Pergamon Journal of African Earth Scfances. Vol. 31. No. 314. pp. 493-498. 2000

0 2001 Elsevier Sclsnce Ltd

Pll:508994362(00)3-3 All rights maewed. Printed in Great Britain 09995362/01 $- see front mater

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Maroc): tbmoins d’un magmatisme syn- a tardkin4matique hercynien? (Intrusions of Wirgane [western High Atlas, Morocco]: evidence

for a syn- to late kinematic magmatism of Variscan age?)

A. EDDIF’, D. GASQUET2r3s*, C. HOEPFFNER4 et N. AIT AYAD’ ‘Departement de GBologie, Universite Chouaib Doukkali,

Faculte des Sciences, BP 20, El Jadkfa, Maroc 2CRPG/CNRS, BP 20, 54501, VandceuvrslBa-Nancy Cedex, France 3ENS Geobgie, BP 40, 54501, Vandcsuvre-l&Nancy Cedex, France

4DBpartement de Geologic, Universite Mohammed V, Faculte des Sciences, BP 1014, Rabat, Maroc

RESUME-Les intrusions de Wrgane, se sent mises en place, dans des formations d’&ge n&prot&ozdique terminal a paleozoique de la partie Nord orientale du Haut Atlas occidental marocain. Ces intrusions sont composites (monzodiorite, monzogabbro, granodioriie, monzogranite) et ont enregistre une partie de la deformation hercynienne qui affecte I’encaissant. Un metamorphiie thermique se developpe dans cet encaissant au contact des intrusions. Les amphiboles des dioritoides et les min&aux du metamorphisme thermique indiquent des profondeurs de mise en place < 11 km. La cartographic des trajectoires de deformation dans les intrusions et leur encaissant, ainsi que les don&es micmtectoniques, permettent de conclure B la mise en place des magmas dans un contexte de cisaillement transcurrent dextre pendant l’orogenese hercynienne. La comparaison des intrusions de Wirgane avec d’autres intrusions du Haut Atlas occidental flichka, Azegour) sugg&e une mise en place tardive dans la chaihe hercynienne du Maroc. @ 2001 Elsevier Science Limited. All rights reserved.

ABSTRACT-The Wrgane intrusives were emplaced into the Late Neoproterozoic to Palaeozoic series of the northeast of the Moroccan western Hiih Atlas. The intrusions exhibit a large compositional range from monzogabbro to granite, and they have suffered, together with the country rocks, part of the Vari- scan tectonic evolution. In the immediate vicinity of the intrusions, thermal metamorphism developed in the country rocks. According to the mineral chemistn/ of igneous amphibole compositions of diorites and metamorphic minerals, the depth of intrusiies was estimated to be less than 11 km. Strain patterns, mapped in both the plutons and the country rocks, and microtectonic data indicate that the intrusions were emplaced in a dextral transcurrent shearing context during the Variscan Orogen. When compared with other intrusions of the western High Atlas (Tichka, Azegour), the wirgane intrusives are considered to be related to the late stages of the Variscan Belt of Morocco. * 2001 Elsevier Science Limited. All rights reserved.

(Received 2618198: revised version received 17/l O/00: accepted 8/l 1 /OO)

ABRIDGED ENGLISH VERSION

Gedogical setting Neoproterozoic to Early Palaeozoic rocks in the wes- The two Wirgane intrusives (Tighardine to the north tern High Atlas (65 km south of Marrakech). They and Takoucht to the south) were emplaced into Late were intruded along the northeast-southwest n’Fis

*Corresponding author gasquet@crpg.cnrs-nancy.fr

Jwmd of Afriwn E&h Scbncap 483

A. EDDIF et al.

Fault, which forms the eastern extension of the Tizi n’Test Fault in the southern Atlas. The Tighardine intrusive is separated from the Takoucht intrusive by the N50° to N70°E Ourigh-Tiniskt dextral Variscan Shear Fault (Petit, 1976). The country rocks are basalts, andesites, rhyolitic ignimbrites, lapilli and ash tuffs, and pyroclastic breccia associated with tuffaceous sandstones, schists, qua&rites, grey- wackes and limestones. The age of the country rocks has not been precisely determined. Nevertheless, by comparison with neighbouring areas (Tichka, Azegour, Ifri, Iberdatene, Ait Chaib, Jebilet, Rehamna), the Wirgane formation is Early Palsaozoic in age. However, this succession may have, at least partially, a Late Neoproterozoic age formed at a convergent plate margin (Labriki, 1996; Ouazzani, 2000). In the immediate vicinity of the intrusions, the country rocks were thermally metamorphosed to greenschist-facies (Petit, 1976; Ouanaimi and Petit, 1992). The thermal metamorphism is characterised by the crystallisation of cordierite, andalousite, biotite, muscovite, rare garnet (in the AI-Si bearing rocks) or by chlorite, f actinolitic hornblende, albite, epidote, ilmenite (in the volcanics), wollastonite and talc (in the lime- stones). These parageneses indicate that the pressure was lower than 4 kbar and the temperature was lower than 600% during the thermal event. Moreover, metamorphic minerals developed synchronously with the main tectonic regional regime (Eddif, 1998).

Petrography and geochemistry of the intrusives The Wirgane intrusives are composed of three groups of rocks with the same mineralogy (amphi- bole + biotite + plagioclase + quartz f K-feldspar) but with different modal ratios. Secondary minerals, resulting from hydrothermal alteration (Huvelin and Viland, 19781, are epidote, chlorite, Fe-Ti oxides, quartz, albite, calcite and sericite.

The dioritoid group consists of monzogabbro and quartz monzodiorite with a porphyritic texture. The minerals are amphibole (tschermakite to magnesio- hornblende), Mg-Al-rich biotite, plagioclase (An,,_,,) and rare K-feldspar, quartz, titanite, apatite, zir-con, magnetite and hematite. The rock compositions are metaluminous and more potassic than sodic (0.56 < K,O/Na,O cO.69). The REE contents are high (101-l 72 ppm) and the REE patterns are variably fractionated ([La/Ybl,= 5.5-10) with a weak Eu negative anomaly (0.84<Eu/Eu* ~0.92). Nickel, Sr, V, Y and Zr contents are higher than for the two other groups, when the Ba, Rb and Th contents are lower. The spider diagrams of the dioritoids show strong negative Th, Ta and Nb anomalies.

The granodiorite group is more common in the two intrusives. Its texture is porphyritic and the main

484 Journal of African Earth Sciences

mineralogical phases are hornblende (occasionally transformed to actinolite and chlorite), biotite (less magnesian than in the dioritoids), albitised plagioclase

(An 7_24), perthitic microcline and quartz. The rock compositions are homogeneous and metalumimous. The REE contents are constant (I 1 O-l 14 ppm) and the REE patterns are more fractionated than those of the dioritoids (ILa/Ybl, = 12-13) with a small Eu negative anomaly (0.86 < Eu/Eu* <0.96). The granodiorites show strong negative Th, Ta, Nb, Sr and P anomalies.

The granite group is mainly composed of monzo- granites with a porphyritic to granophyric texture. Amphibole (transformed to actinolite) is uncommon and secondary minerals are ubiquitous. The granite compositions are metaluminous and they are charac- terised by low REE contents (85-103 ppm), REE patterns similar to those of the granodiorite group (10 < [La/Ybl, < 13) with a negative or positive Eu anomaly (0.82 < Eu/Eu* < 1.20). Tantalum, Nb, P and Ti contents are quite similar to those of the granodiorites but are higher in Th, U and Rb.

Structural analysis In the country rocks, a NIOO to N3O”E regional foliation is observed. The foliation planes are disturbed:

i) at the immediate vicinity of the intrusives with foliation triple points located at the northeastern and southwestern extremities of the Tighardine; and

ii) near the N20-N30°E dextral n’Fis Shear Zone. The stretching lineation observed in the schists is parallel to the n’Fis Shear Zone. The strain analysis shows that the deformation is generally co-axial except in the northeastern area, near the n’Fis Fault, and locally in the northwest, where deformation is related to regional shearing. Minerals resulting from the thermal metamorphism began to crystallise before shearing occurred but continued to crystallise during and after this event (Eddif, 1998).

In the intrusives, heterogeneous deformation may be observed in a 500-1700 m wide strip. Two domains have been distinguished:

i) weakly deformed domain (mainly in the Takoucht Granodiorite) with a weak solid-state deformation (undulatory extinction and fractured minerals); and

ii) orthogneiss domain (mainly to the west of the Tighardine intrusion) where granodiorites are strongly mylonitised with planar structures, biotite-feldspar lineation and quartz ribbons.

Two stages may be identified in the orthogneiss domain: the proto-mylonitic stage, where deformation is heterogeneous; and the mylonitic stage where ductile deformation and transfer by diffusion occurred and where the C-planes are parallel to the S-planes.

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Maroc)

In this domain, the entire transformation of feldspars is favoured by intergranular fluid circulation along shear zones under greenschist-facies conditions (450 < T°C < 500) (Mitra, 1978; Simpson, 1985; Gapais, 1989). Foliation in the intrusives is parallel to the schistosity observed in the country rocks, and the C-planes show dextral movement. The stretching lineation is sub-parallel to the elongation of the intrusives with a NO0 to N45’E direction and a 20- 60° plunge towards the south-south-southwest or northeast.

Discussion and conclusions The Wirgane intrusives consist of high K talc-alkaline plutonic rocks. These rocks seem to have originated from the melting of a single andesitic source evolving by fractional crystallisation as proposed by Roberts and Clemens (1993). The melting of an andesitic source was probably induced by rising mafic mag- ma, witnessed by occasional mafic enclaves oc- curring in the Wirgane intrusives. This andesitic source may have been derived from the melting of a sub-continental enriched mantle (Pearce and Peate,

INTRODUCTION

L’evolution structurale de la chajne hercynienne du Maroc est accompagnee, entre 340 et 270 Ma, d’une activite magmatique marquee par la mise en place (3 differents niveaux de la serie paleozdique, de corps plutoniques composites qui affleurent tous au Nord de I’accident sud atlasique (Fig. 1). Ces corps, dans lesquels predominent les granitoi’des, appartiennent a trois types d’associations: calco-alcaline, calco- alcaline potassique et hyperalumineuse (Rose, 1987; Mrini, 1993; Gasquet et a/., 1996). Selon les derniers auteurs, ce magmatisme presente des analogies avec le magmatisme post-collisionnel de I’orogene her- cynien Ouest Europeen (Massif Armoricain sep- tentrional, Nord-Est du Massif Central francais, Vosges septentrionales et Pyre&es). L’origine des granito’ides hercyniens serait lice B une anatexie de croQte hetero- gene et/au litee basicrustale et supracrustale, induite par des intrusions de magmas basiques. Leur contexte geodynamique est control6 par une tectonique trans- currente ou transcurrente chevauchante. Les failles qui bordent les granites constituent des sites propices B l’elaboration, la montee et la repartition des corps plutoniques (Lagarde et Roddaz, 1983; Lagarde, 1989; Gasquet, 1992; Gasquet et al., 1996).

Les deux intrusions de Wirgane, objet de cette note, semblent s’integrer dans ce schema global, bien que leur dge soit sujet a controverse. En effet, certains auteurs (Huvelin et Viland, 1978; Labriki, 1996) les rattachent au ProterozoTque, d’autres (Moret, 1931;

1995). The intrusions have partially recorded the Variscan deformation seen in the country rocks. In the immediate vicinity of the intrusions, syn- to late kinematic thermal metamorphism was developed in the country rocks. Metamorphic assemblages and pressures, determined from amphibole compositions of dioritoids, indicate that emplacement occurred at depths less than 11 km. This is similar to pressures determined from amphiboles in diorites from the neighbouring Tichka plutonic complex (Gasquet, 1991). The amphibole-plagioclase geothermometer of Holland and Blundy (19941, applied to the amphi- bole cores of the Wirgane dioritoids, indicates tem- peratures of between 81 O°C and 87OOC. The map- ping of strain patterns and microtectonic data suggests that magma emplacement occurred under a dextral transcurrent tectonic regime related to the final phases of the Variscan Orogeny, as found for other intrusives in the western High Atlas (Tichka, Azegour) (Gasquet, 1992). Therefore, the Wirgane intrusives seem to belong to the late Variscan Moroccan plutonic association (Gasquet et a/. , 1996) and are similar to the post-collisional granitoids of the West European Variscides.

Neltner, 1938; Dresch, 1941; Proust, 1961; Froitz- heim, 1986) les rattachent au Paleozoi’que. En fait, ces intrusions n’ont jamais Bte specifiquement dtudiees et cette note se propose, apres avoir pre- cise la petrographic et la geochimie des roches qui les composent, d’btablir la chronologie relative de mise en place des intrusions par rapport au contexte de cisaillement decrochant dextre regional, celle-ci devant permettre de replacer les intrusions de Wirgane dans le contexte geotectonique hercynien du Haut Atlas marocain.

CADRE GEOLOGIQUE REGIONAL

Les deux intrusions de Wirgane: Tighardine au Nord, Takoucht au Sud, se situent dans le Haut-Atlas occidental, a environ 65 km au Sud de Marrakech et 60 km au NE du massif du Tichka (Fig. 1 I. Elles ont une forme allongee plus au moins elliptique, orientee NNE-SSW B NE-SW parallblement a la faille du n’Fis (Fig. 2). Cette derniere represente le prolongement oriental de I’accident du Tizi n’Test (bgalement appele faille sud-atlasique) en bordure occidentale du bloc precambrien de I’Atlas (Ouanaimi, 1989). Les deux intrusions sont separees par I’accident N50° B N70°E d’ourigh-Tiniskt qui prolonge, au NE, I’accident de Medinet. Cet accident a fonctionne principalement en decrochement dextre pendant I’orogenese hercy- nienne (Petit, 1976).

Journal of A fricen Eerrt, Sciencee 485

A. EDDIF et al.

Al: Abuana

Aw : Aouam

AZ: Azegour N 8: Boudoufoud HM : Haute Moubuys

J: Jebilel t M: Men1

Mr : Marguechoum

R : Rehamna

Sn : Reni Snassene

T: T~hka

Ta : Tannecherfi

Tg: Taghiliisset

Tz: Tazekka

w: oulmes 2: Zaer

5, : ’ / /Domaine oriental

i , A- .’ R

- &r-- rT Bb\\\e

$&@*~ Plutons hercyniens

v - m Encaissant palbzoique -p’-

Anti 100 km

F!gure 1. Carte de localisation des intrusions de Wirgane par rapport aux granitordes hercyniens maroceins Id’apr&s Gasquet et al., 1996). ZCMO: Zone de cisaillement de Meseta occidentale; ZFBT: zone de failles de Bsabsis- Tazekka. fi@ue 1. The location map of the Wirgane intrusives compared to the Moroccan Variscan granitoids (after Gasquet et al., 19961. ZCMO: Western Meseta Shear Zone; ZFBT: Bsabsis-Tazekka Fault Zone.

L’encaissant des intrusions de Wirgane est constitue de formations volcaniques (basaltes B andesites, ignimbrites rhyolitiques, tufs de lapillis et de cendres) et volcano-d&ritiques (br&ches pyro- clastiques B matrice shdimentaire, gr&s tuffa&), de formations schisteuses (schistes noirs ou vetts, g&o-p6lites) de quartzites, de grauwackes, et de formations carbonatt5es f dolomitiques. L’gge de ces roches, en I’absence de fossiles ou de datations g4ochronologiques, est difficile B determiner. Par analogie de faci&s avec les regions voisines (Tichka, Azegour, Ifri, Iberdatene, Ait Chaib, Jebilet, Rehamna), il semble que ces formations soient d’dge paldozoi’que infbrieur (Cambrien pour les schistes verts, les gr&o- pt5lites les grauwackes et les formations carbonatees, Silurien pour les schistes noirs). Les travaux les plus rt5cents sur les formations volcano-dktritiques de Wirgane (Labriki, 1996) ou du Haut Seksaoua, plus 31 I’Ouest, (Ouazzani, 2000) indiquent, cependant,

qu’elles pourraient Gtre, en partie au moins, d’dge nt.+oprot&ozoi’que terminal et formees dans un contexte de marge convergente par opposition aux formations cambriennes form&s en contexte extensif de marge passive. Ces roches sont affect&es d’un m&amorphisme hercynien dans le facii% schistes verts (chloriie + s&i&e) et d’une schistosith rhgionale submdridienne synchrone du m&amorphisme (Petit, 1976; Ouanaimi et Petit, 1992).

Un m&amorphisme de contact se limite 8 des aurf5oles hectom&riques discontinues autour des deux intrusions (Fig. 2). Ce metamorphisme est carac- t&is6 par I’apparition de cordidrite, andalousite (frhquemment pseudomorphost5e en s&icite), biotite, muscovite, grenat (rare) dans les roches silico- alumineuses, de chlorite, hornblende f actinolitique, albite, bpidote, ilmbnite dans les roches volcaniques, de wollastonite et talc dans les roches carbonatees. La paragenke principale des roches pt$litiques est B

486 Journal of African Eanh Sciences

Les intrusions de Witgane (Haut Atlas occidental, Maroc)

Figure 2. Carte g6ologique simplifi&e des deux intrusions de Wirgane et de leur encaissant. Figure 2. Geological sketch map of the two Wirgane intrusives and their surrounding rocks.

biotite + andalousite + cordierite + muscovite + quartz. Les pressions du metamorphisme thermique n’ont done pas depasse 4 kbar et les temperatures ont 6th inferieures B 6OOOC. Les mineraux resultant de ce metamorphisme sont globalement synchrones de la phase tectonique majeure regionale, mQme s’ils peuvent apparattre legerement decal& par rapport B celle-ci (Eddif, 1998). De nombreux filons de nature variee (basique B acide) recoupent les intrusions qui contiennent, en outre, des enclaves microgrenues sombres et des xenolites de I’encaissant immediat ou plus profond (quelques enclaves de micaschistes et gneiss). Les intrusions et leur encaissant sont intensement fractures selon deux directions princi- pales N20-N45OE et N70-N90°E.

PETROGRAPHIE ET GEOCHIMIE DES INTRUSIONS

D’apres leurs caracteres petrographiques et chim- iques, les roches des intrusions de Wirgane peuvent Qtre divisees en trois groupes clairement identifiables sur le terrain. Ces trois groupes ont la mdme com- position mineralogique qualitative (amphibole + biotite + plagioclase + quartz + feldspath potassique), mais different par les proportions modales (Tableau I). Les mineraux secondaires sont constitues d’epi- dote, chlorite, oxydes, quartz, albite, calcite et sericite, resultant des transformations hydrothermales des parageneses primaires. Ces transformations rendent difficiles I’analyse des mineraux primaires et oc- casionnent quelques derives dans les compositions chimiques des roches totales (P.F. pouvant depasser 30/, teneurs en MgO faibles par rapport aux teneurs en SiO,: 6ch. W348, parametre A fortement positif.. .; Tableau I) Ces alterations sont soit tardi-

magmatiques, contemporaines du refroidissement des intrusions, soit nettement posterieures au re- froidissement. Rappelons que des circulations hydro- thermales, bien posterieures aux intrusions de Wirgane, sont B I’origine d’indices mineralis& (Ba, Pb, Cu.. .I presents tout au long de I’accident du Tizi n’Test dans les formations mesozoi’ques (Huvelin et Viland, 1978).

Huit Bchantillons, les moins alter& possibles, reprdsentatifs des deux intrusions, ont 6th selec- tionnes et analyses au CRPG-CNRS a Nancy par ICP- AES (elements majeurs) et ICP-MS (elements en traces et terres rare& Les resultats des analyses sont regroup& dans le Tableau 1 et dans les Figs 3 et 4.

Groupe des dioritokles Les variations des abondances minerales et les don&es chimiques (Tableaux 1 et 2) montrent que les compositions vont de monzogabbro B monzodiorite quartzique (Tableau 1; Fig. 3a). Dans le facies-type, la texture est grenue porphyrique, devenant leg&e- ment orthogneissique vers les bordures (cf. infra), la monzodiorite en enclaves ayant une texture micro- grenue. La paragenese minerale comprend I’amphibole (tschermakite B magnesia-hornblende), la biotite (magnesienne et moyennement alumineuse, souvent chloritisee), le plagioclase (An,,_,,) et en faibles quantites: le feldspath potassique, le quartz, la tita- nite, I’apatite, le zircon, les opaques (magnetite et hematite).

Ces roches sont caract&isQs par des compositions metalumineuses [parametre A de Debon et Le Fort, (19881101. Elles sont plus potassiques que sodiques (0.56 < K,O/Na,O < 0.691, ont de fortes teneurs en TR

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A. EDDIF et al.

Tableau 1. Teneurs en BEments majeurs (%I, en traces et des terres rares (ppm) et analyses modales des faci~s-types composant les intrusions de Wirgane Table 1. Major (o/o), trace and rare earth (ppm) element contents and modal analyses of representative rock types from the Wirgane intrusives

Dioritoides Granodiorites Granites

W348 W388 W2271 W241 W259 W3181 WI89 W127

I I so2 51.30 55.96

403 18.36 16.36

boa 9.50 7.98

MnO 0.13 0.14

WO 3.00 4.30 CaO 7.32 5.95 Na20 3.32 4.12

KzO 2.30 2.29

Ti02 1.62 1.06

P205 0.47 0.36

PF 2.24 1.21 Total 99.76 99.73 A -57.5 -73.3

8a Co Cs

CU Hf

Nb Ni

Pb Rb SC Sr

Ta Th U V Y Zn Zr

912

22 1.20 62

5.90 15 23

20.1

56 19.2 712

1.1 3

865 21

2.75

160 4.33

9 95

13.4

65

546

0.6 4 n

195 36 104 261

L

133 19

105 164

La 29.1 23.7 Ce 64.1 50.6 Pr 8.1 5.9 Nd 35.0 24.6 Sm 7.9 5.6 EU 2.1 1.5 Gd 7.7 4.5 Tb 1.1 0.7

DY 6.6 4.2 HO 1.5 0.8 Er 3.6 1.6 Tm 0.6 0.3 Yb 3.6 1.9 LU 0.6 0.3 ZTR 171.9 126.0 (La/YbIN 5.5 8.5

58.86 61.59

16.62 16.01

6.54 5.32

0.10 0.09 3.57 2.43 3.84 2.68 4.23 3.99

2.63 3.39

0.76 0.69

0.18 0.14

2.09 3.17 99.62 99.50

0.3 17.4

1036 998 17 13

1.96 2.14 11 34

5.26 3.93 8 8 7 0

19.4 26.4 72 99 12 10

532 186 0.6 0.7 7 9 4 4

114 109 15 13 85 111

200 140

19.8 23.2 42.0 47.3 4.9 5.3 19.3 20.4 4.0 3.9 1.0 1.0 3.3 3.0 0.5 0.5 2.6 2.5 0.5 0.5 1.3 1.3 0.2 0.2 1.3 1.2 0.2 0.2

100.9 110.5 10.2 12.7

62.97

15.97

5.29

0.11 2.23

3.81 4.01

2.90

0.65

0.17

1.52 99.63 -14.0

1154

12 0.64

38 5.13

8 0

24.4

79 9.1

370 0.7

10 4

88 15 84 192

23.8 47.9 5.4

21.3 4.1 1.2 3.3 0.5 2.8 0.6 1.3 0.2 1.3 0.2

113.9 12.3

64.13 67.76

15.70 14.76

5.35 3.74

0.09 0.06

2.17 1.40

2.34 2.43

4.11 3.29

3.09 4.29

0.66 0.43

0.16 0.10

1.81 1.50

99.61 99.76 25.9 5.2

1084 1127

12 7

1.04 1.46

19 5

5.48 4.32

8 7

40 0

10.8 24.4

93 108

8.1 6

222 337

0.7 0.7

8 22 4 8

94 52 14 10 85 55

206 150

23.6 18.8 46.9 37.1 5.4 4.0

20.0 14.6 3.9 2.6 1.0 0.9 3.1 2.0 0.5 0.3 2.5 1.7 0.5 0.3 1.3 0.9 0.2 0.2 1.2 1.0 0.2 0.2

112.4 84.5 12.8 12.8

68.82

15.22

4.22

0.04 1.31

0.31 2.56

4.02

0.47

0.06

2.66 99.69 119.2

1068

9 4.87

1

5.54

8 0

8.2 128

5.5 66

0.8 16 5

79 12 35

191

18.8 48.1 4.9 18.3 3.4 0.8 2.6 0.4 2.3 0.5 1.1 0.2 1.3 0.2

102.9 10.1

Eu/Eu* 0.84 0.92 0.891 0.91 0.96 0.861 1.20 0.82 Analysesmodaks I I

6.0 4.3 13.8 19.4 18.3 23.4 26.0 30.5 54.5 51.0 53.1 50.3 51.2 50.1 34.9 31.1 6.4 8.7 10.1 7.4 9.1 9.5 28.0 34.0 11.6 24.7 5.5 1.0 5.5 2.0 0.5 0.0 13.7 9.6 15.4 18.2 14.4 12.0 8.2 3.5 2.3 0.1 0.5 1.5 0.6 1.5 1.4 0.2 3.1 0.8 0.4 0.3 0.4 0.3 0.3 0.2 2.4 0.8 1.2 2.0 0.4 1.2 0.7 0.5

488 Journal of African Earth Sciences

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Maroc)

(101-l 72 ppm) et prdsentent des spectres variables ([Lap/b],= 5.5-10) avec une faible anomalie negative en Eu [(Eu/Eu* variant de 0.84 a 0.921. Les teneurs en elements en traces (Ni, Sr, V, Y, Zr) sont plus blevees que dans les deux autres groupes de Wirgane. Par contre, les teneurs en Ba, Rb et Th sont plus faibles (Tableau 1). Dans les diagrammes multielemen- taires, les dioritdides normalisees au manteau primitif de Wood et a/. (1979), presentent, en outre, une forte anomalie negative en Th, Ta et Nb (Fig. 4).

Groupe des granodiirites Les granodiorites sont les roches les plus repandues dans les deux intrusions. Leur texture est grenue porphyrique et leur composition mineralogique est identique a celle du groupe des dioritoi;des, mais les mineraux sont en proportions differentes (Tableau 1). Les mineraux principaux (Tableau 2) sont la hornblende (transformee en actinote, determinee optiquement, et chlorite), la biotite (un peu moins magnesienne que celles des dioritoi’des), le plagioclase f albitise (An,_ &, le microcline rarement perthitique et le quartz. Les mineraux accessoires sont la titanite (rare), I’ilmenite et I’hematite ainsi que I’allanite (rare).

Ces roches ont des compositions relativement homo- genes (Figs 3 et 4; Tableau 1) et metalumineuses. Les valeurs legerement positives du parametre A (Tableau 1) peuvent s’expliquer par I’alteration parfois forte de ces roches (perte au feu pouvant atteindre 3.17%) qui entraine une derive des compositions vers le domaine hyperalumineux (Debon et le Fort, 1988). Les teneurs en TR varient tres peu (11 O-l 14 ppm); les spectres sont plus fractionnes que ceux des dioritor’des (tLa/Ybl, = 12- 13) et presentent une f aible anomalie negative en Eu ([Eu/Eu* =0.86-0.961). Les teneurs en Ni, Sr, V, Y et Zr sont variables (Tableau 1). Les granodiorites montrent de fortes anomalies negatives en Sr et P et, comme les diorito’ides, des anomalies negatives marquees en Th, Ta et Nb (Fig. 4). Les teneurs en Th, U et Rb sont intermediaires entre celles des roches des deux autres groupes.

Groupe des granites II est compose principalement de monzogranites a texture grenue porphyrique ou a texture grano- phyrique. Leur couleur generalement rose clair con- traste avec la couleur blanc-gris des autres facies.

La paragenese minerale rappelle celle des deux groupes decrits ci-dessus avec une augmentation du pourcentage modal (Tableau I) du quartz, du micro- cline et une diminution, ou une absence complete, de I’amphibole (transformee en actinote), de la biotite (chloritisee), des mineraux accessoires (hematite). Les mineraux secondaires, notamment la sericite, sont tres developpes et leur abondance n’a pas permis I’analyse a la microsonde dlectronique des mineraux primaires.

Les granites ont des teneurs en SiO, superieures a 67% (Tableau 1) et des compositions metalu- mineuses, pouvant devenir hyperalumineuses par alteration (PF = 2.66% pour le granite W127). Ils sont caracterises par des teneurs en TR comprises entre 85 et 103 ppm, des spectres (Fig. 3b) voisins de ceux du groupe des granodiorites ([Lamb], = 1 O-l 3), une anomalie negative ou positive en Eu (0.82< Eu/ Eu* < 1.20). Les teneurs en elements traces sont dif- ferentes dans les deux dchantillons analyses (Tableau 1). Elles rappellent, toutefois, les teneurs des mQmes elements des granodiorites avec les fortes anomalies negatives en Ta, Nb, P, Ti et en different par de plus fortes teneurs en Th, U et Rb (Tableau 1; Fig. 4).

Conclusion Les roches composant les deux intrusions de Wirgane montrent une gamme de composition allant des monzogabbros aux granites, les granodiorites domi- nant largement les autres roches. L’intrusion de Tighardine est composee de monzogabbro et diorite- monzodiorite f quattzifere, de granodiorite, de monzo- granite; I’intrusion de Takoucht est composee de monzodiorite + quartzifere et de granodiorite. Ces intrusions montrent une disposition grossierement centripete, les roches basiques ZI intermediaires se repar-tissant preferentiellement a la peripherie (notam- ment a I’Ouest) et les roches acides au centre (Fig. 2); le passage entre les facies s’effectue generale- ment de facon progressive. Les facies dioritiques se rencontrent dgalement en enclaves, decimetriques arrondies ou ovoi’des, dans les granodiorites.

Les plutonites de Wirgane sont toutes strictement cantonnees au domaine des roches calco-alcalines potassiques. Ces compositions, ainsi que I’analogie des allures des spectres des TR pour les groupes des granodiorites et granites (Figs 3 et 4), peuvent Qtre

A=AI-(K+Na+ 2Ca): parametre alumineux (selon Debon et le Fort, 1988). Les analyses modales ont et6 realisees au compteur de points (1400-4300 points). NB: la proportion des mineraux secondaires (en particulier la sericite) est sous- estimee parce que ceux-ci n’ont pas et6 comptes quand le mineral primaire Btait reconnaissable. Les mineraux accessoires correspondent a titanite, apatite, zircon et allanite. Les mineraux secondaires sont essentiellement la sericite, la chlorite, et la calcite. A =AI-fK+Na+ 2Ca): aluminous parameter (after Debon and le Fort, 1988). Modal analyses (1400-4300 points) have been performed with point counters. NB: secondary minerals (such as sericite) have beeen ignored when primary minerals (such as feldspars) were recognisable, and therefore their modal ratios are often under-estimated. Secondary minerals are mainly sericite, chlorite and calcite.

Journal of African Earth Sciencas 489

A. EDDIF et al.

K-(Na+Ca) I 1000,

to b

t EehlChondriles

--‘-w34a

-m- w399 -.- W227 + W241 -c- W25.8 -b-w313 +w139

loo +W127

10

1 “~““~~“‘~~* La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Figure 3. (a) facies types RI des intrusions de Wirgane dans le diagramme de nomenclature chimique de Debon et le Fort (1988). Les roches composant le massif do Tichka (Gasquet, 1991; +I ont et6 repartees pour comparaison. go: Gabbro; mzgo: monzogabbro; mz: monzonite; s: syenite; dq: diorite quartzifere; mzdq: monzodiorite quartzifere; mzq: monzonite quartzifere; sq: syenite quartzifere; to: tonalite; gd: granodiorite; ad: adamellite; gr: granite. Ibl Spectres des terres rares normalisees aux chondrites (Evensen et al., 1978) des facies types des intrusions de Wirgane fvoir Tableau I pour la nature petrographique des Bchantillons). Figure 3. la) Rock types N from the Wirgane intrusives in the chemical nomenclature diagram from Debon and Le Fort 11988). + are rock types from the Tichka plutonic complex (Gasquet, 1991) plotted for comparison. go: Gabbro; mzgo: monzogabbro; mz: monzonite; s: syenite; dq: quartz diorite; mzdq: quartz monzodiorite; mzq: quartz monzonite; sq: quartz syenite; to: tonalite; gd: granodiorite; ad: adamellite; gr: granite. lb) Chondite-normalised REE patterns Inormalising values from Evensen et al., 1978) of the rock types of the Wirgane intrusives (see Table 1 for the petrographic nature of each sample). f

des arguments en faveur d’une evolution par cristallisation fraction&e b partir d’un mQme magma (Roberts et Clemens, 1993). La source pourrait &tre, selon ces auteurs et pour ce type d’association, de composition andesitique et pourrait eke-m8me deriver d’un manteau sous-continental lithospherique enrichi. La composition chimique du magma dependrait plus de la nature des protolithes que des processus impliques dans leur get-r&se. En I’absence de traces dans le Haut-Atlas occidental d’bpaississement crustal (et de subduction) a cette Bpoque, on peut rechercher le moteur de cette fusion dans la remontb de magmas basiques depuis le manteau. Les temoins de ce magmatisme mantellique pourraient corres- pondre aux rares produits basiques presents a Wirgane. La composition chimique des magmas basiques (en particulier: 8 < Nb C 15 ppm et 1.3 C Yb < 3.6 ppm) suggere qu’ils pourraient &re issus de la fusion d’un biseau de manteau superieur enrichi au tours d’un episode de subduction (Pearce et Peate, 1995).

Le geobarometre de Anderson et Smith (19951, base sur la teneur totale en Al de I’amphibole, applique aux dioritoi’des (les granodiorites et granites sont trop alter&), indique des pressions de cristallisation de 2-3 kbar. Ces pressions correspondent a des profondeurs de 7-l 1 km et sont compatibles avec celles determinees dans I’encaissant a partir des parageneses du metamorphisme thermique indiquant des pressions inferieures a 4 kbar. Elles sont dgalement similaires aux pressions determinees sur les amphiboles des diorites du Tichka (Gasquet, 199 1). Le geothermometre amphibole-plagioclase de Holland et Blundy (I 994) pour les dioritoydes donne des temperatures de 81 O-870% pour les ccaurs des cristaux et 650-7 1 O°C pour les bordures.

ANALYSE S-IRUCTUBALE

Les intrusions de Wirgane et leur encaissant portent I’empreinte d’une deformation importante qui est reconnue pour etre hercynienne (Proust, 1961; Petit, 1976).

Encaissant Caractkisation de la ddfotmation L’encaissant volcano-detritique et schisteux des intrusions de Wirgane est affect6 d’une schistosite regionale NIV a N30°E a pendage de 40°W a I’Ouest de la faille du n’Fis et de 50°E dans les formations schisteuses (Cambrien moyen) sit&es B I’Est de la faille (Fig. 5).

Les trajectoires de schistosite sont perturbees a I’approche des intrusions. En effet, les plans S se moulent sur les limites NW des massifs de Tighardine

490 Journal of African Earth Sciences

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Marocl

Roche/manteau primitif

0.11 CsRbBaTh U NbTa K LaCePbSr P NdSmZr Hf Ti Y YbLu

o W348

0 w399

q W227

n W241

A w259

A W318

v W189

v W127

F@ue 4. Spectre des faci&s types des intrusions de Wirgane (normalisation au manteau primitif selon Wood et al., 1979) (voir Tableau 1 pour la nature p&rographique des Bchantillonsl. F&we 4. Primitive mantle-normalised spider diagram (Wood et al., 1979) for the rock types of the Wirgane intrusives (see Table 1 for the petrographic nature of each sample).

et de Takoucht et dessinent des points triples aux extremites NE et SW de I’intrusion de Tighardine (Fig. 5). II apparait Bgalement une virgation cartographique de la schistosite a met&e en relation avec la megatone de cisaillement N20-N30°E dextre de la faille du n’Fis.

En outre, une lineation d’btirement (Fig. 6) est materialisee par la deformation des taches d’oxydo- reduction et des galets, par les ombres de pression et/au des lineations minerales. La direction g&r&ale de I’btirement est NE-SW, parallele ou l&gerement oblique par rapport aux intrusions. Les plongements des lineations sont faibles (IO-40° vers le SW rarement vers le NE). Ces plongements sont com- patibles avec le fonctionnement en decrochement ductile de la faille du n’Fis.

Les trajectoires de la schistosite et les lineations sont localement perturbees par le fonctionnement tardif des differents accidents qui decoupent la zone, notamment les decrochements dextres N70-N90°E.

Intens&! et type de d&formation Les observations de terrain, combinees avec I’ob- servation microscopique, permettent de definir un gradient de deformation croissant a I’approche des intrusions et de la megazone de cisaillement. Ce gradient se traduit par I’apparition de differents types de schistosite. A I’Ouest de la faille du n’Fis, la schistosite fruste d&rite dans le massif de Tighardine (Ouanaimi, 1989) passe a une schistosite de flux puis

a une foliation, localement mylonitique, au contact des intrusions. A I’Est de la faille, on n’observe qu’une schistositb, grossiere; le contact intrusif est ce- pendant masque ici par le jeu normal tardif de la faille. La disparition de la schistosite vers I’Est correspond au gradient regional de la deformation hercynienne decrit par les auteurs (Proust, 1961; Petit, 1976; Cornee, 1989; Ouanaimi, 1989).

Les marqueurs de la deformation finie sont nom- breux. Les mesures d’orientation preferentielle de forme (OPF) effect&es sur les galets des meta- conglomerats, les taches d’oxydo-reduction et/au mineraux de metamorphisme (cordierite, andalousite) dans les schistes ainsi que le quartz et le feldspath dans les facies volcano-detritiques ont permis une estimation des parametres de forme K et d’intensite de Flinn (1965) (Fig. 7). II apparait que la deformation est de type aplatissement avec un etirement mod&e suivant X. Toutefois, une deformation plane a con- strictive peut btre observee localement au NE de I’intrusion de Tighardine, notamment pres de la faille du n’Fis, et a sa bordure NW.

R&me de dhfonnation La virgation des trajectoires de schistosite, le faible plongement de la lineation d’etirement et le gradient de deformation confortent la notion de megazone de cisaillement dextre like B la faille du n’Fis. Le regime de deformation est done non coaxial. Ceci est aussi

Journal of African Earth S&nces 49 1

Tableau 2. Selection d’analyses des principales phases min&ales des facii% types de Wirgane, r6alis6es B la microsonde 6lectronique KAMECA SX 50) du service commun interuniversitaire de I’Universitk Henri Poincark de Nancy. Table 2. Representative microprobe analyses of the main primary mineral phases from the rock types of the Wirgane intrusive%

Faldspatha DioritoYdes Granodiorites

Ech. W348 W348 W399 W399 W227 W227 W241 W241 W259 W259 W318 W310

Anal. 44 46 25 31 63 54 59 60 14 16 3 12

58.89 60.37 57.87 63.44 64.69 62.53 65.64 64.36 66.85 60.57 60.83 64.61 SiO2

AIL’3

TiOl

Fe0

MnO

MSD

C&l

0203

NiO

Na,O

KzD

Total

26.12 25.49 24.20 22.71 22.03 22.57 21.62 21.41 20.61 23.57 23.84 21.33

0.00 0.03 0.05 0.00 0.00 0.07 0.00 0.00 0.24 0.00 0.00 0.00

0.00 0.22 1.78 0.21 0.00 0.08 0.33 0.19 0.00 0.00 0.11 0.25

0.10 0.05 0.04 0.00 0.00 0.19 0.00 0.02 0.00 0.08 0.00 0.07

0.02 0.00 0.91 0.04 0.04 0.00 0.00 0.06 0.00 0.03 0.00 0.01

7.74 6.50 5.56 4.00 3.03 4.00 2.32 2.42 1.45 5.20 5.93 2.22

0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

0.00 0.00 0.10 0.00 0.11 0.06 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.09

7.39 8.09 7.90 9.58 10.04 9.84 10.77 10.09 11.05 9.15 8.44 10.78

0.17 0.24 1.03 0.07 0.19 0.09 0.16 0.26 0.04 0.13 0.12 0.09

100.43 101.00 99.45 100.04 100.14 ,99.44 101.04 98.81 100.24 98.75 99.27 99.63

Si 2.623 2.668 2.633 2.806 2.850 2.791 2.875 2.870 2.916 2.730 2.726 2.872

Al 1.371 1.328 1.297 1.184 1.144 1.188 1.113 1 .125 1.080 1.253 1.259 1.114

Fe 0.000 0.008 0.067 0.008 0.000 0.003 0.012 0.007 0.000 0.000 0.004 0.009

Ca 0.369 0.308 0.271 0.189 0.143 0.191 0.109 0.116 0.088 0.251 0.285 0.105

Na 0.638 0.693 0.697 0.821 0.858 0.851 0.912 0.873 0.937 0.800 0.733 0.924

K 0.009 0.014 0.060 0.004 0.010 0.005 0.009 0.015 0.020 0.008 0.007 0.005

Total 5.010 5.018 5.025 5.012 5.005 5.029 5.029 5.006 5.001 5.042 5.014 5.030

%An 36.3 30.3 26.4 18.7 14.1 18.3 10.8 11.5 6.8 23.7 27.8 10.2

%Ab 62.7 68.3 67.8 81.0 84.8 81.2 88.8 87.0 93.0 75.6 71.5 89.3

l%Or 0.9 1.3) 5.8 0.4) 1.0 0.51 0.9 1.51 0.2 0.7) 0.7 0.5)

XoritoIdes Granodiorites

W399 W399) W227 W227 W241 W2411 W259 W2591 W318 W318

29 33) 50 52) 63

35.93 36.901 38.85 37.231 35.58

64

-t 34.99

21

-t 36.68

18

36.87

1

35.09

17.13 16.38

2.31 2.63

22.28 23.31

0.18 0.12

9.03 9.35

0.00 0.05

0.03 0.25

0.02 0.00

0.11 0.07

9.49 9.49

96.47 97.74

5.484 5.472

2.516 2.528

8.000 8.000

0.568 0.399

0.004 0.030

2.847 2.956

0.003 0.000

2.056 2.113

0.023 0.016

0.265 0.300

5.766 5.814

0.000 0.008

0.032 0.021

1.850 1.835

1.882 1.864

15.646 15.678

3.084 2.927

2.056 2.113

TiO, 0.32 0.40 0.24

AIzD3 12.59 11.88 7.65

CfzD, 0.00 0.00 0.05

Fe20,c 7.79 4.89 9.47

FeOC 15.46 17.11 10.39

MnO 0.35 0.33 0.44

wJ 6.98 7.00 11.67

CaO 11.79 11.77 11.95

Nap0 1.11 1.17 1.03

K,D 0.97 0.73 0.62

NiO 0.15 0.00 0.00

Cl 0.00 0.00 0.00

HZOC 1.96 1.98 2.03

Total 100.50 99.41 100.94

15.88 15.84 15.72 16.27 16.41 16.88 15.54 16.62 15.32 15.83

2.22 1.42 1.71 1.52 2.32 2.52 1.91 1.46 2.70 2.99

20.08 19.07 17.06 16.38 21.20 20.83 20.24 20.24 22.89 24.3 1

0.27 0.23 0.37 0.11 0.38 0.25 0.34 0.21 0.52 0.50

11.72 12.36 13.68 13.44 9.99 10.04 11.91 11.65 9.98 9.03

0.00 0.01 0.03 0.04 0.01 0.02 0.00 0.00 0.25 0.00

0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03

0.00 0.10 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.03 0.08 0.08

0.09 0.06 0.03 0.07 0.13 0.00 0.11 0.02 0.02 0.10

10.03 10.09 9.76 10.09 10.03 9.96 9.72 9.57 9.38 9.65

96.23 96.13 94.99 95.15 96.05 95.34 96.63 96.47 96.25 97.04

5.479 5.593 5.565 5.615 5.468 5.411 5.580 5.543 5.431

2.521 2.407 2.435 2.385 2.532 2.589 2.420 2.457 2.569

8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000

0.334 0.422 0.378 0.507 0.441 0.451 0.352 0.504 0.226

0.000 0.008 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

2.561 2.417 2.166 2.066 2.725 2.693 2.582 2.559 2.963

0.000 0.012 0.000 0.000 0.000 0.006 0.000 0.004 0.011

2.664 2.793 3.091 3.020 2.289 2.313 2.887 2.625 2.303

0.034 0.029 0.048 0.014 0.049 0.033 0.043 0.028 0.068

0.255 0.162 0.196 0.173 0.269 0.293 0.217 0.168 0.315

5.849 5.841 5.879 5.780 5.773 5.790 5.862 5.884 5.886

0.000 0.002 0.004 0.006 0.002 0.003 0.000 0.000 0.041

0.028 0.016 0.009 0.020 0.039 0.001 0.031 0.007 0.007

5.343

2.657

8.000

0.233

0.004

3.149

0.011

2.083

0.068

0.349

5.894

0.000

0.029

1.905

1.934

0.30 AU&

6.53 TiO 2

0.00 FeOt

2.70 MnO

13.14 MSD

0.37 CaD

12.41 CrzD3

12.28 NiO

0.77 Na,O

0.58 KzD

0.00 Total

0.01

2.04 Si

99.76 Al’”

2

7.151 AI”’

0.849 Cr

0.284 Fe

0.033 Ni

0.000 M9

0.299 Mn

1.616 Ti

0.046 Y

2.722 Ca

1.935 Na

0.220 K

0.109 x

0.000

0.000 Total

0.003

1.997 Alt

17.285 Mg

0.627

SI 6.220 6.435 6.690

AI’” 1.780 1.585 1.310

AI-- 0.471 0.572 0.019

Ti 0.037 0.046 0.026

Cr 0.000 0.000 0.005

Feat 0.889 0.582 1.051

Fe” 1.962 2.184 1.281

Mn 0.045 0.042 0.055

MS 1.578 1.594 2.563

Ca 1.916 1.925 1.888

Na 0.327 0.346 0.294

K 0.187 0.142 0.117

Zr 0.000 0.000 0.000

Ni 0.019 0.000 0.000

Cl 0.000 0.000 0.000

OH 2.000 2.000 2.000

Total 17.430 17.413 17.297

XM9 0.448 0.422 0.667

1.952 1.951 1.891 1.941 1.966 1.966 1.878 1.846 1.851

1.979 1.969 1.905 1.968 2.006 1.970 1.909 1.853 1.900

15.828 15.811 15.783 15.747 15.779 15.759 15.771 15.737 15.786 15.828

2.855 2.829 2.813 2.892 2.972 3.041 2.772 2.961 2.795 2.889

2.664 2.793 3.091 3.020 2.289 2.313 2.687 2.625 2.303 2.083

IAlt 2.251 2.1371 1.329 1.1331 IXFe 0.58 0.58 0.49 0.461 0.41 0.411 0.54 0.541 0.49 0.491 0.56 0.60

Seuls les min6raux primaires les moins ait&& ont 6t6 analys6s. Les formules structurales des feldspaths, amphiboles et biotites ant QB calcul6es sur la base de 6, 23 and 22 0 respactivement. Les teneurs en Fe,O, des amphiboles ont Bt6 astim6es suivant la procedure de Leake (1997). c: Calcul6; t: total. Only unaltered primary minerals have been anaiysed. Formula units of feldspars, amphiboles and biotites have been calculated to the basis of 6 (01, 23 (0) and 22 (01, respectively. The Fe,O, content of the amphiboles has been estimated following the procedure of Leake (1997). c: Calculated; t: total.

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Maroc)

7 w bagadirt.n.bour

Figure 5. Cartes des trajectoires de la schistosith dans /es intrusions de Wirgane et leur encaissant lvoir Fig. 2 pour une cartographic plus pr&ise des formations gbologiques). Fii 5. Foliation trajectories map in the Wirgane intrusives and their surrounding rocks (see Fig. 2 for a more precise mapping of the lithology).

attest6 par la prksence d’ombres de pression dis- symtkriques autour des minkaux de basse pression (andalousite, cordkite) indiquant des glissements intraschisteux dextres et par la pr&ence de cisaille- ments N30° B N70°E dextres compatibles avec le cisaillement kgional. Le d6veloppement des min&aux r6sultant du mktamorphisme thermique semble avoir commence avant la phase cisaillante, mais il s’est amplifik et a pu se poursuivre aprtk cette phase (Eddif, 1998).

La deformation hercynienne de I’encaissant im- m6diat des intrusions de la region de Wirgane est

5 \Talat. n. ous

Figum 6. Carte de la lint+ation d%tirement dans /es intrusions de Wirgane et leur encaissant. Les nombres indiquent la valeur du pJongement de la fin&ation. Fiwre 6. Streching lineation map in the Wirgane introsives and their surrounding rocks. Numbers indicate the plunge value of the iineation.

done contrMe par une zone de cisaillement N30°E B jeu essentiellement transcurrent dextre.

Intrusions Les deux intrusions de Wirgane sont caract&i&es par I’absence ou la raretk de fabriques magmatiques nettes et par une orthogneissification localement t&s intense. Les lin6ations, mat&iali&es par I’dtirement des minkaux magmatiques (quartz, feldspath, biotite et amphibole) et par I’allongement des en- claves microgrenues sombres, ont 6th acquises 21 I’dtat solide.

Journal of Aftican Earth Sciences 493

A. EDDIFet al.

a

5OOm

ous

El K

l K=O

a = YIZ

I%- 7. (a) Variations des param&tres de la d&formation B l%cheile des intrusions da Wiigane. Pamm&re da forme: K = (a- l)/(b- 71; parametre d’intensitt+: r= a + b- 1. (bJ Rappotts axiaux da I’ell&oiUe de d&omwion dens le diagramme F#nn (1965). F&we 7. (a) Finite strain ellipsoid parameters measured in the country rocks of the Wirgane intrusives. Shape parameter: K = (a- l)/(b- 1); intensity parameter: r = a + b- 1. 1bI The finite strain ellipsoids in the Flinn diagram (Flnn, 1965).

Zonc?ographie et typologie de la d&formation La deformation des intrusions de Wirgane est obser- vable B I’interieur d’une bande de 500 m a 1.7 km de large. Cette deformation est tres inegalement repartie du centre vers la p&iph&ie des intrusions. Ainsi, deux domaines ont et6 distingues (Fig. 2):

i) le domaine des granitoi;des non deform&; et ii) le domaine des granitoi’des orthogneissifies air

I’orthogneissification est de plus en plus forte de I’Est vers I’Ouest: a) Le domaine des granitoydes non deform& cor- respond aux granitoi’des, aux dioritoi’des, B une partie de la granodiorite de Tighardine et 6 la quasi-totalite de la granodiorite de Takoucht. Macroscopique- ment, ces granitoi’des montrent une texture Bquante sans orientation preferentielle (Fig. 8a). Cependant, le quartz montre une extinction onduleuse et est affect6 de microfractures remplies de sericite re- latives B une deformation a I’etat solide de faible intensite. b) Le domaine des granitoi:des orthogneissifies correspond B la moitie ouest (Fig. 2) de la granodiorite de Tighardine et B une partie de la granodiorite de Takoucht et est marque par une intense mylonitisation. Les roches presentent une fabrique plano-lineaire, 00 la lineation, marquee par I’orientation de la biotite, du plagioclase et du quartz en rubans, est tres accent&e.

Dans ce domaine, on distingue deux stades de deformation:

i) Le stade protomylonitique oti la deformation se traduit par la taille encore importante des cristaux (quelques millimetres a 1 cm) (Fig. 8b). Le quartz peut exister sous deux formes: une forme globuleuse et une forme legerement &i&e (rare). II montre des re- cristallisations B sa bordure et une polygonisation B I’interieur des cristaux b forme allongee. La taille du quartz diminue considerablement en direction des plans de cisaillement. Le feldspath est intensement fracture et montre une reduction de sa taille B pro- ximite des plans de cisaillement. La biotite vet-te se presente en rubans qui moulent les mineraux et sou- ligne avec eux le plan d’aplatissement, elle est leg&e- ment destabilisee en muscovite et chlorite. La reparti- tion de cette deformation est heterogene (Fig. 2).

ii) Le stade mylonitique, concentre sur la bordure NW de I’intrusion de Tighardine, est caracterise par du quartz en forme de rubans allonges (Fig. 8~). La formation de ces rubans montre que la deformation plastique s’accompagne de transfert par diffusion et souligne la forte ductilite du quartz. Le feldspath est completement transform6 en quartz + albite (rare) + mica blanc frequent. La transformation (retro- morphose) du feldspath en mica explique la baisse des teneurs en Na,O et CaO dans la roche (Gapais, 1989). Elle est favorisee par la circulation de fluides

494 Journal of A fricen Earth Sciences

Les intrusions de Wirgane (Haut Atlas occidental, Marocl

Figure 8. Dessins (microscope) des differents stades &evolution de la deformation dans le plan X2, des granitordes de Wirgane (voir texte pour I’explication de la figure). (al GranitoTde non deform&. lb) et (cl Granitoiaes orthogneissifies: (6) stade protomylonitique a structure S/C; et (cl stade m ylonitique. Amp: amphibole; Biot: biotite; Fk: feldspath potassique indifferencie; M: matrice riche en siricite- muscovite, biotite, granules d-opaques et quartz; Mi: microclina; Op: opaques; PL: plagioclase; Gz: quartz. La barre d’6chelle correspond a 250 pm. Fi@rre 8. Sketches of thin sections parallel to the Xz plane, showktg the progressive defomKtion of the Wirgane intrusives (see text for further explanation). la) Undeformed granitokls. Ib) and (c/ Deformed granitoids by ortbogneissification pro- cesses: lb) pmtomylonitic stage with S/C structures; and (cl mylonitic stage. Amp: amphibole; Biot: biotite; Fk: undif- ferenciated alkali feldspar; M: matrix with serirzite-muscovite, biotite, opaque grains and quartz; Op: opaques; Mi: micmcliine; R: plagioclese; Or: quartz. Scale bar equals 250 pm.

intergranulaires le long des zones de cisaillement. La biotite, B habitus lamellaire, s’organise en rubans paralleles aux rubans du quartz; elle est d&tabilisee en muscovite et opaques (oxydes de Fe). Les plans de cisaillement sont paralleles aux plans S de schistosite. Ces donnees (plans de cisaillement oc- cupks par du quartz, presence d’albiie, destabilisation complete du feldspath, destabilisation de la biotite, richesse de la matrice en mica blanc) indiquent le developpement d’une deformation dans les conditions intermediaires (450 < T°C C 500) classiquement observee dans le facies schistes verts (Mitra, 1978; Simpson, 1985).

Caractkisation de la d&formation. La deformation de basse temperature se traduit par une orthogneissification progressive du centre vers la peripherie materialisee B l’echelle de la carte (Figs 5 et 6) par une foliation NO0 B N45OE, localement parallele aux failles N70 B N90, a la suite du jeu tardif de ces dernieres. Le pendage de cette foliation est variable, 45-70° vers le NW ou I’W mais aussi localement vers le SSE et le SSW. La foliation dans les intrusions est parallele B la schistosite de I’encaissant. Elle traverse notamment I’interface avec I’encaissant dans le NE de I’intrusion de Tighardine. A ces plans S s’associent des plans de cisaillement C (Berthe et a/., 1979) dextres. La lineation d’btire- ment, montre une remarquable Constance de sa direction. Le plus souvent, elle est NO0 B N45OE, son plongement est intermediaire B fort (20-60° vers le S ou le SSW, rarement vers le NE). La lineation d’etire- ment est done parallele ou legerement oblique par rapport B I’allongement des intrusions et B la m@zone de cisaillement.

L’etude structurale des intrusions de Wirgane et de leur encaissant a montre que:

i) la paragenese metamorphique dans les schistes B proximite des intrusions est globalement con- temporaine de la deformation majeure regionale synschisteuse: les mineraux metamorphiques (anda- lousite, cordierite, grenat, biotite...) observ& dans I’encaissant a proximite des intrusions resultent du metamorphisme thermique lie B la mise en place des magmas. Ces minkaux sont globalement syncine- matiques, m&me si le debut et la fin d’apparition des mineraux peuvent &re legerement decalees par rapport B la formation de la schistosite;

ii) la schistosite regionale sub-meridienne montre une virgation a proximite de la zone de cisaillement du n’Fis et se moule sur les intrusions de Wirgane en dessinant des points triples autour de I’intrusion de Tighardine;

Joumal of A ftfcan Earth Sciences 495

A. EDDIF et al.

@) les deformations B I’interieur des intrusions sont des deformations B I’dtat solide qui se traduisent essentiellement par une orthogneissification- mylonisation des facies plutoniques; et

iv) I’orthogneissification est heterogene; eile est particulierement intense sur la bordure ouest des intrusions. L’orthogneissification mylonitique est compatible avec le fonctionnement transcurrent dextre de la zone de cisaillement du n’Fis. La schistosite mylonitique B I’interieur des intrusions passe en continuitt! B la schistosite de I’encaissant.

L’ensemble des observations structurales suggere que les deux intrusions de Wirgane se sont mises en place et deformees dans le champ de deformation regionale qui a affect6 le Haut -Atlas pendant I’oro- gen&se hercynienne. Ce contexte se retrouve ailleurs dans la chaine hercynienne du Maroc, notamment dans le massif des Jebilet (Lagarde et Chroukroune, 1982; Saquaque, 1985; Chemsseddoha, 1986; Le Corre et Saquaque, 1987).

DISCUSSION ET CONCLUSION Les intrusions de Wirgane sont composees de roches vari&rs allant des monzogabbros aux monzogranites. Les roches acides occupent en general le centre et les roches basiques a intermediaires occupent la peripherie des intrusions. Ces roches s’organisent en trois groupes: les dioritoi’des (monzogabbro rare, dioriie f monzonitique et quartzifere), les granodiorites et les monzogranites. Ces intrusions de petite taille (quelques kilometres) sont localement altbrees par des processus hydrothermaux tardi-magmatiques ou ulterieurs. Les dioritoi’des, les granodiorites et les monzogranites de Wirgane appartiennent B une ligr& calco-alcaline potassique.

Cette suite magmatique de Wirgane possede des affinites petrographiques et chimiques, bien que le nombre d’analyses soit ici restreint, avec une partie des facies composant le complexe plutonique du Tichka et, dans une moindre mesure, celui d’Azegour (Rose, 1987; Gasquet, 1991 I. En effet, la tendance calco-alcaline potassique identifiee dans ces derniers massifs peut btre egalement reconnue B Wirgane dans les dioritdides, les granodiorites et les granites. En outre, les plutonites de Wirgane pourraient avoir, comme pour le Tichka (Gasquet et a/., 19921, une origine mixte mantellique et basicrustale. II est done tentant, en raison de ces similitudes, de rattacher les intrusions de Wirgane au magmatisme hercynien qui caracterise la partie centrale du Massif ancien du Haut-Atlas.

La mise en place des intrusions de Wirgane dans des series du Nboproterozoi’que terminal-Cambrien dans lesquelles elles developpent un metamorphisme de

496 Journal of African Earth Sciences

contact argumente, en I’absence de don-n&s gee- chronologiques, en faveur d’une mise en place pen- dant I’orogenese hercynienne, ce qui est compatible avec les donnees de Proust (I 961) et de Petit (I 976).

L’analyse structurale a permis d’etablir que les deformations de I’encaissant et des intrusions de Wirgane s’integrent dans un champ de deformation regionale associe B la megazone de cisaillement transcurrente dextre N20-30°E du n’Fis active pen- dant/apr& la mise en place des intrusions. Ceci est mis en evidence par:

i) la virgation cartographique des trajectoires des plans de schistosite B I’approche de la zone de cisaillement;

a7) le passage rapide d’une schistosite, grossiere et fruste, B une foliation, penetrative et mylonitique, en se rapprochant de la zone de cisaillement;

iB une direction d’&irement B faible pbngement com- patible avec un mouvement transcurrent; et

iv) une schistosite qui s’adapte localement $I I’interface intrusion-encaissant et qui est accom- pagnee de points triples aux extr4mites de I’intrusion de Tighardine. Cette derniere intrusion montre une orthogneissification, marquee par des structures S/ C croissante du centre vers la peripherie, qui se rea- lise dans des conditions de BT. La foliation interne et la lineation d’etirement a I’interieur des intrusions sont paralleles B celles mesurees dans I’encaissant. Elles indiquent que schistes et granitoi’des enregistrent simultanement les effets du cisaillement du n’Fis. Par contre, I’intrusion de Takoucht, ni orientee ni de- formee, ne pr&ente pas ou peu de deformation inteme et ne paratt pas avoir subi I’eff et du cisaillement.

Enfin, les intrusions developpent dans I’encaissant neoproterozoi’que a paleozoi’que un metamorphisme thermique dont les mineraux index sont globalement syn- B tardi-cinematiques.

Ces observations confortent I’idee d’une mise en place syn- B tardi-tectonique des deux intrusions de Wirgane. La granodiorite de Tighardine apparait la plus precoce alors que le monzogranite, la granodiorite de Takoucht, ainsi que la monzodiorite et le monzogabbro de Tighardine, sont peu deform&, voire non deform& ce qui suggere une mise en place tardive par rapport au fonctionnement de I’accident du n’Fis.

L’ensemble des arguments est plus compatible avec une structuration et un magmatisme her- cyniens que prot&ozoYques. Les intrusions de Wirgane seraient done B mettre en relation avec le magmatisme hercynien qui caracterise le Haut Atlas occidental (massifs du Tichka et d’Azegour). L’ac- cident du n’Fis correspond au prolongement NE de I’accident du Tizi n’Test conformement au modele de Ouanaimi et Petit (I 992) et represente une zone

Les intrusions de Wkgane (Haut Atlas occidental, Marocl

de cisaillement ductile hercynienne oh se mettent en place des roches magmatiques. L’ascension des magmas pourrait Qtre facilitee par la presence de cet accident, comme cela a 6th envisage pour IeS maSSifS du Tichka et d’ Azegour (Gasquet, 19921. Les roches basiques pourraient correspondre a I’extraction directe d’un magma issu de la fusion partielle d’un manteau enrichi, les autres facies correspondraient a la fusion d’une croQte de composition andesitique. Malgre les similitudes qui existent avec le Massif du Tichka, des differences peuvent Qtre soulignees: les volumes de magmas mis en jeu B Wirgane sont beaucoup plus faibles et les roches basiques a intermediaires sont, en volume, peu importantes. En outre, I’association hyperalumineuse presente dans le Tichka et qui correspond 21 des magmas issus de la fusion de la croOte superieure n’existe pas B Wirgane. Enfin, I’accident du Tizi n’Test, transcurrent dextre pendant I’orogenese hercynienne a une forte composante chevauchante vers le Sud sur la bordure sud du Massif du Tichka. Cette composante chevauchante, lice I la mise place des intrusions du Tichka, est inexistante ou a peine marquee a Wirgane.

Si les intrusions de Wirgane ont bien le meme bge que le complexe plutonique du Tichka, alors cette deformation est tardi-hercynienne. Ces intrusions appartiendraient aux plutons les plus tardifs de la cha;ne hercynienne marocaine et seraient comparables aux intrusions post-collisionnelles de I’orogene hercynien ouest-europeen .

REMERCIEMENTS

Les auteurs remercient A. Sadel, doyen de la Faculte des Sciences d’El Jadida, pour son soutien et pour avoir facilitt! I’appui logistique des investigations de terrain. Par leurs remarques pertinentes, J. Macau- dibre, J.M. Stussi et B. Bonin, ainsi que les deux relecteurs anonymes, ont contribue 31 I’amelioration de ce travail. Editorialhandling - B. Benin

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