Abridged English version
1 Introduction
The Adrar Souttouf massif is the northern part of the Mauritanide belt, which extends from the Morocco to the Senegal where it is linked to the Bassarides and Rokelides belts (Fig. 1A). This Mauritanide belt delineated for the first time and named by Sougy [19,20] has been studied by a lot of geologists (of his group and others) since this time, mainly in the central and southern parts. But the northern part, which includes the Adrar Souttouf massif and the Dhlou belt have been neglected, comparatively to the other segments. This results from the politics and military conflicts acting there during the second half of the 20th century.
Localisation et géologie de l'Adrar Souttouf en Afrique de l'Ouest. (A) Les chaînes de la bordure occidentale du craton ouest-africain. 1 – Formations mésozoïques et cénozoïques. 2 – Bassins sédimentaires protérozoïques et paléozoïques. 3 – Chaîne hercynienne. 4 – Chaîne des Rokélides (Panafricain II). 5 – Chaîne des Bassarides (Panafricain I). 6 – Substratum birrimien ou archéen. (B) Schéma géologique de l'Adrar Souttouf. 1 – Formations mésozoïques et cénozoïques. 2 – Unité de l'Oued Togba. 3 – Unité de Sebkha Gezmayet. 4 – Unité de Dayet Lawda. 5 – Granites de l'unité de Dayet Lawda. 6 – Unité de Sebkha Matallah. 7 – Unité de Dhloat Ensour. 8 – Dorsale Reguibat. 9 – Dépôts quaternaires dans les sebkhas. (C) Coupe schématique AB de la Fig. 1B. Voir légende de la Fig. 1B.
Location and geology of the Adrar Souttouf massif in West Africa. (A) Belts on the western side of the West African craton. 1 – Mesozoic-Cenozoic formations. 2 – Proterozoic and Paleozoic sedimentary basins. 3 – Hercynian belt. 4 – Rokelides (Panafrican II) Belt. 5 – Bassaride (Panafrican I) Belt. 6 – Birrimian and Archean basement. (B) Geological sketch map of the Adrar Souttouf. 1 – Mesozoic-Cenozoic formations. 2 – Oued Togba unit. 3 – Sebkha Gezmayet unit. 4 – Dayet Lawda unit. 5 – Granites within the Dayet Lawda unit. 6 – Sebkha Matallah unit. 7 – Dhloat Ensour unit. 8 – Reguibat basement. 9 – Quaternary deposits in sebkhas. (C) Sketch of AB section in Fig. 1B. Same symbols as in Fig. 1B.
After the first geological investigations by Spanish geologists [1,2,7,15] concluding to a Mesozoic sedimentary series covering an Archean basement, Sougy [20] favoured an allochthonal scenario with a ‘metamorphic nappe’ overriding the Palaeozoic sedimentary cover, on the western side of the Adrar Souttouf massif. This was enhanced by Bronner et al. [3] and Marchand et al. [12], who proposed a ‘klippen structure’ with metamorphic units capping the Paleozoic sedimentary cover.
Recent works in the Mauritanian belt [10], were dedicated to an eclogitic outcrop and its precise dating yielded a 330-Ma SmNd age, considered by the authors, as a Hercynian age setting. Since several years, geologists from the Moroccan Geological Survey are mapping this part of the Sahara and attributed epimetamorphic units to the Neoproterozoic [16].
Our new cooperative investigations point out several Panafrican events in the central part of the Adrar Souttouf massif.
2 Geological setting
This area is a part of the West African belts, surrounding the West African craton where three different belts are distinguished (Fig. 1A): the Bassaride belt in the northern Guinea and southern Senegal (metamorphism at 660–650 Ma); the Rokelide belt from Guinea to Liberia (metamorphism at 550–500 Ma) and the Mauritanide belt from Senegal to southern Morocco (Anti-Atlas) which includes the Bassaride basement and the Paleozoic cover with a metamorphism ca. 330–270 Ma.
In the Adrar Souttouf area, Sougy [19,20] pointed out the thrusting of metamorphic units with basal mylonite over the sedimentary pile, Ordovician to Devonian in age, when Le Goff et al. [10] evidenced an Hercynian metamorphism and a Panafrican protolith on the basis of highly precise SmNd and UPb datings. The Adrar Souttouf massif mainly consists of five SW–NE elongated structural units (Fig. 1B, C): (1) the Oued Togba unit consisting of metamorphic and granitic rocks; (2) the Sebkha Gezmayet unit made of metamorphic and granitic rocks; (3) the Dayet Lawda unit mainly with ultrabasic rocks; (4) the Sebkha Matallah unit consisting of metamorphic rocks; (5) the Dhloat Ensour unit with Ordovician to Devonian sediments. These units are, to the west, capped by the Meso-Cenozoic sediments of the Atlantic Coastal basin and to the east, the Palaeozoic covers rest upon the Archean basement of the Reguibat uplift.
3 Structure of the Matallah area
The Matallah area (Fig. 2) includes the Sebkha Gezmayet unit, the Dayet Lawda unit and the Matallah unit. Based on new whole rocks and separated minerals KAr datings (Table 1), carried on ten samples characteristic of the formations, we propose a new geological scheme of this Adrar Souttouf massif.
Schéma géologique de la zone de Sebkha Matallah. 1 – Dépôts quaternaires dans les sebkhas. 2, 3 – Unité de Sebkha Gezmayet. 4 – Granites de l'unité de Dayet Lawda. 6 – Formation B de l'unité de Dayet Lawda. 7, 8 – Formations C et D de l'unité de Dayet Lawda. 9 – Unité de Sebkha Matallah. 10 – Localisation, Numéro et âges en Ma (Millions d'années) des échantillons datés (sur Roche totale RT ou minéraux MX). 11 – Principaux chevauchements.
Geological Sketch Map of the Sebkha Matallah area. 1 – Quaternary deposits in sebkhas. 2, 3 – Sebkha Gezmayet unit. 4 – Granites within the Dayet Lawda unit. 5 – Formation A of the Dayet Lawda unit. 6 – Formation B of the Dayet Lawda unit. 7 – Formation C of the Dayet Lawda unit. 8 – Formation D of the Dayet Lawda unit. 9 – Sebkha Matallah unit. 10 – Location, code and age (in Ma) of samples for KAr datings. 11 – Main thrusts.
Résultats des datations potassium–argon sur roche totale (RT) et minéraux séparés (Amp, amphibole et Fds, feldspath) des faciès magmatiques et métamorphiques caractéristiques constituant la zone de Matallah dans le massif de l'Adrar Souttouf. Sur la colonne 2, les âges moyennés sont calculés à partir de deux lignes au moins du tableau pour un échantillon. Les résultats en italiques rappellent les âges calculés à partir d'une seule détermination pour un échantillon
Isotopic KAr datings for whole rock (RT) and separated minerals (Amp, amphibole and Fds, feldspar) of characteristic magmatic and metamorphic facies collected in the Matallah zone within the Adrar Souttouf massif. In column 2 is listed the mean age for one sample when more than one determination was done for it. In other cases the age is indicated in italics
| Échantillon | Coordonnées | Âge moyen ± incertitude (Ma) | N° exp | Âge ± Inc (Ma) | 36Ar exp () | 40Ar* (%) | 40Ar*/g () | K2O (%) | Poids (g) |
| Gezmayet | |||||||||
| D 44 RT | N22°23′04.2 | 665 ± 16 | 6417-8 | 657.0 ± 15.1 | 1.48 | 94.7 | 260.60 | 1.02 | 0.3008 |
| W15°30′ 08.5 | 6424-7 | 661.1 ± 15.2 | 1.37 | 95.2 | 262.60 | 0.3087 | |||
| 6393-2 | 675.9 ± 15.5 | 1.32 | 95.5 | 269.60 | 0.3057 | ||||
| Lawda A | |||||||||
| D 49 RT | N22°22′20.1 | 396 ± 9 | 6818-5 | 394.8 ± 9.1 | 1.42 | 91.2 | 122.40 | 0.86 | 0.3560 |
| W15°25′44.4 | 6819-6 | 398.0 ± 9.2 | 1.25 | 89.4 | 123.50 | 0.2514 | |||
| Lawda B | |||||||||
| D 72 RT | N22°34′25.3 | 1061 ± 25 | 6394-3 | 1065.9 ± 24.9 | 1.77 | 79.3 | 65.59 | 0.14 | 0.3057 |
| W15°13′18.8 | 6397-6 | 1056.7 ± 24.7 | 1.71 | 79.6 | 64.83 | 0.3037 | |||
| Granite de Lawda | |||||||||
| D 52 RT | N22°21′11.0 | 623 | 6532-1 | 622.7 ± 14.3 | 1.87 | 94.6 | 316.50 | 1.32 | 0.3084 |
| W15°20′44.9 | |||||||||
| D 52 Fds | 555 ± 13 | 6616-7 | 547.7 ± 12.6 | 0.94 | 95.0 | 173.30 | 0.84 | 0.3033 | |
| 6540-9 | 563.1 ± 13.0 | 1.33 | 93.2 | 178.90 | 0.3001 | ||||
| D 52 Amp | 953 ± 23 | 6538-7 | 967.5 ± 22.6 | 2.73 | 96.0 | 639.70 | 1.55 | 0.3006 | |
| 6618-9 | 938.2 ± 21.5 | 1.84 | 97.2 | 614.90 | 0.3014 | ||||
| Lawda C | |||||||||
| D 56 RT | N22°20′42.3 | 733 ± 17 | 6361-1 | 733.4 ± 17.1 | 2.40 | 81.8 | 78.77 | 0.27 | 0.4035 |
| W15°18′08.3 | 6372-3 | 733.4 ± 17.0 | 1.19 | 87.2 | 78.76 | 0.3031 | |||
| D 75b RT | N22°28′50.7 | 274 ± 12 | 6615-6 | 262.1 ± 6.1 | 1.73 | 88.2 | 123.70 | 1.36 | 0.3129 |
| W15°13′50.2 | 6534-3 | 286.1 ± 6.6 | 2.15 | 87.5 | 135.90 | 0.3079 | |||
| D 75b Fds | 251 ± 6 | 6537-6 | 247.8 ± 5.7 | 2.06 | 92.1 | 216.70 | 2.53 | 0.3300 | |
| 6617-8 | 253.5 ± 5.8 | 2.14 | 91.4 | 222.00 | 0.3029 | ||||
| Lawda D | |||||||||
| D 58 RT | N22°20′09.8 | 514 ± 12 | 6690-2 | 505.3 ± 11.8 | 0.91 | 78.7 | 48.88 | 0.26 | 0.2029 |
| W15°15′00.5 | 6692-4 | 522.6 ± 12.2 | 0.77 | 82.0 | 50.81 | 0.2052 | |||
| D 59 RT | N22°19′17.5 | 509 | 6837-3 | 509.3 ± 11.9 | 2.11 | 79.9 | 55.02 | 0.29 | 0.4512 |
| W15°10′01.2 | |||||||||
| D 78 | N22°22′07.6 | 484 | 6844-7 | 483.9 ± 11.1 | 1.17 | 91.9 | 110.90 | 0.62 | 0.3508 |
| W15°11′51.1 | |||||||||
| Matallah | |||||||||
| D 60 RT | N22°19′17.5 | 1761 ± 42 | 6282-2 | 1718.5 ± 39.1 | 2.11 | 89.3 | 259.30 | 0.28 | 0.2018 |
| W15°09′13.7 | 6533-2 | 1805.0 ± 41.5 | 2.17 | 92.9 | 280.10 | 0.3012 | |||
| D 60 Amp | 1110 + 26 | 6539-8 | 1134.0 ± 26.0 | 1.41 | 90.3 | 127.30 | 0.25 | 0.3041 | |
| 6613-4 | 1084.4 ± 25.0 | 1.13 | 91.6 | 119.80 | 0.3044 |
The Sebkha Gezmayet unit contains metamorphic (mylonites, gneiss, micaschists) and granitic rocks. All of them intruded by basaltic dykes. The sample D 44 displays a 665-Ma whole Rocks age.
The Dayet Lawda unit includes four formations: (1) formation A with amphibolitic rocks which contain the sample D 49 for which the whole rock has been dated to 396 Ma; (2) formation B contains olivine-gabbros. One gabbro (D 72) yields a 1060 Ma whole rocks age; (3) formation C contains gabbros, amphibolites and basalts. One sample (D 56) from this latter unit displays a ‘whole rock’ age of 773 Ma. But amphiboles separated from cataclastic granites (D 52) display an age of 953 Ma; and (4) formation D contains gabbros and gabbros-diorites among which three samples (D 58, D 59 and D 78) give results circa 500 Ma.
A gabbro (D 75b), at the contact between formations C and D, displays a whole rocks age of 274 Ma, but separated feldspars are 251 Ma old. An age ca. 300 Ma can be presumed for this gabbro rejuvenated at least for its feldspars.
The Sebkha Matallah unit contains various metamorphic rocks (amphibolites, migmatites and phylladic rocks). Amphiboles separated from a gabbro-diorite (D 60) included in this unit display an 1109 Ma age, but the whole rock datation displays a 1761 Ma age.
The tectonic framework shows a SW–NE shistosity with a 20° to 60° dip to the NW in the metamorphic rocks but a lot of gabbros and basalts exhibits a very light deformation comparatively to the metamorphic rocks.
4 Discussion
The major part of results range from 1110 to 251 Ma (Table 1), and four main groups could be distinguished, taking account of age data carried both on whole rock and separated minerals for three samples.
A first group includes ages ca. 1100–1000 Ma, as shown by three samples: amphiboles from D 60 and D 52 and whole rock D 72. This kind of age was totally unknown in West Africa except for doleritic dykes intruding the Reguibat or the Leo uplifts. These results could be linked to a metamorphic or magmatic event and could have to be compared with the ‘Grenvillian ages’ in the North American craton. A link with the Rodinia Ocean has also been evocated [14].
A second cluster of results, between 733 and 660 Ma, has to be compared with ages reported from the Bassaride Belt, outcropping in the Central Mauritanide belt. Two main units have been distinguished there: an ultrabasic unit to the east [6] older than 660 Ma and a western metamorphic unit displaying a 680 to 660 Ma ages [25].
A third group of ages is close to 500 Ma. Three samples, which display ages from 514 to 485 Ma, show, in thin section, no trace of remobilisation. This could be the witness of a magmatic event around 500 Ma.
The whole rock age of 274 Ma of the gabbro D 75b results from the rejuvenation of its feldspars at 251 Ma. The true age should be close to that of the Hercynian orogen, ca. 300 Ma. A Permo-Triassic remobilisation related with the initiation of the Atlantic Ocean opening can be suspected there. Similarly the 396 Ma age for sample D 49, at the contact between Sebkha Gezmayet and Dayet Lawda units, is suspected to have been rejuvenated during the Hercynian event. The 1761-Ma age of the D 60 (whole rock) is linked to the Archean basement rejuvenation
If the Panafrican and Hercynian tectonic events, well known in the Central Mauritanide belt or in the Anti-Atlas belt, have been evidenced in this area, no evidence of sediments belonging to the Neoproterozoic cover observed in the Central Mauritanides and the Anti-Atlas belt has been observed up to now, in the Adrar Souttouf area.
5 Conclusion
Our field work and radiometric investigations are in good agreement with the previous [9] and with the geological background of the surroundings parts of the Mauritanide belt namely several Panafrican events remobilised by the Hercynian orogen which led to the Mauritanian-Appalachian system during the 330 to 270 Ma period.
Four main events have been established during the Panafrican, respectively ca. 733, 660, 595 and 500 Ma. The lack of Neoproterozoic sediments remains a large question in this area. Magmatic and metamorphic events close to 1000 Ma in this part of West Africa have been evidenced, but remain still unrelated with major geodynamic processes at this time.
1 Introduction
Le massif de l'Adrar Souttouf fait géologiquement partie, avec celui du Dhlou-Zemmour, du tronçon septentrional de la chaîne des Mauritanides, laquelle s'étend jusqu'au Sénégal, où elle est relayée par la chaîne des Rokélides jusqu'en Sierra Leone (Fig. 1A).
Les grandes lignes des Mauritanides ont été tracées en 1962 et 1964 par J. Sougy [19–21]. Depuis, de nombreux auteurs de son équipe et d'autres se sont attachés à étudier ses caractéristiques, notamment celles des tronçons central et méridional. Le tronçon septentrional, qui affleure dans l'ex- « rio de Oro » a, lui, été très peu étudié à cause des difficultés d'accès.
Les premiers géologues espagnols, Quiroga [15], Alia Medina [1], De la Vina et Cabezon [7] et Arribas [2], ont mis en évidence des formations métamorphiques précambriennes, recouvertes par des sédiments principalement du Silurien. Par la suite, Sougy [8,18], au cours d'une courte mission de reconnaissance dans la partie orientale du massif, a mis en évidence le caractère allochtone des formations métamorphiques sur les sédiments paléozoïques.
En établissant un parallèle avec la partie sud des Mauritanides, il conclut à la présence d'une chaîne issue de l'orogenèse hercynienne. Le caractère allochtone a été généralisé à tel point, que Bronner et al. [3] et Marchand et al. [12] ont considéré ce tronçon comme un empilement de nappes (dix nappes superposées de plus en plus métamorphiques de la base vers le sommet) formant un synclinal (de nappes) et reposant, soit directement sur le socle archéen de la dorsale Reguibat, soit sur sa couverture paléozoïque fossilifère ordovicienne à dévonienne
Ce caractère allochtone est représenté sur la carte géologique du Maroc au [4] ; mais, en l'absence de datations isotopiques, l'Adrar Souttouf gardait son statut de chaîne hercynienne remobilisant des terrains d'âge indéterminé.
Récemment, les géologues du BRGM [10] travaillant dans le Tasiast de Mauritanie ont découvert des éclogites dans un secteur situé au sud de l'Adrar Souttouf. Les datations UPb de cristaux individuels de zircon indiquent un âge de 595 Ma pour le protolite, qui est donc d'âge Panafricain. La datation SmNd à 330 Ma de ces éclogites révèle un métamorphisme hercynien. Ainsi, pour la première fois, a été démontrée la présence de reliques panafricaines au sein de cet ensemble géologique. De leur côté, les équipes du service géologique du Maroc ont attribué certaines unités épimétamorphiques au Néoprotérozoïque, malgré l'absence de fossiles et de datations radiométriques [16].
Nos travaux réalisés au cours d'une première mission effectuée en novembre 2002, dans la partie orientale de l'Adrar Souttouf, permettent de montrer que le cœur de cette chaîne est bien d'âge Panafricain, grâce notamment à de nouvelles datations par la méthode potassium-argon sur roches totales et minéraux séparés, présentées dans le Tableau 1. Ce Panafricain comprend, en fait, plusieurs événements : on y trouve des âges à 660–650 Ma, et d'autres autour de 500 Ma.
2 Cadre géologique
Les Mauritanides font partie du réseau de chaînes qui entourent de toutes parts le craton ouest-africain. Sur la bordure occidentale de ce craton, on distingue [24] trois chaînes principales : (1) la chaîne des Bassarides, au Sénégal et en Guinée, structurée au cours de l'orogenèse du Panafricain I, vers 660–650 Ma ; (2) la chaîne des Rokélides, en Guinée, Sierra Leone et Liberia, tectonisée au cours du Panafricain II, autour de 550 Ma ; (3) la chaîne des Mauritanides dans son ensemble, du Sénégal jusqu'au Maroc, qui a subi l'orogenèse hercynienne de 330 à 300 Ma.
Au Sénégal et en Mauritanie, la chaîne hercynienne remobilise fortement une partie des Bassarides qui constituaient, à cet endroit, son substratum anté-paléozoïque.
Au Maroc méridional, les deux tronçons affleurants de cette chaîne, l'Adrar Souttouf et la chaîne du Dhlou [5] montrent pour le premier une remobilisation d'un socle ancien et la déformation de sa couverture paléozoïque et pour l'autre, le plissement de la couverture sédimentaire néoprotérozoique et paléozoïque (Fig. 1A). Il est montré, dans la chaîne du Dhlou [5,21], que la partie occidentale du bassin de Tindouf était fortement plissée et écaillée voire chevauchante [18]. Dans l'Adrar Souttouf, Sougy [19,20] a montré que des unités épimétamorphiques débutant par des mylonites et d'âge inconnu reposaient en nappes sur la couverture paléozoïque plissée (notamment au Guelb Bou Leriah). Les éclogites panafricaines (dont l'âge a pu être déterminé grâce zircons hérités) ont été fortement métamorphisées lors de cette orogenèse hercynienne [10], puisque les grenats ont été datés de 330 Ma.
Ce massif de l'Adrar Souttouf, orienté SSW–NNE, est recouvert, à l'ouest et au nord, par la couverture mésozoïque du bassin côtier atlantique. À l'est, la couverture du Paléozoïque (débutant à l'Ordovicien) repose sur la dorsale Reguibat laquelle a livré des âges archéens (2500–3000 Ma) à l'ouest et des âges birrimiens (1800–2000 Ma) au nord et à l'est.
Les Figs. 1B et C montrent que ce tronçon de chaîne est constitué de nappes empilées les unes sur les autres, d'ouest en est. Ces nappes ont été regroupées en cinq grandes unités avec de l'est vers l'ouest, c'est-à-dire de la base vers le sommet de l'empilement : (1) l'unité de Dhloat Ensour, sédimentaire, d'âge Ordovicien à Dévonien, (2) l'unité de la Sebkha Matallah, très diversifiée comprenant des migmatites et des phyllades, (3) l'unité de Dayet Lawda, principalement constituée de roches basiques et ultrabasiques, (4) l'unité de la Sebkha Gezmayet, métamorphique (micaschistes et gneiss) et granitique et (5) l'unité de l'Oued Togba, métamorphique (micaschistes et gneiss).
3 Structure de la zone de Matallah
La zone de Matallah (Fig. 2) est à cheval sur les unités de la Sebkha Gezmayet, de Dayet Lawda et de la Sebkha Matallah. Dix roches parmi les plus caractéristiques de ces unités ont fait l'objet de datations par la méthode potassium–argon présentées dans le Tableau 1. Les résultats permettent de différencier les unités suivies à l'affleurement. Ces âges ont été mesurés sur roche totale (fraction granulométrique de 300 à 180 μm) et/ou sur les minéraux séparés par tri magnétique sur la fraction 180 à 100 μm. Les résultats sont donnés en millions d'années (Ma) et l'incertitude calculée pour un écart type en adoptant les constantes de Steiger et Jäger [22], selon l'équation de Mahood et Drake [11].
L'unité de la sebkha Gezmayet est constituée essentiellement par des granites orientés, mylonitiques, des granites à grenats, des gneiss à amphiboles, des micaschistes, des rhyodacites, et des amphibolites finement litées. On note des intercalations de matériel basique (basaltes principalement) à débit en boules, ainsi que des quartzites fortement engrenés. Ces roches sont recoupées par des filons de basalte. L'échantillon D 44 a fourni un âge de 665 Ma sur roche totale.
L'unité de Dayet Lawda est constituée essentiellement par des gabbros, des amphibolites, des serpentines et des basaltes. Sur la Fig. 2, nous avons distingué quatre sous-unités différentes, de l'est vers l'ouest :
- – la sous-unité A, qui contient des gneiss à amphibole, des amphibolites, des granites lités et des filons de dolérite. L'échantillon D 49, daté de 396 Ma sur roche totale, appartient à cette sous-unité ;
- – la sous-unité B, qui comprend en particulier des gabbros à texture doléritique, à cristaux d'olivine serpentinisée et à plagioclases et amphiboles sans trace de déformation. Ces roches évoquent les conditions métamorphiques du faciès granulitique. Les amphiboles séparées de ce gabbro (D 72) ont livré un âge de 1061 Ma ;
- – la sous-unité C, qui est constituée principalement de gabbros, de basaltes, d'amphibolites et de péridotites. Les basaltes (D 56) ont livré un âge sur roche totale de 733 Ma. C'est dans cette sous-unité que se trouvent les granites à enclaves sombres (D 52), dont les relations géométriques avec les basaltes et les gabbros ne sont pas reconnues ;
- – la sous-unité D, qui comprend surtout des gabbros et des gabbros-diorites. Les échantillons D 58, D 59 et D 78 provenant de cette formation ont fourni des âges voisins de 500 Ma. L'échantillon de gabbro D 75b qui se trouve au contact tectonisé, entre les sous-unités C et D, a livré un âge de 274 Ma sur roche totale.
L'unité de la Sebkha Matallah est pétrographiquement très hétérogène et comprend aussi bien des granites, des migmatites et des amphibolites que des phyllades siliceuses ou calcareuses, des quartzophyllades, des mylonites ou des quartzites, d'âge encore inconnu. Cependant, dominent des roches granitiques et amphibolitiques à grandes amphiboles. Les amphiboles séparées d'un gabbro dioritique (D 60) ont livré un âge de 1110 Ma.
Tectoniquement, ces unités sont relativement homogènes, tout au moins dans la direction des schistosités qui varient en direction entre 20°N et 60°N, avec un pendage globalement vers l'ouest.
Dans l'unité de la Sebkha Gezmayet, les linéations et schistosités de type flux, sont déformées en plis P2 à plans axiaux subverticaux ou fortement pentés vers l'ouest et de direction en moyenne 60°N à 80°N (accompagnés d'une schistosité de type fracture).
Dans l'unité de Dayet Lawda, les gneiss et amphibolites sont fortement schistosés, alors que les gabbros et les basaltes ne présentent que de la fracturation. La schistosité varie de 60°N à 135°N. À ce stade de l'étude, il est difficile d'y distinguer plusieurs phases tectoniques distinctes. Des filons de granites ou de basaltes recoupent ces sous-unités métamorphiques dans plusieurs directions.
4 Discussion et interprétation
Les résultats des datations isotopiques du Tableau 1 s'étalent entre 1109 et 251 Ma. On peut, cependant, y distinguer quatre groupes d'âges que l'on discute ci-dessous, en tenant compte des résultats obtenus sur les couples « roche totale–minéraux séparés » de plusieurs échantillons.
4.1 Les âges autour de 1100–1000 Ma
Les amphiboles séparées du gabbro D 60 et la roche totale du gabbro dioritique D 72 ont livré des âges voisins, respectivement de 1109 et 1060 Ma, alors que la roche totale du gabbro D 60 a fourni un résultat de 1761 Ma. Si les amphiboles séparées du granite D 52 indiquent un âge de 953 Ma, le résultat sur la roche totale (623 Ma) montre que ce granite a subi une remobilisation, au moins tectonique, qui a rouvert les systèmes « feldspaths » rajeunis à 555 Ma. On peut considérer, au moins pour le gabbro D 60, qu'il s'agit du rajeunissement d'une formation plus ancienne, par exemple des complexes ultrabasiques du socle archéen de la dorsale Reguibat datés à 2500 Ma dans le Tasiast [13] ou du Protérozoique inférieur, comme dans le Zemmour blanc. L'état de fraîcheur des minéraux du D 72 nous fait pencher pour l'appartenance à un protolite de 1000 à 1100 Ma. Mais de tels âges sont très rares en Afrique de l'Ouest. Ils ne sont connus que dans les filons de dolérite qui traversent le craton ouest-africain. Or, il s'agit ici de massifs de gabbros.
Des âges compris entre 1000 et 900 Ma sont également fournis par des charnockites prélevées en forage au pied de l'escarpement de Mazagan [17], au large d'El Jadida. Ces âges sont à rapprocher de ceux de l'orogenèse « Grenvillienne », présente sur la marge orientale du bouclier d'Amérique du Nord. Ces témoins probables d'une croûte inférieure signaleraient un fort amincissement crustal et la proximité d'un domaine océanique. On peut penser qu'il s'agirait de reliques d'un océan protérozoïque qui, à cette époque, entourait le continent Rodinien [14].
4.2 Les âges compris entre 750 et 660 Ma
Un basalte nondéformé de l'unité de Dayet Lawda a donné un âge de 733 Ma sur roche totale, proche de ceux rencontrés dans les Mauritanides centrales (unités d'El Aoueïja et de l'Oued Amour) [8,9] et qui correspondraient à des ophiolites rattachées à la chaîne des Bassarides [6]. L'âge de 665 Ma sur roche totale, fourni par les filons de basalte de l'unité de la Sebkha Gezmayet (D 44), post-date toutes les formations métamorphiques encaissantes. Si ce métamorphisme est lié à l'orogenèse du Panafricain I, celle-ci est plus précoce que dans les Bassarides, composées de deux parties : (1) les Bassarides orientales constituées de reliques océaniques mal datées, mais antérieures à 660 Ma, âge du métamorphisme qui affecte ces séries océaniques [6], et (2) les Bassarides occidentales granito-gneissiques qui contiennent des massifs granitiques calco-alcalins, d'âge compris entre 680 et 660 Ma [24]. Cette unité occidentale est interprétée comme une marge active panafricaine.
L'unité de Dayet Lawda pourrait être un équivalent de la partie océanique de la chaîne des Bassarides, tandis que celle de la Sebkha Gezmayet correspondrait à la partie calco-alcaline.
4.3 Les âges proches de 500 Ma
Les échantillons de gabbros D 58, D 59 et D 78 ont livré sur roche totale des résultats compris entre 514 et 484 Ma On pourrait penser à un rajeunissement global dû à un événement tectonothermal vers 500 Ma, sans exclure les effets développés lors de l'orogenèse hercynienne. Cependant, l'état de fraîcheur des minéraux et la cohérence des mesures effectuées sur ces trois échantillons, nous font pencher ici pour l'âge de mise en place d'un protolite au Cambrien supérieur.
Nous n'avons pas retrouvé l'âge de 595 Ma sur zircon des éclogites du Tasiast [10].
4.4 Les âges proches de 300 Ma
Le gabbro (D 75b) a fourni sur roche totale un résultat de 274 Ma et sur les feldspaths séparés un résultat de 251 Ma. Ces gabbros très déformés appartiennent à l'unité de Dayet Lawda et se trouvent au contact tectonique entre deux formations. Il s'agit probablement d'une roche ancienne, rajeunie lors de l'orogenèse hercynienne. Ce résultat est à rapprocher du métamorphisme des éclogites du Tasiast [10] datées à 330 Ma. L'orogenèse hercynienne se situe dans la fourchette d'âges comprise entre 330 Ma et 270 Ma [23]. L'âge plus jeune des feldspaths (251 Ma) rappelle les résultats obtenus sur le cortège filonien des Jbilets centrales, au nord de Marrakech [26]. Cette réouverture du système isotopique serait liée aux prémices permo-triasiques de l'ouverture de l'océan Atlantique.
De même, l'âge sur roche totale de 396 Ma obtenu sur les gneiss à amphibole (échantillon D 49) résulte probablement de leur rajeunissement lors de l'orogenèse hercynienne. Ces gneiss situés dans le contact entre les unités de la Sebkha Gezmayet et de Dayet Lawda, sont déformés et cataclasés.
Bien que très insuffisants en nombre pour décrypter la complexité de cette partie de la chaîne des Mauritanides, ces résultats montrent déjà que les principaux événements métamorphiques présents dans les Mauritanides centrales et méridionales se retrouvent dans ce tronçon séparé du reste de la chaîne par quelques centaines de kilomètres. On ne trouve pas trace dans l'Adrar Souttouf (ni dans son avant-pays) des formations cambriennes qui, dans les Mauritanides centrales, cachètent la chaîne du Panafricain I, alors que les formations de la « Triade » glaciaire sont bien représentées dans l'Anti-Atlas marocain. La couverture sédimentaire paléozoïque autochtone débute avec la discordance des grès d'origine glaciaire de l'Ordovicien supérieur.
5 Conclusion
Ces travaux nouveaux, appuyés par des résultats chronologiques, montrent, d'une part, la présence d'une chaîne panafricaine au cœur du massif de l'Adrar Souttouf, à matériel métamorphique d'âge jusqu'ici inconnu et, d'autre part, sa remobilisation lors de l'orogenèse hercynienne.
Si le métamorphisme hercynien est relativement bien contraint dans les Mauritanides (entre 330 et 270 Ma), l'orogenèse panafricaine montre plusieurs épisodes de mise en place de matériel volcanique ou plutonique basique (vers 733, 665, 595 et 500 Ma). L'absence de sédiments néoprotérozoïques ou cambriens ne permet pas de préciser le contexte géologique de ces événements panafricains.
En revanche, nous avons mis en évidence des roches à reliques d'olivines, qui auraient pu se former aux environs de 1100–1000 Ma, et s'être mises en place à la faveur d'un fort amincissement crustal à proximité d'un domaine océanique.
Bien que ces résultats permettent de mieux comprendre la structure de l'Adrar Souttouf, il nous reste encore à étudier l'ensemble de ce tronçon, avant de pouvoir effectuer des corrélations avec les autres tronçons des Mauritanides, en Mauritanie et dans l'Anti-Atlas.
Il reste aussi à identifier la séquence tectonométamorphique responsable des rajeunissements, vers 1000 Ma, de minéraux de roches plus anciennes.
Remerciements
Ces travaux ont été réalisés dans le cadre de la mission « Dakhla » de géophysique marine et terrestre, organisée conjointement par Ifremer, TOTAL et IUEM (université de Brest). La collaboration de l'ONHYM, de l'université d'El Jadida et de la Société Géoatlas, en particulier M. Delaporte, fut essentielle. Nous remercions vivement les autorités civiles et militaires du Maroc de nous avoir délivré les autorisations et mis à disposition des soutiens logistiques, de même que le service géologique de Laayoune et M. Rjimati, responsable de ce service. Merci également à Jean-Claude Philippet pour son aide et sa rigueur dans les datations au laboratoire de l'UMR 6538, Brest.