Abridged English version
Introduction
The central Atlantic magmatic province (CAMP) is one of the largest continental flood basalt provinces on the Earth [14]. In Morocco, CAMP is widely represented as lava flows in the Atlas and Meseta and as sills and dykes in the Anti Atlas, and is related to the Late Triassic rifting events resulting in the opening of the central Atlantic Ocean [3]. The (magneto) stratigraphy, geochemistry, and geochronology of the volcanic pile, up to 350 m thick, have been investigated in the Triassic–Liassic basins preserved on the northern and southern flanks of the High Atlas [1,3,4,11,15,19,21,22]. These studies have defined a reference basaltic sequence consisting of four units (the lower, intermediate, upper and recurrent units) that straddle the Triassic–Jurassic boundary [11,15,21].
In contrast, the north and eastward extent of the CAMP in Morocco is unconstrained, particularly in the Middle Atlas, due to insufficient geochemical data [7,17] and to equivocal criteria used to discriminate CAMP from other magmatic events in highly deformed domains [6].
The aim of this paper is to establish volcanological and geochemical criteria that could be applied to other deformed zones, allowing one to discriminate CAMP remnants from supposedly Jurassic–Cretaceous subvolcanic intrusions in the folded belt of Middle Atlas [6]. Using immobile elements, it is shown that most of the magmatic remnants preserved in the anticlinal ridges belong to the Triassic–Liassic lava flows of CAMP, and that witnesses of younger magmatic events are much less common than in the High Atlas [9,10,13]. Moreover, our data will be compared with the CAMP reference series in the High Atlas in order to evaluate whether CAMP activity is synchronous or not [18] throughout Morocco.
Geological context of the folded Middle Atlas and description of the outcrops
The Middle Atlas is a NE–SW-trending intracontinental chain [16] subdivided into two domains (Figs. 1 and 2): (i) a tabular plateau, made of red beds and basaltic lava flows capped by dolomites unconformable on the Palaeozoic basement [5,12,17]; (ii) the eastern folded part of the Middle Atlas, which consists of anticlinal ridges separated by synclines filled with mid-Jurassic sediments [6]. The ridges axes consist of Triassic red beds and magmatic formations, which are studied here in five areas elongated along one of these ridges (Fig. 1).
Carte géologique simplifiée du Moyen Atlas (d’après la carte géologique du Maroc au 1:1 000 000, 1985). a : Paléozoïque ; b : Trias (sédiments et basaltes) ; c : Calcaires dolomitiques du Jurassique inférieur ; d : Marno-calcaires du Jurassique moyen ; e : Terrains post-jurassiques ; f : Basaltes quaternaires ; g : position de la coupe perpendiculaire aux rides (Fig. 2). Localisation des affleurements magmatiques étudiés : 1 : oued El Maleh ; 2 : Tizi Isoullitene ; 3 : Aït Braham; 4 : Batha ; 5 : Tabenyaïcht. L’étoile représente l’intrusion alcaline de l’oued El Maleh.
Fig. 1. (a) Geological sketch map of the Middle Atlas from the 1:1 000 000 map of Morocco, 1985). a: Palaeozoic; b: Triassic (sediments and basalts); c: Lower Jurassic dolomitic limestones; d: Mid-Jurassic marly-calcareous; e: Post-Jurassic formations; f: Quaternary basalts; g: location of the cross-section perpendicular to the ridges (Fig. 2). Location of studied areas: 1: Oued El Maleh; 2: Tizi Isoullitene; 3: Aït Braham; 4: Batha; 5: Tabenyaïcht. The star represents the oued El Maleh alkaline intrusion.
Coupe schématique des rides moyen-atlasiques. Mêmes figurés que sur la Fig. 1. ANMA : accident nord moyen-atlasique.
Fig. 2. Schematic section across the Middle Atlas ridges. Same symbols as in Fig. 1. ANMA: north Middle Atlas accident.
Along the ridges, the magmatic outcrops are discontinuous and dismembered by faults, precluding any reconstruction of the volcanic series. Yet, field criteria allow the recognition of lava flows and discard the hypothesis of subvolcanic intrusions previously proposed [6]: (i) alternating massive and vesicular structures are observed; (ii) pipe vesicle layers attest to the basal part of lava flows, some of them being straightened up to the vertical in response to the tectonics. Consequently, the massive part of some lava flows (less sensitive to alteration) may mimic vertical walls interpreted erroneously as dykes [6]. In one place only, we observed a more differentiated dyke intruding the lava flows (Fig. 1).
Petrographic data and geochemistry
The observed textures are doleritic to microlitic, with a few phenocrysts. The primary paragenesis is typical of continental tholeiites and consists of Ca-plagioclase associated with augitic clinopyroxene and, to a lesser extent, Ti-magnetite. In addition, most of the doleritic rocks contain cryptocrystalline or granophyric interstitial patches. Olivine phenocrysts and pigeonite may occur in some rocks. The olivine is completely transformed into serpentine and chlorite, and the plagioclase and interstitial patches are partly transformed into sericite and clay minerals, respectively.
The dyke cutting the lava flows consists of alkaline monzogabbro to monzodiorite, including plagioclase, orthoclase, (Ti)-augite, biotite, Ti-magnetite and apatite. Pegmatitic differentiates contain also some quartz. Secondary minerals are well developed, and include sericite, albite, epidote, chlorite, prehnite, and ouralite.
A selection of geochemical data is presented in Table 1. Although some elements have been mobilized by alteration processes (LOI from 1.4 to 3.3 wt%), the tholeiitic affinity of all the analysed lava flows from the five areas investigated is attested by the immobile elements: low TiO2 (1.02–1.53 wt%) and P2O5 (0.1–0.2 wt%) contents; high Zr/P2O5 (670–860) and Y/Nb (1.9–4.4; Fig. 3) ratios [8]. Trace-element patterns are enriched in light rare-earth elements (LREE) and other incompatible elements, and display a negative Nb anomaly (Fig. 4) typical of continental tholeiites, particularly those from the CAMP [3]. According to the variations of LREE enrichment (La/Yb: 3.8–8.1), the lava flows can be subdivided into three groups (Fig. 4), which share, respectively, chemical compositions similar to those displayed by the lower, intermediate and upper units of the CAMP basaltic pile in the High Atlas (Fig. 5) [3,15].
Diagramme TiO2 vs Y/Nb [8] discriminant l’affinité tholéiitique des coulées triasico-liasiques, de l’affinité alcaline de l’intrusion de l’oued El Maleh. Symboles pleins : coulées du Moyen Atlas, symboles vides : coulées du Haut Atlas [15]. Les carrés, losanges et triangles représentent respectivement les unités inférieure, intermédiaire et supérieure. Croix : dyke monzogabbroïque de l’oued El Maleh.
Fig. 3. TiO2 vs. Y/Nb plot [8] that discriminates the tholeiitic affinity of Triassic-Liassic lava-flows from the alkaline affinity of the Oued El Maleh intrusion. Filled symbols: Middle Atlas lava-flows; open symbols: High Atlas lava-flows [15]. The squares, diamonds and triangles represent the lower, intermediate and upper units, respectively. Cross, Oued El Maleh dyke.
Spectres d’éléments traces, normalisés à la chondrite selon [20], des différentes unités volcaniques identifiées dans le Moyen Atlas. Terres rares, Hf, Th et U analysés par ICP-MS ; Rb, Ba, Nb, Sr, Zr, et Y analysés par fluorescence X.
Fig. 4. Trace element patterns, normalized to the chondrite [20], of the volcanic units identified in the Middle Atlas. REE, Hf, Th and U analysed by ICP-MS; Rb, Ba, Nb, Sr, Zr, and Y, analysed by XRF.
Variation des rapports La/Yb et Zr/Y de l’unité inférieure à l’unité supérieure dans le Moyen Atlas et le Haut Atlas (mêmes symboles que dans la Fig. 3). Les croix représentent l’unité récurrente du Haut Atlas. Données du Haut Atlas d’après [15].
Fig. 5. La/Yb et Zr/Y variations from the lower to the upper unit in the Middle Atlas and the High Atlas (same symbols as in Fig. 3). Crosses represent the recurrent unit from the High Atlas. High Atlas data from [15].
In contrast, despite the high level of alteration, an alkaline composition is attributed to the dyke crosscutting the flows (Fig. 3) based on immobile elements (TiO2: 1.8–3.4 wt%, P2O5: 0.3–0.41 wt%, Y/Nb: 0.9–1.2).
Discussion and conclusions
On the basis of volcanological criteria (alternation of massive and vesicular sheets, orientation of vesicle pipes), it is established that almost all the outcrops investigated along the Middle Atlas ridges correspond to basaltic lava flows dismembered and straightened by the Atlasic tectonics.
Despite the alteration, the chemical fingerprint of these lava-flows is preserved for the less mobile elements (Ti, P, Zr, Nb, Y, REE). These elements attest to the tholeiitic composition of the volcanics (Figs. 3 and 4) and allow the first recognition in the Middle Atlas of three flows units similar to the lower, intermediate, and upper units (Fig. 5) that characterize the CAMP volcanic sequence previously defined on the northern and southern flanks of the High Atlas chain [3,15]. Only the recurrent unit was not recognized in the Middle Atlas. From a methodological point of view, these results highlight the reliability of the less mobile elements in order to reconstruct the CAMP evolution in folded domains in which the original stratigraphy of the flows is no more preserved. This process could be applied to the highly deformed axial zones of the central High Atlas and in the Rif as well, with the aim of constraining the space-time distribution of CAMP throughout Morocco.
The recognition of the lower volcanic unit in the Middle Atlas ridges, and in the High Atlas as well, argues for a synchronous Late Triassic [15] inception of the volcanic activity in the two areas, rather than for a westwards diachronous activity, as previously suggested [18]. However, our data suggest an earlier vanishing activity in the Middle Atlas compared to some high Atlasic basins in which the recurrent unit attests to a Later Hettangian asthenosphere upwelling [21].
This study underlines the importance of the CAMP in the Middle Atlas and the minor contribution of the Jurassic–Cretaceous magmatism to the evolution of this Atlasic domain. Most of the supposedly Jurassic–Cretaceous hypovolcanic intrusions [6] are shown to be Triassic–Liassic CAMP lava flows. Only one alkaline dyke is identified along the investigated ridge (Fig. 1). The whole-rock K–Ar age of 119 Ma [6] obtained on another supposedly Jurassic–Cretaceous intrusion (in fact a CAMP lava-flow) cannot be considered as a valid age, due to the alteration of the rock. A few alkaline intrusions are documented elsewhere in the Middle Atlas [2], in contrast with the central High Atlas, where numerous subvolcanic intrusions are known [10,13,23]. Therefore, the High Atlas model of anorogenic intrusions linked to strike slip faults [13] cannot be applied to the Middle Atlas ridges.
1 Introduction
La province magmatique de l’Atlantique central (CAMP) est l’une des plus vastes provinces basaltiques continentales sur Terre [14]. Elle est largement représentée au Maroc, sous forme de coulées dans les domaines atlasiques et mésétiens, et sous forme de sills et de dykes dans l’Anti Atlas, en association avec le rifting fini-triasique de l’Atlantique central [3]. La pile volcanique, dont l’épaisseur atteint 350 m, a été étudiée d’un point de vue (magnéto) stratigraphique, géochimique et géochronologique dans les bassins triasico-liasiques préservés sur les flancs nord et sud du Haut Atlas [1,3,4,11,15,19,21,22]. Ces travaux ont défini une série basaltique servant de référence pour la CAMP : elle est constituée de quatre unités, inférieure, intermédiaire, supérieure et récurrente [3], qui encadrent la limite Trias–Jurassique [11,15,21].
L’extension de la CAMP au Nord et à l’Est du Maroc est en revanche mal documentée, notamment dans le Moyen Atlas, par manque de données géochimiques suffisantes [7,17] et de critères permettant de discriminer, dans les zones déformées, le volcanisme de la CAMP, par rapport à d’autres événements magmatiques postérieurs [6].
L’objet de cette note est de rechercher des critères volcanologiques et géochimiques applicables en domaines déformés, pour discriminer, dans les rides de la chaîne plissée du Moyen Atlas, le volcanisme de la CAMP par rapport aux intrusions sub-volcaniques d’âge présumé Jurassico-Crétacé [6]. Nous montrons, sur la base des éléments immobiles, que l’essentiel de l’activité magmatique est triasico-liasique et que les témoins d’une évolution magmatique ultérieure sont plus rares que dans le Haut Atlas [9,10,13]. La comparaison de ces données avec la série volcanique de la CAMP servant de référence dans le Haut Atlas permet, en outre, de tester le synchronisme ou le diachronisme [18] de la CAMP à l’échelle du Maroc.
2 Le Moyen Atlas plissé : contexte géologique et description des affleurements
Le Moyen Atlas (Maroc) est une chaîne intracontinentale [16] d’orientation générale NE–SW et subdivisée en deux domaines structuraux (Figs. 1 et 2) :
- • le causse moyen-atlasique se présente sous forme d’un plateau, constitué principalement de calcaires dolomitiques du Jurassique inférieur, qui surmontent la série triasique formée d’argilites rouges et de basaltes [5,12,17] ; l’ensemble forme la couverture discordante sur le socle Paléozoïque ;
- • le Moyen Atlas plissé correspond à la partie est de la chaîne et se distingue du causse sub-tabulaire par la présence de rides qui forment des reliefs orientés dans la direction générale de la chaîne. Ces rides anticlinales encadrent des dépressions synclinales qui ont continué à fonctionner pendant le Jurassique moyen comme des dépocentres marneux et marno-calcaires assez épais [6]. Les rides sont constituées de calcaires liasiques et, en position axiale, d’argiles triasiques et des formations magmatiques qui font l’objet de cette note. Les principaux affleurements étudiés sont alignés, en majorité, selon « la deuxième ride », orientée selon l’axe Boulemane–Taza, du sud-ouest au nord-est : oued El Maleh, Tizi Isoullitene, Aït Braham, Batha et Tabenyaicht (Fig. 1).
Les affleurements magmatiques, discontinus, sont fortement démembrés par le jeu de failles à composante décrochante et généralement en contact tectonique avec les argilites triasiques, ce qui rend difficile toute reconstitution de la série volcanique. Des critères volcanologiques de terrain attestent cependant que ces formations sont des coulées basaltiques et non des intrusions, comme cela avait été proposé [6] : (i) variation progressive de structure, massive à vacuolaire, (ii) les cylindres de dégazage qui, dans une coulée en position normale, sont verticaux (perpendiculaires à la base de la coulée), sont ici en position horizontale, indiquant que certaines coulées ont été redressées jusqu’à la verticale sous l’effet de la tectonique. L’altération et l’érosion différentielle au sein de ces coulées redressées (cœur massif/bordure vacuolaire) font ressortir en saillie les faciès de cœur de coulée, qui miment ainsi des dykes, à l’origine de confusions [6].
Ces coulées basaltiques sont localement recoupées par un dyke plus différencié d’une cinquantaine de mètres d’épaisseur, dans le secteur de l’oued El Maleh (Fig. 1). Aucune autre intrusion postérieure aux coulées n’a été identifiée dans les boutonnières triasiques situées le long de la ride étudiée.
3 Pétrographie et géochimie
Les textures observées au sein des coulées sont doléritiques (intergranulaires ou intersertales), à gros grains (2–3 mm) ou à grains fins (50 μm), ou microlitiques faiblement porphyriques. Les paragenèses minérales sont typiques des compositions tholéiitiques et sont dominées par l’association plagioclase calcique–clinopyroxène augitique et, en quantité moindre, par la titanomagnétite (parfois à exsolutions d’ilménite). La plupart des faciès doléritiques comportent des plages interstitielles cryptocristallines ou granophyriques (à assemblage quartz–feldspath alcalin–apatite). Des microphénocristaux d’olivine, toujours très altérés, ainsi que de la pigeonite sont plus rarement présents dans certains faciès. L’altération est plus ou moins poussée selon les affleurements : l’olivine est totalement transformée en serpentine, chlorite et iddingsite ; le plagioclase est fréquemment séricitisé, et les phases interstitielles remplacées par des produits phylliteux.
Le dyke intrusif dans les coulées est constitué de monzogabbros et monzodiorites, passant de faciès fins (50–100 μm) en bordure à des faciès grenus à passées pegmatitiques (3–4 mm) au cœur du dyke. La paragenèse, typiquement alcaline, est constituée de plagioclase, orthose, augite (parfois titanifère), biotite, titanomagnétite, apatite. Les passées pegmatitiques contiennent en outre du quartz. Des phases secondaires sont largement développées (séricite, albite, épidote, chlorite, prehnite, ouralite).
Les éléments majeurs et traces ont été analysés par spectrométrie de fluorescence X à l’université Lyon-1, sur 28 échantillons. Les terres rares et Hf, Th, U ont été analysés par ICPMS à l’École normale supérieure de Lyon sur dix échantillons représentatifs des différents secteurs étudiés. Une sélection des analyses chimiques est présentée dans le Tableau 1.
Analyses représentatives (éléments majeurs et traces) des roches magmatiques des rides du Moyen Atlas
Table 1 Representative analyses (major and trace elements) of magmatic rocks from the Middle Atlas ridges
| Éch. | M3 | M29 | AB11 | M14 | M25 | AH1 | TIS13 | Tab1 | M22 | BA8 | M16 | M19 |
| Unité | inf. | inf. | inf. | interm. | interm. | interm. | interm. | interm. | sup. | sup. | dyke | dyke |
| Localité | O. Maleh | O. Maleh | A. Brah | O. Maleh | O. Maleh | A. Brah | Tizi Is | Taben | O. Maleh | Batha | O. Maleh | O. Maleh |
| SiO2(%) | 54,15 | 53,74 | 54,10 | 53,64 | 53,25 | 53,46 | 52,83 | 54,87 | 51,56 | 51,96 | 51,01 | 52,71 |
| TiO2 | 1,51 | 1,53 | 1,44 | 1,18 | 1,18 | 1,17 | 1,05 | 1,33 | 1,06 | 1,02 | 1,81 | 3,42 |
| Al2O3 | 14,36 | 14,40 | 13,88 | 14,70 | 14,72 | 13,94 | 13,53 | 13,55 | 15,29 | 14,27 | 16,08 | 14,22 |
| FeOt | 9,01 | 8,70 | 9,62 | 9,56 | 9,33 | 9,61 | 10,23 | 9,58 | 9,32 | 9,71 | 10,44 | 10,93 |
| MnO | 0,24 | 0,29 | 0,15 | 0,21 | 0,15 | 0,13 | 0,17 | 0,13 | 0,12 | 0,24 | 0,13 | 0,13 |
| MgO | 6,71 | 6,71 | 7,25 | 7,59 | 7,87 | 8,83 | 9,01 | 7,37 | 8,68 | 7,95 | 6,74 | 3,88 |
| CaO | 9,81 | 10,17 | 8,55 | 10,49 | 10,83 | 9,99 | 10,09 | 10,10 | 11,26 | 11,05 | 7,64 | 8,87 |
| Na2O | 2,67 | 2,49 | 3,13 | 2,16 | 2,03 | 1,92 | 2,11 | 1,99 | 2,12 | 2,69 | 4,00 | 5,19 |
| K2O | 1,32 | 1,79 | 1,70 | 0,33 | 0,51 | 0,82 | 0,85 | 0,93 | 0,47 | 1,02 | 1,87 | 0,26 |
| P2O5 | 0,21 | 0,18 | 0,18 | 0,13 | 0,12 | 0,12 | 0,11 | 0,14 | 0,11 | 0,10 | 0,30 | 0,38 |
| P.F | 1,71 | 1,52 | 2,21 | 1,39 | 2,16 | 2,87 | 1,40 | 1,73 | 2,45 | 1,92 | 2,93 | 2,04 |
| Cr(ppm) | 233 | 276 | 286 | 208 | 346 | 294 | 357 | 172 | 215 | 219 | 239 | 40 |
| Ni | 72 | 89 | 84 | 62 | 70 | 83 | 142 | 58 | 83 | 93 | 98 | 20 |
| Rb | 43 | 50 | 52 | 38 | 17 | 21 | 23 | 21 | 9 | 26 | 38 | 5 |
| Sr | 215 | 208 | 167 | 166 | 157 | 130 | 151 | 136 | 169 | 174 | 443 | 156 |
| Y | 27,0 | 26,0 | 25,3 | 22,5 | 20,5 | 22,2 | 21,7 | 23,6 | 20,0 | 19,4 | 19,4 | 29,4 |
| Zr | 160 | 145 | 131 | 105 | 93 | 99 | 96 | 110 | 76 | 73 | 109 | 168 |
| Nb | 14,3 | 12,8 | 11,7 | 6,1 | 5,8 | 6,4 | 6,1 | 7,4 | 4,5 | 6,2 | 17,2 | 24,0 |
| Cs | 1,28 | 0,79 | 1,77 | 2,13 | 0,33 | 1,21 | 0,78 | 1,41 | 0,25 | 1,52 | ||
| Ba | 257 | 372 | 385 | 138 | 146 | 163 | 178 | 169 | 120 | 324 | 189 | 35 |
| La | 20,44 | 15,38 | 17,23 | 10,96 | 9,61 | 8,20 | 8,76 | 13,02 | 9,10 | 7,08 | ||
| Ce | 43,46 | 34,85 | 36,63 | 24,08 | 20,84 | 19,19 | 19,88 | 27,46 | 19,19 | 16,61 | 47,08 | 49,30 |
| Pr | 5,59 | 4,60 | 4,65 | 3,13 | 2,82 | 2,66 | 2,65 | 3,53 | 2,49 | 2,24 | ||
| Nd | 23,03 | 19,64 | 19,04 | 13,27 | 12,37 | 11,62 | 11,34 | 14,91 | 11,08 | 10,18 | ||
| Sm | 5,43 | 5,01 | 4,65 | 3,49 | 3,25 | 3,08 | 2,98 | 3,84 | 2,83 | 2,71 | ||
| Eu | 1,59 | 1,44 | 1,48 | 1,08 | 1,02 | 0,95 | 0,96 | 1,27 | 0,93 | 0,92 | ||
| Gd | 5,66 | 5,24 | 4,78 | 3,85 | 3,53 | 3,40 | 3,32 | 4,26 | 3,41 | 3,00 | ||
| Tb | 0,86 | 0,81 | 0,76 | 0,63 | 0,60 | 0,60 | 0,56 | 0,70 | 0,54 | 0,52 | ||
| Dy | 5,07 | 4,98 | 4,63 | 3,86 | 3,68 | 3,70 | 3,53 | 4,39 | 3,52 | 3,37 | ||
| Ho | 1,06 | 1,00 | 0,91 | 0,81 | 0,78 | 0,77 | 0,74 | 0,91 | 0,74 | 0,71 | ||
| Er | 2,90 | 2,79 | 2,54 | 2,35 | 2,16 | 2,23 | 2,04 | 2,57 | 2,08 | 1,99 | ||
| Yb | 2,53 | 2,50 | 2,36 | 2,11 | 1,94 | 2,03 | 1,89 | 2,38 | 1,96 | 1,88 | ||
| Lu | 0,38 | 0,37 | 0,33 | 0,31 | 0,29 | 0,30 | 0,27 | 0,36 | 0,29 | 0,28 | ||
| Hf | 4,40 | 4,05 | 3,68 | 2,68 | 2,57 | 2,63 | 2,53 | 3,12 | 2,14 | 1,85 | ||
| Ta | 1,02 | 0,92 | 0,84 | 0,45 | 0,41 | 0,41 | 0,41 | 0,51 | 0,31 | 0,31 | ||
| Pb | 4,88 | 4,20 | 4,82 | 3,30 | 1,23 | 12,39 | 2,51 | 3,09 | 2,63 | 14,13 | ||
| Th | 4,25 | 3,94 | 3,68 | 2,47 | 2,02 | 2,14 | 2,20 | 2,50 | 1,26 | 1,24 | ||
| U | 0,88 | 0,83 | 0,78 | 0,53 | 0,44 | 0,45 | 0,48 | 0,54 | 0,45 | 0,29 |
En dépit de la mobilisation de certains éléments par les processus d’altération (perte au feu de 1,4 à 3,3 %), l’affinité tholéiitique de toutes les coulées analysées dans les cinq secteurs étudiés est attestée par les éléments immobiles : faibles concentrations en TiO2 (1,02–1,53 %) et en P2O5 (0,1–0,2 %), rapports Zr/P2O5 (670–860) et Y/Nb (1,9–4,4 ; Fig. 3) élevés [8]. La gamme de variation du rapport Y/Nb est la même que celle définie par les coulées de la CAMP dans le Haut Atlas. Les spectres d’éléments traces montrent, en outre, un enrichissement en terres rares légères et autres éléments incompatibles, ainsi qu’une anomalie négative en Nb (Fig. 4), caractéristiques des tholéiites continentales, notamment celles de la CAMP [3]. Les variations de cet enrichissement en éléments incompatibles (La/Yb de 3,8 à 8,1) permettent de subdiviser les laves en trois groupes (Fig. 4) dont les compositions chimiques sont respectivement similaires aux unités inférieure, intermédiaire et supérieure définies dans le Haut Atlas (Fig. 5) [3,15].
La composition de l’intrusion recoupant les coulées s’écarte de celles-ci. Malgré un degré d’altération poussé, les concentrations en éléments immobiles (TiO2 :1,8–3,4 %, P2O5 : 0,3–0,41, Y/Nb : 0,9–1,2) indiquent clairement une affinité alcaline (Fig. 3) conforme aux paragenèses observées.
4 Discussion et conclusions
Sur la base de critères volcanologiques, il est établi que la quasi-totalité des formations magmatiques étudiées dans les rides du Moyen Atlas sont des coulées basaltiques fortement disloquées et redressées lors de la tectonique atlasique, et non des intrusions subvolcaniques. Ces lambeaux de coulées sont préférentiellement pincés au cœur des rides anticlinales au sein des argiles triasiques.
Malgré l’altération, la signature chimique des coulées est préservée en ce qui concerne les éléments les moins mobiles (Ti, P, Zr, Nb, Y, terres rares). Ces éléments montrent l’affinité tholéiitique du volcanisme (Figs. 3 et 4) et permettent de reconnaître, pour la première fois dans le Moyen Atlas, trois unités, inférieure, intermédiaire et supérieure (Fig. 5), caractéristiques de la série volcanique de la CAMP, préalablement identifiée sur les versants sud et nord du Haut Atlas [3,15]. Seule l’unité récurrente n’est pas reconnue dans le Moyen Atlas. Sur le plan méthodologique, ces résultats soulignent le potentiel des éléments peu mobiles pour reconstituer l’évolution magmatique de la CAMP dans les domaines plissés où la stratigraphie originelle des coulées a disparu. Cette démarche pourrait être appliquée dans les zones axiales très déformées du Haut Atlas central et dans la chaîne rifaine, afin de mieux contraindre la distribution spatiotemporelle de la CAMP à l’échelle du Maroc.
La reconnaissance de l’unité inférieure dans les rides du Moyen Atlas, comme dans le Haut Atlas, plaide pour une initiation du volcanisme de la CAMP synchrone dans ces deux domaines, au Trias terminal [15], plutôt que pour un diachronisme d’est en ouest, suggéré antérieurement [18]. En revanche, nos données suggèrent que l’activité volcanique pourrait cesser plus tôt dans le Moyen Atlas que dans les bassins les plus matures du Haut Atlas, dans lesquels l’unité récurrente témoigne d’une remontée asthénosphérique plus tardive à l’Hettangien [21]
Ce travail souligne l’importance de la CAMP dans le Moyen Atlas et conduit à réviser la part attribuée au magmatisme jurassico-crétacé dans l’évolution de ce domaine Atlasique. Un seul dyke postérieur aux coulées de la CAMP, de nature alcaline, a été reconnu parmi les cinq secteurs étudiés (Fig. 1). Les autres « intrusions subvolcaniques » proposées dans ces secteurs [6] sont, en fait, des coulées triasico-liasiques redressées et le seul âge K–Ar (roche totale) à 119 Ma [6], obtenu sur l’une de ces coulées, ne peut être considéré comme valide, en raison de l’altération de la roche. Cette intrusion alcaline, d’âge incertain, constitue l’un des rares exemples documentés dans le Moyen Atlas [2]. Cette situation contraste avec le Haut Atlas central, où de tels massifs subvolcaniques abondent, du Jurassique au Crétacé [10,13,23]. Le modèle d’évolution magmatique du Haut Atlas au Jurassico-Crétacé, lié à la remobilisation de fractures crustales par cisaillement simple [13] ne semble donc pas transposable au Moyen Atlas.
Remerciements
Cette étude a bénéficié du soutien du programme GDR Marges et d’une Action intégrée entre l’université Lyon-1 et celle de Meknès. Nous remercions C. Douchet et P. Capiez pour les analyses chimiques, E. Mahjoubi et O. Harmouzi pour leur aide technique et H. El ouardi et A. Akasbi pour les discussions sur la structure du Moyen Atlas.