ZC D

ESE

ZC D

sont fortement altérées de façon homogène et pénétrative.

100

% minéralogique

80 60 40 20

Légende Quartz Muscovite Chlorite Carbonates Albite Orthose

48 34

25 9 25 0 23 5 21 7 20 4 177 15 8 15 0 13 0 12 0 81 70 58

28

0 273

0 Distance (m) Fig. 1. 3 : Variation du pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’axe de projection en surface de l’amas sulfuré de Draa Sfar (échantillons prélevés le long du profil DSC/70S). la localisation des échantillons est précisée sur la figure 1. 1. (ZCD) zone de cisaillement ductile, (1a) zone proximale, (1b) zone centrale et (1c) zone distale.

Au niveau du profil L 430/280S (Fig. 1. 4), l’évolution minéralogique des échantillons rappelle, en grande partie, les zonations minéralogiques décrites ci-dessus. En effet, la roche la moins altérée est située dans la partie basale de l’empilement volcanique (rhyodacite saine). L’assemblage

chlorite-quartz-séricite

± carbonates

± albite

représente

l’altération

hydrothermale la plus intense. Au niveau des zones de cisaillement ductiles, la roche est totalement transformée en minéraux secondaires, essentiellement la chlorite, la silice et la séricite.

239

WNW

%Minéralogique

100 80 60 40 20

Axe de projection en surface de l’amas

ZC D

ZC

ESE

D

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Légende Quartz Muscovite Chlorite Carbonates Albite Orthose

434 424 414 404 390 380 370 355 285 239 218 206 156 104 122 108 75 65 58

0 Distance (m) Fig. 1. 4 : Variation du pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’axe de projection en surface de l’amas sulfuré de Draa Safr (échantillons prélevés le long de profil DSC/280S). la localisation des échantillons est précisée sur la figure. 1. 1.

III. 2. Etude minéralogique des zones altérées dans le niveau -400m Au niveau du profil DSC 0/0 (Fig. 1. 5 – A), les faciès sont principalement composés de minéraux secondaires, notamment la séricite et le quartz. Ceux ci, abondant dans les roches les plus distales, deviennent de plus en plus rares en allons vers l’amas sulfuré. Au contraire, la chlorite montre une augmentation progressive jusqu’à atteindre le maximum au contact de la masse minéralisée. Les carbonates (calcite, sidérite et magnésite) sont présents, en très faibles quantités dans la partie distale, montrant une nette augmentation au contact et au sein de la masse minéralisée. Au niveau du profil DSC/280S (Fig. 1. 5 – B), la totalité des échantillons analysés ne contient que de minéraux secondaires. Leur évolution dans le mur est similaire à celle décrite dans le profil DSC 0/0. Le volume de la séricite diminue progressivement de la partie distale vers le contact de l’amas où il devient très faible. C’est également le cas de l’albite dont le pourcentage montre une diminution progressive vers la zone minéralisée. En revanche, le pourcentage de quartz montre une augmentation progressive en allant vers l’amas, avec une baisse brutale au contact immédiat de ce dernier. Le pourcentage de chlorite montre une augmentation progressive depuis la partie distale jusqu’à atteindre le maximum au contact

240

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

immédiat de la minéralisation, et où elle constitue plus de 90% de la roche. On note aussi que l’évolution de carbonates est semblable à celle décrite dans le profil DSC 0/0. Pour ce qui est de la masse minéralisée, les minéraux d’altération sont représentés par la chlorite, le talc, le quartz et les carbonates (sidérite, magnésite et dolomite). Au toit, le pourcentage en quartz, en séricite et en calcite montre une augmentation en s’éloignant de la masse minéralisée, alors que le pourcentage de la chlorite diminue. ESE

Mur

Toit

A

WNW

100

% Minéralogique

80

Légende Dolomite

60

Quartz

40

Muscovite Carbonates

20

Distance (m)

ESE

2

Albite

1

9

12

13

58

116

17 4

0

5 Amas sulfuré

Chlorite

Pyrrhotite Chalcopyrite

Mur

WNW

B

Galène Sphalérite

100

Magnésite Arsénopyrite

80 % Minéralogique

Sidérite

60 40 20

Distance (m)

Amas sulfuré

1

2

5

16

36

126

0

Fig. 1. 5 : Variation du pourcentage minéralogique en fonction de la distance par rapport à l’amas sulfuré de Draa Safr (échantillons prélevés dans le niveau -400m). (A) profil DSC 0/0 et (B) profil DSC/280S. La localisation des échantillons est sur la figure 1. 2.

241

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

A l’issus de cette étude minéralogique et pétrographique, plusieurs points sont à souligner: - L'altération hydrothermale montre une répartition hétérogène. Elle est divisée en zones de circulation diffuse, avec altération faible (altération métamorphique régionale), et en zone de circulation forte où l’intensité de l’altération hydrothermale est plus élevée. Cette dernière est concentrée dans la partie proximale de la masse minéralisée et aussi dans les zones de cisaillement ductiles. - Les roches les moins altérées (protolites) sont représentées par les rhyodacites du mur, correspondant à la zone la plus distale par rapport aux minéralisations sulfurées. Les rhyodacites dépourvues d’altération hydrothermale constituent le cœur des coulées et sont situées hors des zones de cisaillement ductiles. - La séricite et le quartz se développent sur presque la totalité des formations du mur et du toit de l’amas sulfuré de Draa Sfar, avec tout de même une diminution quantitative dans la zone proximale par rapport à la minéralisation sulfurée. Cet assemblage représente l’altération métamorphique régionale (faciès schistes verts). - L’abondance de la chlorite est un excellent indicateur des zones fortement affectées par les altérations hydrothermales. Elle est spacialement développée au voisinage immédiat de l’amas sulfuré et dans les zones de cisaillement ductiles. - L’albite se développe souvent dans les volcanoclastites du mur de la zone distale et centrale. Elle est d’origine soit magmatique (phénocristaux moulés par la schistosité) soit d’altération métamorphique (fins cristaux néoformés sur les feldspaths potassiques et dans la matrice). Elle est totalement absente dans les zones de cisaillement ductiles. - Les carbonates constituent généralement le produit d’altération hydrothermale tardive, apparaissant essentiellement dans les veines et les pores résiduels. Ils sont en quantité faible dans les formations distales du mur et deviennent abondants dans les formations du toit. Leur pourcentage montre une augmentation au contact et au sein de la minéralisation où la calcite est souvent remplacée par la sidérite et la magnésite. IV. Conclusion Plusieurs éléments peuvent être dégagés de cette étude pétrographique et minéralogique des zones altérées du secteur de Draa Sfar : Les zonations observées montrent que la répartition des zones d’altération hydrothermale est concordante et non homogène. Il est donc possible de définir des vecteurs 242

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

d’altérations des zones distales vers les zones proximales par rapport aux lentilles sulfurées : de point de vue minéralogique quatre zones principales possèdent une étendue latérale importante et sont caractérisées par un assemblage minéralogique distinct : Une zone distale par rapport à la minéralisation, à silice – séricite – albite ± chlorite ± carbonates, où il y a superposition des phénomènes métamorphiques (dominants) et hydrothermaux relativement moins exprimés. Cet assemblage est présent sur presque la totalité de la région et représente l'altération minimale ou tout simplement l'assemblage relié au métamorphisme de type schiste vert. De plus, cet assemblage d’altération métamorphique et plus ou moins le même pour les compositions rhyodacitiques, dacitiques, pyroclastites et sédimentaires, puisque seulement les proportions relatives de chaque minéral secondaire varient d’une composition à l’autre. La zone centrale est dominée par un assemblage qui est constitué de silice – séricite – chlorite ± carbonates ± albite avec l’apparition des sulfures et des minéraux d’altérations hydrothermales rares tels que l’épidote, le leucoxène et le zircon. Cet assemblage caractérise la partie médiane de l’empilement lithostratigraphique du mur de Draa Sfar, où l’effet de l’altération hydrothermale prédomine sur le métamorphisme. La distribution et l'intensité de l'altération associées à cet assemblage sont hétérogènes et forment des zones diffuses de roches modérément à faiblement altérées (rhyodacite rubannée). La troisième zone est fortement altérée de façon homogène et pénétrative, du fait de leur position contiguë à la zone minéralisée. Cette zone est caractérisée par un assemblage minéralogique dominé par la chlorite (de 60% à plus de 90%), le quartz (30% à 40%), les carbonates (4% à 10%) et les sulfures avec des minéraux rares tels que la séricite, l’apatite, l’épidote, l’ilménite et le zircon. Au sein de la masse minéralisée, les minéraux d’altération sont représentés par la chlorite, le talc, le quartz et les carbonates (sidérite, magnésite et dolomite). Généralement, dans certains gisements de sulfures massifs volcanogènes (VHMS) [(La Zarza-Espagne, (Tornos, 2006) ; Ansil-Canada Québec, (Mekkaoui. A, 1996) ; HajjarMaroc, (Hibti, 2001) ; Coniagas-Canada Québec (Doucet et al., 1998) ; et Que RiverAustralia (Gifkins et Allen, 2001)] les zones à haut degré d’altération (chloritite) coïncident en général avec les zones de dépôt de la minéralisation sulfurée. La localisation de ces zones à chlorite est en soi un critère de proximité des minéralisations sulfurées dans ces provinces. Le toit des lentilles minéralisées est caractérisé par la régression progressive de la chlorite ferrifère et le développement de la séricite, du quartz et des carbonates (dolomite et

243

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

calcite). Les résultats montrent également que les sulfures sont concentrés dans les premiers mètres au dessus de l’amas principal. Dans un environnement déformé, comme pour le cas du complexe volcanique et volcanosédimentaire de Draa Sfar, les phases d’altérations hydrothermales sont souvent masquées ou oblitérés par la déformation. Ainsi, la relation entre ces phases et la déformation syncinématique nous a permis de reconnaître la chronologie de l’apparition des phases d’altérations hydrothermales. En effet, trois phases d’altération hydrothermale ont été bien distinguées : Phase anté-schisteuse : Elle est représentée essentiellement par la chlorite marron, le quartz, la séricite, l’albite, les sulfures et le talc. Les carbonates, l’épidote, le zircon et le leucoxène sont relativement rares. L’ensemble de ces minéraux est réorienté suivant les plans de la schistosité régionale. De plus, les minéraux exhalatifs sont interstratifiès dans le minerai et enregistrent les différentes phases tectoniques ayant affecté le secteur (slumps, plissement, schistosité, ect). Des veinules, des nodules et des structures d’imprégnations précoces à remplissage des sulfures, du quartz et de la chlorite sont plissés, boudinés et traversés par les plans de la S1. Phase syn à post-schisteuse : Elle est représentée par la chlorite (bleue, verte et brune), le quartz, la séricite et les sulfures. Cette phase est bien visible au niveau des zones de cisaillement ductiles, des contacts lithologiques et des fractures ouvertes à savoir les veinules, les fentes et les vésicules. Une troisième phase, apparaît tardivement : Elle est représentée par des plages des carbonates associées parfois à des sulfures qui forme le remplissage des microfractures, des fentes et des veinules tardives et occupent parfois les cœurs des structures antéschisteuses.

244

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Chapitre II Géochimie des roches hydrothermalisées et chimie des minéraux

Introduction Après avoir examiner l’aspect pétrographique et minéralogique de l’altération hydrothermale, nous allons à présent essayer de la quantifier autour du corps minéralisé. Pour cela, il va falloir définir les modifications chimiques subies par les roches, étudier le comportement des éléments chimiques et déterminer les principaux paramètres qui ont contrôlé leur distribution. I. Géochimie des zones d’altérations hydrothermales de Draa Sfar I. 1. Généralité Des indices d’altération, tels que l'indice d’altération d'Ishikawa (Ishikawa et al., 1976) [AI=100*(MgO+K2O)/(MgO+K2O+Na2O+CaO)] et l'indice d’altération chlorite – carbonate

-

pyrite

CCPI

de

Large

et

al

(2001)

[CCPI=100*(MgO+FeO)/(MgO+K2O+Na2O+FeO)] avec FeO = (FeO+Fe2O3), ont été développés pour mesurer l'intensité de la chlorite, des carbonates (dolomite, ankérite et sidérite), de la séricite, de la pyrite, de la magnétite et de l’hématite en fonction de l’altération hydrothermale proximale aux dépôts de sulfures massifs volcanogènes (VHMS). Large et al., (2001)(a), ont développé une représentation graphique simple, combinant l’indice d’altération d'Ishikawa (AI) en fonction de l’indice d’altération (CCPI), nommée « l’altération Box Plot ». Cette représentation est employée pour caractériser les différentes tendances d’altérations hydrothermales liées aux VHMS. De plus, elle peut constituer un outil de distinction entre ces dernières et les changements liés au métamorphisme régional. En effet, l’indice Box Plot a été testé efficacement sur plusieurs matériaux volcaniques altérés entourant les dépôts de sulfures massifs dans les boucliers Australiens, Canadiens et européens (Gemmell et al., 2001 ; Doyle, 2001 ; Large et al., 2001(b) et Barrett et al., 2001). La somme des oxydes (en %) de FeO et de MgO a été retenue pour cette étude car elle suggère l’intensité de la pyritisation et de la chloritisation des roches altérées. La somme des oxydes (en %) le K2O, Na20 et le CaO est un indicateur de la destruction respectivement des feldspaths potassiques et des plagioclases et la formation de la séricite (Paulick et al, 2001).

245

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Au niveau de Draa Sfar Sud, les indices d’altérations et les rapports ont été calculés à partir des analyses géochimiques effectuées sur les échantillons prélevés à l’affleurement suivant le profil DSC 250/70 S, le profil DSC /280 S (Fig. 1.1), au niveau des travaux miniers -400m (Fig. 1. 2) et sur carottes de sondage DSF2. Au niveau de Draa Sfar Nord, les indices d’altérations et les rapports ont été calculés à partir des analyses géochimiques effectuées sur les échantillons prélevés sur les carottes de sondage DS125. I. 2. Résultats Les compositions chimiques, les indices d’altération et les rapports calculés des échantillons représentant les différents secteurs de la mine de Draa Sfar sont consignés en annexe dans le tableau (IV. 1. 2. 3. 4 & 5). I. 2. 1. Au mur de la masse minéralisée de Draa Sfar Sud Pour les rhyodacites non cisaillées de la zone distale (1c), les valeurs de l’indice d’altération CCP indiquent un intervalle de variation compris entre 14 et 44, avec un indice d’altération AI qui s’échelonne de 45 et 96,5. Les valeurs élevées de ce dernier indice peut être expliqué par les teneurs relativement élevées en K2O dans les rhyodacites, traduisant ainsi l’abondance du feldspath potassique (d’origine magmatique) et de la séricite (produit d’altération). L’absence presque complète de la chlorite et des sulfures traduit les basses concentrations en FeO et MgO, reflétant ainsi les valeurs faibles de l’indice CCP. Pour pouvoir distinguer entre les différents faciès altérés dans cette zone, on utilise le diagramme de Box Plot de Large et al (2001) (Fig. 2. 1 – a & b). On y constate que la majorité des échantillons occupe le champ de l’altération diagénétique et métamorphique. Les autres échantillons sont regroupés près du pôle de la séricite, alors que les échantillons prélevés dans les ZCD, se situent près de pôle chlorite-pyrite. Les rhyodacites les plus éloignées de l’amas sulfuré et celles qui n’ont pas subi de déformation ductile peuvent donc être considérées comme les équivalents les moins altérés du protolite. De plus, le diagramme Box Plot montre que la séricite constitue la phase d’altération principale de la rhyodacite (le quartz reste difficile à estimer à partir de diagramme Box Plot). Ces observations concordent parfaitement avec nos observations pétrographiques et minéralogiques qui ont montré que l’assemblage d’altération était composé de silice – séricite – albite ± chlorite ± carbonates.

246

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Les tufs de lapillis de la zone distale (1c), montrent presque les mêmes altérations que celles affectant les rhyodacites (Fig. 2. 1 – a & b), avec un indice d’Ishikawa (AI) qui varie de 55 à 93,5 et un CCPI qui s’échelonne de 23 à 68. Ceci peut être expliqué par un processus d'altération commun qui les a affectés et qui a induit des changements chimiques similaires. Ces constatations sont compatibles avec les observations pétrographiques qui montrent l’abondance des éléments lithiques et des fragments de cristaux de feldspath potassique, avec l’abondance de la séricite et la présence de la chlorite dans les tufs de lapillis. Dans la zone centrale (1b), les différents faciès analysés (tufs, ignimbrites ryhyodacitiques et les pélites) montrent une évolution vers le pôle de la chlorite – pyrite et un éloignement du pôle de la séricite (Fig. 2. 1– a, b, c et d). Ceci concorde avec l’augmentation de l’intensité de l’altération hydrothermale dans cette zone, se traduisant par l’abondance de la chlorite et la présence des sulfures. Pour ce qui est des indices, les tufs rhyodacitiques ont un AI compris entre 44 et 89 et un CCPI compris entre 31 et 71. Pour les pélites l’AI s’échelonne entre 50 à 83 et le CCPI entre 63,5 à 86. Dans cette zone, un échantillon prélevé dans un sills de rhyodacite rubanée (Fig. 1. 1) montre des valeurs moins élevées ; l’AI = 67 et CCPI = 23. Cette différence est le résultat d’un degré d’altération toujours plus avancé dans les pyroclastites et les pélites gréseuses que dans les coulées volcaniques (rhyodacites et dacites). Sur le diagramme Box Plot (Fig. 2. 1– c&d), l’ensemble des échantillons prélevés dans la zone proximale (1a) se situent le long du pôle chlorite – pyrite et le pôle des carbonates (dolomite – ankérite). Les échantillons de la chloritite se regroupent au sommet du pôle chlorite – pyrite. En effet, l’AI des tufs chloritisés varie de 68,4 à 96 et le CCPI s’échelonne entre 90 et 98,7. La chloritite montre l’indice CCP le plus élevé 99,7, mais l’AI est de l’ordre de 60. Les valeurs les moins élevées de ce dernier sont probablement liées à la rareté de la séricite et la présence de produits d’altération ferrugineux tels que la chlorite, l’épidote, l’ankérite et la sidérite dans. De plus, le diagramme (Fig. 2. 1 – d) montre qu’en plus de la chlorite, les échantillons de tufs rhyodacitique contiennent des quantités notables de carbonates et de sulfures. I. 2. 2. Au toit de la masse minéralisée de Draa Sfar Sud Dans le diagramme Box Plot (Fig. 2. 1– c&d), l’ensemble des échantillons de pélites calcareuses, prélevés au toit de la minéralisation, occupe la partie centrale du champ de l’altération hydrothermale séricite – chlorite – carbonates, avec des indices CCPI et AI

247

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

variant respectivement de 66,5 à 71 et 65,6 à 76,5. Ceci est compatible avec l’assemblage déterminé lors de l’études pétrographique et minéralogique, à savoir une paragenèse à séricite – quartz – carbonates avec de la chlorite et des sulfures notamment dans les premières mètres

Épidote Dolomite-Ankèrite calcite 100 Altération séricite – chlorite – carbonate 80 60 Altération diagénétique & métamorphique

40 20

séricite

Albite 20

40

a

Indice d'Altération d'Ishikawa (AI)

Rhyodacite (1c)

60

80

Tufs de lapillis (1c)

Indice Chl-Carb-Py (CCP)

Chlorite pyrite

Altération séricite – chlorite – carbonate

60 Altération diagénétique & métamorphique

40 20

séricite

Albite 0 0

c

20 60 80 40 Indice d'Altération d'Ishikawa (AI)

Chlorite pyrite

60 40 Altération 20 diagénétique & métamorphique Albite 0 0 20 40 60 80 Indice d'Altération d'Ishikawa (AI) b

Rhyodacite ignimbritique Amygdalaire (1b)

Épidote Dolomite-Ankèrite calcite 100 80

Épidote Dolomite-Ankèrite calcite 100 Altération séricite – chlorite – carbonate 80

K-feldspath 100

0 0

Indice Chl-Carb-Py (CCP)

Chlorite pyrite

séricite

K-feldspath 100

Zone de cisaillement

Épidote Dolomite-Ankèrite calcite 100 Indice Chl-Carb-Py (CCP)

Indice Chl-Carb-Py (CCP)

au dessus de la masse minéralisée.

Chlorite pyrite

80 60 Altération diagénétique & métamorphique

40 20

Altération séricite – chlorite – carbonate séricite

Albite

K-feldspath 100

0 0

d

20

40

80

60

K-feldspath 100

Indice d'Altération d'Ishikawa (AI)

Pélites (1b)

Chloritite (1a)

Tufs rhyodacitiques (1b)

Tufs chloritisés (1a)

Tufs Rhyodacitiques (1b)

Pélites calcareuses (2)

Pélites gréseuses (1b)

Pélites calcareuses (2)

Fig. 2. 1 : Position des échantillons provenant des différents faciès altérés de Draa Sfar Sud dans le diagramme d’altération Box Plot Large et al., (2001). (a) Profil DSC/70S, (b) Profil DSC/280S, (c) niveau 400m et (d) carottes de sondage DSF2. (1a) zone proximale, (1b) zone centrale, (1c) zone distale, et (2) toit de la minéralisation.

I. 2. 3. Au niveau de Draa Sfar Nord Au Draa Sfar Sud, l’ensemble des échantillons analysés est de nature sédimentaire. Le diagramme Box Plot (Fig. 2. 2) montre que les faciès du mur et du toit des lentilles minéralisées occupent le champ de l’altération hydrothermale séricite – chlorite – carbonates. Toutefois, on peut observer une répartition en deux nuages bien distincts peuvant être attribué aux phénomènes d'altération (séricitisation, chloritisation et carbonatation) :

248

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

- Le premier groupe occupe la partie centrale du champ d’altération hydrothermale (Fig. 2. 2). Il est composé de deux lots : Un premier lot (Ia), correspondant aux échantillons de pélites prélevés au mur de la minéralisation, dans les deux zones distale et centrale (1 b&c). Il montre une évolution selon l’axe d’AI qui varie entre 39 à 82,5 alors que l’indice CCP montre plutôt une variabilité modérée (63 à 80). Ceci peut est vraisseblablement lié à la variation du pourcentage de la séricite et de la chlorite dans la zone distale. Un deuxième lot (Ib), correspondant aux échantillons de pélites calcareuses du toit. Les échantillons montrent une évolution le long des deux pôles : séricite et dolomite – ankérite. Cette variation est compatible avec les observations pétrographiques et minéralogiques qui montrent que la dolomite et la séricite constituent les principales phases d’altération hydrothermale qui affectent les formations du toit. Les indices d’altération CCP et AI varient respectivement de 56 à 83 et de 28 à 89, valeurs qui, par ailleurs, peuvent être expliquées par la variation de la quantité de carbonates et de séricites d’un faciès à l’autre. - Le deuxième groupe (II), est situé près du pôle de la chlorite – pyrite (Fig. 2. 2). Il correspond aux pélites gréseuses de la zone proximale de l’horizon minéralisé. Ceci est conforme aux observations pétrographiques et minéralogiques qui montrent une altération très intense et pénétrative, matérialisée par l’abondance de la chlorite, la séricite, le quartz, les carbonates et les sulfures.

Indice Chl-Carb-Py (CCP)

Épidote calcite 100

Dolomite-Ankèrite

Chlorite pyrite

Altération séricite – chlorite – carbonate

Ia

80

II

60

Ib Altération diagénétique & métamorphique

40

séricite 20 Albite 0 0

20

40

60

80

K-feldspath 100

Indice d'Altération d'Ishikawa (AI)

Pélites (1b&c)

Pélites gréseuses (1a)

Pélites calcareuses (2)

Fig 2. 2 : Position des échantillons provenant des différents faciès altérés de Draa Sfar Nord (sondage DS 125) dans le diagramme d’altération Box Plot Large et al., (2001).

249

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Il apparaît donc claire que, dans les deux secteurs étudiés, l'altération s'intensifie quand on s'approche de l’horizon minéralisé. Cette altération survient lors de la circulation des fluides hydrothermaux et s’accompagne de profonds changements d’ordre chimique et pétrographiques. Elle débute d’abord par la destruction des feldspaths potassiques et l'apparition de la séricite. Celle-ci devient de moins en moins importante vers la minéralisation tandis que, parallèlement, le pourcentage de chlorite tend à s’accroitre. Le toit de l’amas sulfurés est caractérisé par la régression progressive de la chlorite ferrifère et le développement de la séricite et des carbonates (dolomite essentiellement et calcite). La figure (2. 3) permet de mieux visualiser l’évolution des indices d’altération dans les zones d’altération définie ci-dessus. On peut y noter que les deux indices, AI et CCP, varient de manière similaire dans l’environnement des deux secteurs Draa Sfar Nord et sud. On peut également noter l’individualisation de trois halos d’altération décamétriques, parcourues par des zones à fortes anomalies positives en AI et CCPI, correspondant à des zones de cisaillement ductiles. Les pics négatifs de AI et de CCPI (Fig. 2. 3 – A, B et C) peuvent être expliqués par l’abondance des carbonates comme phase d’altération tardive dans certaines zones de cisaillement, et ce, conformément à nos observations en lames minces. Parfois, au sein d’un même halo on note des variations en zig – zag. Ce mode de distribution signifierait probablement le contrôle étroit de ces indices par la composition chimique, la porosité et la perméabilité initiale des formations étudiées.

250

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

A.S

A

c

34m

d

58

b

81

158

ZCD

Mur

130

204

a

235

IA

CCPI

Al2O3/TiO2

NaO2+CaO(%)

NaO2+K2O (%)

55

4

51

8

0

18 3

MgO+FeO(t)%

A.S

B

0

90

50

100 10

273

d

58m

104

c

75

Mur

218

b

156

285 370

414

a

390

434 NaO2+CaO%

NaO2+K2O%

56

46 5

0 10

MgO+FeO%

5

0

CCPI

25

0 100

20 100

40 AI

Al2O3/TiO2

C b

5m

e

25

Mur

45

64 ZCD

105

h

86

A.S f

140

60

10

251

K2O+NaO2 (%)

6

MgO+FeO(%)

0 6

CCPI

3

0 60

0 100

IA

60

100

40

Toit

125

CaO+Na2O(%) Al2O3/TiO2

1

f

2m

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

A.S

b

13 17 4

e

11 6

58

Mur

12

9

5

i

0m

Fe2O3+MgO (%) Na2O+K2O (%)

Na2O+CaO (%)

15

50 3,4

0,4 0

5 8

62 60

100 58

100

CCPI

AI

Al2O3/TiO2

10m 50

130

e

90

170

Mur

210 250

g

295 335

ZCD

375 59

A.S

415 455

535

f

Toit

495

580

24

18 14

0

8

Fe2O3+MgO(%)

4

0 30

CCPI

8 100

50 100

20 IA

Na2O+K2O (%) Na2O+CaO (%) Al2O3/TiO2

Fig. 2. 3 : Logs pétrographiques et géochimiques montrant les variations des indices d’altérations hydrothermales, la somme des oxydes et le rapport lithologique pour les échantillons provennant des différentes sections étudiées : (A) Profil DSC/70, (B) Profil DSC/280, (C) Sondage DSF2, (D) niveau.-400, (E) Sondage DS125. (A.S=amas sulfuré, ZCD=zone de cisaillement ductile, (a) rhyodacite, (b) tufs de lapillis, (c) rhyodacite ignimbritique, (d) rhyodacite rubanée, (e) pélites gréseuses, (f) pélites calcareuses, (g) grès péliteux, (h) tufs chloritisés, (i) chloritite.

252

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

I. 3. Conclusion L’ensemble des résultats obtenus nous a permis de distinguer trois halos d’altération hydrothermale : Un halo distal où les deux indices sont généralement modestes (AI moyen = 61,83 et l’indice CCP moyen = 67,36), en relation avec l’abondance de la séricite et la rareté de la chlorite. De point de vue géochimique, ces variations minéralogiques se traduisent par des valeurs élevées en K2O et basses en FeO(t) + MgO (Fig 1. 3), assorties d’un enrichissement en silice des roches (cf. pétrographie). L’altération se matérialise par la destruction de la paragenèse primaire, constituée de phénocristaux de feldspath potassique, d’albite et de grains quartzo – feldspathiques de la matrice, et la néoformation de la séricite et du quartz selon les réactions suivantes :

3KAlSi3O8 + 2H+ Feldspath - K

3NaAlSi3O8 + 2H+ + K+

KAl3SiO10 (OH)2 + 6SiO2 + 2K+ Séricite

Quartz

KAl3SiO10 (OH)2 + 6SiO2 + 3Na+ Séricite

Albite

Quartz

Un halo centro – proximal (Fig. 2. 3), situé au dessous de la masse minéralisée. Sa puissance est de l’ordre du décamétrique à Draa Sfar Sud, alors qu’elle atteint les 200 m à Draa Sfar Nord. Dans cet halo, les valeurs moyennes enregistrées par l’AI = 83 et le CCPI = 93 sont élevées. Au niveau de Draa Sfar Nord, on note des fortes anomalies positives en CCPI qui coïncident avec les zones de cisaillement à chlorite - sulfures - quartz. Ces fortes valeurs du CCPI sont corrélables avec une augmentation des teneurs en MgO et de FeO(t) (constituants majeurs des chlorites) et une baisse des teneurs en K2O et Na2O (Fig. 2. 3). Ces variations sont compatibles avec nos observations minéralogiques qui ont montré une augmentation du pourcentage de la chlorite en allant vers le minerai, jusqu’à constituer la phase ultime d’altération (plus de 90%). L’indice d’altération CCP semble donc délimiter les auréoles fortement altérées qui constituent l’encaissant immédiat de la minéralisation sulfurée. La cartographie des zones à fortes valeurs en CCP, comme celle que nous avons fait à Draa Sfar (Fig. 2. 3), peut en l’occurrence constituer un excellent guide pour l’exploration d’autres gisements similaires.

253

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Un halo du toit, caractérisé par la diminution progressive de la valeur des indices d’altération lorsqu’on s’éloigne de la minéralisation sulfurée. Cette évolution est compatible avec la diminution des concentrations de FeO(t) et, à degrès moindre, de MgO (Fig. 2. 3). Elle se traduit de point de vue pétrographique par l’abondance des sulfures et de la chlorite notamment dans les premiers mètres de la série du toit. L’indice d’altération AI montre une allure particulière, marquée d’abord par une diminution puis une légère augmentation quand on s’éloigne des lentilles sulfurées (Fig. 2. 3). Ceci peut être expliqué par les teneurs élevées de K2O et de MgO, qui constituent les principaux composants de la séricite et de la dolomite. Ces minéraux constituent le seul assemblage minéralogique qui caractérise les formations de toit (pélites calcareuses). Ces traits de similitude dans les halos délimités par les indices d'altération entre le Draa Sfar Sud et ceux du Nord suggèrent que les processus hydrothermaux y sont identiques, et ce, malgré les differences au niveau des encaissants de la minéralisation. La comparaison de l'évolution des indices d’altération représente donc un critère encourageant pour l'exploration minière d'autres gisements du même type. II. Variations géochimiques II. 1. Eléments mobiles La variation chimique des oxydes majeurs reflète, en général, les changements minéralogiques observés durant le processus d'altération (Gélinas et al., 1982; Knuckey et al., 1982; Tanguay et al., 1990 et L'Heureux, 1992). En effet, la comparaison des teneurs des éléments majeurs et traces de différentes zones d’altération dans les deux secteurs de Draa Sfar permet de définir les tendances géochimiques caractéristiques des formations hydrothermalisées. Les variations de ces éléments sont représentées sur les figures (2. 4 à 2. 8).On peut y relever les faits suivants : a) les zones distales se caractérisent par des teneurs élevées en K2O, Na2O, Ba et Li. Ceci est en liaison avec le développement de la séricite et de l’albite. En effet, le Ba et le Li sont des éléments qui peuvent se substituer au K dans le réseau du feldspath alcalin et de la muscovite (Deer et al., 1966). Ces auteurs ont montré que le Ba se concentre préférentiellement dans le feldspath alcalin qui peut contenir plus de 2 % en BaO, alors que le Li se concentre préférentiellement dans le réseau de la muscovite (environ 3,5% en Li2O). Dans les rhyodacites (tableau. IV. 2, voir annexe), le Ba et le K sont corrélés négativement avec un coefficient de corrélation élevé (0,82), alors que le Li et le K sont plutôt corrélés

254

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

positivement. Ceci peut être expliqué par la différence de comportement de ces deux éléments (Li et Ba) dans les zones de cisaillement ductiles (Fig. 2. 4, 5, 6 et 8). En effet, sur les sections effectuées dans ces zones, le Ba montre toujours des anomalies négatives que l’on peut attribuer à la disparition des feldspaths alcalins, alors que le Li montre, au contraire, des anomalies positives expliquables par le développement de la muscovite. b) La zone centro – proximale et les zones de cisaillement ductiles se caractérisent par des teneurs élevées en FeO(t) et MgO, en liaison avec la formation de la chlorite lors de la réaction de la roche avec la solution minéralisatrice. On y note également l’existence de fortes anomalies positives en Cr, enregistrées au niveau des zones de cisaillement. Elles peuvent être expliquées par la substitution de cet élément avec le Fe dans le réseau cristallin de la chlorite ferrifère. Cette dernière constitue par ailleurs le minéral d’altération observé dans la majorité des zones de cisaillement ductiles N-S. Pour ce qui est des teneurs en métaux, on note une augmentation progressive des teneurs en métaux (Cd, Zn, Pb et Cu) en allant vers l’horizon minéralisé. Les zones cisaillées font souvent apparaître de fortes anomalies positives en Pb, Cu et Zn. L’augmentation du Cd semble progressive depuis la partie distale jusqu’à l’approche du minerai. Ceci semble compatible avec les études géochimiques des sulfures qui montrent que le Cd est lessivé dans les roches volcano – sédimentaires par le fluide post dépôt. c) Le toit d’amas sulfuré (Fig. 2. 6, 7 et 8) se caractérise par des teneurs élevées en K2O et CaO, en liaison avec le développement de la séricite et des carbonates. L’évolution au niveau des teneurs en éléments majeurs et traces dans les halos d’altérations peuvent être précisées si l’on tient compte des transferts de matière évalués par des calculs du changement de la masse des éléments lors des processus hydrothermaux. L’identification du protolite (roche moins altérée) et les éléments immobiles est une condition nécessaire pour quantifier les variations de la masse du volume qui peuvent accompagner l’altération hydrothermale.

255

81

58

34 m

58

34 m

13 0

Mur 15 8

20 4

23 5

27 3

34 m

c

d

b

ZCD

58

81

13 0

15 8

A.S

A.S

ZCD

4 PF%

AI

100

Mur

81

a

20 4

23 5

A

27 3

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

50 90

NaO2+CaO NaO2+K2O (%)MgO+FeO(t)%

10 18

0

0

Al2O3/TiO2

CCPI

Fe2O3%

0,5 16

55

80

MgO%

0 1,8

0

0 14

Al2O3%

8

3 4

SiO2%

Na2O%

9,5 1,8

c

230

A.S

ZCD

Cr(G/T)

d

13 0

A.S b

15 8

20 4

Mur 27 3

34 m

58

81

ZCD

13 0

20 4

a

15 8

23 5

27 3

0 8

2 410

10 100

130 1010 Zn (G/T)

Zr (G/T)

20 160

Y (G/T)

Li (G/T)

0 70

Pb (G/T)

0,15 0,5 P2O5%

Cd (G/T)

0,1 9

Ti2O3%

2 0,3

90 0,5 Ba (%)

K2O%

CaO%

2,2

68

Mur

23 5

51

40

0

Fig. 2. 4 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du profil DSC/70S, Draa Sfar Sud (légende voir Fig.2. 3)

256

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

58 m

75

10 4

15 6

21 8

37 0

39 0

41 4

43 4

58 m

75

10 4

15 6

21 8

28 5

37 0

39 0

28 5

Mur

Mur

41 4

43 4

B

A.S

A.S a

c

d

4,2

AI

PF %

100

b

0,8 3

CCPI

MgO%

40 100

MnO%

0 0,25

0

0 20

50

0 0,30

0 56

0,05 8

P2O5%

5

Fe2O3%

10

K2O% 46

0

Al2O3%

0 15

Zr (G/T)

9 190

TiO2%

120 0,30

58 m

75

10 4

15 6

37 0

39 0

Li (G/T)

90

Zn (G/T)

10 320

Pb (G/T)

20 150

20 0,6 Ba%

CaO%

60 3

d

0 225

Cr (G/T)

SiO2%

0 80

c

100 7 Cd (G/T)

Na2O%

3

b

41 4

43 4

75

10 4

15 6

21 8

28 5

37 0

39 0

41 4

43 4

58 m

A.S

A.S a

21 8

Mur

Mur

28 5

Al2O3/TiO2

NaO2+CaO% NaO2+K2O%MgO+FeO%

20 25

0,15

0

Fig. 2. 5 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du profil DSC/280S, Draa Sfar Sud (légende voir Fig. 2. 3)

257

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

C

b

5m

e

25 5,12

45

6,52

Mur

64 ZCD

105

h

86

A.S

125

51,14

4

f

9,13 4

1

MgO%

Fe2O3%

Al2O3%

CaO%

24

14

4

20

SiO2%

10

0

1,5

0

Na2O%

80

65

2

1

0

50

Toit

34,2 140

b

5m

e

25

Mur

45 64 ZCD

105

h

86

A.S

101

f

140

210 48

1,51

Cd(G/T)

Ba (G/T)

60

10 30

0

TiO2%

MnO%

600

0 1

0

K2O%

0,25

0,05 5

2,5

0

Toit

125

Li (G/T)

b

5m

e

25

Mur

45 64

0,07% ZCD

0,2%

86

0,9% 0,2%

h

105

0,2%

0,06% A.S

10%

5%

0,4%

f

0,1%

140

Y (G/T)

150

0 90

45

Cu (G/T)

0

110

55

0

Cr (G/T)

250

Pb (G/T)

125

250

0

80

40

0

Ni (G/T)

0

Toit

125

Zn (G/T)

Fig. 2. 6 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du sondage DSF2, Draa Sfar Sud (légende voir Fig. 2. 3)

258

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

2m

A.S

1

5

9

Toi 12

58

11 6

2m

1

5

9

b

e

A.S

13

Mur

Toi 12

13

58

17 4

11 6

Mur

17 4

D

f

i

18

AI

PF %

100

2 80

CCPI

SiO2%

58 100

0 2,30 CaO% 0,30 20

8

Al2O3%

5

2,5

0

0 3,4 Fe2O3%

60

6 10 MgO%

0,4 50

1

e

b

A.S

1

5

9

12

58

Toi

f

4

160 Li (G/T)

K2O%

6

4 17

2m

A.S

1

5

i

13

Mur

Toi 9

12

13

6

58

17

11

4

Mur

2m

15

11

Al2O3/TiO2 Na2O+CaO (%) Na2O+K2O (%) Fe2O3+MgO (%)

60 62

16 230

MnO%

Cr (G/T)

0 2,5

50

0

30

TiO2%

Cd (G/T)

1

6 0 600

P2O5%

Ba (G/T)

0,45

100 160

Zr (G/T)

0,15

65

Fig. 2. 7 : Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du niveau -400m Draa Sfar Sud (légende voir Fig. 2. 3)

259

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

E 10m 50

e

90 130 170

Mur

210 250

g

295 335

ZCD

375 1,13

0,13

A.S

415

0,66

58,7

455

535

f

Toit

495

580

Al2O3%

20

SiO2%

10 70

30

MgO%

3,5

Fe2O3%

1 25

CaO%

5 12

0 2,5

0 Na2O% 10m 50

e

90 130 170

Mur

210 250

g

295 335

0,6

ZCD

375

A.S

415

0,31

9,5

0,03

495 535

f

Toit

455

580

Nb (G/T)

100

30

Cr (G/T)

250

Ba (G/T)

900

TiO2%

30

0 1

MnO%

0,6 0,26

0 7

0

K2O%

10m 50 90

170

e

130

Mur

210 250 295

375

g

335

ZCD 0,3% 7,4%

160

A.S

415

0,1%

455

Toit

495

580

f

535

Cd (G/T)

20

Li (G/T)

0 350

0

Sr (G/T)

250

0

Zn (G/T)

200

200

0

10 Ni (G/T)

Fig. 2. 8: Log pétrographique et géochimique montrant les variations des éléments majeurs et traces des échantillons provenant du sondage DS125, Draa Sfar Nord (légende voir Fig. 2. 3)

260

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

II. 2. Eléments immobiles De nombreuses études portant sur les gisements de sulfures massifs volcanogènes ont montré que certains éléments traces tels que Ti, Al ainsi que les terres rares lourdes, restent immobiles sous les conditions imposées par l'altération hydrothermale et le métamorphisme du faciès schiste vert (MacLean et Kranidiotis 1987; Mac Lean, 1990 ; Mac Lean et Barrett 1993; Herrmann et al., 2001). La matrice de corrélation est souvent utilisée dans l'examen des données géochimiques, et ceci afin d’identifier les paires d'éléments fortement corrélables entre eux (Beach et Tarney 1978, Weaver et al 1981 et Rollinson 1993). Dans les rhyodacites et les dacites de Draa Sfar Sud, un certain nombre de couples d’éléments montrent des coefficients de corrélation élevés (Tableau. 15, voir annexe). Ce tableau montre que : Le coefficient de corrélation est élevé entre certains éléments compatibles tels que Mg – Fe, Mn – Fe, Mn – Mg, Li – Fe, Ba – K, Pb – Cu et Co – Ni. Ceci s'explique probablement par les phénomènes de substitution de ces éléments entre eux. D’autres éléments incompatibles montrent aussi un coefficient de corrélation élevé tels que le Al – Ti et Zr. Si l’on compare, d’une part les rapports Al2O3/TiO2 et Zr/TiO2 des rhyodacites et les pyroclastites associées avec les roches sédimentaires de Draa Sfar Sud, et d’autre part le rapport Al2O3/TiO2 de la série sédimentaire de Draa Sfar Nord, avec ceux des rhyodacites et les pyroclastites associés de Draa Sfar Sud, il apparaît que : - Le rapport entre l’Al2O3 et TiO2 dans les mêmes formations reste constant quelque soit les degrés, d’altération, de métamorphisme et de déformation (Fig. 2. 4 à 2. 8). - Le rapport entre Zr et TiO2 n’est pas rigoureusement conservé. Il faut donc envisager une certaine mobilité de l’un de ces éléments lors des processus d’altération hydrothermale. Certains auteurs ont mis en évidence un comportement peu mobile du zirconium dans les roches volcaniques acides et volcanosédimentaires encaissant l’amas sulfuré (Barrett et al., 2001). En effet, les études pétrographiques montrent l’abondance des grains de Zr dans les pyroclastites et surtout au contact immédiat du minerai, où la chloritite est riche en zirconium. Il apparaît que Al et Ti sont immobiles et leur comportement apparaît inerte au cours des transformations hydrothermales. De ce fait, plusieurs auteurs (Barrett et al., 2001 ; Large et al., 2001) ont utilisé le rapport Al2O3/TiO2 pour distinguer entre les roches volcaniques et sédimentaires encaissants l’amas sulfuré. La figure (2. 9 – B & C) permet de constater un bon

261

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

regroupement des analyses de l’ensemble des échantillons (plus de 80 échantillons) volcaniques et pyroclastiques de Draa Sfar Sud, au sein d’une même population, caractérisée par un rapport moyen Al2O3/Ti2O3 = 52,75 ± 2,6. Ceci permet de confirmer l’origine rhyodacitique à dacitique des pyroclastites de Draa Sfar. D’après la figure (2. 9 – A), l’ensemble des roches sédimentaires (plus de 150 échantillons) prélevées dans les différents halos d’altération de Draa Sfar montre un bon regroupement au sein d’une même population, caractérisée par un rapport moyen Al2O3/TiO2 = 19,13 ± 0,27. Ces résultats montrent une similitude entre le rapport Al2O3/TiO2 des roches les moins altérées et celui des roches les plus altérés aussi bien pour les roches volcaniques et pyroclastiques que pour les roches sédimentaires. Ce rapport permet cependant de distinguer géochimiquement entre les roches sédimentaires, dont le rapport Al2O3/TiO2 varie de 17,9 à 20,56 et les roches volcaniques et volcanoclastites associées dont le rapport, plus élevé, s’échelonne entre 49 à 55. 25

25

A

B

R2 = 0,939

15 10 5

0

0,2

0,4

0,6 0,8 TiO2 (%)

1

10

0

1,2

0 200

C

0,2

0,4

0,6 TiO2 (%)

0,8

1

D

150 Zr (G/T)

12 Al2O3 (%)

R2 = 0,91 15

5

0

16

R2 = 0,84

20 Al2O3 (%)

Al2O3 (%)

20

8

50

4

0

0 0

100

0,1

0,2

0,3

0

0,4

0,10

Rhyodacite

Dacite

Tufs rhyodacititique

0,20

0,30

TiO2 (%)

TiO2 (%)

Rhyodacite ignimbritique

Roches sédimentaires

Fig. 2. 9 : Relation entre TiO2 et les éléments les moins immobiles Al2O3 et Zr dans les différents faciès provenant de : (A) carottes de sondage DS125, (B) carottes de sondage DSF2 et (C&D) profil DSC/280S & profil DSC/490S.

II. 3. Changement de masse Pour évaluer les gains et les pertes d'éléments chimiques lors du processus d'altération hydrothermale, nous avons utilisé la méthode de calcul du changement de masse. Elle consiste

262

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

à calculer le changement de masse pour chaque élément mobile d'un échantillon par rapport à la concentration d'un élément immobile. Elle a été effectué avec la méthode des précurseurs multiples de Barrett et MacLean (1994) sur des échantillons volcaniques (rhyodacites) et des volcanoclastites associées (tufs et ignimbrite) de Draa Sfar Sud, prélevés suivant les profils DSC/70S et DSC/280S (Fig. 1. 1). Les deux échantillons les moins altérés, utilisés pour cette étude, sont E/1 (273 m par rapport l’axe de l’amas) et E/25 (404 m par rapport l’axe de l’amas). Ils sont considérés ainsi car ils présentent des cristaux de feldspath alcalin d’origine magmatique plus ou moins séricitisés (Photo. 1. Pl. I), avec des indices d’altérations (AI et CCPI) et une perte au feu, très faibles (voir annexe tableau. 1.2&3). II. 3. 1. Rappel de la méthode des précurseurs multiples Barrett et MacLean (1994), ont utilisé une variété d'éléments chimiques pour estimer les changements de masse. La masse d'un échantillon, après l'altération, est appelée composition reconstituée (C.R) (MacLean & Kranidiotis 1987; MacLean 1990; MacLean & Barrett 1993 et Barrett & MacLean 1994b). Elle est calculée à partir d'une analyse chimique initiale, en se basant sur des échantillons frais (précurseurs) et on utilisant le Zr comme composante immobile. Donc un ajout ou une perte de masse est équivalent en pourcentage de poids: C.R= Zr précurseur/ (Zr altéré * composante altérée) Avec - C.R: composition reconstituée ; - Zr altéré: concentration en Zr dans l'échantillon altéré ; - Zr précurseur: concentration en Zr dans l'échantillon le moins altéré ; - Composante altérée: Composition d'un élément (majeur ou mineur) dans l'échantillon altéré. Cette méthode normalise de façon efficace tout changement de composantes mobiles par rapport aux concentrations en Zr du précurseur (l'échantillon le moins altéré dans ce cas). Les changements de masse sont obtenus en calculant la différence entre la composition de l'échantillon frais (précurseur) et la masse totale de l'échantillon après l'altération (C.R): Changement de masse = C.R - Composition du précurseur

263

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

II. 3. 2. Résultats et discussions La figure (2. 10) présente les résultats de ces calculs et le comportement des éléments au sein de chacune des zones d’altérations hydrothermales définies dans la partie centrale de Draa Sfar Sud. Sur cette figure, il apparaît que les changements de masse des éléments majeurs et traces, observés dans les deux traversés (DSC/70S et DSC/280S), sont similaires. En général, SiO2, K2O, Na2O, Fe2O3 et le CaO montrent une nette variation avec des comportements différents d’une zone hydrothermale à l’autre et dans les zones de cisaillement ductiles. Par contre, le TiO2, P2O5, MnO et MgO montrent des variations légères dans toutes les zones hydrothermales, sauf dans les zones de cisaillement où les trois derniers éléments montrent un enrichissement bien marqué. Sur les figures (2. 10– A, B, C et D) on peut relever les faits suivants : - La zone d’altération distale est caractérisée par un gain important en SiO2, K2O et un léger enrichissement en Fe2O3, accompagné par une importante perte en Na2O. Ces changements de masse se traduisent, du point de vue minéralogique, par la destruction des feldspaths alcalins au dépend desquels se forment la séricite et la silice. En plus, cette destruction est accompagnée d’une addition de Fe qui peut être attribuée à la formation de la chlorite ferrifère puisque le magnésium ne montre pas de changement. Ceci est parfaitement compatible avec les études pétrographiques et minéralogiques qui montrent l’abondance de la silice et de la séricite, avec la présence de chlorite dans cette zone distale. - La zone d’altération centrale est caractérisée par un gain important en Fe2O3, Na2O et un enrichissement en MgO, accompagné d’une importante perte en K2O et SiO2. L'enrichissement en fer et magnésium peut être attribué à la formation de la chlorite lors de la réaction de la roche avec la solution minéralisatrice. La perte en K2O et le gain en Na2O peuvent être expliqué par la destruction du feldspath potassique et le développement de l’albite, d’origine hydrothermal, dans les volcanoclastiques acides. La source de Na est essentiellement hydrothermale car les roches volcaniques primaires appartiennent à une source volcanique appauvrie en Na. En plus, cette zone centrale, fortement appauvrie en silice, l’est encore davantage dans les roches pyroclastiques et ignimbritiques. Ces formations poreuses facilitent la circulation des fluides hydrothermaux qui provoquent la dissolution de la silice et sa précipitation dans les amygdales, les veines et les fentes. - La zone d’altération proximale est caractérisée par un enrichissement important en Fe2O3 avec le MgO, CaO et un léger gain en MnO et en P2O5, Ceci est accompagné par un

264

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

appauvrissement en SiO2 et en K2O. Le gain en Fe2O3, MgO et MnO peut s'expliquer par l’apparition de ces éléments entre les carbonates, les sulfures et la chlorite. Cette dernière domine les échantillons près de l'amas sulfuré et peut facilement consommer la grande quantité de ces éléments. A l’approche de l’amas sulfuré, le gain en CaO et l’enrichissement du fluide en fer provoquent la formation de carbonates, particulièrement la sidérite et la magnésite. Cependant, un faible enrichissement en P2O5 est noté et est associé avec le CaO à la formation de fins grains d’apatite. Cette dernière constitue le principal minéral accessoire rencontré dans cette zone proximale à chloritite. La perte de K2O est liée probablement à la destruction de feldspath potassique et la formation de la séricite. L’appauvrissent en silice peut être expliquée par la dissolution et la migration de cet élément sous l’effet de l’altération et le métamorphisme vers les veinules et les fractures. - Les zones de cisaillement ductile sont caractérisées par un enrichissement important en Fe2O3 avec le MgO et un léger gain en MnO et P2O5, ceci est accompagné par un appauvrissement important en SiO2, K2O et CaO. En effet, un apport de fer par les fluides hydrothermaux, circulant dans ces zones, peut expliquer cette quantité importante de cet élément. L’assemblage Fe, Mg et Mn favorise la cristallisation de la chlorite, les sulfures et les hydroxydes ferreux. Ceci est compatible avec les observations microscopiques montrant l’abondance de la chlorite ferrifère, les sulfures et les hydroxydes ferreux dans ces zones. Malgré la présence de la séricite parmi les produits d’altération au sein de ces zones, on observe une perte de K2O. Ceci peut s’expliquer par les variations du volume et ou de la masse des roches cisaillées. Ces variations sont probablement liées à l’importance relative de l’apport de fer par les fluides hydrothermaux post dépôt de la minéralisation sulfurée. Les mêmes phénomènes peuvent expliquer l’appauvrissement de la silice dans ces zones de cisaillement. La figure (2. 10– E&F) montre l’évolution du bilan géochimique des métaux Zn, Pb et Cu. Il apparaît que ces éléments n'enregistrent aucune variation notable dans leur distribution suivant la zonation d’altération. Cependant, un enrichissement important en ces éléments est marqué au niveau des zones de cisaillement et dans l’encaissant immédiat de l’amas, zones qui servent de passage aux circulations de fluides. Ceci peut signifier que la phase d’altération hydrothermale post dépôt a lessivé ces éléments de l’amas et les a concentré dans ces zones au cours de la déformation ductile.

265

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Sur la figure (2. 10 – B&D), Al2O3 semble être lessivé dans toutes les zones hydrothermales. Son comportement apparaît contradictoire avec les résultats obtenus cidessus, vu que cet élément est réputé immobile. Plusieurs auteurs ont considéré Al comme immobile sous les conditions imposées par l'altération hydrothermale et le métamorphisme (faciès schiste vert) Gresens, 1967 ; Winchester et Floyd, 1977 ; MacLean et Kranidiotis 1987; Mac Lean, 1990 ; Mac Lean et Barrett 1993; Herrmann et al., 2001). Plusieurs hypothèses peuvent être suggérées pour expliquer ce comportement de l’aluminum: - Une hétérogénéité de composition des roches initiales Cette hypothèse apparaît contradictoire avec nos études minéralogiques et géochimiques qui sont en faveur d’une origine rhyodacitique à dacitique commune des ignimbrites et des pyroclastites de Draa Sfar. - Influence de la déformation La perte d’Al apparaît aussi bien dans les zones les moins déformées qu’au cœur des zones de cisaillement ductile. De ce fait, la déformation n’a pas une influence importante sur le bilan géochimique d’Al. - Influence de changement du volume de la roche altérée par rapport aux protolites Les variations du volume qui accompagnent l’altération des roches volcaniques et volcanoclastiques encaissantes peuvent être calculées grâce au facteur volumique ƒv qui correspond au rapport entre le volume de la roche altérée (A) et celui de protolite (B). A partir de l’équation de Gresens (1967), ƒv = (CBx*dB/CAx*dA), avec : -

dA et dB représentent respectivement les densités de la roche altérée et de protolite ;

-

CAx et CBx sont les concentrations d’un élément immobile (x) respectivement dans la roche altérée et dans le protolite.

266

a ZCD b d mètres

-2

c

a

267 ZCD b

ESE Mur

d

WNW

1

0

% Al2O3

CaO MnO

TiO2 P2O5

c

A xe d e p ro jection en surface de l’am as

1

0

% -1

Al2O3

CaO

MnO

TiO2

P2O5

Axe de projection en surface de l’amas

Mur

58

65

75

108

104

122

156

206

218

239

285

ESE

34

-8 c

48

K2O

58

-3

-1

b

70

0

81

a

12 0

% 2 ZCD

D

1 30

Profil DSC/70S

1 50

d

355

Mur

1 58

7 -5

ZCD

mètres

370

B

1 77

K2O

380

MgO

ZCD

Fe2O3

-3

390

Si2O

414

Na2O

424

-2

Axe de projection en surface de l’amas

3

434

58

% 0

20 4

Mur WNW

A xe de projection en surface de l’am as

8

2 17

MgO

75 WNW

23 5

ESE 65

Profil DSC/280S

25 0

SiO2

108

13

2 59

F2O3

104

122

156

206

218

239

285

355

ESE

34

c

48

Na2O

58

b

70

81

a

120

130

12

150

158

C ZCD

370

A

177

204

390 380

-17

235

-12

217

-7

414

424

-22

250

434

18

259

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale Profil DSC/280S WNW

mètres

d

Profil DSC/70S

mètres

Troisième Partie : Alteration Hydrothermale

Profil DSC/280S

900

ESE

ESE

WNW

Mur 200

WNW

Mur

Cu Zn

150

Profil DSC/70S

F

Pb

100 ppm 50 0

-50

700

Zn Cu Pb

500 ppm 300

100 0 34

48

58

70

81

120

130

150

158

177

204

217

235

259

58

65

75

108

104

156

122 c

mètres

d

ZCD

b

206

218

239

285

355

370

380

390

414

424

434

a

mètres

250

-100

-100

A xe de projection en surface de l’am as

E

Axe de projection en surface de l’amas

250

A

ZCD

E

F

D

Fig.2. 10: Sections transversales pour les changements de masses des rhyodacites et les pyroclastites associés du Draa Sfar Sud, selon le profil DSC/280S (A, C et E) et le profil DSC/70S (B, D et F). La localisation des profiles est sur la figure (1.1) et légende voir la figure (2.3).

268

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Dans le diagramme binaire (Fig. 2. 11 – A & B), les rapports calculés à partir des différents éléments considérés immobiles, Ti, Al et le Zr, montrent une distribution linéaire le long d’une droite reliant sa position initiale (protolite) et l’origine. Sur la figure (2. 11– B) on note, une légère variation des rapports de Ti et Zr de certains échantillons. Ceci peut s’expliquer par l’effet pépite de zirconium dans certaines roches altérées, telles que la chloritite qui est la plus riche en ce minéral. Cette distribution indique qu’il n’existe aucune variation significative du volume au cours de l’altération hydrothermale associée à la minéralisation sulfurée. Ces résultats sont en accord avec les travaux de Humphris & Thompson, (1978) ; MacLean et Kranidiotis, (1987) ; Gemmell & Large (1992) et Mac Lean et Barrett (1993), qui ont montré que les variations du volume au cours de l’altération hydrothermale, associée aux amas sulfurés, sont relativement faibles dans les volcanites altérées.

8

8

6

6

4

2

0

0

1,2

2

4 6 fv(TiO2)

8

B

4

2

0

10

0

2

4

6

8

10

fv(TiO2) 1,2

C (Mo/Ma)Zr

(Mo/Ma)Al2O3

10

A

fv(Zr)

fv(Al2O3)

10

0,8

0,4

0

D

0,8

0,4

0 0

0,5 1 (Mo/Ma)TiO2

1,5

0

0,5 1 (Mo/Ma)TiO2

1,5

Fig. 2. 11: Variation du volume (A&B) et de la masse (C&D) calculée à Al2O3, Zr avec TiO2 constant des échantillons provenant du profil DS/70S.

269

Troisième Partie : Altération hydrothermale

- Influence du Changement de la masse de la roche altérée par rapport aux protolites Même si certains éléments immobiles tels Al, Ti, Zr et Y, sont généralement réfractaires aux processus d’altération et de métamorphisme (Gresens, 1967 ; Winchester et Floyd, 1977 ; MacLean et Kranidiotis, 1987), leur pourcentage en poids sera tout de même affecté par les transferts chimiques d’éléments mobiles. Ainsi, ces processus de gains et de pertes de masse feront respectivement diminuer et augmenter le pourcentage d’éléments immobiles (MacLean et Kranidiotis, 1987). Les variations de masse qui accompagnent l’altération des roches volcaniques et volcanoclatiques encaissants l’amas sulfuré de Draa sfar Sud peuvent être calculées grâce au rapport MB/MA = (CAx/CBx) (Grant, 1986), CAx et CBx représentant les concentrations d’un élément immobile (x) dans la roche altérée et dans le protolite. Sur la figure (2. 11– C & D), les rapports calculés à partir des différents éléments considérés immobiles (Ti, Al et le Zr) montrent un nuage de points éloignés de l’isocone qui passe par l’origine. Ceci peut être expliqué par une variation importante de la masse au cœur de l’altération hydrothermale associée au dépôt de l’amas sulfuré. Il apparaît donc que l’origine de ces variations de masse des roches hydrothermalisées est essentiellement liée à l’importance relative du lessivage et de l’apport de certains éléments par les fluides hydrothermaux tels que Fe et Si. Ceci peut expliquer la diminution du pourcentage de l’alumine dans les roches étudiées au cours de l’altération hydrothermale. On conclut que ces résultats du bilan géochimique sont en accord avec la définition des zones d’altérations hydrothermales délimitées par le biais des études pétrographiques et minéralogiques des formations encaissants l’amas sulfuré de Draa Sfar Sud. Il est donc possible de mettre en évidence ces changements survenus lors de la circulation des fluides hydrothermaux et qui se traduisent par une signature pétrographique et géochimique particulière. Cette altération débute par la destruction des feldspaths alcalins et l'apparition de la séricite et du quartz. Le pourcentage de ces derniers devient de moins en moins important en allant vers la masse minéralisée. Cette diminution de la séricite et du quartz s'accompagne de l’apparition de l’albite dans les pyroclastites et l'accroissement de la quantité de chlorite. Cette dernière domine les échantillons près de l'amas sulfuré.

270

Troisième Partie : Altération hydrothermale

III. Chimie des minéraux indicateurs d’altération III. 1. Pétrographie Les textures pré-déformation, syn-cinématique et post-déformation (phase hercynienne majeure) des principaux minéraux d’altération hydrothermale tels que la chlorite, la séricite, le quartz, les carbonates et les sulfures ont été documentées dans les chapitres précédents. III. 1. 1. La chlorite La chlorite antédéformation montre une biréfringence brun-violacée à vert bleu (Photo. 1. Pl. II). Elle apparaît bien dans les zones les plus altérées, où elle se présente généralement sous forme fibreuse, constituant une trame qui peut atteindre parfois jusqu'à 95% de la totalité de la roche à proximité ou dans l’amas sulfuré (Photo. 2. Pl. II). Cette chlorite est nettement déformée et réorientée dans les plans de la schistosité régionale. Elle peut se présenter également sous forme amygdalaire avec une texture fibro-radiée, déformée (Photo. 4. Pl. II). La chlorite remplit également, avec le quartz, des microfractures précoces plissotées et traversées par la schistosité S1. La chlorite syncinématique est de teinte bleue et parfois bleu-verte à la lumière polarisée (Photo. 3. Pl. II). Même à l'échelle d'une même lame mince, on peut observer un changement dans la teinte de la chlorite qui peut varier du bleu clair au bleu foncé voir même vert, laissant supposer la présence de deux générations de chlorite avec des rapports Fe/Mg différents. Dans les zones les moins altérées, la chlorite, moins fréquente, se présente en petites paillettes (< 0.04mm). Elle semble remplacer le verre et les feldspaths alcalins des faciès volcaniques et volcanoclastiques acides, ainsi que les minéraux détritiques des roches sédimentaires (feldspath alcalins et plagioclase). Le remplacement préserve les textures primaires en arrière plan. Elles sont globalement orientées dans les plans de la schistosité régionale et soulignent les limites des cristaux primaires de la matrice. La chlorite se présente sous forme de petites gerbes ou sous forme massive dans la matrice et également dans les ombres de pression. De plus, elle a tendance à remplir les fractures tardives, en compagnie du quartz, muscovite, sulfures et d’autres minéraux d’altération (Photo. 5&7. Pl. II). Ces veinules recoupent l'ensemble des minéraux d’altération primaires et les plans de schistosité régionale et paraît être une phase d’altération secondaires. La chlorite dans les zones de cisaillement ductiles se développe en grands cristaux fibro – radiés qui ont une coloration brunâtre en lumière naturelle (Photo. 8. Pl. II). Cette teinte pourrait être causée par une faible hématisation diffuse.

271

Troisième Partie : Altération hydrothermale

III. 1. 2. La séricite La séricite se présente dans l’ensemble des faciès bordiers de l’amas sulfuré. Elle est dominante dans les zones d’altération distales et devient de moins en moins importante vers la minéralisation. Elle devient ensuite dominante au toit de la minéralisation. La séricite anté-déformation est moins abondante et se présente généralement sous forme fibreuse, réorientée dans les plans de la schistosité régionale (Photo. 2. Pl. I). Elle se développe parfois en grands cristaux moulés par la schistosité S1 (Photo. 6. Pl. II). La séricite en gerbe remplit aussi des micro–fractures plissées et traversées par la schistosité S1. La séricite syncinématique est plus abondante dans la matrice de l’ensemble des faciès étudiés (Photo. 3. Pl. II). En effet, dans les faciès fins (pélites et cinérites), elle constitue plus de 80% du volume total de la roche, sous forme de petites paillettes ou sous forme massive. Elle souligne, avec la chlorite, les plans de la schistosité régionale. Dans les faciès volcaniques et volcanoclastiques, elle peut constituer environ 5 à 10% du volume total de la roche, notamment en remplacement pseudomorphique de certains cristaux de feldspaths alcalins. La séricite se présente aussi en très fines paillettes qui se développent sur les feldspaths alcalins dont la taille est inférieure à 0,01mm, ou parfois en grands cristaux de muscovite. Cette séricite, post cinématique, n'a pas d'orientation préférentielle. III. 3. 3. Le quartz Le quartz est présent dans toutes les phases d’altération hydrothermale et se développe sur l’ensemble des faciès du mur et du toit de l’amas sulfuré. Le quartz anté-déformation constitue avec la chlorite les principaux minéraux d’altération hydrothermale précoce dans la zone proximale (Photo. 1&2. Pl. II). Il se présente sous forme de fins grains à contacts engrenés ou en grandes plages amorphes réorientés, aplatis et boudinés dans les plans de la schistosité régionale. On rencontre aussi des microfractures et des vacuoles précoces plissotées et traversées par la schistosité. Ces dernières sont remplies de quartz déformé montrant une texture mylonitique (Photo. 2. Pl. II), associé à la chlorite magnésienne en gerbes.

Le quartz syncinématique est plus abondant dans la matrice de l’ensemble des faciès étudiés. Il se présente sous deux types. Le premier est sous forme cryptocristalline, généralement de petite taille, soulignant les plans de schistosité régionale, et le deuxième type est de grande taille, remplissant parfois des veines et des vacuoles en association avec de la

272

Troisième Partie : Altération hydrothermale

chlorite, des sulfures, de la séricite, de l’épidote, de l’ilménite et de l’apatite. Il se développe aussi aux bordures et dans les ombres de pression des phénocristaux primaires. Le quartz post déformation a tendance à remplir les fractures tardives, et se présente donc sous forme de veines et de veinules. Ces veinules recoupent l'ensemble des autres minéraux et paraîssent representer une phase d’altération hydrothermale tardive. III. 3. 4. Les carbonates Les carbonates antédéformation sont moins abondants et se présentent essentiellement dans les formations dacitiques, spécialement dans les pélites calcareuses. Ces carbonates se présentent sous formes des microlentilles discontinues, boudinées et étirées dans les plans de schistosité S1 avec des limites effilochées dues à la dissolution. Les carbonates tardifs sont parfois abondants et se présentent soit sous forme de microplages envahissant les phases précédentes, soit sous forme de grains isolés dans la matrice (Photo. 10. Pl. II). Ces carbonates ont tendance à remplir les fractures tardives, et se présentent donc sous forme de veines et de veinules. Ces veinules recoupent l'ensemble des autres minéraux et paraissent comme dernières phases à cristalliser. III. 3. 5. Les sulfures Les minéraux opaques anté-déformation sont fréquents dans l’encaissant immédiat du toit et du mur de la masse minéralisée (Photo. 1. Pl. I). Ils se présentent sous forme des fins grains et/ou tâches amiboïdes, disséminés dans la matrice et dans les éléments lithiques de certains faciès (pyroclastites et ignimbrites). Dans les roches volcaniques, ils sont mimétiques et résultent de l’épigénisation d’anciens silicates. Ces minéraux opaques sont moulés par la schistosité régionale et présentent parfois des ombres de pression. Ils apparaissent aussi, en compagnie du quartz et de la chlorite, dans le remplissage des micro-fractures qui sont déformées par la schistosité S1. Les minéraux opaques syncinématique sont parfois assez fréquents, en tâches allongées le long des plans de la schistosité. Ils remplissent des microfractures, avec le quartz, la chlorite, la muscovite, l’épidote, le leucoxène et parfois l’apatite. Une phase plus tardive des minéraux opaques remplissent les géodes et les veinules (Photo. 9. Pl. II). III. 3. 6. Le talc Le talc constitue avec la chlorite et la silice les principaux minéraux exhalatifs interstratifiés au sein de l’amas sulfuré de Draa Sfar. Généralement, il se présente en amas

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Troisième Partie : Altération hydrothermale

flexueux réorientés suivant les plans de schistosité régionale. Il est plus abondant dans le minerai rubané et forme des lits de taille millimétriques qui soulignent le rubanement et les plans de schistosité régionale. Il s’agit donc d’un minéral anté-déformation hercynienne majeure. III. 3. 7. Les minéraux accessoires d’altération Ces minéraux sont représentés par l’épidote, le zircon, l’apatite et l’ilménite : - L’épidote, parfois fréquente, occupe une position interstitielle sous forme de fins cristaux subautomorphes (Photo. 2. Pl. II) de taille micrométriques et/ou en cristaux isolés qui se développent sur les feldspaths alcalins. D’autres épidotes, en grands prismes, remplissent avec le quartz, la chlorite et les sulfures, des fractures déformées et traversées par la schistosité régionale. - Le zircon se présente souvent sous forme de grains subarrondis (Photo. 1&4. Pl. II), disséminés dans la matrice des roches volcaniques et volcanoclastiques. Il est fréquent dans la zone proximale à chloritite. - L’apatite se présente souvent en cristaux automorphes à subautomorphes disséminés dans la matrice des roches volcaniques et volcanoclastiques en quantité variable. Comme le zircon, elle est abondante dans la zone à chloritite près du minerai. - L’ilménite et le leucoxène se présentent sous forme des cristaux allongés (Photo. 2. Pl. II), isolés ou groupés en plusieurs individus. Ils remplissent les veines et les amygdales, en compagne de la chlorite, du quartz, de l’épidote et des sulfures.

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Troisième Partie : Altération hydrothermale

Planche II Minéraux d’altération hydrothermale rencontrés à Draa Sfar Photo.1 : Aspect microscopique de la chloritite du mur : assemblage formé par la chlorite magnésienne (marron, Chl1) et le quartz (Qz). Cet ensemble antéschisteux est envahi par la chlorite ferrifère (bleue, Chl2) postschisteuse (lumière polarisée). Photo.2 : Photomicrographie des minéraux rares de l’altération hydrothermale primaire rencontrés dans la chloritite. Noter la présence de l’épidote (Epi), de l’ilménite (Ilm), du zircon (Zr) baignant dans une matrice à chlorite magnésienne (Chl1) en compagnée de quartz (Qz) (lumière polarisée). Photo.3 : Caractère antéschisteux de la chlorite ferrifère bleue (Chl1) et du quartz (Qz) observés dans la zone d’altération centrale. Cet ensemble boudiné et moulé par les trames de la séricite (Sé) synschisteuse (lumière polarisée). Photo.4 : Détail d’une amygdale antéschisteuse (rhyodacites ignimbritiques amygdalaires de la zone proximale), remplie par la chlorite en gerbe (Chl1) et le quartz à extinction roulante. La matrice est formée par la chlorite magnésienne, le quartz, la séricite et le zircon. Noter la présence des carbonates en microplages, masquant les autres minéraux primaires (lumière polarisée). Photo. 5 : Micro-fractures post schisteuses à quartz (Qz) et chlorite bleue (Chl2) recoupant l’ensemble d’altération précoce à chlorite magnésienne (marron Chl2) et le quartz (Qz) (lumière polarisée). Photo.6 : Caractère postschisteux d’un phénocristal de muscovite (Mus) associé à la chlorite bleu (Chl2) (lumière polarisée). Photo.7 : Fissure à chlorite hydrothermale postschisteuse (verte, Chl2) recoupant une matrice quartzo feldspathique (Qz/Fk) de la métarhyodacite (lumière polarisée). Photo.8 : Photomicrographie de la chlorite brunâtre (Chl2) qui se développe en gerbes, avec le quartz (Qz) dans les zones de cisaillement ductiles. Noter la présence des hydroxydes de fer (Hyd) dans les plans de la dissolution de la chlorite (lumière polarisée). Photo.9 : Veine postschisteuse à sulfure recoupant une matrice altérée à chlorite verte (Chl1), quartz (Qz) et séricite (Sé) (lumière polarisée). Photo. 10 : Veine tardive remplie de carbonates, recoupant une microfracture tardive à épidote (lumière polarisée).

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Troisième Partie : Altération hydrothermale

Chl2

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Troisième Partie : Altération hydrothermale

III. 2. Géochimie III. 2. 1. Les chlorites Les différents types de chlorites observés ont été analysés à la microsonde électronique. Les formules structurales sont calculées sur la base de 28 oxygènes. Nous avons considéré que tout le fer est sous forme divalente. Les résultats sont représentés en annexe (Tableau. 6&7). En replaçant les analyses des chlorites de Draa Sfar dans le diagramme de Hey (1954), on a tenté de corréler entre les critères pétrographiques et les variations géochimiques de ces chlorites. Sur la figure (2. 12), la majorité des chlorites anté à syn déformation majeure se situent dans le champ de la ripidolite, avec quelques échantillons qui débordent sur le domaine des pycnochlorites, des brunsvigites et des pseudothuringites. Les chlorites post déformation majeure se situent en revanche à la limite des deux champs des daphnite et pseudothuringites. Dans le premier groupe, il est même possible de distinguer, sur la base du rapport Fe/ Fe+Mg (XFe), trois ensembles de chlorites, en fonction de la composition de la roche hôte et de la distance par rapport au minerai:


ensemble I, avec un rapport XFe variant de 0,44 à 0,54, correspondant aux chlorites interstratifiées dans le minerai et des chlorites de chloritites de la zone proximale du minerai ;




ensemble II, avec un rapport XFe varie de 0,60 à 0,62, correspondant aux chlorites associées aux pélites gréseuses de la zone hydrothermale centrale ;




ensemble III, dont le rapport XFe varie de 0,66 à 0,85, correspondant aux chlorites associées aux rhyodacites de la zone la plus distale par rapport au minerai. La distribution des chlorites prédéformations et syncinématiques dans le champ de la

ripidolite, suggère probablement la faible remobilisation et/ou le rééquilibrage des éléments lors de la déformation métamorphique (faciès schiste vert). Ceci est compatible avec les travaux de Deer et al., (1962) qui ont montré que dans le faciès métamorphique type schistes verts, il est possible de rencontrer des chlorites de type ripidolitiques même en dehors de la zone minéralisée. Il apparaît donc que le développement de la chlorite de Draa sfar est influencé par : - la composition de la roche hôte : En effet, les chlorites des formations exhalatives associées à la minéralisation ainsi que les chloritites sont les plus magnésiennes avec un rapport XFe

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Troisième Partie : Altération hydrothermale

qui varie de 0,44 à 0,54. Les chlorites associées aux pélites gréseuses montrent un rapport XFe qui s’échelonne de 0,60 à 0,62. Celles à caractère ferrifère, avec XFe varie de 0,66 à 0,85, sont associées aux formations rhyodacitiques. L'influence de la composition primaire de la roche sur la chimie des minéraux d'altération qui s'y forment a été decrite par plusieurs auteurs (Doucet et al, 1998 ; Mac Lean, 1990 ; MacLean et Hoy, 1991 ; Mac Lean et Barrett 1993 et Herrmann et al., 2001). Ceux-ci ont montré que dans les encaissants acides d’amas sulfurés métamorphosés (faciès schiste vert), la chlorite est la principale phase silicatée qui contient le Fe et Mg, avec un rapport XFe qui refléte directement le rapport original de la roche. MacLean et Hoy, (1991) ont par ailleurs montré que le contenu en Fe-Mg-Mn de la chlorite dépend à la fois du contenu résiduel de ces éléments dans la roche et du contenu de ces éléments dans le fluide hydrothermal. Dans les zones de forte circulation hydrothermale (zones à stockwerk), la composition de la chlorite devient presque exclusivement dépendante de la chimie du fluide. Dans notre cas, la présence des sulfures dans la majorité des échantillons altérés peut augmenter la teneur en Fe de la roche et, en l’occurrence, influencer le rapport XFe original. De plus, les teneurs en Fe et Mg sont très faibles dans les roches considérées comme étant les moins altérées (voir Tableau. IV. 1). Ceci suggère que la composition des chlorites est liée d’abord aux fluides hydrothermaux qui traversent la roche hôte, puis, dans un second degrès, à la composition minéralogique de cette dernière. L’absence de corrélation entre la composition des chlorites et la composition lithologique a par ailleurs (Eastoe et al. (1987) déjà été signalée par d’autres auteurs qui ont travaillé sur des séquences volcanique à dominante felsiques similaires aux notres (Read en Tasmanie). Les différentes de composition de la chlorite à l'intérieur de la même séquence sont donc liées à l'altération hydrothermale plutôt qu’à la lithologie de l’encaissant. - la distance par rapport à la minéralisation sulfurée : Si l’on considère l’influence limitée de la roche hôte sur le rapport XFe des chlorites analysées, il apparaît sur la figure (2. 12) que : (i) les chlorites les plus magnésiennes sont situées dans la zone à chloritite et dans la masse minéralisée. Les chlorites les plus ferrifères sont situées dans la zone la plus distale, alors que les chlorites ayant un rapport XFe intermédiaires se situent dans la zone centrale. Il apparaît donc que l’évolution du rapport XFe des chlorites varie en fonction de la distance par rapport à l’amas sulfuré. Ceci est en accord avec les observations faites par Hibti, (2001) sur l’évolution du rapport XFe des chlorites du gisement de Hajjar. Il montre que les chlorites les plus magnésiennes sont situées dans l’amas ou dans les objets hydrothermaux, alors que les chlorites ferrifères sont situées dans les zones les plus distales.

278

Troisième Partie : Altération hydrothermale

On conclut ainsi que l’évolution du rapport XFe des chlorites prédéformations et syncinématiques peut constituer un guide potentiel pour l’exploration d’autres amas sulfurés dans les districts hercyniens du Maroc et qui présentent des contextes géologiques similaires à celui du complexe volcanique et sédimentaire de Draa Sfar et de Hajjar. L’analyse des chlorites post déformation traduit des teneurs élevées en Fe, avec un rapport XFe élevé, variant de 0,87 à 0,93. La teinte de ces chlorites varie du bleu au vert, avec également des teintes intermédiaires. La présence de ces chlorites peut donc être liée à la circulation d’un fluide hydrothermal postérieur au dépôt de la minéralisation sulfurée. Ce fluide, enrichi en fer, a probablement percolé les zones de cisaillement, sous l’effet d’un métamorphisme tardif de type périplutonique. Ce type de métamorphiqme, caractéristique du district Jebilet-Guemassa, est lié à des granitoïdes dont la mise en place a été contrôlée par le fonctionnement de zones de cisaillement ductiles (Lagarde, 1982). Dans ces zones, le bilan géochimique fait apparaître un enrichissement important en Fe2O3 et une quantité faible en MgO. Ceci indique que les fluides post dépôt lessivent le Fe à partir du minerai, et le concentre dans les zones de cisaillement et autres veinules tardives, pour former de la chlorite ferrifère, des sulfures et d’autres minéraux d’altération accessoires. 0

0,2

Fe/(Fe + Mg) 0,4 0,6

0,8

1,0

4 Corundophyllite

Pseudothuringite III

5

I

II

6 Clinochlore pycnochlorite

Brunsvigite

Sheridanite

Ripidolite

Daphnite

Si Penninite

Diabantite

7

8 0 Légende

2

4

Fe total

Chlorite anté-déformation de pélites gréseuses (zone centrale) Chlorite anté-déformation de la chloritite (zone proximale)

6

8

10

Chlorite syncinématique de la rhyodacite (zone distale) Chlorite anté-déformation associée au minerai Chlorite post-déformation

Fig. 2. 12 : Position des chlorites analysées de Draa Sfar sur le diagramme de Hey (1954).

279

12

Troisième Partie : Altération hydrothermale

- Substitutions chimiques dans les chlorites La substitution chimique la plus marquante pour les différentes chlorites analysées, est celle qui porte sur le Fe2+ et Mg2+ (Fig. 2. 13– A). Sur le diagramme (2. 13– B) Fe+Mg+Mn vs. AlVI, on remarque que l’augmentation des teneurs en Fe+Mg+Mn dans les chlorites s’accompagne d’une diminution des teneurs en Al dans le site octaédrique. Cette diminution est compensée par une augmentation de la silice dans le site octaédrique. - Géothermomètrie D’après les travaux de Cathelineau & Nieva (1985) et Cathelineau (1988), les substitutions Si - AlIV sont corrélées à la température et à la proportion du fer, exprimée par le rapport XFe. Ces auteurs ont en outre montré qu’il existe une corrélation négative entre les charges octaédriques et tétraédriques de l’Al. Cette corrélation dépend de la température de la formation de la chlorite. Les températures de cristallisation des différentes chlorites analysées, calculées selon la formule de Cathelineau (1987), montrent un domaine de températures comprises entre 374 et 446 °C (Fig. 2. 14). Les chlorites prédéformations et syncinématiques des chloritites et du minerai affichent les températures les plus faibles, s’échelonnant entre 374 et 400 °C. Les chlorites prédéformations et syncinématiques de l’encaissant du minerai (rhyodacites et pélites gréseuses) enregistrent des températures qui varient de 404 à 420 °C. Les températures les plus élevées (435 à 446 °C) sont enregistrées dans les chlorites ferrifères post déformation hercynienne. On note que, l’évolution des températures enregistrées par les chlorites prédéformation et syncinématiques montre une décroissance de l’encaissant du mur vers l’amas. Leurs températures moyennes, assez élevées, peuvent correspondre aux conditions métamorphiques régionales (faciès schiste vert) qu’a subies le domaine des Jebilets centrales. Ces résultats rejoignent donc ceux obtenus sur les chlorites du gisement de Hajjar (Hibti, 2001), dont les températures calculées variant de 235 à 440 °C. Dans la province de la ceinture Sud Ibérique, les chlorites associées aux minéralisations sulfurées (type ripidolites) donnent des températures échelonnées entre 350 à 400 °C, correspondant aux conditions métamorphiques types schistes verts de la province (Routhier et al., 1980).

280

Troisième Partie : Altération hydrothermale

8

3,0

A

2,7 AlVI

Fe2+

6

4

B

0

2

4

2,4 9,0

6

Mg

9,4 Fe(2+)+Mg+Mn

9,8

Fig. 2. 13 : (A). Variation de Fe2+ vs. Mg et (B). Variation de AlVI vs. R2+ dans les chlorites de Draa Sfar (légende voir figure 2. 12).

3,1

AlIV

2,8

2,5 350

400

450

Température (°C) Fig. 2. 14 : Diagramme AlIV vs. T (°C) (Cathelineau et Nieva, 1985), appliqué aux chlorites de Draa Sfar (légende voir figure. 2. 12).

III. 2. 2. Les séricites L’ensemble des séricites analysées est situé dans le mur de la minéralisation sulfurée. Elles appartiennent à l’ensemble rhyodacitique (zone distale), aux pélites à sulfures lités (zone proximale) et à l’amas sulfuré. Les analyses chimiques des séricites ainsi que leurs formules structurales, calculées sur la base de 22 oxygènes, sont consignées en annexe (Tableau. 10) - Chimisme et substitution La composition de la séricite oscille entre celle de la muscovite et de l’Al-Celadonite (Fig. 2. 15), avec R2+= (Fe + Mg + Mn) (atomique par formule (a.p.f)) variant de 0,27 à 1,5. Généralement les séricites du secteur de Draa Sfar sont pauvres en Na dont la teneur maximale ne dépasse guère 0,52%pds. Sur le diagramme R2+ vs. (Si-6) (2. 15), les différents

281

Troisième Partie : Altération hydrothermale

points analysés s’alignent le long de la droite de substitution phengitique et montrent une évolution vers le pôle de l’Al-Celadonite en allant vers le minerai. En effet, dans la zone distale de la minéralisation sulfurée, la séricite est riche en potassium, avec un rapport K/Na+K moyen = 0,97 et Fe+Mg+Mn qui varie de 0,27 à 0,42. À l'approche de la zone minéralisée et à l'intérieur de celle-ci, la séricite a un rapport moyen K/Na+K = 0,95 et un paramètre (Fe+Mg + Mn) variant de 0,48 à 1,5. Dans la séricite de la rhyodacite et celle de la masse minéralisée, on note des teneurs moyennement élevées en silice (Si = 6,48 a.p.f) associées à une diminution de l'aluminium (Al= 5,24 a.p.f). Les séricites des pélites à sulfures affichent en revanche les teneurs moyennes les plus élevées en Al (= 5,38). Ceci peut être expliqué par la substitution phengitique qui se traduit par le remplacement de SiIV par AlIV et vice versa (Leroy & Cathelineau, 1982). Ces auteurs ont montré que cette substitution permet de quantifier le degré de substitution phengétique sans quantifier la nature du composant céladonite, selon l’équation suivante : x= 100(Si-6)/2. En effet, les séricites de la rhyodacite et du minerai montrent des pourcentages moléculaires du composant céladonite qui varie de 16,9% à 48,6%, contre 0,5% à 20% pour les séricites des pélites à sulfures lités. D’après Deer et al., 1962, l’excès de charge créé par la substitution de SiIV par AlIV est compensé par l’introduction de cations divalents (Fe, Mg et Mn) dans le site octaédrique, en remplacement d’un certain nombre de AlIV. On conclut donc que l’évolution principale des séricites correspond à une substitution de type [Si (Fe, Mg, Mn)]

[AlIV, AlVI], substitution phengitique donnant des

muscovites de plus en plus pures, à l’écart de la minéralisation sulfurée (Fig. 2. 15).

Céladonite idéale

3 2 1 0

Su

he n on p i t u t bsti

u gitiq

e

Muscovite idéale

0,5 Si-6

Rhyodacite (zone distale)

pélites à sulfures lités (zone proximale)

Al-Céladonie idéale

Fe2+Mg+Mn

4

1 Minerai massif

Fig. 2. 15 : Position des micas blancs de Draa Sfar dans le diagramme R2+ vs. (Si-6).

282

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Le diagramme Fe/(Fe+Mn) vs. K/(K+Na) (2. 16) fait apparaitre deux groupes de séricite, réparties différemment selon l’axe K/(K+Na). Ceci peut être expliqué par la substitution paragonitique qui se traduit par le remplacement de K+ (pôle de la muscovite) par le Na+ (pôle de la paragonite) : les séricites les plus proches du pôle muscovite sont celles de la rhyodacite (zone distale) et du minerai, alors que les plus éloignées sont celles de pélites à sulfures lités. Cette variation peut être expliquée par le rééquilibrage post dépôt, lors des événements métamorphiques (faciès schiste vert). En effet, les formations les moins déformées sont caractérisées par les séricites les moins rééquilibrées, par contre les pélites qui montrent une schistosité très pénétrative contiennent les séricites les plus rééquilibrées.

1,10

A

Fe/(Fe+Mg)

0,90

0,70

0,50 0,90

Muscovite

K/(K+Na)

0,95

1

Fig. 2. 16: Variation des teneurs en muscovite en fonction de XFe dans les micas blancs de Draa Sfar,

(légende voir figure 2. 15).

Comme dans le cas de la chlorite, les séricites associées à la minéralisation sont les plus riches en fer et magnésium. L’augmentation de ces deux éléments dans les séricites, près et au sein de la minéralisation, est compatible avec les résultats du bilan géochimique qui montrent un gain important en ces éléments à proximité de l’amas. Ce gain est probablement dû à la circulation de fluides hydrothermaux enrichis en Fe et Mg. En effet, le rapport élevé XFe de 0,61 des séricites de la zone distale est proche de celui mesuré dans certaines chlorites anté-déformation à syncinématique de l’halo d’altération central. Les séricites interstratifiées dans la minéralisation et à la proximité de celle-ci, affichent le rapport le plus élevé XFe = 0,73. Cette valeur est proche de celle des chlorites anté-déformation à syndéformation métamorphique de la zone altérée distale (rhyodacite). L'augmentation du potassium dans la séricite, en s’éloignant de la masse minéralisée, est probablement dûe à l'hydrolyse du feldspath potassique selon la réaction suivante :

283

Troisième Partie : Altération hydrothermale

3KAlSi3O8 + 2H+

KAl3SiO10 (OH)2 + 6SiO2 + 2K+

Feldspath - K

Quartz

Séricite

Dans ce cas, le potassium serait incorporé dans la séricite au lieu d'être mobilisé. Nous avons vu lors de l’étude pétrographique, que les séricites correspondaient à des minéraux néoformés lors du métamorphisme régional. De plus, la muscovite néoformée lors des processus hydrothermaux est moins abondante dans les faciès altérés de Draa Sfar. Par ailleurs, la composition des séricites ne marque pas une évolution liée à des phénomènes hydrothermaux associés aux minéralisations sulfurées, mais témoignent de la nature et du degré d’altération hydrothermale de la roche hôte avant les phénomènes métamorphiques. 1,6

0,3

1,2 Mg

Fe

0,2

0,8

0,1

0,4

0

0,0 2

4

6

Al (t)

8

2

Al(t)

6

8

1,4 Fe2+Mg+Mn

7

6,5

0,7

z

Si 6

4

0 4

5 Al (t)

6

2

5 Al (t)

8

Fig. 2. 17 : Diagrammes utilisés pour tester les différentes substitutions dans les séricites de Draa Sfar,

(légende voir figure. 2. 15).

- Thermobarométrie Les travaux de Monier & Robert (1986) permettent de corréler les substitutions biotitiques et phengitiques des solutions solides des micas trioctaédriques et dioctaédriques avec la température (figure. 2. 18). L’application de ce géothermomètre aux séricites

284

Troisième Partie : Altération hydrothermale

analysées dans les différents sites étudiés, donne des températures inférieures à 450°C. Ces valeurs sont proches de celles obtenues pour les chlorites. Pour estimer les pressions dans le diagramme R2+ vs. (Si-6), nous avons utilisé les températures calculées pour les séricites les plus proches du pôle muscovite (les moins réequilibrées), avec des température estimée variant entre 300 à 450°C. La projection de cet intervalle de température et l’utilisation de la moyenne des teneurs en silice par demi-maille, dans le diagramme (2. 19) de Massoune et Schreyer (1987), donne une pression de la solution hydrothermale de l’ordre de 3,12 à 5 Kb. Al (t) Muscovite 650°C 600°C 500°C 400°C

Mu Sid East Ann

300°C

Ccl

R2+

Si Eastonite

600°C

Phengite

300°C 200°C

Rhyodacite (zone distale) pélites à sulfures lités (zone proximale) Minerai massif

Céladonite

Phlogopite

Fig. 2. 18 : Projection des séricites de Draa Sfar dans le diagramme Al–Si–R2+ de Monier & Robert (1986). PH2O/Kbar

20

Si=3,8 3,7

15 3,6 3,5

10

3,4 3,3 5 3,12

3,2

3,1

1,25 200

300

400

500

600

700

T°C

Fig. 2. 19 : Estimation des conditions de pression pour les séricites de Draa Sfar à l’aide de diagramme de Massoune et Schreyer, (1987).

285

Troisième Partie : Altération hydrothermale

III. 2. 3. Les carbonates Les carbonates n’ont été analysés que dans le minerai, où ils sont parfois bien exprimés. Ils constituent la phase d’altération hydrothermale la plus tardive, remplissant les fractures, les veines et interstices des cristaux primaires. Les analyses chimiques et les formules structurales, calculées sur la base de 6 oxygènes, sont reportées en annexe (Tableau. 14). La projection des analyses sur le diagramme ternaire de classification CaO-(FeO+MnO)CaO de Kozlowaska (2004) (in Kostylew, 2005) (Fig. 2. 20), montre que l’ensemble des carbonates analysés se groupe au voisinage du pôle magnésite. Cependant quelques points se détachent du groupe et montrent une évolution vers le pôle de la sidérite, dont la teneur en (FeCO3 + MnCO3) varie de 3,88 à 30,15%. D’autres carbonates ont été analysés au MEB et DX ; ils montrent la présence de la dolomite et de la sidérite envahissant le minerai sous forme de microplages et de veinules. A l’opposé, la calcite n’est présente que dans les formations encaissant la minéralisation sulfurée. Dans certains gisements de type VHMS au Canada tels que Mattabi et Abitibi. Franklin et al., (1975) et Lafrance, (2003) ont montré que les carbonates riches en fer et magnésium marquent la proximité de ces gisements. Dans notre cas, le faible nombre d’analyses dont nous disposons, ne nous permet pas utiliser ces carbonates comme minéraux caractéristiques de la zone proximale au niveau du gisement de Draa Sfar. FeCO3%+MnCO3%

Siderite

Sideroplesite

Pistomesite Ca(Fe,Mn)(CO3)2

Ankerite Metisite

Fe-Dolomite Calcite

CaMg(CO3)2

CaCO3%

Breunnerite

Magnesite MgCO3%

Fig. 2. 20 : Position des carbonates provenant du minerai de Draa Sfar sur le diagramme (Fe+Mn)–Mg–Ca de Kozlowaska (2004) (in Kostylew, 2005).

III. 2. 4. Le talc Les analyses à la microsonde de certains cristaux de talc interstratifiés dans le minerai rubané montrent que leur composition chimique est homogène, avec des teneurs relativement

286

Troisième Partie : Altération hydrothermale

élevées en Fe, variant de 4,18 à 5,9 %pds. La formule structurale moyenne est de type : (Mg5,48Fe0,53) (Si7,95Al0,05O20)OH4. Les résultats des analyses sont consignés en annexe (Tableau. 13). III. 3. Conclusion Les données acquises lors de cette étude sur le chimisme et la répartition des minéraux d’altérations hydrothermales et métamorphiques du gisement de Draa Sfar, nous ont permis de conclure que : Le développement des chlorites dépend au moins de deux fluides hydrothermaux décalés dans le temps. 1. le fluide responsable de la chloritisation et le dépôt de la minéralisation sulfurée était moins chaud et plus magnésien. Il était devenu de plus en plus chaud et plus ferrifère en s’éloignant de l’amas sulfuré, avec un rapport fluide/roche de plus en plus faible. En effet, le développement du talc et de la chlorite magnésienne au cours de cette phase d’altération suggère le caractère magnésien de ces fluides hydrothermaux, et ce, dans un contexte où les roches encaissantes de l’amas sont plutôt pauvres en Mg. La précipitation contemporaine des silicates magnésiens avec la minéralisation sulfurée peut donc être expliquée par la participation de l’eau de mer (riche en Mg) qui se mélange avec des fluides hydrothermaux enrichis en Si. Au niveau du champ hydrothermal, Snak Pit, Honnorez et al. (1990) ont noté l’abondance du talc dans le minerai à pyrrhotite et sphalérite et attribuent sa formation à l’action combinée de l’eau de mer avec des fluides hydrothermaux enrichis en Si. Les températures de formation du talc variant de 250°C (Bonatti et al., 1984; Wenner & Taylor, 1971) à 300°C (Seyfried et Dibble,1980). De ce fait, les températures enregistrées par les chlorites magnésiennes (375 à 446°C) ne semblent pas correspondre aux conditions primaires de la précipitation de la minéralisation sulfurée. Elles correspondraient alors aux conditions métamorphiques régionles (faciès schiste vert), ce qui serait compatible avec les températures enregistrées par les séricites syn-cinématiques (<450°C). 2. le fluide post dépôt de la minéralisation sulfurée présente un caractère ferrifère très prononcé. Il est caractérisé par le développement des silicates, essentiellement la chlorite (bleue, verte et brune) et en moindre mesure la muscovite. Ces silicates sont bien développés dans les zones de cisaillement ductiles, dans les contacts lithologiques et dans les remplissages de veinules, de fentes et de vésicules. Ce fluide, enrichi en fer, aurait percolé les zones de cisaillement sous l’effet d’un métamorphisme tardif de type périplutonique, caractéristique du district de Jebilet-Guemassa (Lagarde, 1982). 287

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Alors que la chlorite ferrifère est présente dans la majorité des échantillons altérés de l’encaissant du minerai (surtout dans les zones fortement déformées), la chlorite magnésienne n’est présente que dans la zone proximale (la zone à chlorite) et au sein du minerai. Cette dernière apparaît directement liée aux fluides hydrothermaux associés aux minéralisations sulfurées. Sa présence constitue donc un critère de détermination des zones d’alimentation et de circulation des solutions hydrothermales. Le fluide responsable de la précipitation des carbonates dans la zone minéralisée est riche en Mg et Mn. Il est caractérisé par le développement de la magnésite en compagne de la sidérite et de la dolomite. Ces carbonates, qui remplissent les veines et les microfissures, sont nettement postérieures aux phases précoces d’altérations hydrothermales. Leur formation suggère une remobilisation locale des fluides durant les phases retrogrades tardives.

288

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Chapitre III Pétrographie et chimie des roches et des minéraux hydrothermaux de Koudiat Aïcha I. Pétrographie et distribution des zones d'altération hydrothermale Pour l’étude de ce secteur, nous ne disposions que de quelques échantillons provenant des carottes de sondage SK/27, SK/30 et SK/33, et de ce fait, il n’a pas été possible d’effectuer une analyse complète de cet indice (manque des données géochimique). Toutefois, l’étude minéralogique de ces échantillons et l'analyse à la microsonde des minéraux indicateurs d'altération hydrothermale a été essentielle pour l’analyse des phénomènes hydrothermaux de ce secteur. Ces approches nous ont permis de construire un modèle d'altération et d'identifier les caractéristiques des zones d'altérations proximales et distales par rapport aux dépôts des sulfures massifs de la mine de Koudiat Aïcha. L’étude pétrographique des échantillons provenant de ces sondages nous a permis d’observer une zonation des altérations hydrothermales au niveau de sills de gabbros et des roches sédimentaires formant le mur des horizons minéralisés : I. 1. Zone distale (l’Est de la colline) Les échantillons de gabbros de cette zone sont relativement peu altérés. Les phases secondaires sont essentiellement localisées dans les microfractures qui sont remplies soit par les amphiboles soit par la chlorite et parfois par les épidotes. Les veines de carbonates sont plus tardives. La matrice est formée essentiellement de la chlorite bleu-verte associée à de la trémolite, de l’actinote, de la séricite et de la calcite. Ces minéraux sont orientés dans les plans de la schistosité S1, réorientés par S2 et soulignent les plans de cisaillement. Les sulfures sont rares, sous forme de microtaches disséminées dans la matrice ou épigénisant les phénocristaux de pyroxènes et de plagioclases. Concernant les échantillons de roches sédimentaires provenant de la zone distale, l’altération hydrothermale est de faible intensité. Elle ne se manifeste que très localement dans des microfractures précoces plissées et traversées par la schistosité S1. Elles sont essentiellement remplies par des sulfures et du quartz.

289

Troisième Partie : Altération hydrothermale

I. 2. Zone centroproximale L’altération hydrothermale s’accentue dans les gabbros. En effet, les minéraux primaires sont totalement transformés en minéraux secondaires tels que la chlorite, l’actinote, la trémolite, l’épidote, les sulfures, les carbonates, parfois du leucoxène, du sphène et du talc. La chlorite est le produit principal de l’altération. Elle se présente soit en gerbes bleuâtres aplaties dans la S1 soit en petites paillettes qui, avec la séricite, l’actinote et le talc, soulignent les plans de la schistosité S1. Les amphiboles hydrothermales de type actinote et/ou trémolite se développent à partir des clinopyroxènes ou des amphiboles tardi-magmatiques. Elles se présentent en phases intergranulaires et dans les ombres de pression de phénocristaux. L’épidote est abondante, en cristaux subautomorphes (0,7 mm) bleuâtres et/ou de couleur de manteau d’Arlequin. La calcite, en plages plus tardive, masque parfois toutes les phases et remplit les microfractures. Les sulfures de type pyrrhotite, sont abondants, de petite taille, disséminés dans la matrice et en phase intergranulaires. Ils sont présents aussi en microlentilles allongées selon la schistosité régionale. Le sphène et le leucoxène sont souvent présents mimétiques des oxydes de Fe-Ti. Le sphène peut se présenter sous forme sub-losongique dans la matrice. La roche est affectée par de fréquentes microfractures remplies exclusivement de chlorite et d’épidote incolore à bleu. Elles sont recoupées par d’autres fractures qui sont, au contraire, remplies de calcite. Dans les roches sédimentaires, la chlorite bleu-marron devient la phase d’altération hydrothermale majoritaire en allant vers la minéralisation. Par contre le pourcentage de séricite montre une diminution. Le quartz, les carbonates et les épidotes sont souvent observés parmi les produits d’altération hydrothermale. L’ensemble de ces minéraux est réorienté dans les plans de la schistosité régionale. On note que ces faciès sont riches en sulfures qui se présentent soit en veinules millimétriques anastomosées dans la roche (stockwerk), soit en plaquettes dans les plans de schistosité S1. Parfois, ces sulfures reprennent des cristaux de chlorite, de quartz et de muscovite. D’autres sulfures, plus tardifs, colmatent les plans de cisaillement (C2) sécants sur les plans de schistosité régionale.

290

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Les carbonates constituent la phase la plus tardive. Elles remplissent les fentes et masquent les autres phases minéralogiques. I. 3. Zone intermédiaire entre les deux niveaux minéralisés Les échantillonnes provenant de cette zone sont fortement transformés en minéraux d’altération hydrothermale tels que la chlorite, le quartz, l’épidote, les sulfures, les carbonates, ± la séricite, ± le talc, ± les amphiboles et ± la biotite. Le quartz est le seul minéral clastique qui résiste aux effets d’altérations hydrothermales. Le reste de la matrice est constitué par la chlorite bleue à marron (plus de 85% de volume total de la roche) avec de la séricite, de l’épidote et de la calcite. La roche est riche en sulfures, formant des lits de puissance millimétrique, dilacérés, aplatis et plissés. Ils se présentent aussi sous forme des veinules millimétriques qui anastomosent la roche (stockwerk). Une deuxième phase de sulfures, plus tardive, se présente en interstice dans la matrice et les amygdales des pyroclastites. Les épidotes sont abondantes, en fins cristaux de teinte bleue, orientés dans les plans de la schistosité régionale. Les carbonates se présentent sous forme des petites veines boudinées et plissées. Une deuxième phase plus tardive de carbonates se développe dans les amygdales et dans les micro-fractures. I. 4. Au contact immédiat des horizons minéralisés L’ensemble des échantillonnes prélevés près du minerai sulfuré est composé principalement par de chloritites. A l’affleurement, ce faciès forme des niveaux discontinus de 0,2 à 1m de puissance au mur de l’amas sulfuré. Il est interstratifié dans les deux horizons minéralisés et forme parfois le toit du minerai. Ce faciès est très compact, recouvert par une patine rouille, de couleur vert-sombre sur cassure fraîche. Il est riche en amandes de quartz et renferme des veines d’hématite. En lame mince, la chlorite forme plus de 90% du volume total de la roche. Elle est de couleur bleue, et souligne avec la séricite (rare), les plans de S1. Le quartz, à contacts engrenés et macles mécaniques, forme des amandes de taille millimétrique moulées par la schistosité S. Le reste est représenté par l’actinote, la trémolite, l’épidote, parfois la séricite, et la biotite. Les sulfures forment des microlentilles aplaties dans les plans de la S1. La roche est traversée par des micro-fractures précoces plissées et traversées par la schistosité ; elles sont remplies par du quartz et des sulfures. Les lentilles sulfurées de Koudiat Aïcha sont souvent riches en enclaves d’encaissant et en minéraux exhalatifs. Ces derniers sont composés essentiellement par la chlorite, le talc, l’amphibole, le quartz, la muscovite, la biotite, les carbonates et l’ilménite. Ils sont

291

Troisième Partie : Altération hydrothermale

interstratifiés dans le minerai, enregistrant les différentes phases tectoniques du secteur (slumps, plissements, schistosité, …). Par endroits, les carbonates sont abondants dans la masse minéralisée et se présentant soit sous forme de plages millimétriques soit en remplissage des microfractures. I. 5. Toit des corps sulfurés Comme à Draa Sfar, la chlorite et les sulfures se concentrent dans les premiers mètres de la série sédimentaire qui forme le toit des lentilles minéralisées. Ils sont réorientés suivant les plans de schistosité régionale, ce qui témoigne de leur caractère précoce. A l’écart des corps minéralisés, la séricite, les carbonates et le quartz forment les principaux minéraux des formations du toit, avec des minéraux accessoires tels que la chlorite, la biotite et la pyrite. II. Géochimie des minéraux silicatés II. 1. La chlorite Au niveau du gisement de Koudiat Aïcha, les chlorites analysées proviennent du gabbro altéré et du minerai massif. Les résultats des analyses chimiques effectuées à la microsonde électronique sur ces deux groupes de chlorites, ainsi que les formules structurales, calculées sur la base de 28 oxygènes, sont consignés en annexe (Tableau. 8). Dans le diagramme de classification de Hey (1954), deux groupes semblent se distinger (Fig. 3. 1) : (i) Les chlorites associées au minerai massif qui s’inscrivent dans le domaine du chlinochlore, avec un rapport moyen XFe faible de l’ordre de 0,146. Leur formule structurale moyenne est (Mg8,54Fe1,46Al1,91)[(Si6,16Al1,84)O20](OH)16. (ii) les chlorites néoformées des gabbros altérés, qui occupent le champ des sheridanite, avec un rapport moyen XFe plus faible de l’ordre de 0,064. Leur formule structurale moyenne est (Mg8,37Fe0,57Mn0,65Al2,47)[(Si5,37Al2,63)O20](OH)16.

292

Troisième Partie : Altération hydrothermale

Fe/(Fe + Mg) 0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

4 Corundophyllite 5 Sheridanite

Pseudothuringite

Ripidolite

6 Clinochlore pycnochlorite

Brunsvigite

Daphnite

Si Penninite

Diabantite

7

8 0

2

Légende

4

6 Fe total

8

10

12

Gabbro altéré Minerai massif Fig. 3. 1 : Position des chlorites analysées de Koudiat Aïcha sur le diagramme de Hey (1954).

- Géothermométrie Le diagramme AlIV vs. T (°C) (Fig. 3. 2) (Cathelineau et Nieva, 1985) montre que les chlorites (clinochlores) du minerai massif affichent les températures les plus faibles, variant de 261°C à 286°C. Les chlorites néoformées dans le gabbro altéré affichent des températures variant plus élevée, de 372°C à 390°C. En comparant le chimisme des deux types de chlorites, celles encaissées dans l’amas massif apparaissent plus pauvres en Mn et en Al(t) et relativement plus magnésiennes et plus riche en Si. Leurs températures, plus basses (261°C à 286°C), pourraient correspondre aux conditions initiales de dépôt, alors que les températures enregistrées par les chlorites de l’encaissant semblent plutôt correspondre aux conditions du métamorphisme régional du secteur de Koudiat Aïcha.

293

Troisième Partie : Altération hydrothermale

ALIV

3,0

2,5

2,0

1,5 200

250

300 T(°C)

Légende

Gabbro altéré

350

400

Minerai massif

Fig. 3. 2: Diagramme AlIV vs. T (°C) (Cathelineau et Nieva, 1985), appliqué aux chlorites de Koudiat Aïcha.

Par comparaison, les chlorites hydrothermales anté-déformation, associées au complexe volcanique basique de Koudiat Aïcha, se classent dans les champs riches en Mg des clinochlorite- sheridanite, alors que les chlorites associées au complexe volcanique acide de Draa Sfar se classent dans le champ riche en Fe des ripidolites (Fig.2. 3). Ces observations montrent que plus l’encaissant de l’amas sulfuré contient des roches mafiques (Koudiat Aïcha), plus les chlorites qui s'y forment sont magnésiennes. Par contre, plus les roches sont acides, plus les chlorites sont ferrifères. Fe/(Fe + Mg) 0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

4 Corundophyllite 5

Sheridanite

Pseudothuringite

Ripidolite

KA

DS

Clinochlore pycnochlorite

6

Brunsvigite

Daphnite

Si Penninite

Diabantite

7

8 0

2

4

6 Fe total

8

10

12

Fig. 3. 3 : Position des chlorites analysées dans le secteur de Draa Sfra (DS) et de Koudiat Aïcha (KA) sur le diagramme de Hey (1954). Légende voir figure 1. 26 et figure 1. 17.

294

Troisième Partie : Altération hydrothermale

On peut conclure que le contenu en Mg des chlorites hydrothermales anté-déformation semble proportionel à la quantité de Mg disponible dans la séquence de roches lessivées. Cependant, à l'intérieur d’une même séquence, les chlorites ne montrent pas de différences majeures de composition entre celles qui proviennent de l’amas sulfuré et celles qui proviennent des roches encaissantes. Ceci suggère que les chlorites hydrothermales de ce secteur ont été déposées à partir d’un fluide hydrothermal plus magnésien et moins ferrifère comparé au fluide qui est à l’origine du dépôt des chlorites anté-déformation du secteur de Draa Sfar. II. 2. L’amphibole Les amphiboles hydrothermales néoformées dans les gabbros altérés et celles associées à l’amas sulfuré ont fait l’objet d’analyse à la microsonde électronique. L’ensemble de ces amphiboles est anté à syn-déformation. Les résultats de ces analyses chimiques, ainsi que les formules structurales calculées sur la base de 23 oxygènes, sont consignés en annexe (Tableau. 12). Selon la nomenclature de Leake et al., (1997), l’ensemble des amphiboles analysées sont calciques (Fig. 3. 4) et ont une composition à cheval entre la trémolite et l’actinolite (Fig. 3. 5). Les amphibolites néoformées dans les gabbros altérés ont une composition de l’actinolite, alors que les amphiboles associées aux amas sulfurés ont une composition de trémolite. Généralement, la composition de ces deux types d’amphiboles est similaire. Cependant, les teneurs en (Ca + Na + K) varient de 1,88 à 2 dans le cas des amphiboles de gabbros et entre 2 et 2,1 dans celles associées à l’amas sulfuré. Ces dernières sont pauvres en Fe (0,53 et 0,6) alors que les premières sont riches en Fe (1 à 1,33). Les teneurs en Si et AlVI ne montrent pas de variation nette entre ces deux types. Ces résultats rejoignent parfaitement les travaux effectués sur les amphiboles des leucogabbros et des ultramafites de massif de Kettara (Essaifi, 1995). Comme pour les chlorites, les amphiboles analysées se classent dans les champs riches en Mg, avec un rapport moyen plus élevé XMg = 0,85. Ceci reflète un environnement riche en Mg et pauvre en Fe lors de la mise en place des minéralisations sulfurées de Koudiat Aïcha.

295

Troisième Partie : Altération hydrothermale

2 Alkali

BNa

Na-Ca

Fe-Mg-Mn

Calcic 0 0

BCa+BNa Minerai massif

2

Gabbro altéré

Fig. 3. 4 : Position des amphiboles analysées à Koudiat Aïcha sur le diagramme BNa vs. (BCa+BNa). 1 Tremolite (Tr) Tr Hb Act

Tsch MagnesioHornblende (Hbl)

Mg/(Mg+Fe2)

Hbl Hbl

Actinolite (Act)

FeFerroAct

Actinolite

FerroHornblende

FeTsch

Tschermakite (Tsch)

FerroTschermakite

Hbl Hbl

0 8.0

7.5

7.0

6.5

6.0

5.5

TSi Fig. 3. 5 : Position des amphiboles analysées à Koudiat Aïcha sur le diagramme Leake (1978),

(légende voir figure. 2. 4).

II. 3. La séricite Les séricites analysées appartiennent à la chloritite rencontrée à la base des minéralisations sulfurées de Koudiat Aïcha. Les analyses chimiques des séricites ainsi que leurs formules structurales calculées sur la base de 22 oxygènes sont consignées en annexe (Tableau. 11). La projection des analyses sur le diagramme R2+ vs. (Si-6) (Fig. 3. 6), montre que les séricites analysées se groupent au voisinage du pôle muscovite idéale, avec un rapport moyen élevé en K/K+Na = 0,94. Comparée aux muscovites de Draa Sfar, celles de Koudiat Aïcha

296

Troisième Partie : Altération hydrothermale

apparaissent davantage enrichies en Mg et appauvres en Fe, avec un rapport moyen élevé en XMg = 0,91 (contre XFe = 0,66 pour DS). Ceci est compatible avec les résultats de la comparaison entre les chlorites hydrothermales de Koudiat Aïcha et celles de Draa Sfar : les silicates hydrothermaux de Koudiat Aïcha se seraient déposés à partir d’un fluide hydrothermal plus riche en Mg et pauvre en Fe par rapport au fluide qui était à l’origine des silicates hydrothermaux de Draa Sfar. Céladonite idéale

3

2

en n ph o i t u tit Subs

1

ue gitiq

Al-Céladonie idéale

Fe2+Mg+Mn

4

0 0

Muscovite idéale

1

2

Si-6

Fig. 3. 6 : Position des micas blancs de Koudiat Aïcha dans le diagramme R2+ vs. (Si-6).

II. 4. Le talc Le talc est un minéral hydrothermal bien exprimé dans l’amas sulfuré de Koudiat Aïcha, sous forme de petites lamelles allongées dans les plans de schistosité régionale. Il est également néoformé avec les chlorites anté-déformation dans les gabbros altérés. L’ensemble de ces cristaux de talc a fait l’objectif d’analyse à la microsonde électronique. Les résultats de ces analyses chimiques, ainsi que les formules structurales calculées sur la base de 22 oxygènes, sont consignés en annexe (Tableau. 13). Le report de ces analyses sur le diagramme (Ca+K+Na) vs. Al (Fig. 3. 7), montre qu’il s’agit en général de talc pur, avec une tendance à se scinder en deux groupes en fonction des teneurs en Mg (Fig. 3. 8) : le talc du gabbro altéré montre un rapport XMg moyen de 0,93, plus élevé que celui du talc associé à la minéralisation sulfurée (XMg moyen 0,88). Il s’agirait probablement d’un rééquilibrage plus faible dans les gabbros que dans le minerai massif.

297

Troisième Partie : Altération hydrothermale 0,5

Ca+K+Na

0,4

Gabbro altéré Amas sulfuré

Pôle smectite

0,3 0,2 0,1

Pôle talc

Pôle chlorite

0,0 0

Al(t)

1

2

Na+Ca+K(at)

Fig. 3. 7 : Position des talcs de Koudiat Aïcha dans le diagramme (Ca+K+Na) vs. Al(t) 0,035 Gabbro altéré 0,030 Amas sulfuré 0,025 0,020 0,015 0,010 0,005 0,000 0,86

0,88

0,90 Mg/(Mg+Fe)

0,92

0,94

Fig. 3.8 : Position des talcs de Koudiat Aïcha dans le digramme (Na+Ca+K) vs. Mg/(Mg+Fe)

II. 5. Les carbonates Les analyses chimiques des carbonates associés à la minéralisation sulfurée ainsi que leurs formules structurales calculées sur la base de 6 oxygènes sont consignées en annexe (Tableau. 14). Le diagramme ternaire de classification CaO-(FeO+MnO)-CaO de Kozlowaska (2004) (in Kostylew, 2005) (Fig. 3. 9), montre que l’ensemble des carbonates analysés appartiennent au champ de la série de l’ankérite-dolomite ferrifère, se groupent au voisinage du pôle de dolomite ferrifère. Ces carbonates sont généralement interprétées comme issus de zones de remontée et de décharge de fluides hydrothermaux de haute température, riches en métaux de base (Morton et Nebel, 1984; Barrett et MacLean, 1994).

298

Troisième Partie : Altération hydrothermale FeCO3%+MnCO3% Siderite

Sideroplesite

Pistomesite Ca(Fe,Mn)(CO3)2 Ankerite

Metisite

Breunnerite

Fe-Dolomite Calcite CaCO3%

CaMg(CO3)2

Magnesite MgCO3%

Fig. 3. 9 : Position des carbonates provenant dans le minerai de Koudiat Aïcha sur le diagramme (Fe+Mn)–Mg– Ca de Kozlowaska (2004) (in Kostylew, 2005).

III. Conclusion L’étude pétrographique des zones hydrothermalisées de la mine de Koudiat Aïcha fait ressortir les faits suivants : - La zone distale est peu altérée par rapport aux autres zones. Elle est caractérisée par l’abondance de minéraux de métamorphisme type schiste vert et la présence de veines anté-schisteuses et post-schisteuses, relatives à une remobilisation partielle de Ca, Fe, Mg et Si. - La zone centroproximale, intensément altérée, est caractérisée par la déstabilisation partielle ou totale des minéraux primaires, magmatiques et sédimentaires. Les minéraux d’altération sont constitués de chlorite, actinote, trémolite, épidote, sulfures, carbonates, parfois de leucoxène, de sphène et de talc. Cette zone est caractérisée par l’abondance des sulfures. - Le contact immédiat des lentilles minéralisées est caractérisé par la présence de minéraux exhalatifs, représentés par la chlorite (plus de 90%), le quartz, les sulfures et parfois les carbonates, la trémolite, l’actinote, la muscovite, l’ilménite et la biotite. - Le toit des lentilles minéralisées est caractérisé par l’abondance de la chlorite et des sulfures anté-schisteux (quelques mètres au dessus des lentilles minéralisées). Plus on s’éloigne des corps minéralisés, plus l’assemblage minéralogique d’altération

299

Troisième Partie : Altération hydrothermale

est dominé par la séricite, les carbonates, le quartz, parfois la chlorite, la biotite et la pyrite. L’étude des évolutions chimico-minéralogiques des phyllosilicates d’altération hydrothermale (chlorite, amphibole, séricite et talc) permet de dégager deux principaux critères minéralogiques pouvant servir à la détermination des zones d’alimentation de l’amas sulfuré : - La zone à chlorite (plus de 90% du volume total de la roche) : L’abondance de la chlorite magnésienne est un excellent indicateur de la proximité des zones d’alimentation de l’amas sulfuré de Koudiat Aïcha. Cette chlorite est également caractérisée par des teneurs élevées en Si et basses en Al(t) ; - Le rapport XMg et XFe des chlorites et des amphiboles : i- Les zones où le rapport XMg est élevé corresponderait aux zones de décharge de la minéralisation sulfurée. ii- les zones où le rapport XFe est élevé corresponderait plutôt aux zones de circulation hydrothermale.

300

DISCUSSIONS ET CONCLUSION GENERALE

301

Discussions et conclusion générale

Discussions et conclusions générales A la lumière des nouvelles données sur les principaux gisements des Jebilets centrales (Draa Sfar et Koudiat Aicha), une comparaison avec les autres gisements dans la même province métallogénique et avec d’autres gisements de type amas sulfuré, bien connus dans la littérature, s’avère d’un intérêt capital, pour l’exploration de gisements similaires, tant à l’échelle tactique (Jebilets centrales) qu’à l’échelle stratégique (province hercynienne du Maroc). Nous allons à présent voir dans quelle mesure les gisements de Draa Sfar et de Koudiat Aicha s’accordent avec les données de la littérature sur les amas sulfurés et quelles sont leurs propres caractéristiques. I. Caractères généraux des amas sulfurés des Jebilets centrales I. 1. Morphologie et critères précoces Au niveau de Draa Sfar, le corps minéralisé se présente sous forme d’une mégalentille étendue sur environ de 2 Km et s’enracinant sur de plus d’ 1 km avec une épaisseur variant de 0,5 à 35 m. Il est formé par plusieurs lentilles de dimension métriques. Ces dernières sont fortement aplaties, boudinées et dilacérées selon une direction moyenne Nord-Sud au cours du paroxysme hercynien. Elles sont généralement à vergence Ouest avec un fort pendage vers l’Est. Alors qu’au niveau de Koudiat Aicha, la minéralisation sulfurée se présente sous forme de deux horizons de puissance variant de 1m à 25 m. Ces horizons ont été dilacérés en plusieurs lentilles allongées selon une direction NNE – SSW et redressées à la verticale au cours du paroxysme hercynien. Au niveau de l’axe de Ben Slimane – Kettara, Les corps minéralisés se présentent également sous forme de plusieurs lentilles allongées NE-SW sur une longueur de plus de 1,5 Km (Huvelin, 1977 ; Ndiaye, 1985 ; Hibti, 2001). D’après ces auteurs les corps minéralisés de ce secteur sont discontinus, fortement aplatis, boudinés et dilacérés dans les plans de la schistosité régionale au cours de la phase de déformation hercynienne. Il apparaît ainsi que la morphologie des corps minéralisés dans les secteurs étudiés se présente sous forme de mégalentilles aplaties et boudinées dans les plans de la schistosité régionale. Cette caractéristique, serait en rapport avec le jeu sénestre des zones de cisaillement ductiles (C1) (à l’échelle des Jebilets centrales) qui serait à l’origine de ces morphologies complètement cisaillées par rapport à leur position initiale de dépôt. L’originalité de ces amas sulfurés se traduit par : (i) les contacts normaux avec l’encaissant volcano-sédimentaire et/ou sédimentaire ; (ii) la présence d’un halo d’altération hydrothermale bien développé ; (iii) la présence de structures d’imprégnations des sulfures 302

Discussions et conclusion générale

dans l’encaissant ; (iiii) la présence de lambeaux d’encaissant, emballés dans la masse minéralisée. En outre, tous les événements de la déformation hercynienne et post-hercynienne sont enregistrés dans les corps minéralisés (slumps, plis, rubanement, cisaillement, schistosité et failles tardives). Ces caractères d’originalité des amas sulfurés de Jebilets centrales ont été relevés également dans l’amas de Hajjar (Hibti, 2001) ainsi que ceux de la ceinture hercynienne ibérique (Boulter et al., 2001). De plus, on a observé que les premiers mètres de la série sommitale des amas étudiés sont riches en sulfures. Ces derniers se présentent soit sous forme disséminée soit sous forme des petits lits soulignant le litage sédimentaire. Ce type de minéralisation a été décrit par Ohmoto, (1996) ; Large, (1992) ; Mehmet, (2000) ; Ruiz et al., (2002) et Hibti, (2001) respectivement dans les gisements type amas sulfuré des Kuroko, (Japon) ; Tasmania, (Australia) ; Selbaie, (Canada) ; Masa Valved, (Espagne) et de Hajjar, (Maroc), et traduit une précipitation syngénétique des fluides minéralisateurs évacués lors de la mise en place des amas sulfurés. Tastumi et Watanabe (1971), ont consideré également ce caractère stratiforme du litage sulfuré comme témoin d’une origine diagénétique des amas sulfurés du Kuroko. I. 2. Lithostratigraphie Les amas sulfurés de Draa Sfar, Koudiat Aicha, Ben Slimane et Kettara sont encaissés dans la série de Sarhlef, d’âge Viséen supérieur-Namurien (Huvelin, 1977). Classiquement cette série est caractérisée par l’alternance de trois membres : (i) Un ensemble de base formé par des pélites et de pélites grèseuses ; (ii) Un ensemble médian volcanique et volcanosédimentaire porteur des minéralisations sulfurées à pyrrhotite et des sédiments exhlatifs associés ; et (iii) Un ensemble sommital (série de Teksim) constitué essentiellement par des pélites calcareuses avec des calcaires bioclastiques et des grès. Dans le secteur de Draa Sfar, les lentilles minéralisées sont encaissées entre l’ensemble basal, formé par des séries sédimentaires, volcaniques acides et pyroclastiques et un ensemble sommital formé par des pélites fines, noirâtres et carbonatées (série de Teksim). Dans le secteur de Koudiat Aicha, les corps minéralisés sont encaissés dans la partie supérieure de la série de base qui est formée par l’alternance des bancs grèseux et des bancs pélitiques, avec la dominance de niveaux grèseux. Dans cette partie, les sills de gabbros sont abondants et forment par endroit l’encaissant immédiat de la minéralisation sulfurée. Dans le secteur de Ben Slimane et de Kettara, les horizons minéralisés sont encaissés dans la partie inférieure de l’unité sommitale. Cette dernière est formée par des pélites noires

303

Discussions et conclusion générale

carbonatées, intercalées parfois par de minces bancs grèseux et des sills de gabbro de taille modeste. Au niveau du secteur de Hajjar, l’amas sulfuré est encaissé entre l’unité volcanique et volcano-sédimentaire (rhyolite et tufs associés) de base et l’unité sommitale à pélites et calcaires gréseux (Hibti, 2001). Il apparaît ainsi que les amas des Jebilets et des Guemassa sont localisés à différents niveaux de la série volcano-sédimentaire de Sarhlef traduisant un continiuum de l’activité hydrothermale au cours de l’évolution de bassin mésetien. Ce caractère a été signalé dans plusieurs provinces à amas sulfurés dans le monde [province hercynienne sud ibérique-Spain (Tornos, 2006), Tasmania-Australie, Avoca-Irland, Brévenne-Françe (La croit, 1977)]. I. 3. Caractéristiques minéralogiques L'étude minérallogique des minéralisations sulfurées de Draa Sfar et de Koudiat Aicha montre qu’elles sont pratiquement identiques à celles décrites au niveau des autres gisements des Jebilets-Guemassa (Hajjar, Kettara, Ben Slimane, Lakhwadra et Tiferouine) (Hibti, 2001). La minéralogie de ces gisements est constituée essentiellement de pyrrhotite (75%) à laquelle s’associent la sphalérite, la galène, la chalcopyrite, l’arsénopyrite, la pyrite, la marcasite et la magnétite. Certains minéraux traces sont présents tels que la stannite, la cassitérite, la cobaltite, le bismuth natif, la bismuthinite et l’argent natif. Les principales textures sont souvent massives ou rubanées pour le corps principal et disséminées à litées pour les sulfures de l’encaissant (pyrrhotite, pyrite et chalcopyrite) que ce soit au niveau du toit ou du mur. Dans les deux gisements, les minéraux de gangue sont représentés essentiellement par les fragments des roches encaissantes, les exhalites chloriteuses, la chlorite, le talc, le quartz, l’amphibole (Koudiat Aïcha) et les carbonates. L’étude chimique des principaux sulfures dans les gisements de Draa Sfar et Koudiat Aïcha montre que la concentration des éléments majeurs et traces dans les principales phases (pyrrhotite, sphalérite, galène, arsénopyrite et chalcopyrite) est variable d’un gisement à l’autre. Ces variations reflètent :


Le changement de la composition chimique des roches volcaniques à l’origine du minerai, acide à Draa Sfar et basique à Koudiat Aïcha ;




Les variations de la composition et de la température du fluide hydrothermal ayant donné naissance au minerai ainsi que les événements ultérieurs de recristallisation et de remobilisation.

304

Discussions et conclusion générale

Les études minéralogiques et chimiques montrent aussi que les empreintes des processus post dépôt (déformation synmétamorphique, cisaillement et altération) sur les principales phases sulfurées restent similaires au niveau de Draa Sfar qu’au niveau de Koudiat Aïcha. II. contrôle lithologique des amas sulfurés et typologie Au niveau de Draa Sfar et Koudiat Aicha, les roches pyroclastiques et grèso-pélitiques formant la base de la minéralisation sulfurée se présentent sous forme d’une bande continue sous la masse minéralisée et montrent dans le cas de Draa Sfar une puissance relativement constante de l’ordre de 15 m. Elles présentent des structures à forte perméabilité initiale et par conséquence sont très favorable à la circulation de fluides hydrothermaux. De ce fait, elles sont quasiment transformées en minéraux d’origine hydrothermale et métamorphique, essentiellement la chlorite. De plus, on note l’absence de zone de stockwerk (sens strict) bien développée et sécante sur l’empilement volcano-sédimentaire du mur de la minéralisation. Ces observations nous ont permis de considérer ces faciès poreux comme un niveau volcanosédimentaire hydrothermalisé qui facilite la circulation des fluides minéralisés responsables de la formations des lentilles à pyrrhotite de la mine de Draa Sfar et de Koudiat Aicha. Le rôle de l’écran imperméable a été joué probablement par les pélites carbonatées de la série du sommet (série de Teksim). En outre, l’environnement immédiat de ces amas est caractérisé par : (1) la présence des sédiments exhalatifs (chlorite et talc) ; (2) l’abondance de la minéralisation disséminée et/ou litée dans les formations du mur ; (3) la présence d’une altération hydrothermale au toit et au mur de la masse minéralisée ; et (4) la présence des structures d’imprégnation de la minéralisation dans les roches pyroclastiques et les grèsopélitiques. Ces constatations nous ont permis d’opter pour une mise en place des minéralisations sulfurées par des phènomènes de remplacement des roches pyroclastiques poreuses et en même temps par des phénomènes exhalatifs à partir des fluides hydrothermaux débouchant sur un fond marin peu profond. Ces gisements possèdent des caractéristiques similaires aux dépôts de type Hajjar-Maroc (Hibti, 2001), La Zarza, Rio Tinto, Aguas Tenidas Este et San Miguel en Espagne (Tornos, 2006) ;

Coniagas, Mattabi et Noranda en Canada-Quebec

(Doucet et al., 1998 ) ; et Highway-Reward en Australie (Doyle, 2001). Au niveau de secteur de Kettara et de Ben Slimane, le niveau porteur du corps minéralisé est sédimentaire. Il s’agit de pélites chloriteuses imprégnées de minéralisation

305

Discussions et conclusion générale

sulfurée et des minéraux exhalatifs représentés essentiellement par la chlorite. Par endroit, cette dernière forme des lentilles métriques déformées et dilacérées par le paroxysme hercynien. Cependant, l’environnement de l’amas est caractérisé par : (1) le développement d’un halo d’altération hydrothermale au mur sur une centaine de mètres avec une intensité bien marquée aux bords de l’amas (toit et mur) ; (2) la présence de sulfures disséminés et/ou lités dans les formations du mur et au niveau des les premières mètres des formations du toit ; (3) la présence de fragments de pélites de tailles millimétriques à métriques remaniés dans l’amas. Ces constations permettent de considérer les gisements de Kettara et Ben Slimane d’une part comme des dépôts sulfurés à partir de solutions minéralisatrices ayant atteint le fond marin (minéralisation exhalative). D’autre part, les caractères relevés dans l’environnement de l’amas suggèrent que la formation de ces minéralisations par remplacement reste un phénomène probable. Le mode de formation de ces amas rappelle en partie certains types de gisement décrits dans la ceinture hercynienne sud-ibérique tels que Tharsis, Las Cruces, Aznalcollar-Los Frailes, Sotiel-Migollas et Masa Valverde (Tornos, 2006). Il semble difficile de pouvoir distinguer au niveau des Jebilets centrales entre les deux principaux environnements de la formation des amas sulfurés qui sont le type Sedex et le type volcano-sédimentaire (Volcanic Hosted Massive Sulfide : VHMS). En effet, la présence de minéralisations exhalatives et de phyllosilicates exhalatifs magnésiens, ainsi que l’absence d’un vrais stockwerk (de dimensions réduites) au mur des amas de tous les gisements étudiés, nous a permis de rapprocher ces amas au type Sedex. Alors que, la présence du volcanisme bimodale dans l’encaissant du mur de certains amas sulfurés des Jebilets centrales (Draa Sfar et Koudiat Aïcha), ainsi que la présence d’imprégnations sulfurées dans les formations du mur sous-jacent de l’amas et dans les premiers mètres des formations du toit, permettent de rattacher la formation de ces amas au type VHMS. Ce caractère mixte est général à l’échelle de la province des Jebilets – Guemassa. Il fait l’originalité de ces gisements et rappelle le type de la ceinture hercynienne sud-ibérique (Saez et al., 1999). Les principales différences avec ce dernier type sont les suivantes :


L’absence de dépôts de sulfates (barytine et anhydrite) ;




la dominance de la pyrrhotite par rapport à la pyrite dans la province des Jebilets-Guemassa (déficit de soufre au cours de dépôts) ;




absence de jaspes ferrifères au toit des corps minéralisés ; 306

Discussions et conclusion générale


les zones à chloritites sont pauvres en chalcopyrite ;




les stockwerks de dimensions réduites, voir absents.

III. Milieu et condition de dépôt La série lithologique dans le secteur de Draa Sfar, Kettara et Ben Slimane, montre une analogie remarquable dans la succession et le milieu de dépôt : sédiments fins avec certains bancs de grès et de calcaire gréseux, évoquant des dépôts de plate forme distale. Dans le secteur de Koudiat Aïcha les pélites de base s’enrichissent progressivement en bancs calcaires gréseux et en grès, ce qui indique probablement une décantation dans une plate forme proximale. La nature pélitique à détritique carbonatée et la présence de sulfures disséminés dans les sédiments encaissants des amas sulfurés des Jebilets centrales, indiquent un milieu de dépôt peu profond, calme et anoxique. De plus, la présence, de magmas vésiculés, de structures perlitiques, d’hyaloclastites, de tufs soudés ou ignimbrites et de pillows lavas dans le massif des Jebilets ne font que confirmer la faible épaisseur de la tranche d’eau. Ces résultats sont analogues à ceux relevés par Huvelin, (1977) ; Bordonaro, (1983) ; Beauchamp, (1984) ; Beauchamp et al., (1991) ; Hibti, (2001) à l’échelle des Jebilets centrales et de Guemassa. La présence de l’ilménite et de la pyrrhotite dans les roches volcaniques encaissantes des amas sulfurés (Draa Sfar et Koudiat Aicha) et l’absence de barytine et d’anhydrite témoignent d’une faible fugacité d’oxygène et une insuffisance du soufre au cours de la précipitation de la minéralisation sulfurée. Cependant, la présence de pyritosphère (Berrakad et al., 1977) (Draa Sfar) et du minerai riche en pyrite surtout dans la partie sommitale de l’amas (Draa Sfar et Koudiat Aicha) suggèrent

que l’activité du soufre varie dans ces

minéralisations sulfurées en fonction du temps et du changement des conditions physicochimiques que ce soit à l’échelle d’un même gisement ou à l’échelle de la province des Jebilets centrales et Guemassa. IV. Le rôle du volcanisme dans la genèse des amas sulfurés Dans plusieurs provinces métallogéniques, telles celles incluant le district des Jebilets centrales, une association spatiale et temporelle entre les amas sulfurés et le volcanisme acido-basique hôte reste bien marquée. Neamoins, le lien génétique exact demeure souvent problématique. Plusieurs travaux sur les provinces métallogéniques à amas sulfurés montre que l’encaissant de ces amas est souvent formé de complexes volcaniques et/ou magmatiques 307

Discussions et conclusion générale

bimodaux interstratifiés dans une série sédimentaire (Routhier et al., 1980 ; Franklin et al., 1981 ; Lentz, 1998). L’effet de ces complexes sur la formation des amas sulfurés a été discuté par plusieurs auteurs (Franklin et al., 1981 ; Mosier et al., 1983 ; Lentz, 1998 ; Doyle, 2001 ; Tornos, 2006). Ces auteurs ont montré que les amas économiques sont généralement formés en association avec un volcanisme acide, quoique, ces roches constituent seulement une petite fraction des produits magmatiques dans plusieurs districts d’amas sulfurés. Suivant les proportions des laves acides et basiques dans l’encaissant des amas sulfurés, Routhier et al., (1980) et Lentz (1998) ont montré que les amas sulfurés encaissés dans une pile volcanique dominée par les roches basiques présentent un rapport Cu/(Zn+Pb) très élevé (Chypre, Bleida, Calédonides, …). Alors que les amas sulfurés riches en Zn et Pb avec la présence du Cu et d’Au sont encaissés au sein d’une pile volcanique dominée par les roches acides (Kuroko, Bouclier Canadien, Ceinture Sud Ibérique,…). Parfois, ces amas sont encaissés dans des couches où l’apport volcanique est faible ou douteux (Sullivan, Colombie ; Cobar, Australie ; Rouez, France ;…). Dans la province métallogénique des Jebilets centrales, on observe une nette variation de la nature et du volume des manifestations volcaniques et volcanoclastiques d’un gisement à l’autre. En effet, le volume est important au niveau du secteur de Draa Sfar et de Hajjar, modeste au niveau de Koudiat Aicha alors qu’il est faible au niveau de Ben Slimane et de Kettara. Sur le plan nature géochimique, le complexe volcanique est acide au niveau des secteurs de Draa Sfar et Hajjar, alors qu’il est acido-basique à Koudiat Aicha, Ben Slimane et Kettara. Ce complexe constitue l’environnement immédiat des amas sulfurés de Draa Sfar et Koudiat Aicha, mais il est loin (spatialement) dans le secteur de Kettara et Ben Slimane. Ces considérations traduisent les variations minéralogiques et chimiques observées au niveau des différents gisements. En effet, les gisements de Draa Sfar et de Hajjar, à caractère polymétallique, présentent les teneurs les plus élevées en métaux de base (Zn et Pb) par rapport aux autres gisements de la province de Jebilets – Guemassa : - A Draa Sfar, 5 – 6 % Zn, 1% Pb, 0,3 % Cu ; - A Hajjar, 8% Zn, 2 – 3% Pb, 0.4 – 0.6 % Cu et 60g/T d’Ag. Les gisements de Kettara et de Ben Slimane sont beaucoup plus dominés par la pyrrhotite (95 à 98 %) et présentent les teneurs les plus faibles en métaux de base (Zn et Pb). La teneur en Cu varie de 0,8 à 1,2% à Ben Slimane et avoisine 0,6% dans le gisement de

308

Discussions et conclusion générale

Kettara (Ndiaye, 1985). Quant au gisement de Koudiat Aicha, il montre un caractère polymétallique et présente des teneurs plus élevées en Cu (0,6%) par rapport aux amas sulfurés de Jebilets centrales, alors qu’il est relativement pauvre en Zn (3 %) et Pb (1%) par rapport au gisement de Draa Sfar et Hajjar. Il apparaît clairement qu’au niveau de la province des Jebilets – Guemassa, les amas sulfurés proximaux aux édifices volcaniques acides (Draa Sfar et Hajjar) ou basiques (Koudiat Aicha) sont généralement plus riches en métaux de base par rapport aux amas distaux (Kettara et Ben Slimane).

V. Altérations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales Les altérations hydrothermales se marquent par des modifications surtout de la composition minéralogique et chimique des roches encaissantes. Elles résultent de l’interaction entre l’eau de mer progressivement réchauffée et l’encaissant volcanosédimentaire. Les altérations, de même que les concentrations en métaux, sont considérées comme le résultat des solutions hydrothermales, qui agissent en faisant recristalliser les roches encaissantes en provoquant des modifications soit par addition de certains éléments soit par lessivage d'autres. Ces changements se manifestent par l'apparition de nouveaux minéraux comme la chlorite qu'on rencontre le plus souvent dans le cas de la présente étude. L'étude pétrographique et minéralogique des roches encaissantes des amas sulfurés des Jebilets centrales a montré que l'intensité de l'altération et la distribution des phases secondaires sont hétérogènes. L’altération hydrothermale est généralement divisée en zones de circulation diffuse avec altération faible (altération métamorphique régionale) et en zone de circulation forte où l’intensité de l’altération hydrothermale est plus élevée. Cette dernière est concentrée dans la partie proximale de la masse minéralisée et aussi dans les zones de cisaillement ductiles. On note aussi qu’au fur et à mesure qu’on s'approche de la minéralisation, l'intensité de l’altération hydrothermale augmente. De plus, les faciès du mur, caractérisés par une anisotropie et une porosité primaire assez forte à intense (lapilli tuf, ignimbrite, pélites gréseuses et grès), sont fortement altérés en minéraux secondaires. Par contre les roches volcaniques (rhyodacite, dacite, gabbro) sont moins altérées. En effet, le pourcentage de la chlorite montre une augmentation progressive depuis la partie distale jusqu’à atteindre le maximum au contact immédiat de la minéralisation, et où elle constitue plus de 90% de la roche. Alors que, les pourcentages en quartz, en séricite, en amphibole et en

309

Discussions et conclusion générale

calcite montrent une augmentation en s’éloignant de la masse minéralisée aussi bien de coté du mur que du toit. Les minéraux exhalatifs associés à la minéralisation sulfurée sont représentés essentiellement par la chlorite, le talc, le quartz, l’actinote et/ou la trémolite. On peut conclure que la zone à chlorite (plus de 90% du volume total de la roche), magnésienne est un excellant indicateur de la proximité des zones d’alimentation des amas sulfurés du district des Jebilets centrales. L’évolution de la composition chimique de ces phases d’altération hydrothermale métamorphosées (chlorite, amphibole et carbonates) montre un caractère magnésien de ces minéraux à l’approche des minéralisations sulfurées. Ce carctère traduit la nature magnésienne des fluides hydrothermaux responsables de la mise en place de ces minéralisations. Ces évolutions chimiques présentent des caractères communs à Draa Sfar, Hajjar, Koudiat Aïcha, Kettara et Ben Slimane (augmentation du rapport XMg des chlorites, amphiboles et carbonates à l’approche des amas sulfurés). De ce fait, le rapport XMg peut constituer un guide chimique pour la sélection des zones hydrothermalisées et la focalisation de la recherche d’amas sulfurés cachés (type Hajjar) sur les secteurs les plus favorables. La typologie des altérations hydrothermales des gisements étudiés semble indiquer une superposition de deux événements principaux caractérisés par des fluides de compositions légèrement différentes : (1) une phase précoce anté-schisteuse responsable de la circulation d’un fluide hydrothermal précoce et le dépôt de la minéralisation sulfurée. La chimie des phases d’altération hydrothermale, accompagnant la mise en place des minéralisations, traduit un caractère magnésien et des conditions de température relativement faible au voisinage de l’amas par rapport aux zones distales où ces minéraux présentent un caractère plus ferrifère et refletant des températures plus sevères. En effet, le développement du talc et de la chlorite magnésienne au cours de cette phase d’altération suggère le caractère magnésien de ces fluides hydrothermaux responsables de dépôts des amas sulfurés de Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Kettara et Ben Slimane. Cependant, les roches altérées encaissantes des amas sont pauvres en Mg dans le cas de Draa Sfar. Par contre, à Koudiat Aïcha, les roches volcaniques (gabbros) encaissantes des lentilles minéralisées sont riches en Mg. De ce fait, les phyllosilicates (chlorites et talc) d’altération hydrothermale précoce analysés au niveau de Draa Sfar sont plus riches en fer par rapport à ceux de Koudiat Aïcha qui sont riches en Mg et pauvre en Fe. Ceci suggère que ces derniers auraient été déposés à partir d’un fluide hydrothermal plus riche en Mg et pauvre en Fe par rapport au fluide qui était à l’origine du dépôt des phyllosilicates 310

Discussions et conclusion générale

anté-déformation. La précipitation contemporaine de ces silicates magnésiennes avec la minéralisation sulfurée au niveau des Jebilets centrales peut être expliquée par la participation de l’eau de mer (riche en Mg) qui serait mélangée avec ces fluides hydrothermaux enrichis en Mg, Fe et Si (dépendant de la nature des roches lessivées). (2) une phase post dépôt de la minéralisation sulfurée responsable de la circulation de fluide à caractère ferrifère très prononcé. Elle est caractérisée par le développement des silicates, essentiellement la chlorite et les amphiboles (bleue, verte et brune) et en moindre mesure la muscovite. Ces silicates sont bien développés dans les zones de cisaillement ductiles, les contacts lithologiques, les veinules, les fentes et les vésicules (en remplissage). Ce fluide enrichi en fer a probablement percolé les zones de cisaillement sous l’effet d’un métamorphisme tardif de type périplutonique, caractéristique du district Jebilet-Guemassa et qui est lié en grande partie à la mise en place des granitoïdes contrôlés par le fonctionnement de zones de cisaillement ductiles (Lagarde, 1982). Au niveau de Draa Sfar, les études géochimiques et les calculs de changements de masses des zones hydrothermalisées ont permis de quantifier ces variations pétrographiques en démontrant dans la zone distale que le Na2O a été lessivé alors que le SiO2 et K2O ont été ajoutés, avec un léger enrichissement en FeO. En effet, l'altération hydrothermale des roches volcaniques et volcanoclastiques déstabilise les feldspaths alcalins et forme de la séricite et du quartz. Dans la zone centrale, le Fe2O3, le Na2O et le MgO ont été ajoutés alors que le SiO2 et le K2O ont été lessivés. Le lessivage de ce dernier provoque la libération de l’Al des feldspaths alcalins, qui est par la suite utilisé pour former de chlorite et d’albite, suivant une réaction par interaction avec le Fe, le Mg et le Na provenant des fluides hydrothermaux. En effet, les roches volcaniques primaires appartiennent à une source volcanique faible en Fe, Mg et en Na. La zone proximale à la minéralisation sulfurée est caractérisée par un gain important en Fe2O3, MgO, CaO, ± MnO et ± P2O5, avec un appauvrissement en SiO2 et en K2O. En effet, dans cette zone fortement altérée, la composition minéralogique initiale de la roche est quasiment transformée en chlorite (phase principale dans les roches altérées de cette zone) sous l’effet des fluides hyrothermaux riches en Fe, Mg et des métaux de base. Cette zone correspond aux zones de décharge (zone de réaction) dans les systèmes hydrothermaux fossiles aux actuels. Il s’agit d’une zone où le rapport eau/roche est très élevé et où la roche tend à devenir monominérale, chloritite dans notre cas des Jebilets centrales qui indique l’approche de la minéralisation.

311

Discussions et conclusion générale

Les processus hydrothermaux observés dans les gisements des Jebilets centrales semblent être identiques à ceux responsables de plusieurs gisements dont ceux du domaine de N’Fis (Hajjar, Tiferouine, Lamrah et,…), ceux de la ceintures sud ibérique (La Zarza, Aguas Tenidas Este, Tharsis, Rio Tinto,…), du bouclier canadien (Ansil, Coniagas, Me-Dieu et Lac Mattagami) et les gisements sulfurés d’Ouest Tasmania-Australie (Que River, Henty, Hrcules,…). V. 1. Comparaison des zonations hydrothermales associées aux amas sulfurés des Jebilets centrales et des Guemassa L’étude minéralogique des zones hydrothermalisées de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha et sa omparaison avec celle effectuée au niveau de Hajjar, Kettara et Ben Slimane permet de dégager plusieurs caractères communs susceptibles de fournir des guides de prospection.

312

Discussions et conclusion générale

Tabl. 19 : Comparaison des zonations hydrothermales des gisements des Jebilets centrales et des Guemassa

Contexte géologique

Morphologie des zones d’altération

Draa Sfar Encaissant sédimentaire Volcanosédimentaire Volcanisme acide (proximal par rapport au minerai)

concordantes

Zone externe (mur)

Quartz et séricite Albite et chlorite

Zone centoproximale (mur)

Chlorite, silice, séricite, albite, sulfures et rarement l’épidote, zircon et leucoxène

Contact des minéralisations

Chlorite, quartz, carbonates, sulfures et talc, parfois séricite et épidote

Koudiat Aïcha

Hajjar (Hibti, 2001)

Encaissant sédimentaire Volcanisme basique (proximal)

Encaissant sédimentaire volcano-sédimentaire Volcanisme Acide (proximal)

Encaissant sédimentaire Volcanisme basique (distal)

Encaissant sédimentaire Volcanisme basique (distal)

concordantes

Concordantes et discordantes (stockwerk)

Concordantes ?

Concordantes ?

Séricite, quartz et chlorite

Séricite, quartz et chlorite

Séricite, quartz et chlorite

Quartz, séricite et carbonates (abondants dans les formations sédimetaires) Séricite, trémolite, actinote carbonates et chlorites (dans les gabbros) chlorite, actinote, trémolite, l’épidote, sulfures, carbonates, parfois du leucoxène, du sphène et du talc. Chlorite (plus 90%), quartz, actinote, trémolite, épidote, talc parfois séricite, et biotite

Chlorite, quartz, biotite, séricite et sulfures

Chlorite et/ou grenat, avec quartz, talc, sulfures, biotite et sulfures

Kettara

-

Chlorite et quartz

Ben Slimane

-

Chlorite et quartz

Séricite, Séricite, quartz, quartz, chlorite, Toit du minerai chlorite, carbonates et sulfuré carbonates et sulfures sulfures - L’assemblage minéralogique est caractérisé par la superposition des phénomènes métamorphiques et hydrothermaux ; - Les minéraux soulignés sont les plus abondants dans l’assemblage minéralogique. Séricite, quartz, parfois chlorite, sulfures et carbonates

Séricite, quartz, carbonates avec chlorite, sulfures et biotite

Séricite, quartz, carbonates chlorite et sulfures

Les zonations hydrothermales et l’évolution des compositions chimiques des minéraux d’altération hydrothermale (chlorite, talc, quartz et sulfures) sont similaires à Draa Sfar, Koudiat Aïcha, Hajjar, Kettara et Ben Slimane. Il a été possible d’élaborer à partir de la chlorite, un modèle de zonation minéralogique basé sur son pourcentage ainsi que l’évolution de sa teneur en Fe et Mg. En effet, dans tous les gisements de la province de JebiletsGuemassa le pourcentage de chlorite montre une augmentation progressive depuis la partie distale jusqu’à atteindre le maximum au contact immédiat de la minéralisation, et où elle constitue plus de 90% de la roche. Si l’on considère l’influence limitée de la roche hôte sur le rapport XFe et XMg des chlorites analysées, il apparaît, dans tous les gisements, que les chlorites les plus magnésiennes sont situées soit dans la zone à chloritite (zone d’alimentation

313

Discussions et conclusion générale

de l’amas sulfuré) soit encaissées dans la masse minéralisée. Les chlorites les plus ferrifères sont situées dans la zone la plus distale, alors que les chlorites ayant un rapport XFe intermédiaire se situent dans la zone centrale. La teneur en Mg des chlorites est une fonction de la quantité de Mg disponible dans la séquence de roches lessivées. En effet, les chlorites hydrothermales analysées dans le secteur de Koudiat Aïcha seraient déposées à partir d’un fluide hydrothermal plus riche en Mg et pauvre en Fe par rapport au fluide qui était à l’origine du dépôt des chlorites anté-déformation analysées dans le secteur de Draa Sfar, Hajjar (Hibti, 2001), Kettara (Souaré, 1988) et Ben Slimane (Ndiaye, 1985). VI. Effet de la déformation syncinématique sur les amas sulfurés La série volcano-sédimentaire de Sarhlef porteuse des minéralisations sulfurées a subi au moins deux grands épisodes plicatifs et cisaillants (phase hercynienne). La déformation majeure hercynienne, déroulée dans un climat métamorphique épizonal, a provoqué la transposition des corps sulfurés parallèlement aux plans de la schistosité régionale (Fig. 1). Les déformations cisaillantes ont engendré des mégalentilles cisaillées, boudinées et allongées dans les plans de schistosité régionale. La forte transposition, le rubanement (schistosité régionale pénétrative), les linéations d’étirements bien développées et la destruction presque complète des textures (pétrographiques) primaires soulignent l’intensité de cette déformation d’âge post-Viséen supérieur. Sur le plan microscopique cette déformation à caractère syncinématique a également engendré des phénomènes de recristallisation, de remobilisation ainsi que la néoformation de certaines espèces à savoir la pyrrhotite, la sphalérite, la galène et la chalcopyrite. D’autres espèces sont complétement cataclasées (arsénopyrite et pyrite). Ces phénomènes de redistribution et de nucléation minérales traduisent le début de l’enrichissement en Zn, Pb et Cu des zones cisaillées, particulièrement dans les amas. Cet enrichissement est accentué par une deuxième phase d’altération hydrothermale à caractère ferrifère qui s’est déroulée dans des conditions de températures plus élevées (435 à 446 °C). Dans le minerai pauvre (plus de 95% de pyrrhotite), les sulfures mineurs, accompagnant la pyrrhotite, ont été piégés dans les plans de déformation. Le minerai disséminé quant à lui se présente sous forme des microlentilles aplaties et allongées dans les plans de la schistosité régionale. Plus tardivement, la déformation cassante tardi-hercynienne voir même atlasique, serait responsable de la fracturation et le décalage du minerai dans des directions différentes NNE-SSW, SSE-NNW et NE-SW.

314

Discussions et conclusion générale

Draa Sfar

Bassin mésetien des Jebilets

Huvelin, (1977)

La compression post-namuro-westphalienne (Bouabdelli, 1989)

II I

III

Je

bi le

ts or ie

nt ale s

N

Jebilets occidentales

Jebilets centrales Grésopilites Magma acido-basique

série de Teksim Amas sulfurés

Faille

schistosité

Plis

Fig. 1 : Effet de paroxysme hercynien sur le volcanisme bimodal et les amas sulfurés des Jebilets centrales. (I) l’axe de giseents de Kettara – Ben Slimane, (II) l’axe de gisements de Draa Sfar et de Nzalt Alhamra et (III) l’axe de gisement de Koudiat Aïcha et Laâchache.

VII. Source de soufre Le rapport des réactions d’ions métalliques avec le soufre chimiquement actif acquiert une importance particulière pour la formation des minerais hydrothermaux (Sminrov, 1982). La détermination de l’origine du soufre a été mise au point par plusieurs études. Ces dernières ont montré que le soufre des dépôts sulfurés est soit d’origine magmatique, soit d’origine marine soit mixte. Le schémas de formation des gisements hydrothermaux avec participation de sulfates d’eau de mer ainsi que du soufre issu du magmatisme submarin a été généralement proposé pour les gisements sulfurés de type VMS [(VMS canadiens, (Large, 1992) ; VMS de la province sud ibérique, (Velasco, 1998) ; VMS de N’Fis (Ouguir, 1987 ; Haimeur, 1988 ; Hibti, 2001) ; VMS du Japon, (Ohmoto, 1983)].

315

Discussions et conclusion générale Des analyses isotopiques du soufre δ34S ont été effectuées sur les principaux sulfures des gisements de Draa Sfar et de Koudiat Aïcha (pyrrhotite, sphalérite et galène). Au niveau de Draa Sfar, ces cristaux montrent des compositions isotopiques variant entre -3 ‰ à -6 ‰. Au niveau de Koudiat Aïcha, les cristaux de sphalérite au même titre que les cristaux de galène et de pyrrhotite montrent des compositions isotopiques variant de -7,5 ‰ à -13,5 ‰ pour les sulfures d’amas massif et de -21 ‰ et -22,5 ‰ pour les sulfures lités dans les chloritites (Fig. 2). Les analyses isotopiques réalisées sur les sulfures des gisements de Hajjar et de Khwadra (Haimeur, 1988 et Hibti, 2001), donnent des valeurs isotopiques du soufre variant entre -1 ‰ et 4,86 ‰ pour le gisement de Hajjar, et entre -5,7 ‰ et -13 ‰ pour l’indice de Khwadra. De nombreux travaux ont montré que les valeurs isotopiques du soufre des amas sulfurés (VMS) varient largement non seulement d’un gisement à un autre (même district), mais aussi dans le même gisement (Routhier et al., 1980 ; Mitsuno et al. 1988 ; Large, 1992 ; Ohomoto et Goldhaber, 1997 ; Velasco et al., 1998 ; Tornos et al., sous press ; Solomon, sous press). Dans le cas des gisements sulfurés de la ceinture hercynienne sud ibérique (IPB Espagne) les valeurs isotopiques du soufre variant entre -33 ‰ et 12 ‰ (Velasco et al., 1998) (Fig. 2). Dans le cas des VMS de New Brunswick (Canada), les valeurs isotopiques du soufre varient de 0 ‰ à 20 ‰ (Goodfellow et Mc Cutcheon, 2003) (Fig. 2). Selon Velasco et al., (1998) les valeurs isotopiques nettement négatives peuvent résulter d’une réduction bactérienne en milieu marin riche en sulfates, tandis que les valeurs nettement positives (dans les sulfures de stockwerk) peuvent résulter d’une contamination de soufre d’origine profond (juvénile) par remobilisation de soufre oxydé présent dans les terrains sédimentaires et le dépôt de sulfures dans des conditions d'équilibre (Solomon, 1999). Les valeurs les moins négatives reflètent une source volcano-sédimentaire et bactérienne du soufre. Au niveau des amas sulfurés massifs de Jebilets centrales (Draa Sfar et Koudiat Aïcha), les valeurs isotopiques variant de -3 ‰ à -13,5 ‰ pourraient refléter que le soufre réduit d'eau de mer était la source principale du soufre dans les minerais sulfurés à pyrrhotite. Cette hypothèse est soutenue par la comparaison de ces données avec celles fournies par Velasco et al., (1998) sur les gisement de la province sud ibérique. De plus, les valeurs isotopiques proches de 0 ‰ et la présence de la cassitérite en exsolution dans la sphalérite et/ou la pyrrhotite (Inverno et al., sous-press) incitent à envisager une origine magmatique. Ces constatations nous ont permis de conclure, que l’origine du soufre de ces amas est

316

Discussions et conclusion générale

combinée de sulfates bactériens d'eau de mer réduits et de soufre issu des roches magmatiques.

Draa Sfar Koudiat Aïcha Jebilets centrales

-24 -20

-10 -6

-0

δ34S

Fig. 2 : Valeurs isotopiques du soufre de Draa Sfar et Koudiat Aïcha ; comparaison avec les amas sulfurés de la province sud ibérique (Velasco et al. 1998) et les gisements de Bathurst mining camp, New Brunswick, Canada (Goodfellow et Mc Cutcheon, 2003).

VIII. Modélisation Les observations et les résultats obtenus dans les chapitres précédents permettent d'atteindre le principal objectif de cette étude qui est la reconstitution du paléoenvironnement de mise en place des amas sulfurés de Jebilets centrales. VIII. 1. Environnement géodynamique de mise en place des amas sulfurés Les gisements des Jebilets centrales sont encaissés dans la série volcano-sédimentaire de Sarhlef. Le magmatisme acido-basique de cette série est composé de roches tholeiitiques d’affinité océanique, résultant d’une déchirure intracontinentale en relation avec l’ouverture des bassins mésetiens sur des fractures lithosphériques "bassin pull-apart" (Fig. 3). Ces structures synvolcaniques ont servi à la remontée de solutions hydrothermales fertiles en métaux, vers la fin de l’activité volcanique (Large, 1992). La circulation descendante de l’eau de mer dans ces structures provoque des réactions métasomatiques consécutives entre ces eaux marines et les roches encaissantes à des températures de plus en plus élevées avec la profondeur. Ces fluides hydrothermaux enrichis en métaux (Fe, Zn, Pb, Mg, Cu, Sn, Co, Ag), en Si et en H2S, convergents vers les zones perméables comme les volcanoclastites, les grèso317

Discussions et conclusion générale

pélitites et les failles synvolcaniques. Au niveau des Jebilets centrales, l’encaissant immédiat, côté mur des amas sulfurés, est caractérisé par des épaisseurs très réduites et/ou l’absence des stockwerk, ainsi que par la présence de faciès à forte perméabilité initiale tels que les pyroclastiques, les grèso-pélitiques et les ignimbrites. Ces observations nous ont permis de considérer ces faciès comme un niveau poreux ayant facilité la circulation des fluides minéralisateurs responsables de la formation des lentilles à pyrrhotite dans les Jebilets centrales. Le rôle de l’écran imperméable a été joué, probablement, par les pélites carbonatées de la série du sommet (série de Teksim). Cette hypothèse est soutenue par la présence à la base des amas sulfurés d’une zone concordante, quasiment transformée en minéraux d’origine hydrothermale (chlorite et quartz). La précipitation de la minéralisation sulfurée a été effectuée dans un bassin peu profond, caractérisé par une faible fugacité d’oxygène et une insuffisance du soufre. Les conditions de température de mise en place seraient supérieures à 250 °C (déduite à partir de chlorites associées au minerai de Koudiat Aïcha). La présence des sulfures disséminés, au niveau les premiers mètres des séries du toit, souligne la persistance de l’activité hydrothermale après la mise en place des amas.

318

Discussions et conclusion générale

Bassin mésetien des Jebilets

Draa Sfar

La chaîne hercynienne du Maroc au Tournaisien (Bouabdelli, 1989)

Huvelin, (1977)

N

Je bi let s

or ie

Je bi let so cc id

nt ale s

en ta les

Jebilets centrales

0

Amas sulfurés Fusion partielle de la croute continentale Faille

Pyroclastites

5Km

Magma acido-basique

Croute continentale

Manteau

Circulation de fluides

Halo d'altération

Fig. 3: Modèle Schématique proposé pour la formation des sulfures massifs dans Jebilets centrales

VIII. 2. Contexte géodynamique de mise en place des amas sulfurés des Jebilets centrales Les amas sulfurés type VHMS et le volcanisme associé se mettent en place dans des environnements tectoniques variés (Herzig et Hannington, 1995 ; Lentz, 1998) : (1) rift évolué intra-oceanique (district Kuroko, Japan) ; (2) arc insulaire intra-oceanique (district West Shasta, California) ; (3) arrières arcs intra-continentaux (district Que River, Tasmania et district Mt. Windsor, Thalanga) ; (4) rift intra-continental arc et/ou arrière arc ? (District Avoca, Ireland) ; (5) intra-continental (district Tobique, central New Brunswick).

319

Discussions et conclusion générale

Les roches volcaniques acides prétectoniques de Draa Sfar sont des tholeiites à caractères anorogéniques et orogéniques, rappelant ainsi les autres corps magmatiques acides et basiques de la province bimodale des Jebilets centrales (Aarab, 1995 et Essaifi, 1995). L’association bimodale de ces derniers correspond à l’équivalent volcanique de l’association bimodale de la province hercynienne sud-ibérique (Espagne) et Avoca (Ireland) bien que leur affinité magmatique soit transitionnelle à calco-alcaline (Lentz, 1998). De plus, le domaine de Draa sfar, Koudiat Aicha et Ben Slimane-Kettara est marquée par la présence de deux grandes structures cisaillantes : (1) Zone de cisaillement ductile non axiale et orientée N-S à NNESSW ; (2) zone de cisaillement ductile de direction ENE-WSW à E-W moins importante et postérieure à la première. Ces accidents correspondraient probablement aux accidents qui ont guidé l’ouverture et l’architecture des bassins du domaine mésétien (Lagarde, 1987 ; Hoepffner, 1987 ; Pique et Michard, 1989 ; Bouabdelli, 1989 ; Kharbouch, 1994 ; Aarab, 1995 ; Essaifi, 1995 ; Hibti, 2001 ; Hoauri, 2003). Ces observations peuvent être rapprochées des conclusions proposées par Aarab (1995) à l’échelle des Jebilets centrales et par Kharbouch (1994) à l’échelle de la Meseta marocaine qui interprètent le volcanisme bimodale (prétectonique) comme une série tholéïtique à alcaline résultant d’une distension intraplaque en relation avec l’ouverture des bassins dans la Meseta occidentale sur des failles profondes (bassin en pull-apart).

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Annexe

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