Abridged version
1 Introduction
The High and the Middle Atlas (Morocco) correspond to an intracontinental fold belt where a significant magmatic activity occurred during the Mesozoic and the Tertiary. The first basaltic lavas were emitted at the end of the Trias; they were followed by numerous stratified intrusions emplaced during Middle Jurassic–Early Cretaceous times and finally lamprophyres and related dykes were emitted during the Eocene. The Jurassic intrusions outcrop in the Central High Atlas (HAC), where they occupy NE–SW trending ridges (Fig. 1) controlled by sinistral east–west strike slip faults [16]. Their emplacement is globally contemporaneous with a moderate synschistous deformation, developed during a Post-Bathonian–ante-Early Cretaceous crustal shortening [17]. This intraplate magmatism has been described as alkaline and anorogenic [1,5].
Localisation des rides NE–SW (avec intrusions) dans le Haut Atlas Central (HAC) (d'après [17]).
Localisation of NE–SW trending ridges (with intrusions) in the Central High Atlas (adapted from [17]).
2 Petrographic data
The HAC intrusions include homogeneous facies that consist either of mafic rocks (troctolites, gabbros), intermediate rocks (diorites, monzodiorites) and felsic rocks (syenites), and heterogeneous facies that correspond to mixing products between intermediate and felsic magmas.
The troctolites and gabbros are orthocumulates involving plagioclase (An70) and olivine (Fo55–81) as the cumulus phase, augite (Wo40–45En40–50Fs8–15) and biotite (titaniferous phlogopite, XMg≅0.75) ± magnetite and/or ilmenite as the intercumulus phase. The diorites and monzodiorites are coarse-grained to pegmatitic rocks with plagioclase (An25–50), augite (Wo41–48En38–42Fs9–17), biotite (XFe≅0.4–0.9), hornblende (XMg≅0.5–0.6), magnetite and/or ilmenite. The syenites constitute the most evolved rocks of the HAC intrusions. They are fine- (millimetre) or coarse- (centimetre) grained, and contain albite, potassic feldspar (orthoclase or microcline), hornblende, quartz, magnetite and/or ilmenite and accessory minerals such as apatite.
The heterogeneous rocks are located at the contact between the syenitic and the dioritic or monzodioritic rocks. They generally consist of a monzodioritic matrix that includes patches (5–10 cm in diameter) and veins of syenitic composition (Fig. 2). The monzodioritic matrix contains relics of pyroxene, biotite, hornblende, opaque oxides, and some quartz and apatite. The syenitic pockets and veins are mainly made of albitic plagioclase, microcline, orthoclase, and some green hornblende and iron–titanium oxides. Similar associations have been considered as reflecting incomplete mixing between crustal and mantle-derived magmas [6].
Relations entre le faciès felsique et le faciès mafique. A. Figures d'immiscibilité dessinées par des veinules de composition évoluée (2) dans une bordure figée gabbroı̈que (1). B. Poches de composition syénitique (4) dans une diorite (3).
Relationships between felsic and mafic rocks. A. Immiscibility figures involving felsic veins (2) into a gabbroic chilled margin (1). B. Patches of syenitic composition (4) within a diorite (3).
Finally, a secondary paragenesis developed during hydrothermal alteration [18,27]. It includes actinolite, chlorite, talc, albite, titanite, serpentine, epidote, prehnite, analcite, calcite and quartz.
3 Geochemistry
Representative chemical analyses of the various petrographic facies are presented in Table 1. From mafic to felsic rocks, enrichments in SiO2, Na2O and K2O are accompanied by decreases in TiO2, FeO and MgO while Al2O3, MnO and P2O5 remain almost constant.
Analyses représentatives des roches magmatiques du Haut Atlas central. (1) faciès basique; (2) faciès intermédiaire; (3) faciès évolué. ∗Analysées au Centre de géochimie de la surface de Strasbourg. ∗∗Analysées au Boston College.
Representative major and trace element analyses of Central High Atlas magmatic rocks; (1) mafic facies; (2) intermediate facies; (3) acidic facies. ∗Analysed in the ‘Centre de géochimie de la surface de Strasbourg’. ∗∗Analysed in the Boston College.
| ∗∗87–251 | ∗∗87–551 | ∗88–1341 | ∗88–441 | ∗88–1001 | ∗88–502 | ∗87–652 | ∗88–512 | ∗88–532 | ∗88–552 | ∗87–453 | ∗88–1373 | ∗86–83 | ∗88–1393 | |
| SiO 2 | 44,83 | 46,41 | 49,00 | 49,30 | 50,70 | 48,3 | 49,01 | 49,60 | 50,10 | 51,00 | 62,40 | 66,50 | 68,20 | 68,60 |
| TiO 2 | 0,97 | 1,15 | 1,77 | 1,66 | 1,95 | 1,15 | 1,64 | 1,06 | 1,31 | 1,23 | 0,62 | 0,74 | 0,72 | 0,37 |
| Al 2 O 3 | 11,00 | 14,05 | 15,90 | 17,70 | 16,00 | 13,6 | 16,30 | 13,80 | 14,20 | 14,20 | 16,60 | 14,90 | 15,50 | 14,40 |
| Fe 2 O 3 | 14,64 | 12,61 | 12,00 | 10,50 | 5,70 | 11,5 | 9,77 | 10,60 | 10,10 | 10,00 | 5,70 | 7,40 | 4,40 | 7,50 |
| MnO | 0,19 | 0,17 | 0,12 | 0,15 | 0,14 | 0,12 | 0,14 | 0,14 | 0,14 | 0,06 | 0,13 | 0,05 | 0,04 | 0,02 |
| MgO | 17,49 | 12,13 | 4,53 | 4,81 | 8,04 | 10,2 | 5,73 | 10,70 | 10,00 | 10,90 | 0,37 | 0,15 | 0,47 | 0,08 |
| CaO | 6,13 | 7,39 | 9,80 | 7,60 | 6,30 | 5,50 | 9,76 | 7,30 | 6,00 | 2,30 | 0,90 | 1,00 | 1,00 | 0,30 |
| Na 2 O | 2,20 | 2,87 | 3,85 | 4,33 | 2,71 | 2,90 | 3,45 | 3,01 | 2,85 | 3,99 | 6,96 | 6,76 | 7,89 | 6,73 |
| K 2 O | 0,59 | 0,56 | 0,80 | 1,32 | 3,62 | 1,41 | 1,32 | 0,92 | 1,55 | 0,10 | 3,53 | 2,69 | 1,12 | 2,03 |
| P 2 O 5 | 0,16 | 0,16 | 0,31 | 0,30 | 0,39 | 0,18 | 0,22 | 0,19 | 0,24 | 0,25 | 0,22 | 0,19 | 0,20 | – |
| P.F. | 0,90 | 1,80 | 2,41 | 2,78 | 3,26 | 3,58 | 2,80 | 3,33 | 4,45 | 4,58 | 1,30 | 0,36 | 0,70 | 0,38 |
| Total | 99,10 | 99,30 | 100,49 | 100,45 | 98,81 | 98,44 | 100,14 | 100,65 | 100,94 | 98,61 | 98,73 | 100,74 | 100,24 | 100,41 |
| Sr | 300 | 354 | 583 | 1045 | 1261 | 108 | 644 | 173 | 140 | 35 | 114 | 264 | 126 | 71 |
| Ba | 95 | 102 | 75 | 100 | 991 | 81 | 153 | 50 | 145 | 8 | 317 | 675 | 203 | 183 |
| V | 109 | 127 | 262 | 208 | 193 | 253 | 22 | 243 | 265 | 275 | 5 | 7 | 13 | 6 |
| Ni | 535 | 398 | 58 | 69 | 158 | 188 | 58 | 206 | 162 | 130 | 20 | 8 | 7 | 4 |
| Co | – | – | 44 | 32 | 30 | 50 | – | 50 | 51 | 36 | 7 | 11 | 17 | 8 |
| Cr | 808 | 455 | 143 | 116 | 218 | 594 | 291 | 529 | 333 | 327 | 7 | 8 | 2 | 11 |
| Zn | 107 | 100 | 56 | 42 | 88 | 1406 | 71 | 53 | 265 | 59 | 173 | 23 | 36 | 54 |
| Cu | 87 | 46 | 94 | 16 | 7 | 7 | 64 | 56 | 4 | 33 | 6 | 4 | 23 | 16 |
| Sc | – | – | 26 | 20 | 24 | 32 | – | 30 | 31 | 33 | 5 | 8 | 7 | 2 |
| La | – | – | 9 | 5 | 18 | 5 | – | 6 | 12 | – | 33 | 41 | 41 | 26 |
| Nb | 10 | 12 | 4 | 13 | 18 | 7 | 16 | 7 | 10 | 10 | 53 | 75 | 35 | 35 |
| Ce | – | – | 12 | 20 | 52 | – | – | 16 | 40 | – | 78 | 99 | 60 | 81 |
| Zr | 80 | 89 | 72 | 122 | 150 | 99 | 120 | 100 | 129 | 129 | 330 | 340 | 434 | 739 |
| Y | 12 | 13 | 18 | 20 | 22 | 18 | 19 | 18 | 22 | 21 | 41 | 70 | 46 | 53 |
| Yb | – | – | 1 | 2 | 2 | 1 | – | 2 | 2 | 2 | 4 | 6 | 5 | 5 |
| Lu | – | – | – | – | 0,1 | – | – | – | – | – | 0,2 | 0,7 | 0,3 | 0,3 |
In contrast with intraplate alkaline series that display high TiO2, K2O and P2O5 contents, the concentrations of these oxides in the majority of the mafic rocks are moderate to low (Table 1). The K2O and Na2O vs. SiO2 variation diagrams [21] indicate their transitional character (Fig. 3), which is confirmed by primary clinopyroxene compositions [19]. The chondrite normalised multi-element diagrams [24] are moderately enriched (2.5⩽La/Yb⩽7.5) (Fig. 4) like those of some continental tholeiites [8]. Their geochemical features are similar to those of transitional lavas, e.g., those from the Afar region [25].
Diagramme de variation de Na2O et K2O en fonction de la silice, montrant le caractère transitionnel de la série magmatique jurassique du HAC. Cercle plein : faciès basique ; cercle vide : faciès intermédiaire ; triangle : faciès évolué.
Na2O and K2O versus SiO2 diagram showing the transitional affinity of the Jurassic magmatic series of the HAC. Filled circle: mafic facies; empty circle: intermediate facies; triangle: felsic facies.
Spectres multiélémentaires de roches magmatiques du Haut Atlas central (normalisation d'après [24]). Mêmes symboles que sur la Fig. 3.
Spider diagrams of the Central High Atlas magmatic rocks (normalising values from [24]). Symbols as in Fig. 3.
4 Discussion
The evolution of the HAC magmatic rocks is mainly controlled by a fractional crystallisation process, marked by early fractionation of olivine and plagioclase, followed by separation of pyroxene, biotite, amphibole, ilmenite and magnetite, and finally of potassic feldspar and quartz. This differentiation is also marked by an evolution of the chemical composition of the primary minerals. Element concentrations also show a regular evolution from troctolites to syenites, with a progressive decrease in MgO and Ni related to olivine and clinopyroxene fractionation, and an increase in Ba and Na related to Ca-rich plagioclase fractionation. The chemical changes observed within the mafic and intermediate magmas are consistent with the separation of ca 30–45 % of troctolitic cumulate similar to sample 87–25 from mafic magmas similar to sample 88–51 (Table 1).
In the Zr/Yb vs Zr diagram (Fig. 5), the ratio Zr/Yb does not show any important variation in the mafic and intermediate rocks, but increases in the syenites. This variation reflects an increase of Zr rather than a decrease of Yb, and cannot thus be ascribed to the involvement of garnet. It suggests contribution of a crustal contaminant during the magmatic evolution. This phenomenon, known as AFC [7], would have occurred at a late stage of the evolution of the studied series. It accounts for the occurrence of heterogeneous monzodiorites, the presence of syenitic veins in the chilled margins of the gabbros (Fig. 2), the compositional gap between the mafic and felsic rocks, and finally the slight negative Nb anomalies observed in some multi-element plots (Fig. 4), which are characteristic of the continental crust [8,11].
Diagrammes de variation des rapports Zr/Yb en fonction de Zr. CC : contamination crustale; CF : cristallisation fractionnée. Mêmes symboles que sur la Fig. 3.
Zr/Yb versus Zr variation diagram. CC: crustal contamination; CF: fractional crystallisation. Symbols as in Fig. 3.
The contribution of a crustal component to the genesis of the High Atlas magmatic rocks is not restricted to the transitional Jurassic magmatism; it has also been documented for the Triassic tholeiitic magmatism [2], and for the Eocene alkaline magmatism [9].
The emplacement of the Triassic tholeiitic magmatism occurred in an extensional tectonic regime, related to the opening of the Central Atlantic [3]. During the Middle Jurassic and the Early Cretaceous, the tectonic regime became compressional [17] and the associated magmatism transitional. During the Eocene, the principal strain was perpendicular to the fold belt [17], and the magmatism became alkaline [4]. This temporal geochemical evolution reflected the progressive uplift of the High Atlas fold belt.
1 Introduction
Le domaine atlasique marocain a connu une activité magmatique importante, matérialisée par la mise en place de laves basaltiques à la fin du Trias inférieur, de nombreuses intrusions au Jurassique moyen–Crétacé inférieur et, enfin, par la mise en place de lamprophyres et de champs filoniens associés à l'Éocène. Les plutons d'âge Jurassique, de natures felsique et mafique et de plusieurs kilomètres de long affleurent dans le Haut Atlas central, où ils occupent des rides anticlinales orientées NE–SW [16]. Leur mise en place est globalement contemporaine d'une déformation synschisteuse modérée, développée au cours de la transpression postbathonienne et antécrétacée, qui aboutit à la fermeture de bassins subsidents triasico-liasiques [17]. Dans cette note, on propose de déterminer leur nature géochimique et d'étudier les processus qui ont régi leur évolution, depuis les termes les moins différenciés jusqu'aux termes les plus évolués.
2 Contexte géologique
Le Haut Atlas central (HAC) du Maroc est une chaı̂ne intracontinentale [20] caractérisée par un matériel sédimentaire d'âge essentiellement Mésozoı̈que [16]. Le Trias y est représenté par des siltites, des évaporites et des laves tholéiitiques [2], recouvertes par des calcaires et des marnes d'âge Liasique à Bajocien, surmontés par des dépôts argilo-gréseux d'âge Bathonien à Crétacé inférieur. Au Jurassique, le HAC constitue un bassin subsident composé de sous-bassins sur décrochements senestres, séparés par des rides anticlinales synsédimentaires, orientées selon trois directions principales : N45, N70 et N120 [16].
Le cœur des rides anticlinales N45 (Fig. 1) est occupé par des plutons dont l'âge radiométrique s'échelonne du Jurassique moyen au Crétacé inférieur (170 à 120 Ma) [10]. Au niveau de certaines rides, ces roches magmatiques sont recouvertes par des dépôts détritiques rouges discordants, attribués au Callovien [13] ou au Wealdien [23]. Ce magmatisme intraplaque, dont la mise en place est contrôlée par des décrochements est–ouest senestres, a jusqu'à présent été décrit comme alcalin et anorogénique [1,5].
3 Description pétrographique
Les intrusions du HAC présentent des faciès pétrographiques homogènes, correspondant aux roches basiques (troctolites, gabbros), intermédiaires (diorites, monzodiorites) et évoluées (syénites) ainsi que, par ailleurs, des faciès hétérogènes issus d'un mélange de magmas felsiques et intermédiaires [26].
3.1 Les faciès homogènes
– Les troctolites et les gabbros présentent une texture d'orthocumulat. La phase cumulus est composée de plagioclase (An70) et d'olivine (Fo55–81), alors que la phase intercumulus est formée par l'augite (Wo40–45En40–50Fs8–15), la biotite (phlogopite titanifère, XMg≅0,75) et parfois la magnétite et/ou l'ilménite.
– Les diorites et les monzodiorites ont une structure microgrenue, grenue ou pegmatitique. Leur minéralogie, diversifiée, comprend du plagioclase (An25–50), de l'augite (Wo41–48En38–42Fs9–17), de la biotite (XFe ≅0,4 à 0,9), de la hornblende (XMg≅0,5 à 0,6) et de la magnétite et/ou de l'ilménite.
– Les syénites constituent les termes les plus évolués des intrusions du HAC. Elles contiennent de l'albite, du feldspath potassique (orthose ou microcline), de la hornblende, de petites quantités de quartz, de la magnétite et/ou de l'ilménite ainsi que des minéraux accessoires, comme l'apatite. On distingue quatre types de faciès syénitiques : le premier à hornblende, le deuxième dépourvu de hornblende, mais riche en oxydes opaques interstitiels, le troisième riche en quartz micropegmatitique et, enfin, le quatrième, constitué essentiellement de feldspaths potassiques et de rares plagioclases albitiques.
3.2 Les faciès hétérogènes
Ils sont localisés au contact des syénites et des diorites–monzodiorites. Leur matrice, verdâtre, de composition monzodioritique, contient des poches de 5 à 10 cm de diamètre, de composition syénitique et de petites veinules, évoquant des figures d'immiscibilité [6] (Fig. 2). La matrice monzodioritique contient des reliques de pyroxène, de biotite, de hornblende, des oxydes opaques ainsi que quelques cristaux de quartz et d'apatite. Les poches et les filonnets syénitiques sont formés essentiellement de plagioclase de composition albitique, de microcline et d'orthose, avec quelques hornblendes vertes et des oxydes ferro-titanés.
Suite à une altération hydrothermale accompagnant la mise en place de ces intrusions, les minéraux primaires de ces roches magmatiques ont subi des transformations post-magmatiques plus ou moins importantes et très hétérogènes, à la fois à l'échelle du minéral et à celle des différents faciès magmatiques [18,27]. Ainsi, une paragenèse secondaire à actinote, chlorite, talc, albite, sphène, serpentine, épidote, prehnite, analcite, calcite et quartz s'est développée, aux dépens des minéraux primaires. La présence de rares amphiboles de type hornblende pargasitique riche en chlore et d'une scapolite proche du pôle marialite a été décelée [28].
4 Géochimie
Vingt-neuf échantillons, dont dix-sept troctolites et gabbros, cinq diorites et monzodiorites et sept syénites, ont été sélectionnés pour des analyses chimiques (éléments majeurs et en traces). Les analyses ont été effectuées au Centre de géochimie de la surface de Strasbourg et au Boston College. Leur perte au feu est faible à modérée (PF ⩽ 4,5 %). Quelques analyses, représentatives de l'ensemble des faciès sont présentées dans le Tableau 1. Des faciès basiques aux faciès évolués, les enrichissements en SiO2, Na2O et K2O, sont compensés par la décroissance de TiO2, FeO et MgO, alors que Al2O3, MnO et P2O5 ne subissent pas de variations notables.
Ces données chimiques et minéralogiques permettent de déterminer l'affinité magmatique et de décrire les différents processus intervenant dans l'évolution de ces roches.
4.1 Affinité magmatique
Contrairement aux séries alcalines intraplaques, qui sont caractérisées par des teneurs en TiO2, K2O et P2O5 assez élevées, la majorité des roches basiques du HAC ont des teneurs en TiO2, K2O et P2O5 modérées, voire faibles (Tableau 1).
En effet, les diagrammes de variation de K2O et Na2O en fonction de la silice [21] (Fig. 3) ainsi que la composition des clinopyroxènes situés dans le domaine de recouvrement entre les champs des séries tholéiitique et alcaline [19] montrent le caractère transitionnel de ces roches. Bien que la dispersion observée pour K2O soit en partie due à l'altération hydrothermale, cet oxyde présente une corrélation positive avec TiO2, réputé peu mobile lors de ce processus.
Les spectres multi-élémentaires normalisés aux chondrites [24] sont dans l'ensemble faiblement enrichis (2,5⩽La/Yb⩽7,5) (Fig. 4). De tels spectres sont assez similaires à ceux des tholéiites continentales [8] ; ils sont nettement moins enrichis que ceux des séries alcalines [15].
L'ensemble des caractéristiques géochimiques des roches basiques du HAC plaide en faveur du caractère transitionnel de ces dernières et permet de les comparer à d'autres séries transitionnelles, comme celles décrites par exemple dans les Afars [25].
4.2 Évolution magmatique
Bien que l'intervention de processus de mélange magmatique soit attestée par l'existence de faciès hétérogènes, les données pétrographiques, minéralogiques et chimiques indiquent que l'évolution des roches magmatiques du Haut Atlas central est essentiellement régie par un processus de type cristallisation fractionnée. En effet, l'étude pétrographique montre une régularité dans l'évolution minéralogique, conduisant des troctolites jusqu'aux syénites à quartz. Ce processus est marqué par le fractionnement précoce de l'olivine et des plagioclases (qui constituent les primocristaux des orthocumulats troctolitiques), suivi par la cristallisation des pyroxènes, des biotites, des amphiboles, de l'ilménite, de la magnétite et, enfin, des feldspaths potassiques et du quartz. De plus, l'évolution de la composition des minéraux primaires montre que le plagioclase devient de plus en plus sodique, alors que les olivines, les clinopyroxènes, les biotites et les amphiboles deviennent de plus en plus ferrifères. Cette cristallisation fractionnée semble s'être produite sous des pressions relativement faibles (environ 0,3 GPa d'après le géobaromètre à amphibole [12]). La plupart des éléments majeurs et en traces montrent une évolution régulière en fonction de la silice, avec une décroissance des teneurs en MgO et en Ni, en relation avec le fractionnement de l'olivine et du clinopyroxène. Les diagrammes multiélémentaires normalisés aux chondrites présentent un parallélisme approximatif des spectres des différents faciès, qui suggère un caractère cogénétique (Fig. 4). L'évolution régulière depuis les roches mafiques jusqu'aux roches felsiques est cependant marquée par la présence d'une lacune de compositions pour des teneurs en SiO2 comprises entre 51 et 62,4 %. Des calculs simples, basés sur les teneurs en éléments peu mobiles, compatibles (Mg, Ni) et incompatibles (Ti, Nb, Zr), montrent que le passage de l'échantillon basique 88–51 (MgO = 10,7 %) à 88–134 (MgO = 4,5 %) est compatible avec le fractionnement de 30 à 45 % de la troctolite cumulative 87–25 (MgO = 17,5 %).
4.3 Contamination crustale
Plusieurs auteurs ont décrit des complexes magmatiques appartenant à des sites anorogéniques, où coexistent des gabbros et des syénites et où le magma syénitique est interprété comme d'origine mantellique, avec une contribution crustale modérée [22]. De même, pour le magmatisme jurassique du HAC, en plus de la cristallisation fractionnée, plusieurs critères plaident en faveur de l'intervention de la croûte continentale dans la genèse des termes intermédiaires et évolués. Ce phénomène, connu sous le nom d'AFC [7] (assimilation couplée avec la cristallisation fractionnée), permet d'expliquer la présence des monzodiorites hétérogènes et des filonnets felsiques au sein des bordures figées des gabbros (Fig. 2), la lacune de composition observée entre les roches basiques/intermédiaires et évoluées et, enfin, les occasionnelles légères anomalies négatives en Nb (Fig. 4), marqueurs caractéristiques de l'influence de la croûte continentale en contexte intraplaque [8,11,14]. Dans les roches magmatiques jurassiques du HAC, les teneurs en éléments incompatibles Zr, Y et Yb sont probablement peu modifiées par l'altération hydrothermale. Dans le diagramme Zr/Yb =f(Zr) (Fig. 5), le rapport Zr/Yb varie peu dans les roches basiques à intermédiaires, mais augmente, en revanche, dans les roches évoluées. Si la cristallisation fractionnée peut préserver le rapport initial Zr/Yb au cours de l'évolution depuis les roches basiques jusqu'aux roches intermédiaires, l'intervention d'un autre processus est nécessaire pour expliquer l'augmentation de ce rapport dans les roches felsiques. Comme les teneurs en Yb (Tableau 1) ne montrent pas de diminutions typiques de l'intervention de grenat, c'est la contribution continentale qui paraı̂t la plus à même de rendre compte des variations observées.
5 Conclusions
L'ensemble des faciès étudiés, allant depuis des termes mafiques (troctolites–gabbros) jusqu'aux termes felsiques (syénites), en passant par des faciès intermédiaires (diorites, monzodiorites), forment une suite transitionnelle, caractérisée par des teneurs modérées en TiO2 et en P2O5, des spectres d'éléments incompatibles légèrement enrichis et des clinopyroxènes peu titanifères. Le contact entre roches intermédiaires et évoluées est souvent marqué par un faciès hétérogène, composé de matériaux de nature syénitique, inclus dans une matrice mélanocrate de nature monzodioritique. On peut envisager, pour le magmatisme du HAC, un processus de cristallisation fractionnée d'un magma basaltique transitionnel, qui produirait la série basique à intermédiaire, couplé avec une assimilation de croûte continentale, qui interviendrait surtout à un stade tardif de la différenciation magmatique et serait responsable des particularités chimiques observées, à savoir la lacune de certaines compositions intermédiaires, les légères anomalies négatives en Nb et l'augmentation de certains rapports entre éléments incompatibles, tels le rapport Zr/Yb dans les syénites. L'interaction des magmas contaminés avec les liquides intermédiaires serait à l'origine des faciès hétérogènes et des figures d'immiscibilité. Dans le Haut Atlas, la participation d'un composant crustal à la genèse de ces roches magmatiques n'est pas restreinte au magmatisme jurassique transitionnel, car elle a aussi été démontrée pour les magmatismes tholéiitique d'âge Triasique [2] et alcalin d'âge Éocène [9].
La mise en place du magmatisme tholéiitique dans le domaine atlasique (Moyen Atlas et Haut Atlas) s'est effectuée lors de l'extension triasique, en relation avec l'ouverture de l'Atlantique central [3]. Au Jurasssique moyen–Crétacé inférieur, le régime tectonique devient transpressif [17], le magmatisme devient transitionnel et la mise en place des intrusions s'effectue le long de rides contrôlées par une tectonique en décrochement [16]. À l'Éocène, en régime de compression perpendiculaire à la future chaı̂ne [17], le magmatisme devient alcalin [4]. Cette évolution temporelle du magmatisme est à considérer comme étant liée à l'édification de la future chaı̂ne atlasique.
Remerciements
Nous remercions les ingénieurs du laboratoire d'analyses chimiques du Centre de géochimie de la surface (ULP/CNRS) à Strasbourg ainsi que ceux du laboratoire de géochimie de Boston College. Nous tenons également à remercier José Honnorez qui a aidé à la reconnaissance au microscope optique de certains minéraux d'hydrothermalisme et Éric Humler, dont les commentaires ont permis d'améliorer le contenu de cette note.