Université de NANCY 1
Université de NIAMEY
LES COMPLEXES ANNULAIRES ANOROGENIQUES
A SUITES ANORTHOSITIQUES DE L'ArR
CENTRAL ET SEPTENTRIONAL (NIGER)
POUR
SOUTENUE PUBLIQUEMENT LE 5 OCTOBRE 1982
DEVANT LA COMMISSION D'EXAMEN.
JURY
ROCCI G.
PRÉSIDENT (UNIVERSITÉ NANCY 1)
KARCHE J.P.
RAPPORTEUR (UNIVERSITÉ BESANÇON
BLACK R.
RAPPORTEUR (UNIVERSITÉ PARIS VI)
LELUBRE MI
EXAMINATEUR (UNIVERSITÉ TOULOUSE)
BROWN WL.
EXAMINATEUR (UNIVERSITÉ NANCY 1)
1
BOWDEN P.
EXAMINATEUR (UNIVERSITÉ SAINT-ANDREW)
OHNENSTETTER D.
INVITÉ (UNIVERSITÉ NANCY 1)
POUCLET A.
INVITÉ (UNIVERSITÉ DE NIAMEY,
REPRÉSENTANT
LE
CO MITÉ
NIGÉRIEN
POUR
LE PILC.G.)

---

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4QKM
•

---

•
•
•
•
•
•
1 NT RaD UC T ION
•
•
•
•
•
•

---

-
1 -
" /IJ ai4 -L' A.ûz. pe Ld. me co nAi..d.éA..é,
à
bien de-1 po-UdA de vue,
com me
-La.. 5u.iA-1e du déAeA.;(!'.
H.
Ball.t:.h. (29 AoiU. 1850;
Situé
dans
la
République
du
Niger,
le
massif
de
l'Aïr
émerge
au
milieu
de
l'Océan
de
sable,
telle
une
grande Oasis,
entre
le
Ténéré
du
Tafassasset
à
l'Est
et
le
Ténéré
de
Tamesna
à l'Ouest.
Il
apparaît
comme
la
digita tion
Sud-Est
du
Hoggar,
affleurant
sur
61.500
km 2
Il
se
localise
entre
les
parallèles 17°
et
20°30'
de
latitude
Nord,
et
les
méridiens
JO 30'
et
10°
de
longitude Est.
1 -
BUT DE L'ETUDE
Cette
étude
est
une
contribution
à
la
connaissance
des
structures
annulaires
du
massif
de
l'Aïr
d'une
part,
à
la
compréhension
des
"suites
anorthositiques"
en
milieu
anorogénique
et subvolcanique d'autre part.
Son
point
de
départ
a
été
déterminé
par
la
présence,
en
quantité
importante
de
roches
basiques
aSSOClees
aux
complexes
subvolcaniques à
structure annulaire dans le massif de l'Aïr.
Ce mémoire se décompose comme suit
-
une
première
partie
est
consacrée
au
cadre
géologique
et
structural de l'étude
-
une
deuxième
partie
rassemble
une
étude
détaillée
des
massifs
de
Bous,
Ofoud,
Tagueï
et
Abontorok,
complétée
par
un
résumé
des
travaux
effectués
par
B.
Mai
Manga
(979)
et
] .M.
Léger (980)
sur l' Iskou
;
- une
troisième
partie
est
consacrée
d'une
part
à
une
revue
des
complexes
anorogéniques. alcalins
en
Afrique
et
dans
le
monde
comparables
à
ceux
faisant
l'objet
de
ce
mémoire,
d'autre
part
à
situer
nos
travaux
par
rapport
au
problème
des
anortho'sites
;
-
une
quatrième
partie
tente
de
tirer
les
résultats
obtenus
au
cours
de
notre
étude
et
de
les
discuter
d'abord
sous
un
angle
pétrologique ensuite sous un angle structurologique
;
-
une
conclusion
générale
propose
un
bilan
en
soulignant
d'une
part
les
points
acquis
lors
de
cette
étude,
d'autre
part
les
problèmes
qu'elle
soulève
avec
des
solutions
possibles,
ainsi
que les travaux à venir qu'il serait souhaitable d'effectuer.
Il - CONDITIONS DE TRAVAIL
Ce
mémoire
a
été
entièrement
réalisé
en
Afri.que
;
d'abord
au
Niger
de
septembre
1975
à
juillet
1981,
puis
au Cameroun
à partir d'octobre 1981.

---

-
2 -
Il.1 -
Documents utilisés
Les
documents
utilisés
pour
la
toponymie
et
le
fond
topographique sont ceux pub liés par l' 1. G. N.
- les cartes
topographiques
au
1/200.000ème,
éditions
de
1972-1973, dont le découpage est
IN TADERA
ADRAR BOUS
NF 32 1Il
NF 32
IV
IFEROUANE
ADRAR CHIRIET
NE 32 XXI
NE 32 XXII
TIMIA
TAKOLOKOUZET
NE 32 XV
NE 32 XVI
EL MECKI
NE 32 IX
- les
photographies
aériennes
de
la
mission
A.O. F.
1955-1956
pour
la
région
NE
32
XV
à
l'échelle
approxima ti ve
du
1/50.000ème
;
celles
de
la
mission
NIGER
1964-65
pour
les
régions
NE
32
XV,
NE
32
XVI
et
NF
32
III
et
IV,
à
l'échelle
approximative
au 1/90.000ème ;
- les
photographies
satellites
ERTS
sur
l'ensemble
du
massif
nous ont été d'une grande utilité,
notamment pour l'étude structurale.
Les
documents
géologiques
que
nous
possédons
sont
essentiellement
les
rapports
de
mission
de
l'équipe
R.
Black,
M.
]aujou et C.
Pellaton
ainsi
que
leur carte géologique de reconnais-
sance du massif de l'Aïr accompagnée de sa notice explicative
(1967).
Il.2 - Travail sur le terrain
Les
difficultés
d'accès,
les
conditions
climatiques,
des
régions
dans
lesquelles
nous
a vons
travaillé,
n'ont
pu
être
surmontées
que
grâce
à
des
véhicules
tout
terrain
que
l'Université
de
Niamey
a
mis
à
notre
disposition.
Plusieurs
itinéraires
ont
été
effectués
à
chameaux,
d'autres
plus
accidentés
ont
été
faits
à pied.
L'étude
de
l'Adrar
Bous
n'a
pu
être
réalisée
que
grâce
au
jumelage
de
nos
missions
avec
celles
de
chercheurs
de
l'Université de Princeton.
Au
total,
environ
six
mois
ont
été
passés
sur-
le
terrain.
11.3 -
Travaux de laboratoire
La
majeure
partie
de
ces
travaux
a
été
réalisée
au laboratoire de Géologie de l'Université de Niamey.

---

- 3 -
Les
analyses
chimiques
ont
été
essentiellement
effectuées
au
C.R.P.G.
de
Nancy
pour
les
roches
totales.
Quant
aux
analyses
des
minéraux
elles
ont
été
réalisées
à
l'Université
de
Princeton
(U.S.A.)
et au laboratoire de Pétrologie de Nancy.
Plusieurs
aides
m'ont
permis
de
réaliser
différentes
analyses,
le la bora toire de Géologie et Minéralogie Appliquée d'Orléans,
le
C.N.R.S.
(sous
forme
d'une
aide
individuelle
en
1977-78),
le
C.R.P.G.,
le
Département
de
Géologie
et
Géophysique
de
l'Université
de
Princeton
et
les
laboratoires
français
des
Universités
de
Nancy,
Besançon, Toulouse et Orléans.
Enfin,
l'aide
personnelle
que
m'a
apporté
J. P.
Ka.rche
a été considérable,
et de ce fait je l'associe à ce mémoire.
II.4 - Analyses chimiques
II.4.1 - Analyses chimiques sur roches totales
Les
analyses
chimiques
sur
roches
totales
ont
été
effectuées
au
C.R.P.G.
de
Vandoeuvre-lès-Nancy
par
quantométrie.
r
Le
dosage
du
fer
ferreux
a
été
dos~ par colorimétrie au C. R. P. G. L//R~
et
le
fer
ferrique
a
été
recalculé
d'après
la
méthode
préconisée
par ce Centre.
Quelques
analyses
provenant
d'autres
aUTeurs
ont
été utilisées,
elles sont suivies des références de leur provenance.
Le
calcul
des
normes
a
été
effectué
d'après
le
mode
de
calcul
C. 1. P. W.
préconisé
dans
les
ouvrages
classiques
de
pétrologie.
Les
dosag'es
d'éléments
traces
ont
également
été
réalisés
au C.R.P.G.
de Vandoeuvre-lès-Nancy par quantométrie.
II.4.2 - Analyses chimiques des phases minérales
Les
analyses
chimiques
des
espèces
minérales
des
massifs
de
Bous,
Ofoud,
Tagueï,
ont
été
réalisées
en
majeure
partie
à
la
microsonde
électronique
CAME BAX
du
service
commun de Nancy-
Besançon
et
Strasbourg
;
les
autres
ont
été
effectuées
à
la microsonde
électronique
EDAX
du
Département
de
Géologie
et
Géophysique
de
l'Université
de
Princeton
(New-Jersey,
U.S.A.).
Une
partie
des
analyses d' Abontorok sont extraites de J.
Husch
(1982).
Pour
la
microsonde
CAME BAX
les
conditions
analytiques
sont les sui vantes
:
-
courant échantillon 10 nA
-
tension d' accéléra tion
: 15 KV
-
temps d' ana lyse
: 6 s par couple de 3 éléments
taille de faisceau
1 à 3
!lm
programme de
correction
MB
X
COR
de
].
Henoc
et
M.
Tong
(1978) .
sur la CAME BAX trois spectromètres sont utilisés
- 1 - LlF (cf. MS 46)
- 2 - PET (cf. MS 46)
3 - TAP
phtalate
acide
de
thallium
C H 0 Tl,
domaine
S S 4

---

- 4 -
d'analyse
pour
les
raies
K
du
F
au
P,
pour
les
raies
L du Mn au W. et pour les raies M du La au Hg
Sur le LI F, ont été dosées les raies Fe Ka
Mn Ka
, Ni Ka
Zn Ka
Sur le TAP, ont été dosées les raies Si Ka
, Al Ka
, Mg Ka
, Na Ka
Sur le PET,
ont été dosées les raies Ti Ka
, Ca Ka
, K Ka
, Cr Ka
Les éléments alcalins ont été dosés en premier
Les standards sont les suivants
Na
...
al bite
K
...
orthose
Al
...
corindon ou albite
Si
...
albite
Fe
...
hématite
Mg
...
forstérite
Ca
...
apa tite
Cr
...
chromite
Ti
...
rutile
Mn
...
rhodonite
Ni
...
busénite
Zn
...
zincite
L'ensemble
des
données
est
stocké
dans
la
banque
de
données
géo-
ch imiq ues
du
service
ARTEM ISE.
DE TA
(Service
d'Etude
Documentaire
et
Traitement
Automatique)
du
C.R.P.G.
Ces
données
peuvent
être
fournies sur listing à toute demande.
Pour
la
microsonde
EDAX
les
conditions
analytiques
sont les suivantes
- courant échantillon 0,05
\\lA
- tension d'accélération: 20 KV
- temps d'analyse
: 100 s
- taille du faisceau
: 10 fi • Pour des analyses totales d'un cristal
un diamètre de 100 \\l
peut être utilisé.
Programme de correction NOVA de Yakowitz et al.
(1973).
III -
HISTORIQUE GEOLOGIQUE DE L'AIR
Les
premIeres
missions
de
reconnaissance
géologique
dans
le
massif
de
l'Aïr
datent
de
l'époque
des
grandes
explorations
de la deuxième moitié du XIXème siècle.
Elles
débutent
avec
l'expédition
de
H.
Barth
(1850)
qui
traversa
le
massif
de
l'Aïr
et
séjourna
à
Tchintoulous
d'Août
à
Décembre
1850.
Barth
donne
des
précisions,
non
seulement
sur
la
végétation,
la
faune
et
l'ethnographie
des
diverses
tribus,
mais
aussi
sur
la
géographie
et
la
géologie
de
l'Aïr.
Il
signale
un
certain
nombre
de
massifs
grani tiques
(T amgak,
Est
de
F aodet
:
Ofoud,
etc ... )
et
pense
que
le
volcanisme
du
Sud
est
récent,
en
observant les coulées et les appareils bien conservés.
L'expédition
de
Von
Bary
(1877)
est
moins
riche
en
er.seignemen ts.
Il
faut
attendre
une
trentaine
d' ar'.nées
pour
que
d'autres
explorateurs
nous
apportent
les
premières
informations
géologiques
précises.
Au
~ours
de
la
mission
saharienne,
Foureau-
Lamy
(1898-1900 )
traversant
l'Aïr
du
Nord
au
Sud,
des
granites

---

- 5 -
à
aegyrine
et
riébeckite
sont
récoltés et
étudiés
par L.
Gentil
(1905).
F.
Foureau
et
L.
Gentil
(1905)
reconnaissent
également
certains
caractères
du
socle
qu'ils
comparent
avec
des
affleurements
observés
au
Tchad.
Ils
apportent
de
nouvelles
informations
qui
permettent
de
se
faire
une
idée
sur
la
lithologie
cristalline
du
Sahara
central
et méridional.
R.
Chudeau
(1907)
décrit
les
roches
plutoniques
connues
dans
le
Sahara,
du
Hoggar
au
Tchad"',
et
signale l'âge
relativement
jeune
des
granites
alcalins
et
hyperalcalins
par
rapport
au
socle.
En 1912, la mission Cortier établit une ca!'te géographique
du massif de l'Aïr au 11500 OOOème.
La
période
suivante
est
marquée
par
quelques
grandes
expéditions
à
travers
l'Aïr
F.
Rodd
(930)
R.
Lambert
(938)
;
puis
C.
Kilian
(1945).
Ce
dernier,
explorateur
solitaire,
relie
Agadès
à
Tamanrasset
en
un
peu
moins
de
deux
ans.
Au
cours
de
cette
expédition,
il
fait
de
nombreuses
observations
géologiques
et
géographiques
il
escalade
le
mont
Gréboun,
et
en
reconnaît
le caractère volcanique.
11 découvre le wolfram.
Dès
1945,
M.
Raulais
travaille
dans
l'Aïr.
Parmi
les
"granites
jeunes",
il
reconnaît
deux
grands
types
les
granites
peralcalins
à
riébeckite
et
les
granites
alumineux
à
biotite.
Il
observe
la
liaison entre ce
dernier type et
la
présence de cassitérite,
notamment
au
Taghouaji
; enfin,
il met en évidence une minéralisation
de
wolfram
accompagnant
ce
type
à
El
Mecki
et
Guissat
(948).
Parcourant
le
massif
de
l'Aïr
dans
son
ensemble,
il
publie
de
nombreuses
informations
géologiques
utiles
jusqu'à
nos
jours.
En
1959,
il
décrit
le
massif
comme
une
sorte
de
boutonnière
d'environ
80
000
km 2
limitée,
à
l'Est
comme
à
l'Ouest,
par
deux
grandes
failles
de
direction
N
8° W
géomorphologiquement,
il
assimile
l'Aïr
à
un
bombement
à
grand
rayon
de
courbure
s'étageant
de
400
à
900
mètres
d'altitude
avec
une
dorsale
méridienne
représentée
par
un
alignement
Nord-Sud
de
massifs
annula ires
à
relief vigoureux
de 900 à 2 000 mètres d'altitude.
G.
Arnaud
(1945,
1947)
signale
plusieurs
indices
de
cassitérite
dans
les
massifs
de
Taghouaji
et
d'El
Mecki.
Puis,
il
envoie,
à
la
suite
de
M.
Ra ulais,
de
nombreux
autres
géologues
prospecter
la
cassitérite
dans
les
"jeunes
granites"
de
l'Aïr
(Ph.
Launay,
1951-1952 ; R. Mercier, 1951-1952 ; H. Michel, 1955-1956 ;
A.
Quenisset,
1954-1956
; P.
Picot,
1957
; K.
Phan,
1963
; R. Moussu
et J. Vogt, 1963
J. Mano, 1963).
En
1960,
G.
Rocci
publie
une
étude
géologique
et
pétrographique du massif de Taghouaji,
suivie par une étud~ minéralo-
gique
de
J.
Fabriès
et
G.
Rocci
(1965).
A
la
même
epoque,
une
équipe
de
géologues
du
B. R.G. M.,
R.
Black,
M.
Jaujou et C. Pellaton
entreprennent
une
étude
géologique
systématique
de
tout
le
massif
de
l'Aïr,
qui
aboutit
en
1967 à la publication d'une carte géologique
au
11500
OOOème,
accompagnée
d'une
notice
explicative.
Ce
travail
reste
encore
aujourd' hui
l'ouvrage
de
base
le
plus
complet
sur
l'ensemble du massif.
D'après l'étJde pétrcgraphique faite par M.E. Denaeyer.

---

- 6 -
Cette
même
année
voit
la
parution
d'un
ouvrage
sur
la
géologie
du
Niger
par
J.
Greigert
et
R.
Pougnet
dans
lequel
sont résumées les connaissances géologiques sur l'Aïr.
Au
cours
de
la
dernière
période
R.
Black
et
M.
Girod
(1970)
examinent
les
différentes
manifestations
magmatiques
du
Paléozoïque
à
l'Actuel
avec
le
socle.
De
1971
à
1973,
une
équipe
géologique
allemande
(P.
Kehrer,
J.
Hollinger,
J.
Merkt
et
F.
Tessensohn)
étudie le Sud-Est de l'Aïr ; elle apporte des précisions
sur
les
formations
du
socle
et le
fossé
de Téfidet.
Cette
même
période
voit
le
développement
des
mesures
géochronologiques
sur
les
granites
du
socle
(R.
Brunnschweiler,
1974)
et
sur
les
complexes
annulaires
(P.
Bowden
et
al.,
1976
J.P.
Karche
et
M.
Vachette,
1976,
1978).
Récemment
citons
les
travaux
de
Boukar
Maï
Manga
(1979)
et
J . M.
Leger (980)
sur l'Adrar l skou.
-----000-----

---

PRE MIE R E
PAR T 1 E
CADRE GEOLOGIQUE ET STRUCTURAL
L'AÏR DANS LE CONTEXTE GÉOLOGIQUE
DE L'AFRIQUE DE L'OUEST
- CADRE GÉOLOGIQUE DU MASSIF DE L'AÏR
- CADRE STRUCTURAL DU MASSIF DE L'AÏR

---

..

---

- 7 -
L/AÏR DANS LE CONTEXTE GÉOLOGIQUE DE L/AFRIQUE DE L/0UEST
1 -
ELEMENTS GEOLOGIQUES ET STRUCTURAUX DU CONTINENT AFRICAIN
Peu
d'ouvrages
synthétiques
existent
sur
l'ensemble
de
la
Géologie
de
l'Afrique
citons
ceux
de
E.
Krenkel
0925
à
1938),
de
S.
Haughton
(963),
de
R.
Furon
(3ème
éd.
1968),
et
la
tectonique
de
l'Afrique
publiée
par
l'UNESCO
(971)
sous
la
responsabilité
de
G.
Choubert
et
A.
Faure-Muret.
Pourtant,
les
connaissances
géologiques
sur
le
continent
africain
ont
marqué
de
nets
progrès
dans
les
vingt
dernières
années.
Ceci,
grâce
au
rôle
déterminant
de
la
géochronologie
et
de
la
géologie
structurale.
En
effet,
de
nombreuses
datations
ont
permis
d'établir puis d'affiner
la
chronologie
des
événements
géologiques
l'analyse
structurale
et
la
tectonique
des
plaques
ont
fait
évoluer
les
interprétations
tant à l'échelle régionale que mondiale.
Les
principales
étapes
de
l'évolution
géologique
du
continent
africain
sont
à
peu
près
établies.
Schématiquement
sept
orogenèses
ont
été
proposées
comme
témoins
de
cette
histoire:
Millions
Subdivisions
pré-; A F R l QUE
:AFRIQUE DE L'OUEST
3AHARA
CENTRAL
- AIR -
d'Années
:conisées par CHOUBERT: les orogenies
;d'après programme
d'après LELUBRE,
:et FAURE MURET, 1970.: d'après CLIFFORD,
:P.I.C.G. nO 108/144: (1967 BERTRAND et :C 0 r r é l a t ions
1970.
LASSERRE (1975)
VIALETTE et VITEL
(1979 )
..
:
o
MAlpine
1 fossé de Téfidet:
Monts Atlas
_ ,JAcadi enne
:
mise en place
;
"-~ercynienne
; 1des "Younger ~
Granltes"
: . . - - - - - - - - - - =
500
Panafricaine
AN'- - -
-
~PA1 P.P.
ou
~I?l_ - - -~
Damarienne
PANAFRICAIN
: 1Panafrlcain
:
:PA
-1
a
Katanguéenne
aveC mise en
;
2
PHARUSIEN Supérieur
place de nom-
.
breux granites.:
ttproche Ténéré ll
~Kibarienne
;~"'RuSÏËN Inférieur- - - - -
KIBARIEN
Série de
~PB1
Tafourfouzète
- - - - - - - -
( 7)
.
.
-
"-
- - - - - --'"
:PC 1
:- -
-
-
- -
- -
_:
:~ - - - - - - _.-
vjEburnéenne
.. épisode
huabien
EBURNEEN
Série
d'Azanguérène
SUGGARIEN
(7)
- '
~ Shamvalenne
LIBERIEI~
:"",-- - -
-- - - - -'
: OUZZALIEN
( 7)
Tableau 1

---

1
2
3
4
Figure 1
LM
gA-andM
étapM
de
J..a
CA.atoniA atWn
de
-L'AfJUque
d'afYI.&J
ï. N.
CJ.J...I-f-o/l.d (1970).
1 -
ancien-1 r1.1.JL.I.é.ÜJ ani:.é.-
éOWl.néerw
ï/l.an~vaa.J... (1),
'Rhod~.i..e (2),
ZamoJ-R. {J},
DocL.1ma-N!JanJ.G.
(4-),
/{a~ai. (5),
çaoon-Came/l.OWl
(6),
Sie/l./l.c.-Léone
(7),
/fJauwanie (8)
con~oJ.l..d~ Ve/l.~ 1850 ± 250 tl. A. 2 - C/i.atorvJ anJ:i.-/{Â~oarU..2..n~
:
'Rh.od~.i..E­
ï/l.an~vaa.J... (1),
TanJ.anie
(2),
Ang.o-La-/{~/jai. ()},
OU2A.t-AfA.i...c.aiJL (4-)
corwoJ.l..d~ Ve/l.~ 1100
±
200
(1). A.
)
-
0la:ton~
anJ:.é
'Pan-A?7...i...c.~ :
/{a)ahŒ/l..i..
(1),
Cong.o
(2),
Oue~.t-AfA.i...c.aiJL ()}
con/.Jo.LLd~
Ve/l.~
550
±
100
(1). A.
4-
co n/Jo).i..dw..wn
d~
d)JI.éAen.œ/J
J.0n~
au
COWl.~ d~
ph~~ ol7..or;.érU..q.u~ dep~œ 'Pan-Af.;ULam jU/.Jqu 1 à -L' Ac.tueL

---

- 9 -
o
1000 km
,
Figure 2:
5chém a
d/z.uc.i:.Lvl.aJ..
de
-L' II/AJ-q,ue
d' afYI.è4
ç.
'Rocci.. (1965).
Il
côJ:é.
de1
:t/w.w
CAa:tDM
connu~
:
1
KaJ..ahcvU....
2
Conr;-o
el:.. J
CAa:tDn OUe1:t Il?UcaJ..n,
e1:t /-i.-Ç}Wl.é
un hypo:thét.i-que CAa:tDn Ni.JJ.J:ti..que
( 4.).
é,nfA.e
Ce1
l1.éf}i.oM
~:tab-Le1,
-Le1
J.0ne1
mo b..i..1.e.-1
~on:t
a/.l..ectée1
~oil.
p aI1.
de1
/fi- ac.i:.Lvl.e1 ,
/-i.-Ç} Wl.ée1
en
Ç}I1.o ~
tI7.. ~
11. ec.;tûi..Ç}ne1 ,
~oil.
pal1. de1 pJJ.A~eme~, /-i.-Ç}Wl.~ en ;tJ7..~ ~..i..Ç}mo.r.de1.

---

-
10 -
Pour
T.N.
Clifford
(1970)
les
événements
les
plus
importants
de
l' histoire
du
continent
africain
seraient
les
étapes
successives
(cf.
fig.
1)
qui,
depuis
huit
nucléïs
primitifs,
ont
conduit
à la
structure
actuelle,
c'est-à-dire
à
la
stabilisation
ou
plus
exactement
à la cratonisa tion.
Déjà
G.
Rocci
(1965)
avait
parfaitement
vu
l'ensemble
du
problème
posé
par
l'Afrique
"il
apparaît
désormais
clairement
que
l'image
traditionnelle
d'un
immense
bouclier
africain,
d' un
seul
tenant,
n'est plus valable,
la
réalité des
faits
qui
s'accumulent
à
un
rythme
accéléré,
depuis
que
le' stade
de
la
reconnaissance
géologique
est
dépassé,
nous
incline
à
penser
que
le
continent
africain,
d' apparenc.ec
si
. massive,
est
formé
d' une
mosaïque
de
blocs
soudés
entre
eux . pa~
des
ceintures
plissées"
(fig.
2).
Cet
auteur en arrive .·à la conçl)lsion qu'à côté des
trois
cratons
reconnus
géologiquement
. (ütiest . ~f.r-{è\\:1fn~;,
Congo
et
Kalahari)
il
en
existe
vraisemblablement lun 'autre, !qtl; il
nomme Nilotique.
Ce craton hypothé-
tique
est
souverÙ' é'v()quéVP,~" Louis,
1970)
car
il
permet
de
mieux
concevoir la zone mobile à ·1'Èst du craton Ouest Africain.
II -
UNITES GEOLOGIQUES DE L'AFRIQUE DE L'OUEST (fig. 3)
Cet
ensemble
peut
être
subdivisé en
trois
grandes unités
géologiques
craton,
zones mobiles, bassins sédimentaires.
25
ETI
Â
t
,
N
82
~
3
ŒIJ
4
20
o5•6f0J7
15
10
5
la
5
a
Figure 3
Schéma 9éoJ.ofri-que de l'A{A.i..que de l'Oue-d.t :
1 -
dO/l.;Ja1e ,.
2
cou ve/l.:tU/i.e
de.
pla.J:E.-4)/1.me
,.
J
~oc1e
de
la Jone
m.ob.J..e,
4-
couve/I...tU/I.e
p;t.iJnaùz.e
,.
5 - fo/l.ma.tWrlA -1econdaùz.e, .te/I.tiaùz.e
e.t quaJ:vi.naJAe ,. 6 -
com p1eXe<1 annulaùz.e<1 ,. 7 -
pa)Qo/l.~.

---

- 11 -
11.1 -
Le
craton
Ouest-Africain
est
une
vaste
zone
stabilisée
depuis
la
fin
de
l'orogenèse
éburneenne,
vers
1800-1600
M. A.
(B.
Bessoles,
1977) .
11
est
composé,
au
Nord
de
la
dorsale
de
Réguibat
(N.
Menchikoff,
1949),
au
Sud
de
la
dorsale
de
Man*,
entre
ces
deux
régions
cristallines
le
craton
est
recouvert
par
les
formations
sédimentaires
de
Taoudenni
(voir
ci-dessous)
dans
la
bordure
occidentale
de
ces
formations
apparaissent
deux
fenêtres
de
socle,
celles
de
Kayes
et
Kéniéba.
Deux
cycles
orogéniques
ont
marqué
les
grandes
étapes
de
l'évolution
de
ce
craton,
il
s' agit
des
orogènes
libérien
(3000
à
2400 M.A.)
et éburnéen
(2400 à
1600 M.A.).
Ce craton est bordé par des zones mobiles
: Mauritanides
et
Rokelides
à
l'Ouest,
zone
mobile
de
l' Afrique
centrale
à
l'Est
(B.
Bessoles,
1977).
Ce
dernier
terme
nous
semble
mal
choisi,
nous
lui
préférerons" zone
mobile
à
l'Est
du
craton
Ouest
Africain" ou
comme R.
Black et al.
(1977) chaînes pan-africaines du Sahara.
II.2 -
La
zone
mobile à l'Est du craton Ouest Africain.
De nom-
breuses
controverses
subsistent· au
sujet
de
son
interprétation.
En
effet,
depuis
la
mise
en
évidence
par
W.Q.
Kennedy
(964)
d'un
événement
majeur
thermotectonique
pan-africain,
deux
courants
d'idées
se
sont
développés.
Certains
auteurs,
comme
G.
Choubert
et
A.
Faure-Muret
(1971),
pensent
qu 1 il ne
s'agit que d'un rajeunis-
sement
de
formations
anciennes.
D'autres
comme
R.
Black
0966-1967)
parlent
d'une
véritable
orogenèse
pan-africaine,
responsable
en
grande
partie
de
la
chaîne
du
Hoggar
-
Aïr
Iforas.
Des
études
récentes (R.
Black,
1978 ; R. Caby et al., 1978 ; E. Ball, 1980 etc ... )
vont
dans
ce
sens
elles
suggèrent
des
ramifications
mondiales
des
chaînes
pan-africaines,
un
mode
de
formation
comparable
aux
chaînes
alpines,
et
démontrent
1'existence
de
mécanismes de tecto-
niques
de
plaques
à
ces
époques
géologiques
par
"la
collision
entre
une
marge
continentale
passive
et
une
marge
continentale
active".
II.3 -
Les
grands
bassins
sédimentaires,
constituent
La troisième
unité.
D'Ouest
en
Est,
il
s'agit
du
bassin
de
Taoudenni,
des
Iullemmeden
et
du
lac
Tchad,
occupés
par
des
formations
tabulaires
accumulées
depuis
le
Précambrien
supérieur
jusqu au Quaternaire •
1
Pendant
cette
même
période
géologique,
divers
événements
éruptifs
(plutonisme,
subvolcanisme
et
volcanisme)
et
tectoniques
ont
affecté
l'Afrique de l'Ouest.
II 1
LE
"BOUCL 1ER
TOUAREG"
DE
LA
ZONE
MOBILE
AL' EST
DU
CRATON OUEST AFRICAIN
Le
terme
"bouclier
touareg"
a
été
proposé
par
*
Ce
terme
nouveau
est
proposé
par
B.
Bessoles
(1977)
en
remplacement
de
la dorsale
de
Léo.
Il
se
jU'iti fie
dl une
part
parce
que
le
centre
de
Man
ast
plus
important
..
et
plus
connu
que
Léo,
d'autre
part,
par
le
fai't
que
les
formations
de
Man
sont
données par" la géochronclogie comme les plus anciennes du craton Ouest Africain.

---

•
- 12 -
N.
Menchikoff
(1949).
Au
Hoggar
C.
Kilian
(932)
a
distingué
deux
termes,
le
Suggarien
et
le
Pharusien,
séparés
par
une
discordance,
soulignée
par
un
conglomérat
métamorphisé.
M.
Lelubre,
en
1952
les
considère
comme
représentant
deux
cycles
orogéniques
et
propose
une
vue
synthétique
de
ce
bouclier
puis
en
1968,
il
constate
qu'il existe des
formations
affectées par un cycle orogénique antérieur
au
Suggarien,
et
le
nomme
Ouzzalien.
Dès
lors,
le
bouclier
touareg
est
considéré
comme
un
ensemble
découpé
par
de
grands
accidents
subméridiens
en
compartiments
allongés
formés
alternativement
de
roches
faiblement
et
fortement
métamorphiques
affectées
par
un
ou
plusieurs
des
trois
grands cycles orogéniques Ouzzalien,
Suggarien
et
Pharusien.
De
nombreux
travaux
de
terrains
sont effectués
ensuite
dans
le
Hoggar
(M.
Gravelle,
1969-1972
R.
Caby,
1970
].
Boissonnas,
1973
].M.
Bertrand,
1974
G.
Vitel,
1979
etc ... )
et
dans
l'Adrar
des
Iforas
(R.
Black
et
al. ,
1977-1978),
mais
peu
d'études
sur
l'Aïr
(cf.
historique
géologique).
Ainsi,
les
idées
et les interprétations sur le bouclier touareg évoluent vite.
11
est
possible,
aujourd' hui,
de
considérer
le
Pan-
africain
comme
un
type
moderne
de
chaîne,
qui
résulterait
de
la
collision
entre
une
marge
passive
le
Craton
Ouest
Africain
et
une
marge
active
le
bouclier
touareg
dans
la
partie
septentrionale
et
le
bouclier
du
Bénin-Nigéria
dans
la
partie
méridionale
(R.
Black
et
al.,
1979). Cette
collision
rappelle
d' ailleurs
(R.
Black,
1980)
celle
qui
se
serait
produite
entre
le
bouclier
N-E asiatique et l'Inde au Cénozoïque.
La
formation
de
la
chaîne
pan-africaine
peut
se
schématiser
en
trois
grandes
étapes,
selon
les
divers
travaux
de
].M. Bertrand, R.
Black et R. Caby :
-
une
phase
de
distension,
il
y
a
environ
850
M.A.,
aurait
provoqué
l'ouverture
d'un
domaine
océanique,
évoluant
en
paléorift,
le
long
de
la
bordure
orientale
du
craton
ouest
africain
(R. Caby,
1978
R. Black et al., 1979) ;
elle
aurait
été
SUI VIe
par
la
fermeture
de
ce
domaine
entre
800
et
600
M.A. ,
sous
forme
d'une
zone
de
subduction
plongeant
vers
l'Est
sous
la
zone
mobile
pan-africaine.
Cette
marge
active
est
caractérisée
par
un
magmatisme
de
type
arc
insulaire
et
de
type
andin
(R.
Caby,
1978
]. M.
Bertrand
et
R.
Caby,
1978 ,
R. Black et aL, 1979 ) ,
- la
dernière
étape,
l'orogenèse
pan-'-africaine,
se
situe
entre
650
et
540
M.A.
(] .M.
Bertrand
et
R.
Caby,
1978).
La
collision
entre
le
craton
ouest
africain
et
la
zone
mobile
pan-africaine
ont
pour
conséquence
le
raccourcissement
de
cette
dernière,
provoquant
un
métamorphisme
général
accompagné
par
la
mise
en
place
de
granites
intrus ifs,
le
rejeu
d'anciens
accidents
et
la
création
de nouvelles fractures.
R.
Black
(1980)
propose
une
subdivision
du
bouclier
touareg
en
fonction
du
compartimentage
de
ce
dernier par les grands
accidents
cisaillants
de
direction
N-S.
D'Ouest
en
Est
il
distingue
(fig. 4)
:
1 -
Le
domaine
pharusien,
comprenant
deux
bandes
occidentale
et
orientale
séparées
par
un
noyau
archéen.
Toutes
deux
sont
caractérisées
par
l'abondance
de
matériel
volcano-détritique
du
Protérozoïque supérieur.

---

- 13 -
•N
•
~~
-"
•
J~/I1'Mi
,
"
"
•
.1
m2
•
E:j3
h}:\\I-4
0,
200km
1
IIIs
•
06
•
Figure 4:
Schéma g.éoJ.o~e. du "BoucLi..M TOUatl.€{}"
1 -
n0ll-au 1I/1..d1.éen.
,.
2
-
domaiJte 'PhQA.LL-1.i..en. ,. J
- domaiJte
po4C!J.wque
du
Hog.g.atl.
ei:.
de
l'iliA.
"
4-
-
f-OIUTl.at..i..On.-1
de
Î .i..lvz..i..tU.e
ei:.
du
'P/1..od1.e-Îéné/1..é
,.
5
-
fJ/l.écam6uen.
.i...n..d.i..f-f-é/1..en.c.i..é
,.
6
COUV~7.e
p<:LJ.éoJ.oi:.que ei:. mé.-1oJ.oi:.que.
•
•

---

- 14 -
2 - Le
domaine
polycyclique
du
Hoggar
central
et
de
l'Aïr,
essentiellement
composé
de
gneiss
anciens
réacti vés
et
injectés
par des granitoïdes d'âge pan-africain.
•
3 - Le
domaine
du
Hoggar
oriental
et
du
Ténéré
qui
était
apparemment
stabilisé
sur
une
grande
superficie
dès
les
premières
phases du Pan-africain.
•
•
•
•
..
•

---

- 15 -
CADRE GÉOMORPHOLOGIQUE ET GÉOLOGIQUE DU MASSIF DE L'AÏR
.
1 - APERCU GEOMORPHOLOGIQUE*
L'Aïr
s' allonge
du
Nord
au
Sud
sur
400 km et sur 100
à
200
km d'Est en Ouest.
Il présente des formes
structurales généra-
lement
bien
dégagées
qui
n'échappèrent
pas
à
la
description
des
premiers
explorateurs
(H.
Barth,
1850
Von
Bary,
1877
C.
Kilian,
1845).
Toutefois,
peu
de
travaux
géomorphologiques
ont
été
consacrés
à
l'ensemble'
du
massif
(] .
Dresch,
1959;
J. Vogt et R. Black, 1963).
M.
Raulais
(1959)
distingue
plusieurs
unités morphologi-
ques.
Un
massif
cristallin
ancien
pénéplané aux bordures
rectilignes,
un
chapelet
de
massifs
alignés
suivant
une
dorsale
N-S,
émergeant
de
la
pénéplaine,
une
couverture
sédimentaire
en
bordure
de
l'Aïr
donnant parfois des reliefs de cuesta.
Nous
distinguons
à
notre
tour
trois
grands
domaines :
le
socle,
les
massifs
subvolcaniques
et
les
ensembles
volcaniques
récents (A. Morel et C. Moreau,
1979 a).
1.1
-
Le
socle,
bien
que pénéplané,
possède des
aspects
géomor-
phologiq ues
variés,
essentiellement
liés
à
la
lithologie.
Ainsi,
des
reliefs
mous
à
pente
douce
accompagnent
les
micaschistes
et
les
schistes.
Les
gneiss
et
leptynites
ont
une
topographie
plus
vanee
avec
des
sommets
figurés
par
des
croupes
aplanies.
Les
granitoïdes
anciens
se
distinguent
par
des
reliefs
généralement
en
dorsales
allongées,
en
inselbergs
saillants
ou
en
"Castle
Kopje",
soulignés
par
des
diaclases
courbes
diaclases,
qui
facilitent
d'ailleurs,
les
phénomènes
de
desquamation
et
de
désagrégation
en boules.
1.2
Les
massifs
subvolcaniques
s' échelonnent
du
Nord
au
Sud
suivant
un
axe
parallèle
à
celui
du
socle de
l'Aïr,
mais
décalé
vers
l'Est.
Ils
donnent
les
plus
hauts
et
les
plus
beaux
reliefs
de
cette
région.
L'un
d' entre
eux,
l'Adrar
Bagzane
possède
le
point
culminant
de
l'Aïr
(et
du
Niger),
l'ldoûkal-n-Taghès
(2022 ml.
Recoupant le
socle à
l'emporte-pièce,
ils le dominent
par des escarpe-
*
Un
bref
aperçu
sur
les
autres
aspects
du
cadre
géographiqoJe
(hydrograpilie.
flore,
faune et géographie humaine) est donné en fin de chapitre.

---

- 16 -
ments
presque
abrupts
pouvant
atteindre
des
dénivelés de 800 m
(Egalah,
Tamgak) .
Ils
présentent,
parfois,
des
parois
déchiquetées
(Bilète)
des
filons
annulaires
(Meugueur-Meugueur)
et
des
formes
concentriques
(Imaghlane)
quasi-parfaites.
Leurs
dimensions
sont
très
variables
allant
du
plus
grand
(Meugueur-Meugueur)
de
65 km
de diamètre au
plus petit
(T agueï)
à
400 m de diamètre,
la di me nsion
moyenne se situant entre dix et vingt km de diamètre.
Leur
modelé
varie
en
fonction
de
leur
lithologie.
Les
granitoïdes
se
caractérisent
par
des
formes
plus
arrondies,
des
convexités
sommitales
et
des
pentes
convexes.
Les
syénitoïdes
sont
généralement
plus
affectées
par
les
agents
mécaniques,
elles
se
désagrègent
plus
rapidement
en
allure
ruiniforme
;
parfois
elles évoluent en surfaces arasées
avec des
pentes douces à concavités
marquées.
Quant
aux
roches
basiques,
elles
offrent
généralement
une
résistance
moindre
et
se
localisent
souvent
dans
des
dépressions
à l'intérieur des massifs (Bous, Ofoud,
Iskou).
Dans
le
àétail,
les
modelés
sont
plus
nuancés.
Les
roches
offrent
des
comportements
très
différents,
face
aux
agents
de
l'érosion,
en
fonction
des
variations
de
compositions
chimiques
et de leur architecture (A. Morel et C. Moreau,
1979 b).
1.3
Le
volcanisme
récent
se
distingue
morphologiquement
par
des
formes
très
spécifiques.
Le
massif
du
Todgha
(]. P. Karche,
1979),
à
l'Ouest dU Bagzane,
s'élève jusqu 1 à
1853 mètres d' altitude ;
il
est
caractérisé
par
des
édifices
aux
formes
typiques
dômes
à croissance endogène et section circulaire,
dômes-coulées
à croissance
exogène et diverticules,
coulées visqueuses
à grandes rides. Localisées
essentiellement dans
le Sud de l'Aïr,
de
nombreuses émissions basalti-
ques
s' individualisent
soit
par
des
coulées
donnant
des
tables
aux
rebords
abrupts
et
à
structure
prismatique
(Kori
de
Timia),
soit
en
cônes
de scories
parfaitement conservés
(Ghéchouet)
confirmant
le caractère récent des éruptions.
Soulignons
également
le
rôle
joué
par
la
tectonique
cassante
sur
la
morphologie
de
l'Aïr.
Il
se
traduit
par l'alignement
Nord-Sud
des
grandes
unités
géologiques
il
se
manifeste
au
niveau
du
réseau
hydrographique.
Enfin,
il
est
illustré
par
les
filons
de
remplissage
des cassures NW-SE
qui apparaissent en relief rompant
la monotonie du socle pénéplané.
II - GRANDES UNITES GEOLOGIQUES DE L'A1R
Trois unités géomorphologiques et géologiques apparaissent
nettement,
tant
sur
les
photographies
satellites
que
sur
les
cartes
géographiques
et
géologiques
du
massif
de
l'Aïr.
Il
s'agit
du
socle,
des
massifs
subvolcaniques
à
structure
annulaire
et
du
volcanisme récent (fig. 5).
11.1 - Le socle
Il
est
constitué
à
moitié
par
des
formations
cristal-
lophylliennes
et
à
moitié
par
des
granites.
Sa
structure
générale se
présente
comme
un
anticlinorium
d' axe
Nord-Sud
dont
le
plan
axial

---

- 17 -
est
légèrement
déversé
vers
l'Est
(R.
Black
et
al.,
1967)
les
différentes
unités
métamorphiques
s'allongent
parallèlement
à
cette
direction
et
se
disposent
en
éventail
leurs
faciès
métamorphiques
vont de la catazone au centre vers l' épizone à la périphérie.
11.1. 1
~~~_J-"~_~~!!..~~~__~~~~~~1J.E'p_~~!'lj~E..t:.t:.s
s e s u b div i s en t
en
deux
grandes
séries
d' Azanguerene
et
de
Tafourfouzète
et
en
formations
de
moindre
importance
les
micaschistes
ct' Edoukel,
les
gneiss
leptynitiques
à
diopside-hornblende
de
Serchouf
et
les
chloritoschistes d' Aouzégueur.
La
formation
d' Azanguérène
occupe
la
zone
axiale
de
l'Aïr,
elle
est
constituée
de
gneiss
à
biotite,
avec
des
passées
migmati tiques
on
y
remarque
l'intercalation
d' amphiboli tes
et
de
rares
bancs
de
quartzites
et:
de
cipolins.
Elle
est
supposée
d'âge
suggarien
par
analogie
avec
les
formations
équivalentes
du Hoggar.
La
formation
de
Tafourfouzète
affleure
de
part
et
d'autre
de
celle
d' Azanguérène
elle
est
constituée
de
leptynites
à
grain
fin
avec
de
nombreuses
intercalations
d' amphiboli tes,
de
quartzites,
de
marbres
blancs
et
de
cipolins.
Elle
est
considérée
d'âge pharusien.
Cette
dernière
est
surmontée
en
discordance
par
la
formation du "Proche Ténéré", molasse comparable à celle de Tirririne.
11.1.2
-
.!-~~__.s!_~~it~
sont
subdivisés
en
fonction
de
leur
composition
et
de
leur
structure
en
plusieurs
types
les
granites
anatectiques
riches
en
microcline
de
type
Renatt,
les
granites
calco-alcalins
syntectoniques
de
type
Dabaga,
les
granites
alcalins
tarditectoniques
et- les granites post tectoniques.
Des données géochro-
nologiques
de
R.
Brunnschweiler (974)
révèlent que tous ces granites
seraient
sensiblement
du
même
âge,
entre
660
et
530
M.A.
et
que
l'orogenèse
pan-africaine
serait
un
événement
marquant
de
l' histoire
géologique de l'Aïr.
II.2
Les
massifs
subvolcaniques
à
structure
annulaire
de
l'Aïr
Une
des
particularités
et
en même temps un des intérêts
géologiques
de
l'Aïr,
est
l'existence
d'une
vingtaine
de
massifs
subvolcaniques
à
structure
annulaire
de
composition,
de
structure
et d' âge variés.
Ces massifs,
qui s' alignent du Nord au Sud parallè-
lement:
au
méridien
9°Est,
font
partie
d'un
ensemble
beaucoup
plus
vaste,
connu
sous
le
nom
de
"Younger
Granites"
du
Niger-Nigéria.
Il s'agit d' un peu plus d' une soixantaine de massifs qui se localisent
dans
une
bande
de 1.500 km de long sur 200 km de
large,
délimitée
d' Est
en
Ouest
par
les
méridiens
8°
et
10°
de
longitude
Est
et
du Nord au Sud par les parallèles 8° et 21° de latitude Nord (fig. 3).
Géographiquement,
on
distingue
trois
zones
à
complexes
subvolcaniques
l'Aïr
au
Nord,
le
Damagaram-Mcunio
au
centre,
le Nigéria au Sud.

---

- 18 -
EITJ
....... .
N
~
•
Il.
lli3
200
III
r5~~j
,- .-
IV
-V0
VI
190
•
o
100km
Agadez
1
Figure 5:
Schéma g..éoJ..of}i..qpe de J..'AZA.. 1.
4ocJ.e -iJI.cti.f.f.éA.enùé - II. -1:Vz.uc:t.Lv1.e
ann.uJ..aiA.e
:tlj.pe
Of.oud - Ill.
4:Vz.ue:tLu7.e ann.uJ..aiA.e f..ljpe
ï a9Â0uaj.i.- -
.IV. -1:tA.ue:tLu7.e ann.uJ..aiA.e f..ljpe Çoun.daJ:. -
V. voJ..cart.i..&ne l1.écen.f.. -
VI. couvel1..:tLu1.e
4édi.men.f..aiA.e.
Le4
compJ..exe4
4ubvoJ..cQfÙqpe4 rtLJJnéA.of..é4 de 1 à 26 40nf.. dé~
dClfW J..e f..abJ..eau II ù-conf..l1.e.

---

,
, ("
/
'
,
19
,
,
1
Na iNoms des Massifs;Localisation 1
Gisement
,
Roches
Plutoniques
;Roches Volcaniques;
1
(ancil'ns oomsi;
du Centre
;Superficie:Forme de la; B a s i q u e s
A c
d e s
,
;LAT,N:LONG.E.;
en Km2
:structure i
1
BOUS
'20°201 9°00'
100
!ElliptiquelGabbros à anorthosites 1Monzonites-Monzonites
!Brèches (elsiti-
1
!
~quartziqUeS-granites
:ques et quelques
1
:hyperalcalin et alcalin!rhyolites
,
,
!
'
2
j
TAMGAK
'19°03' 8°40'
1000
~Circulaire:GabbrOS et anorthosites:Syénltes et granites
; Rhyolites
!
:
,(Tamgak~Tchina­
~alcalin ethyperaléalln;
; dènel
1
,
3
!CHIRIET (Sirriel;l119°18: 9°09
70
:Circulaire!
:Granite hyperalcalin
!
1
1
,
,
,
4
;OFOUD (Enfoud)
118049~ a043
900
:Circulaire:AnorthositeS-GabbrOS
:Syénites. granites
;Filons rhyoliti-
i~ AGUERAGUER
,
jFerroisbbros.
:Hyperalcalin et alcalinjques microiabbros
TCHIN-TAJAT
18042~ a040'
20
'Rectangu-
:Granite à Biotite
,tendance basalti-
(Elabag)
.
;que.
~laire
T
5
IMAGHLANE
la058: 9°55'
80
~Circulaire:
:Syénites et granites
(El Rharous)
:Hyperalcalins
--.!---------e----=-----!-----....:..------:-,-----------....:..-------------;-,---------,
6
TAGUEI
la049: a059'
0,5
:CirculairejAnorthositeS-Gabbros
:Granite alcalin
jBrèches siliceusesi
__.;.-
-e-__-=-
-!-
....:.;
.;.,_m_o_o_z_o_a_n_o_r_t_h_O_s_i_t_e
~~M_o_n_Zœ_Y_é_n_i_t_e_s
_ : _ ' - - - - - - - - - ,
l '
,
'
,
1
7
TAGHMERT
la058: 9°06'
500
;Circulaire;
;Granite hyperalcalin
,
(Taghme~t)
1
-~---------;-_.:...-_-:-----_.:...-_---:----------_..:....-_-------;-
I
S
:MEUGUEUR-MEU-
la049~ a049'
40
~Annulaire :Gabbros~Ultrabasiteset:Bordures dl' syénites et:
,GUEUR
,anorthosites en enclavs;granites alcalins.
1
9
ARAKAOU
ia057'~ 9°36'
SO
~Ciculaire ,
:SyéniteS-granites hy-
(Arakao)
~peracalills
1
,
,
10
ABONTOROK
19°23: a035'
6
'Circulaire'Gabbros.anorthosites
:Syénites, granites
'Brèches felsiti-
:
.!
(Adrar Pinto) ~ 1
:
~hyperalcalins syénites \\que
TIBOUCOlIENE
,
: alcalins
1
1
:
11
;TACHA (Tarart)
5
: Circulaire ,
~Granite hyperalcalin
12
GOUNOAI
'la024: a054'
150
ElliPtiqUe:
~ Syéni tes
:Valcanites acides
1
:
,
,intermédiaires
13
IN TAINOK
'la0 1 2: a054'
15
~Circulaire:
!
- :
;Granite à biotite
14
MANOUAROUN
: 18°10: a054'
a
~Circulaire:
~SYénites.
r
:
granites
(Inzardeuss)
1
1
15
EGALAH
11S010: a042'
180
, :Circulaire:
:Granite hyperalcalin
!
:
(Agalak)
;Granite à biotiùe
!
,
16
BILET
11ao
a023'
100
~Circulaire:
~SYénites
;Volcanites acides
!
( Bilète)
,
iintermédiaires et
,basiques.
1
,
,
17
AGADAO
2
;Circulairei
;Granite hyperalcalin
la
ROU RAOUET
'18°04: a007'
,
:
3
:Ci
l '
,
:
rcu alre,
:Microgranite hyperalCa-;,'
!
:lin
1
19
AROYAN
'lao08: 8°4a'
60
~HémiCyCle
:Granites hyperalcalins
1
:
(Oraya." )
;Monzonites
,
'
20
ISKOU
;lao04; 8°52'
160
:HémiCYCle :GabbrOs-anorthosites
:Syénites, granites
(Askout)
,diorites
: hyperalalins
1
l
'
21
BACZANE
i17°49; a044'
600
~ElliPtique:
:Syénites, granites
(Baguez~)
,
~hyperalcalin..
,
22
GUISSAT
a
~Circulaire:
~Granite à biotite
; Rhyoli tes
,
'
,
,
23
ELMECKI
'17°49' 8°1a'
12
;Circulalrej
:Granite à biotiee
!
:
l
'
24
IN TAJET
'17°18' a032'
4
:Circulaire:
!
:
(In Targui t)
,
:Granite hyperalcalin
25
TAGHOUAJI
117°12: a030'
292
~Circulaire:
:Syénites, granites
: Rhyolites
!
:
(Tarouadji)
:hyperalcalins granite à;
>10ti te
,
26
TCH'EM.P.NASSENE
a028'
jPointement
(Tin Daouine)
,Rhyolitiques
Tableau II

---

- 20 -
Alors
que
la
zone
nigériane
a
fait
l'objet
de
nombreux
travaux
depuis
le
recensement
et
la
description
pétrographique
de R. l acobson, W. Mac Leod et R. Black (1958), celles du Oamagaram-
Mounio et de l'Aïr ont été peu étudiées. En effet,
seuls deux complexes
annulaires,
Tchouni-Zarniski
et
Gouré,
dans
le
Oamagaram-Mounio,
ont
fait
l'objet
d'une
public a tion
de
R.
Black
(1963)
quant
à
l'Aïr,
l t étude
la
plus
complète
concernant
ces
complexes
annulaires
reste
la
notice
explicative
de
la
carte
géologique
(R.
Black
et
al., 1967).
Toutefois
quelques
études
régionales
ont
été
réalisées
:
celle
de
A.
Quenisset
(1956)
sur
El
Mecki
et
surtout
celle
beaucoup
plus approfondie de G. Rocci (1960) sur le Taghouaji. Enfin récemment,
Boukar
Maï
Manga
(1979)
et
I.M.
Leger
(1980)
ont
présenté
une
étude détaillée de l'Adrar lskou.
R.
Black
et
al.
(1967)
distinguent,
d'après
leurs
caractères
pétrographiques,
deux
groupes
de
complexes
annulaires :
les
massifs
essentiellement
granitiq ues
(type
Taghouajil
et
les
massifs
volcaniques
(type
Goundar).
Il
importe
de
distinguer
un
troisième
type
qui
présente
une
grande
variété
de
roches
tant
basiques
qu t acides
(type
Ofoud).
Les
différents
complexes
annulaires
sont répertoriés dans le tableau Il
et localisés sur la figure 5.
Le
tableau
III
permet,
d'après
des
données
radiochro-
nologiques
récentes,'
de
préciser
que
les
complexes
annulaires
de
l'Aïr
se
seraient
mis
.en
place
pendant
l' Ordovico-Silurien
alors
que
ceux
du
Oamagaram-Mounio
se
localisent
dans
le
Carbonifère
(j.P.
Karche
et
M.
Vachette,
1976,
1978
;
P.
Bowden
et
al.,
1976)
et
ceux
du
Nigéria
dans
le
Jurassique
(P.
Bowden
et
al.,
1976).
A
SEPTEN-
420 ±
4 M.A.
P.
Bowden et al.
1976
BOUS
TRIONAL
487
±
7 M.A.
l .P. Karche et
M. Vachette, 1978
1
1
TAMGAK
455
± 19 M.A.
l .P . Karche et
M. Vachette,
1
1978
AGUERAGUER
421
±
1
15 M.A.
P.
Bowden et al.,
1976
1 ICENTRAL
AGALAK
435
±
8 M.A.
l .P . Karche et
M.
Vachette,
1
1978
ISKOU
426
±
8 M.A.
"
1
AROYAN
416
±
6 M.A.
I!
1
1
1
TAGHOUAII
407 ±
6 M.A.
l .P . Karche et
M. Vachette, 1978
1
MERl-
I!
1
295 M.A.
A.O. Schtcheglov et
R 1 DlONAL
al.,
1965'"
EL MECKI
460 M.A.
R.O.
Brunnschweiler,
1
1
1974
298 M.A.
A.D. Schtcheglov et
1
al.,
1965'"
1
Tableau III :
Do nnée.1
Il. adJ..ocMo no-lo ~u.e.1
comp.œ.xe.1
annu.J.a.ùz.e.1 de -1..' AM
*
Résultats
cités
dans
l'article
de
R.D.
Brunnschweiler
(1974)
sans
précisior.s
supplémentaires.

---

- 21 -
II.3 - Le volcanisme tertiaire à récent de l'Aïr
Dans
l'Aïr,
comme
d'ailleurs
dans
les
autres
reglons
d'Afrique
occidentale et centrale*,
c'est
un
volcanisme de
type alcalin caracté-
nse
par
une
association
basalte
alcalin
à
olivine
trachyte
la
tendance
agpaïtique
est
soulignée
par
la
présence
de
minéraux
significatifs
tels
que
l' aegyrine
et
l' arfvedsonite.
Les
émissions
volcaniques
ont
été
favorisées,
soit
par
le
rejeu
de
failles
préexis-
tantes
(surtout
celles
de
direction
Nord-Ouest
et
leurs
conjugués
Nord-Est),
soit
par
la
formation
de
fossé
d'effondrement
comme celui
de Tâfidet.
Il
se
compose
d'une
trentaine
d'appareils
trachytiques
et
phonolitiques,
essentiellement
regroupés
dans
le
massif
du Todgha
(R.
Black
et
M.
Girod,
1970
J.P.
Karche,
1979)
et
de
plus
de
cent
trente
points
d'émissions
basaltiques
disséminés
dans
le
Sud
de l'Aïr et tout particulièrement dans le fossé du
Tâfidet.
CADRE GEOGRAPHIQUE ET HUMAIN DE L'AIR
Seules,
la
géographie
physique
et
la
géologie,
ont
été \\ \\ ..~
abordées
dans
l~Jntroduction. Nous donnons ici un tableau général sur)· I::-:~:,
d'autres
aspects
de
la
géographie
physique* * (réseau
hydrographique
et
climat),
sur
la
flore,
la
faune
et
sur
la
géographie
humaine
(cf.
figure 6).
1 - APERCU SUR LE RESEAU HYDROGRAPHIQUE
Le
rftseau
hydrographique
de
l'Aïr
a
été
peu
étudié;
aussi
nous
ne
rapportons
que
quelques
traits
généraux
de
ce
réseau
que nous avons schématisé.
La
ligne
de
partage
des
eaux,
dans
le
massif
de
l'Aïr,
est
légèrement
décalée
vers
l'Est
par
rapport
à
la
surface
axiale
de
l'ensemble
du
massif.
Elle
se
situe
au
droit
de
l'alignement
Nord-Sud
des
structures
annulaires,
formant
les
hauts
sommets
de
l'Aïr
et
se
localise à l'Est d'Imaghlane, du Goundaï et du Bagzane.
*
En effet,
du tertiaire au quaternaire,
la zone mobile est à l'Est du craton Ouest
africain,
affectée
par
des
mouvements
relativement
jeunes,
elle
se
caractérise
par une série d'émissions volcaniques situées dans les régions suivantes
- Hoggar central (Atakor - Edjéré - Tahalra - Adrar N'Ajjer) ;
- Air méridional (Todgha, fossé de Tâfidet) ;
Plateau de Jos au Nigéria
- Le Nord du Cameroun ;
- L'Adamaoua et le Tibesti.
**
En
partie
avec
l'aide
d'Alain
Morel
du
Département
de
Géographie,
Univel"sité
de Niamey.

---

- 22 -
TÉNÉRÉ
)_~:::::E:!.K!Q.l.QK.pUZEï
Fachi ~
du Ténéré
i
l
.........
6t
\\
T•• mil
-0-"-'-.-.--."-
Figure 6
ÇéDf)Aaph.i...qu.e du ma.14i..t. de l'AJA (d'afJ/1.èA A. frJO/1.el., 1980).
La
-Li.JiU..;te
en
UCLÛ:.
f)Aa-1,
-1éfX1Ae
la
J-one
-1a.h..w..enne au.
Sud. de la J-one -1a.h..GA...i..enne au. NO/1.d.

---

- 23 -
La
quasi
totalité
du
réseau
hydrographique
de
l'Aïr
se
trouve
sur
le
versant
occidental
du
massif
les
quelques
koris*
qui
drainent
le
versant
oriental,
se
perdent
très
rapidement
aux
abords
du Ténéré du Tafassasset.
L'orientation
générale
est
Est-Ouest.
Les
koris
dessinent
souvent
un
tracé
en
baïonnette,
guidé
par
le
réseau
de
fractures
qu'a
subi ce massif;
leur direction est tantôt NW-SE, tantôt NE-SW.
Ces
koris
se
regroupent
dans
des
bassins
versants,
puis
ils
confluent
vers
la
bordure
occidentale
de
l'Aïr.
Du
Nord
au
Sud
nous pouvons faire les distinctions suivantes
Le
bassin
d' Iférouane,
regroupe
les
différents
koris
descendant
de l'Adrar Tamgak,
l' Imaghlane et de
la partie septentrionale et centrale
de
l' Ofoud.
Il
forme
à
la
sortie
du
bassin
le
kori
Ourou
qui
débouche
dans la plaine d'épandage du Talak.
Le
kori
Zilâlet
prend
sa
source
au
pied
du
Goundaï,
reçoit
de nombreux affluents
venant de
l'Adrar Taghmert et des
parties orientale
et méridionale de l'Ofoud
; il se perd également dans le Talak.
Le
réseau
hydrographique
méridional
se
compose
des
affluents
venant
du
mont
Todgha
qui
s'écoulent
par
le
kori
Teloua
et
de
ceux
descendant
des
monts
de
Bagzane
et Taghouaj i qui
convergent
pour
donner
l'Irhazer
Wan
Agadès.
Ce
réseau
est -orienté
Est-Ouest
dans
les
plaines
de l'Irhazer,. et converge en amont de la région de Teguida in Tessoum.
Toutes
les
zones d'épandage,
au tracé flou,
se rassemblent
dans
la
région
d' In-Abangari t
pour
former
la
vallée
de
l'Azaouak.
Cette
vallée,
qui
au
départ
a
un
tracé
Est-Ouest,
s'infléchit
vers
le
Sud
pour
déboucher
dans
le
Dallol
Bossa,
qui
aboutit
au
fleuve
Niger
en
aval de la région du "W".
2 - APERCU CLIMATIQUE
Le
climat
de
l'Aïr
est
intermédiaire
entre
le type déser-
tique
tropical
(ou
type
saharien)
et
le
type
tropical
sec.
Il
ex iste
une
saison des pluies
(Juillet-Août)
mais la pluviométrie décroît
rapide-
ment
vers
le
Nord
et
l'Est.
Sécheresse,
faible
nébulosité,
grands écarts
de température caractérisent ce climat.
Le massif de
l'Aïr se situe à la limite de la zone d'action
de
la
mousson.
Le
régime
des
précipitations
est
sous
la
dépendance
directe
de
l'affrontement
entre
les
masses
d f air
sec
venant
du
Sahara
et
les
masses
d'air
~umide
venant
du
golfe
de
Guinée,
c'est-à-dire
la position du front intertropical (FIT).
De
man1ere
schématique
on
distingue
donc
deux
grandes
saisons,
la
saison
humide
et
la
saison
sèche.
Cependant,
le
climat
*
kori : nom haoussa désignant les oueds dans l'Air.

---

- 24 -
est
en
réalité
plus
nuancé.
C'est
ainsi
qu'A.
Adamou
(1979)
rapporte
les
relations
qu'ont
établi
les
Kel-Aïr
(habitants
de
l'Air)
entre
les
différentes
saisons
et
la
flore.
Ils
distinguent
les
périodes
suivantes :
- "Gharat" (Septembre à Novembre), saison chaude et sèche;
- "Tigirest"
(Décembre
à
Janvier),
saison
où
les
acacias
sont
verts et forment de bons pâturages ;
- "Tabbit"
(Février
à
Mars),
saison
où
poussent
certaines
plantes
endémiques ;
- "Aguelan"
(Avril
à
Juin)
saison
des
pâturages
secs
mais
avec
une
subdivision,
correspondant
aux
premières
pluies,
variable
suivant
les années, "Tézoual" (vers fin Mai à début Juin)
- "Akassa" (Juillet à Septembre) saison des pluies.
Pendant
la
saison
des
pluies,
l'air
humide
progresse
lentement
du
Sud-Sud/Ouest
vers
le
Nord-Nord/Est
il
s'enfonce
dans
la
masse
d'air
sec
saharien.
Arrivé
devant
les
reliefs
du
massif
de
l'Aïr, l'air humide s'élève le long de la bordure occidentale, se refroidit
se
sature
et
se
condense
en
nuages".
Il
y a,
alors
précipitation,
sous
forme
de
tornades
ou
encore
de
trombes
d'eau.
Le
bassin
versant
reçoit
l'eau,
se
remplit
et
les
koris
se
mettent
à
couler.
Une
lame
d'eau,
de
50
à
SO
cm
de
hauteur
s'avance
rapidement
sur
toute
la
largeur
de
la
rivière.
Elle
est
chargée de
particules
solides
de
dimensions
varia-
bles
; en quelques heures cette "coulée boueuse" va provoquer une érosion
importante et emmener tout ce qui se trouve sur son passage.
Annuellement,
une
dizaine
d'averses
peuvent
avoir
lieu
sur
l'Aïr
central
(L.
Chopard
et
A.
Villiers,
1950)
cumulées,
elles
donneront
toujours
moins
de
100
mm
par
an.
Seules,
quelques
régions
privilégiées
de
l'Aïr,
comme
celle
d'El
Mecki
et
du
Todgha,
ont
une
pluviométrie
importante
de
l'ordre
de
1S0
mm
par
an.
Au
Nord-Est
et
à l'Est d'Iférouane, par contre la pluviosité diminue et devient inférieure
à 50 mm par an.
Bien
que
de
courte
durée,
la
saison
des
pluies
permet
la
réalimentation
des
nappes
phréatiques,
essentiellement
localisées
dans
les
alluvions
des
koris.
Notons également le remplissage de grandes
cavités
naturelles,
à ciel ouvert,
généralement d ' orientation
Est-Ouest,
protégées par des fala~ses, que l'on appelle aguelmans*.
Les
dix
autres
mois
de
l'année
de
Septembre
à
Juin,
c'est
la saison sèche.
Le vent d'Est,
l' harmattan,
souffle régulièrement,
desséchant
l'atmosphère
la
nébulosité
est
faible
et
les
amplitudes
thermiques importantes. En Décembre-Janvier il n'est pas rare d'enregistrer
dans
la
nuit,
des
températures
au-dessous
de
OOC,
alors
que
le
jour
le thermomètre s'élève à 30-35°C.
3 - APERCU BIOGEOGRAPHIQUE
La
température
moyenne
annuelle
sur
l'ensemble
du
massif
est de l'ordre de 2SoC avec une amplitude thermique moyenne d'environ 20°C
*
Mare d'eau permanente, correspondant aux gueltas algériennes.

---

- 25 -
(L. Chopard et A. Villiers, 1950).
Malgré
tout,
l'Aïr
reste
une
oasis
hospitalière
face
aux
Ténérés qui
la bordent
à
l'Est comme à l'Ouest. Nous n'en donnerons
pour preuve qu'un bref aperçu sur la flore et la faune qui s'y développent.
3.1 - La flore
En
ce
qui
conçerne
la
flore,
le
massif
de
l'Aïr
est
resté assez longtemps inconnu.
Il faut attendre la visite de A. Chevalier
(1920)
pour
avoir
connaissance
d'un
inventaire
floristique
partiel.
Puis
en
1950,
A.
Pitot
décrit
150
espèces.
Enfin,
Ph.
Bruneau
de Miré
et
H.
Gillet
(1956)
après
avoir
recensé
412
espèces,
donnent un
aperçu
phytogéographique de cette région.
Ainsi,
grâce à ces auteurs un "panorama" de la répartition
des différents types floristiques de l'Aïr peut être présenté:
56 % de
la flore de l'Aïr,
se rattachent à celle répandue
en
Afrique
tropicale
et
qui
n'existe
pas
normalement
à
l'intérieur
des limites du Sahara ;
16
%
représentent
l'élément
de
liaison
c'est-à-dire
intermédiaire
entre
des
espèces
existant
en
partie en Afrique tropicale,
ayant plus ou moins pénétré dans les limites du Sahara
13 % sont typiquement sahariens
2,5 % sont méditerranéens;
3,5
% se
sont
différenciés
sur
l '"ensemble
montagneux
"centro-saharien" et peuvent être considérés comme des types endémiques ;
9 % sont cosmopolites.
L'Aïr,
bien
que
faisant
partie
intégrante
des
massifs
"centro-saharien",
présente
avec
le
Tibesti
méridional,
une
situation
privilégiée car il bénéficie des influences du climat tropical,
ce
qui le
fait apparaître comme une zone de transition floristique.
Nous
distinguons
des
espèces
communes
à
tout
l'Aïr,
appartenant au type saharo-méditerranéen ou endémique ; elles correspondent
à des figures d'espèces transgressives
; d'autres espèces sont tropicales
mésophiles
ou
à
xérophilie
moins
accusée
elles
sont
plus
localisées
que les précédentes.
Si
l'on
effectue
une
coupe
transversale
dans
un
kori
à
partir
du
milieu
de
son
lit,
on
retrouve
trois
zones
floristiques
distinctes :
- une
zone
à
végétation
hygrophile
ou
dominent
Ipomoea
repens
et Hypoestes forskalei ;
- une
zone
boisée,
pouvant
s'étendre
sur
plus
d'une
centaine
de
mètres,
à
Hyphaene
thebaiea
(palmier
doum),
Acacia
scorpioïdes,
Acacia
radiana
(Affagag),
Acacia
arabica
(Bagaroua
ou
Taggart)
et
- - - - - - - -
Acacia seyal (TamatJ
;
- une
zone
de
Savane
xérophile
à
mimosées
et
tapis
graminéen,
saisonnièrement
saturée,
à
boisement
lâche
atteignant
les
premières
pentes.

---

- 26 -
La
flore
herbacée
est
caractérisée
par
Aristida pungens,
Cenchrus
prieuri,
Farcetia
ramasissima,
Heliotropium.
Par
contre
sur
-l-e-s---s-o-l--s~-s-a~b~l~o-n-neux on ne retrouve que quelques touffes de graminées
éparses à Panicum turgidum (Afazo).
3.2 -
La faune
Les
animaux
comme
les
plantes
de
l'Aïr
ont
été,
à
ce
jour
peu
étudiés.
Nous
ne
connaissons
pas
d'ouvrage
de
synthèse
sur
la
faune
de
ce
massif,
par
contre
de
nombreux
articles
sur
des
groupes
d'animaux sont rassemblés dans le mémoire LF.A.N. nO 10 (1950).
A
partir
de
cet
ouvrage
il
est
possible
de
donner
une
idée de l'origine du peuplement de l'Aïr
85 % environ de la faune du massif sont &'origine tropicale
de
type
sahélo-soudannienne
nous
pouvons
d'ailleurs
souligner
que
dans
l'Air
nous
assistons
à
la
présence
simultanée
de
faune
tropicale
d'Afrique
occidentale
et
de
faune
tropicale
d'Afrique
orientale.
De
ce fait, ce massif représente une double limite faunistique
10
% sont
d'origine
saharienne
ils
se
retrouvent
au
Nord dans le Hoggar et à l'Est dans le Tibesti;
5 % peuvent
être
considérés comme
endémiques,
dans l'état
actuel de nos connaissances.
Comme
pour
la
flore,
la
faune
de
l'Aïr
ne
comprend
que
fort
peu
d'espèces
d'origine
méditerranéenne
et
quelques
éléments
cosmopolites.
Dans
son
ensemble
l'Air
représente
une
enclave
sahélienne
dans
le
domaine
saharien.
A
cet
égard
notons
la
présence
d'espèces
relictes*
comme
des
coléoptères
tenebrionidae
tels
que
Zophozis
quadrilineata,
Anemia
humeralis
et
Gonocephalum
villiersi
(O.
Rougon
et P. Ardouin, 1977).
Le
peuplement
faunist~que
de
l'Air
est
homogène
sur
l'ensemble
du
massif.
Les
écosystèmes
suivent
la
répartition floristique
expliquant
ainsi
que
la
majorité
des
peuplements
se
localise
dans
et
autour des koris.
Au
cours
de
leur
cycle
biologique,
la
quasi-totalité
des animaux,
pendant la saison sèche,
présentent un état de vie ralentie.
L'émergence
faunistique
se
manifeste
aux
premières
pluies,
confirmant
que le facteur limitant est l'humidité et non la chaleur.
3.3 -
Biogéographie
D'un
point
de
vue
biogéographique,
nous
constatons
une
évolution
du
Sud
vers
le
Nord.
L'Air
méridional
et
central
peuvent
être considérés comme une enclave sahélienne dans le domaine saharien.
*
Espèces
qui
ont
été
piégées
par
un
changement
plus ou moins brusque de Ir environ-
nement.

---

- 27 -
Si
l'on
prend,
comme
le
suggère
P.
Quezel
(1965)
le
"Cram-Cram",
comme
limite
entre
le
domaine
saharien
et
sahélien
(voir
figure
6)
on
s'aperçoit
que
cette
plante,
dans
l'Aïr
ne
se
retrouve
plus
au-delà
d'Iférouâne.
Cette
limite
coïncide
d'ailleurs
avec
un
Isohyète et représente une valeur bioclimatique.
Du Sud au Nord du massif de l'Aïr l'on constate l'évolution
suivante, qui permet de reconnaître trois zones :
- Aïr
méridional
flore
et
faune
abondantes
et
variées
les
arbres
tendent
à
coloniser
les
pentes
après
la
saison
des
pluies,
le tapis graminéen est fourni.
- Aïr
central
la
végétation
ne
s'écarte
guère
des
thalwegs
et des
ravinelles
la faune,
elle aussi,
se concentre dans ces reg~ons,
à
l'exception
des
mammifères
(Gazella
dorcas,
Gazella
damas,
Addax
masomaculatus,
Struthio,
Hyaena
hyaena. dubbah,
etc •.. )
qui
occupent
un
territoire
plus
vaste.
Notons
également
la
présence
de
Moufflons
t-
(Ammoistragus
lervia),
dans
les
massifs
de
Taghme~t
et
Imaghlane.
Le
2.1,
long des reliefs subsiste une pseudo-steppe sécnomaphique saisonnière (?).
- Aïr
septentrional
i l
ne
possède
qu'une
végétation
et
une
faune
très
disséminées
de
type
saharien
et
se
rapproche
du
Hoggar
méridional.
4 - GEOGRAPHIE HUMAINE
L'Aïr
(ou
Ahir)
apparaît
pour
la
première
fois
dans
la
littérature
~c J.
Léon
l'Africain
(1562).
Selon
H.
Barth
(1850)
ce
terme
d'origine
touareg,
aurait
été
introduit
vers
le
Xème
siècle
par
les
conquérants
berbères.
Le
nom plus ancien
est
Asben
ou
Absen
(encore
écrit
Abzin
ou
Azbine)
il
désignait
le
pays
des
Gobérawa
et serait d'origine Haoussa.
4.1 -
Les premiers habitants de l'Aïr
La
présence
humaine
est
attestée
depuis
relativement
longtemps
dans
l'Aïr.
En
effet,
on
connaît,
en
remaniement,
des
bifaces
acheuléens,
d'âge
antérieur
à
50.000
ans
B.P.,
peut-être même
beaucoup
plus ancien.
L'industrie atérienne
est
bien établie et bien représentée
(J.P.
Roset,
communication
personnelle),
ceci
vraisemblablement
pendant
le Ghazalien,
période
relativement
humide,
située
entre 40.000 et 18.000
ans
B. P.
des
travaux
en
cours
(J. P.
Roset)
devrâient
nous
renseigner
très prochainement.
Elle est su~v~e par la période aride du Kanémien, correspon-
dant
à
l'Ogolien
de
l'Afrique
de
l'Ouest
(18.000
à
12.000 ans
B.P.l,
période pour laquelle il n'a pas er.core été rencontré d'industrie.
Sans
doute
à
partir
de
12.000
ans
B.P.,
se
développe
une
industrie
épipaléolithique
bien
diversifiée
(J.P.
Roset,
études
en
cours)
qui
laisse
la
place à
l' industrie
néolithique,
estimée
entre
7.000
et
4.000
ans
B.P.,
dite
"ténéréenne",
comme
dans
l'ensemble
du
Sahara .
..

---

- 28 -
Après
une
courte
période
de
sécheresse
relative,
vers
4.000
ans
B.P.,
apparaissent
de
nouvelles
populations,
certainement
d'origine berbèr~, qui ont marqué leur passage par les gravures rupestres
ainsi que de nombreux tumulus près-islamiques.
Entre
3.000
et
800
ans
B.P.
peu
d'informations
nous
sont encore parvenues.
Des études en cours
(I.R.S.H.,
J.P.
Roset)
tentent
d'éclaircir cette
période,
qui
ne nous est connue que par les traditions
orales (Y. Urvoy, 1934-1936 ; H. Barth, 1850 etc •.. ).
4.2 - Bref historique
D'après
A.
Adamou
(1979),
l'Aïr
était
occupé
par
des
populations noires
; les Gobérawa étaient les plus nombreux, puis venaient
les
Azna
considérés
comme
les
ancêtres
des Adarawa,
enfin
les
Tazarawa
que l'on considère comme les derniers occupants noirs de l'Aïr. Toutefois,
il
est
à
peu
près
sûr
que
des
vagues
successives
de
tribus
berbères
et
libyennes
vinrent
s'installer
dans
l'Air,
où
elles
cohabitèrent
avec
les
Gobérawa
(J.P.
Roset,
communications
personnelles).
Il
est
même possible que les berbères soient.les premiers habitants de l'Aïr.
D'après
le
Commandant
J.
Chapelle
(1949),
les
migrations
historiques
des
Touaregs
dans
l'Air,
ont
véritablement
commencé
au
XIème
siècle.
Elles correspondent d'ailleurs, aux passages des Beni Hilal
et des Beni Soleim en Tripolitaine en 1050.
Les
premiers
à
s'installer,
les
Itesen*
et
les
Kel-Owey
(ou
Kel
Owi)
venaient
tous
d'une
oasis
du
golfe
de
Syrte
: Aoudjila.
Les Itesen ont une grande importance car ils sont à l'origine du Sûltanat.
Ils sont suivis par d'autres confédérations, les Kel-Ferwan,
les Kel-Fadey et les Kel-Tamat.
Du
XIIème
au
XIVème
siècle
les
Kel-Gress
(considérés
comme
rattachés
aux
Itesen) migrent vers le Nord et le Centre du massif.
A la
fin
du
XIVème
siècle
les
Itesen
doivent
affronter
l'invasion
de
tribus Kel-Owey, elles aussi originaires de l'oasis d'Aoudjila.
Au
XVIIème
siècle
les
Kel-Gress,
sous
la
pression
des
Kel-Owey, abandonnent l'Air et migrent vers le Sud.
Les
Kel-Ferwan,' bien
que
venus
quelque
temps
après
les
Kel-Owey,
prospèrent
pendant
deux
siècles
dans
l'Air septentrional;
puis au
XVIIème
siècle,
ils migrent vers le Sud dans la région d' Agadès,
où ils sont les principaux soutiens du Sultanat (A. Adamou, 1979).
Le
XVIIIème
et
le
XIXème
siècles
sont
vraisemblablement
des
siècles
florissants
pour
le
massif
de
l'Aïr.
De
nombreux
villages
bordent
les
koris,
attestant
la
présence
de
populations
abondantes.
H.
Barth (1850)
les relate dans ses récits. Arrivé par le Nord du massif,
il
en
fait
la
présentation
suivante
"un
sol
rocheux,
surmonté
par
des
masses
montagneuses
plus
élevées
ou
par
des
sommets
isolés,
et
des
bas-fonds
recouverts
d'une
riche
végétation,
préservant
pour
une
*
Les Itesen sont également connus sous le nom de Sandal.
Les Kel-Gress peuvent être aussi rattachés à ce groupe.

---

- 29 -
période plus ou moins longue la forme régulière des vallées,
se succèdent
al ternativement,
et
constituent
le
trait
dominant
de
l'Aïr".
Puis,
il
avance
vers
le Sud
où
il
est surpris
par
l'abondance des
campements
et
des
villages
dans
la région
de
Tchi-n- Taghoda il s'extasie
: "nous
aperçûmes
dans
la
vallée,
quelques
petits
champs,
avec
du
mil
vert
et
frais".
Jusqu'à
la
fin
du
XIXème
siècle
l'Aïr
possède
une
activité
agricole
importante,
des
liens
commerciaux
avec
le
Sud
et
le
Nord,
une population disséminée
le long des grandes vallées.
4.3 - L'Air d'aujourd'hui
Le
début
du
XXème
siècle
est
marqué
par
des
troubles :
razzias
toubous
répétées
dans
l'Aïr
oriental,
révolte
de
Kaoussen
en
1916-1917. Conséquence, de nombreux villages sont définitivement abandonnés
(Tarenat,
Tagueï,
Assara,
Faodet,
Assode,
Tchi-n-Taghoda,
etc ... ).
A celà s'ajoute une évolution climatique vers la sécheresse j la désertifi-
cation s'installe sur le massif.
Aujourd'hui environ 27.000 habitants* vivent dans l'ensemble
du
massif
dont
15.000
rattachés
à
l'Arrondissement
d'Agadès,
12.000
à
celui
d'Arlit.
Deux
grandes
oasis
subsistent
dans
l'Aïr
central,
Iférouâne
(1.350
habts. )
et
Timia
(1.200
habts.),
d' autres
tentent
de se "revigorer" autour d'écoles comme Tchin Toulous.
Les
Touaregs
de
l'Aïr
(Kel-Owey)
sont
les
plus
nombreux
et les plus entreprenants. Sédentar isés dans les villages, ou "nomadisant"
dans
les
Koris,
ils
sont
avant
tout
agriculteurs
ou
éleveurs.
Seul,
un
membre
de
chaque
famille
continue
le
commerce
caravanier.
A côté
des
Kel-Owey,
mentionnons
les
Imakitan,
les
Kel-Tedélé,
les
Kel-Eguiga
et les tribus non groupées du Sultan.
Depuis
quelques
années,
les
grandes
villes
minières,
qui ont surgi sur la bordure occidentale de l'Aïr
(Arlit, Akokan, bientôt
Tchirozrine,
Imourarène,
Azélik) ,
constituent
un
pôle
d'attraction
pour les jeunes touaregs.
*
Source:
recensement général de la population 1977 - 8ureau central du recensement -
Niamey.

---

- 30 -
BIBLIOGRAPHIE
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(1979)
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Cahiers Charles de
Foucauld,
vol. 12, 3ème série, 70-95.
CHEVALIER
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(1920)
Exploration
botanique
de
l'Afrique
Occidentale
Française.
Paris.
CHOPARD
L.,
VILLERS
A.
(1950)
-
Introduction
et
Biogéographie.
Mémoire
I.F.A.N.,
nO 10, 9-30.
I.F.A.N.
(1950) - Contribution à l'étude de l'Air. Mémoire nO 10, 562 p.
JEAN
LEON
LI AFRICAIN
(1562)
-
Description
de
l'Afrique.
Edition traduite
de
l'italien
par A.
Epaulard et annotée
par A.
Epaulard,
Th. Monod,
H.
Lhote et R. Mauny.
Paris - Maison Neuve,
1956, 2 tomes.
NIGER (1980) - Atlas Jeune Afrique.
PITOT
A.
(1950)
Contribution
à
l'étude
de
l'Air
Contribution
à
l'étude de la flore. Mémoire I.F.A.N., nO 10, 31-81.
QUEZEL
P.
(1965)
-
La végétation du Sahara.
G.
Fischer Verlag.
Stuttgart
333 p.
ROUGON - D.,
AROOIN
P.
(1977)
-
Contribution à l'étude de
la faune
entomo-
logique
de
la
République
du
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Bulletin
I.F.A.N.,
t.
38,
série A,
nO 2,
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URVOY
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(1934)
Chroniques
d' Agadès.
Journal
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des
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T. IV,
145-177.
URVOY
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(1936)
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Histoire
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Central
(Colonie
du Niger).
Paris,
Larose, 350 p.
WILLIAMS
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et
FAURE
H.
(1980)
-
The
Sahara
and
the
Nile.
Balkema-
Rotterdam. 607 p.

---

- 31 -
CADRE STRUCTURAL DU MASSIF DE L'AÏR
1 - APPORT DE LA GEOPHYSIQUE
1.1
Eléments
de
géophysique
sur
l'ensemble
du
massif
de
l'Aïr (fig. 7)
Les
données
les
plus
complètes
dont
nous
disposons
concernent
les
anomalies
gravimétriques
publiées
par
].
Rechenman
et
P.
Louis
(1966),
reprises
et
interprétées
par
P.
Louis
0970,
1978) .
Pour
l'ensemble
du
massif,
les
anomalies
de
Bouguer
sont
en
accord
avec
les
contours
géologiques
de
la
carte
de
R.
Black
et
al.
(1967).
Par
contre
les
lignes
isanomales
soulignent
bien
quelques. grandes
cassures,
telles
que
le
fossé
de
Tâfidet
et
certaines
structures
géologiques
comme
les
grands
accidents
Nord-Sud
et
N 45°W
ou
encore
des
structures
annulaires
(Adrar
Bous).
Enfin
un
certain
nombre
d' anomalies
négatives
sont
alignées
parallèlement
aux
complexes
subvolcaniques
avec
toutefois
une
légère
dérive
vers
l'Ouest lorsqu'on se déplace du Nord vers le Sud.
A partir
des
données
gra vimétriques,
on
peut calculer
l'indice
de
continuité*
(Y.
Crenn,
1962).
On
constate
qu'il
est
relativement homogène sur l'ensemble du massif de l'Aïr
;
sa valeur,
]
= 0,19
pour
370
groupes
étudiés,
est
assez
faible
si
on
compare
à
des
zones
de
socle
ainsi
le
Craton
Ouest
Africain,
au
niveau
de la Côte d'Ivoire, a un indice de continuité] = 0,25.
1.2 - Interprétation
Ces
quelques
éléments
permettent
de
penser
que
malgré
sa
diversité
pétrographique,
l'Aïr
reste
relativement
homogène
au
point
de
vue
gra vimétrique.
Il
s'individualise
parfaitement
par
rapport
aux
ténérés
selon
une
grande
bande
méridienne
de
direction
Nord-Sud se prolongeant vers le Hoggar au Nord,
vers le Damagaram-
Mounio
et
le
Nigéria
au
Sud.
Par
son
indice
de
continuité,
qui
est
voisin
de
celui
trouvé
au
Hoggar,
dans
le
Damaram-Mounio,
dans
l'Adrar
des
Iforas
et
au
Nigéria,
il
s'apparente
bien
à
la
zone mobile à l'Est du Craton Ouest Africain.
P.
Louis
écrit
en
1970
qu'une
des
constantes
de
la
zone
Hoggar-Aïr-Damagaram
est
un
déséquilibre
isostatique
depuis
le
début
du
Paléozoïque,
qui
aurait
comme
conséquence
une remontée
lente
et
régulière
de
cette
bande.
Il
ajoute
que
cet
exhaussement
s'accroît
de
plus
en
plus
vers
le
Sud
lorsqu'on
se
rapproche
des
époques actuelles.
*
L'indice
de
continuité
est
la
détermination
des
valeurs
de
la
dérivée
second~
de
g,
dans
la
direction
des
profils et de son rapport en courbes de fréquence.
Pour
de
plus
amples
détails
voir
Y.
Crenn
1962
et P.
Louis
1970.
Il s' accroît
de plus en plus vers le Sud lorsqu'on se rapproche des époques actuelles.

---

- 32 -
100km
L-_"'""-_---'-----I.--01..----',
Figure 7
CGA-te deA an.om.a-Li..eA f}Il-avi.m~eA de Boug,ueA. -dU/l. -Le ma44.Lf-
de -L'AJA
(d'afJ/l-è4
:J. 'Rech.enm.0J7.. e-t 'P. Lou.f..4, 1966). LeA
(JJ"IJ7.J..L).ai.A..eA
-dOnt.
f-)..gJlA-ée4
en
poi..n.i:.i...V.é4 •
SI.L.J7..
-Le4
COWl. (; eA
on. a. l..n.di..q;.;.é la 1Ia1ewz. de l' OJ7..omaJ.J..e de BouÇ)1.LeJl..

---

- 33 -
Les causes de ce déséquilibre sont encore mal connues
;
nous
soulignons
cependant
l'orogenèse
P an-Africa ine
(600 ± 100 M. A. )
et
la
grande
période
de
glaciation
du
début
du
Paléozoïque
(S.
Beuf
et
al.,
1971).
Le
paléomagnétisme
confirme
d'ailleurs
les
observations
de
terrain
la
plaque
Afrique
avoisinait
le
pôle
Sud
à
l'Ordovicien
il
existait
vraisemblablement
un
énorme
inlandsis
sur
le
Sahara
Central,
puis
au
cours
du
paléozoïque
on
assiste
à
une
fonte
progressive,
un
déplacement
de
l'Afrique
vers
le
Nord,
accompagné
par
une
migration
des
formations
glaciaires
vers
le
Sud
jusqu'au
Dévono-Carbonifère
dans
la
région
d' Agadès
(C. Valsardieu et R. Dars, 1971).
II - ELEMENTS DE GEOLOGIE STRUCTURALE
11.1 - Les grands traits structuraux de l'Aïr (fig. 8)
Comme
nous
l'avons
déjà
précédemment
évoqué,
ce
massif est la partie de la chaîne pan-africaine la moins bien connue.
Toutefois quelques grands traits structuraux doivent être soulignés.
La
direction
Nord-Sud
semble
déterminante
pour
la
structure
générale
du
massif
;
c' est
suivant
cet
alignement
que
se
disposent
les
séries
métamorphiques
et
les
structures
annulaires ;
elle
correspond
également
aux
limites
occidentales
et
orientales
du
massif.
elle
est
considérée
(R.
Black
et
al.,
1967
G.
Bigotte
ET
J.M.
Obellianne,
1968)
comme
un
élément
structural
rejouant
très
fréquemment
au
cours
de
l' histoire
géologique
de
ce
massif.
Au
niveau
de
l'apparition
des
structures
annulaires
elle
peut
se
concevoir
comme
une
zone
de
faiblesse
propi.ce
à
la
mise
en
place
de masses intrusives.
Les
directions
structurales
N
45°W
et
N
45°E,
par
opposition
aux
précédentes
sont
qualifiées
d'éléments
dynamiques.
En
effet,
elles
jouent
un
rôle
fondamental
dans
la
physionomie
du
massif,
surtout
la
direction
N
45°W
qui
est
fréquemment
soulignée
•
par
des
failles
décrochantes
senestres
dont
le
rejet atteint plusieurs
kilomètres. La direction N 45°E moins fréquente,
est parfois représentée
par des décrochements dextres mais le rejet est plus modeste.
Les
directions
E-W
apparaissent
également
dans
le
massif, notamment dans la région centrale, où il s' agit essentiellement
de décrochements dextres.
On
peut
envisager
trois
étapes
marquées
par
un chan-
gement de "régime tectonique" :
au
Précambrien
une
tectoniq ue
s·ouple
joue
essentiellement,
accompagnant
le
métamorphisme,
elle
provoque
plusieurs
phases
successives
de
plissement
et
schistosité,
que
l'on
observe
dans
les
formations
au
Protérozoïque
supérieur.
La
compression
majeure
est
orientée
E-W
comme
en
atteste
la
schistosité
parallèle
aux plans
axiaux
des
plis
majeurs
de
ces
formations
toujours
orientés
N-S.
Cette période voit son paroxysme vraisemblablement lors de l'orogenèse
Pan-africaine ;
-
elle est suivie par une phase tectonique cisaillante provoquant
une
véritable
distorsion
de
l'Aïr
(R.
Black
et
al.,
1967).
Les
acci-
dents
NNE
du
type
Serchouf
ont
sar:s
doute
un
rôle
important
lors
de cette phase.

---

- 34 -
\\
(
\\
Figure 8:
Schéma .1.bw.c.:tuA..aJ. de J..'AIA..
Le.1
fj/l-O.1
Vz.aJ..;t.,j
pJ..eiJvJ
con:ti.Jw..,.j
l1.efJ/1.é4en;ten;t J..e4
p;Un.upaJ..e4
/A.act.wl.e4
l1.econnu.e4 ,
J..e4
fj/l-O 4
Vz.aJ..;t.,j
pJ..eiJvJ
dW con..:l:JJuw
celle4
.1UPpo 4 ée4.
Le4 compJ..ex.e4 ann.u.J..ai.Ae4 .10n..:/:. /-i..9J.1Aé4 en. po~é4.

---

- 35 -
-
Avec
le
début
du
Paléozoïque
on constate un nouveau change-
ment
de
"régime
tectonique"
caractérisé par des fractures,
qui profi-
tent
fréquemment
d'anciens
plans
d'anisotropie
(N-S,
N
45° E,
N 45°
W)
rejouant
soit
sous
forme
de
faille
soit
de
décrochement ;
de
plus
on
assiste
à
l'apparition
de
nouvelles
cassures
telles
que
celles
de
direction
N
SooE,
affectant
non
seulement
l'Aïr,
mais
aussi sa bordure occidentale comme en attestent les nombreux travaux
de
la
cogema
et
se
retrouvent
au
Nigéria
dans
l'alignement
des
complexes annulaires.
Il.2 - Apports de l'étude du Bassin Uranifère de l'Ouest de l'Arr
Dans
un
article
synthétique
sur
les
minéralisations
uranifères
au
Niger
G.
Bigotte
et
] .M.
Obellianne
(1968)
complètent
ce schéma en distinguant trois types de linéaments :
les
linéaments,
qui
sont
d'anciens
accidents
majeurs
du
Précambrien,
sont
qualifiés
de
statiques
car
ils
n'ont
qu'un
rôle
secondaire
dans
la
sédimentation
ce
sont
des
fractures
profondes
du
socle,
rejouant
en
touches
de
piano
lors
du
compartimentage
des bassins de part et d'autre de l'Aïr ;
le
deuxième
groupe
de
linéaments
est
de
direction
N 45°E ;
ils
ont
joué
un
rôle
dynamique
au
cours
du Paléozoïque,
sous forme
de
failles
verticales
et
de
décrochements
tant
dans
le
massif
que
dans les bassins ;
le
dernier
groupe
est
composé
de
linéaments
cassants
de
direction
subméridienne
conjugués
à
ceux
de
direction
E-W,
jouant
sous forme de failles
de rupture de décompression
à rejet fréquemment
horizontal.
Ces
accidents
E-W
sont
particulièrement
visibles
dans
l'Aïr
central
au
niveau
des
complexes
annulaires
notamment
d 'Imaghlane et de Taghmert.
III
ELEMENTS
D'INTERPRETATIONS
TIRES
DE
L'ETUDE
DES
PHOTOGRAPHIES SATELLITES ERTS
L'étude
des
photographies
sa telli tes
sur
l'ensemble
du
massif
de
l'Aïr
a
permis
de
mettre
en évidence une série d' évé-
nements
tectoniques,
aussi
bien
antérieurement
que
postérieurement
à
la
mise
en
place
des
structures
annulaires.
Celles-ci
d'ailleurs
ne
se
localisent
pas
au
hasard,
mais
suivent
un
alignement
N-S,
accident
majeur
dans
l'Aïr,
qui
entre
autre
représente
la
zone
axiale
du
bombement
du
massif.
Ce
constat
est
confirmé
par
un
certain
nombre
d'observations
de
terrain
(J.P.
Karche
et
C. Moreau,
rapports
des
missions
1976,
1977)
l'altitude
relative
du
socle,
repérée
par
rapport
à
une
surface
d' érosion,
est
plus
importante
dans
la zone axiale
(1300 m en moyenne)
alors
que sur les bordures
occidentale et orientale elle peut s'abaisser jusqu'à 800 - 900 m.
Les
complexes
annulaires
apparaissent
nettement
sur
les
photos
comme
recoupant
à
l'emporte-pièce
le
socle,
ils
sont
affectés
par
un
réseau de fracturation étudié flaS chacun des massifs
faisant
l'objet
de
ce
mémoire.
Leur
forme
peut
se
subdiviser
en
deux
types
les
massifs
parfaitement
circulaires
(Taghmert,
Imaghlane,
Ofoud,
Tamgak,
Meugueur-Meugueur,
Abontotok;
Tagueï,
etc ... ),
les
massifs
aux
formes
géométriques
diverses,
elliptique

---

•
- 36 -
(Bous-Bagzane),
hémicyclique
(Iskou),
ovoïde
(Bilète) .
Ces
formes
sont
vraisemblablement
différentes
en
fonction
du
comportement
des
matériaux
du
socle,
homogène
pour
le
premier
cas,
hétérogène
pour
•
les autres.
Il
semble
que
la
fracturation
du
massif
de
l'Aïr,
au
cours
des
temps
géologiques
soit
essentiellement
un
rejeu
des
cassures
suivant
les
quatre
grandes
directions
(NS,
EW,
N 45°E,
N
45°W)
s'étant
formées
au
cours
du
Précambrien.
Ceci
d'ailleurs
concorde
avec
les
remarques
de
R.
Black
et
al.
(967)
sur
la
constance
du
trièdre des contraintes au cours
de l' histoire tectonique
du massif de l'Aïr.
IV - CONSEQUENCES ET DISCUSSION
IV.1 - Al' échelle du massif de l'Aïr
Si
l'on
observe
la
zone
Aïr
et
bordure
du
Ténéré
sur
une
carte
gravimétrique
(P.
Louis,
1970),
on
constate
que
cet
ensemble
représente
une
vaste
anomalie négative.
Elle peut se conce-
voir
comme
un
bombement
de
l'écorce
par
rapport
à
sa
position
d'équilibre,
ce
qui
coïncide
d'ailleurs
avec
les
idées
de
certains
auteurs
(M.
Raulais,
1958
;
R.
Black
et
aL,
1967)
et
avec
les
observations que nous avons pu faire sur le terrain.
Elle
rejoint
également
les
concepts
exprimés
par
K.
Burke
et
A.J.
Whiteman
(973)
et
repris
par
P.
Louis
(978).
Ces
auteurs
estiment
que
depuis
la
rupture
du
Gondwana,
un
mécanisme
s'est
fréquemment
développé
en
Afrique
il
s'agit
d'un
bombement
de
1
km
de
hauteur,
intéressant
une
surface
de
100 km
sur 200 km ; à ces bombements succèdent souvent des venues alcalines
et
la
formation
de
rifts
créant
des
points
triples
l'évolution
des
rifts
est
très
variable,
les
trois
bras
évoluent
et
donnent
lieu
à
une
expansion
océanique,
ou
bien,
un,
deux,
voire
même
les
trois
bras avortent et ne laissent que des cicatrices.
Ces
concepts
évoqués
lors
de
la
rupture
du Gondwana,
peuvent
peut-être
avoir
également
existé
lors
de
l'orogenèse
Pan-
africaine
et
s'être
poursuivis
bien
après.
Ceci
pourrait
être
une
des causes de l' appari tion des structures annulaires,
tardi orogénique
dans
l'Adrar
des
Iforas
et
dans
le
Hoggar,
post
orogénique
pour
l'Aïr.
Si
l'on
repart
du
niveau
moyen
du
socle
de
l'Aïr,
déjà cité dans le paragraphe précédent, on s'aperçoit qu'au Tertiaire,
c'est
dans
la
zone
haute
c'est-à-dire
la
zone
axiale
du
bombement
qu'apparaissent
les
nombreux
volcans
alcalins
dans
l'Aïr
méridional
et
tout
particulièrement
le
massif
du
Todgha
qui,
à
beaucoup
de
points
de
vue
présentent des
analogies
avec
les complexes
annulaires
(J . P. Karche, communication personnelle).
Ainsi
dans
l' état
actuel
de
nos
travaux,
l' hypothèse
d'un
bombement
précédant
les
venues
subvolcaniques,
nous
paraît
comme un point de départ intéressant.
IV.2 - Au niveau des structures annulaires
A
la
suite
des
complexes
subvolcaniques
de
l'Adrar
des
Iforas,
tarài
pan-africain
alignés
suivant
une
direction
N-S,
et
les
complexes
alcalins
du
Hoggar
qui
peuvent
leur
être

---

- 37 -
rattachés,
les
complexes
subvolcaniques
de
l'Aïr
se
seraient
mis
en
place
suivant
une
zone
de
faiblesse
de
l'écorce
terrestre
en
milieu
anorogénique.
Le bombement de l'Aïr vraisemblablement contem-
porain du plissement majeur à plan axial N-S, est d'âge Pan-africain,
ou
tout
du
moins
a
été
affecté
de
nouveau
lors
de
cette
orogenèse.
Postérieurement,
une
relaxation
des
contraintes
va
provoquer
des
ruptures
de
distension
affectant
cette
zone
pendant
le
Paléozoïque
(G. Bigotte et J. M. Obe llianne, 1968).
Les
massifs
subvolcaniques,
tout
comme
les
appareils
volcaniques,
vont
se localiser dans
les
zones de
faiblesse
de
l'écorce
terrestre
en
effet
ils
se
succèdent
du
Nord
au
Sud
le
long
de
la
zone
axiale
et
se
localisent
au
point
de
concours
d'accidents
N 45°E et N 45°W le long
de l'alignement N-S à proximité du méridien
9°E.
L' hypothèse
d'un
bombement
affectant
des
superficies
de
100
sur
200
km,
permet
de
subdiviser
l'Aïr
en
trois
unités :
l'Aïr
septentrional,
l'Aïr
central
et
l'Aïr
méridional,
caractérisées
par
des
distributions
spatio-temporelles
de
complexes
annulaires
très différentes.
L'Aïr
septentrional,
est
une
zone
où
l'épaisseur
de
l'écorce
terrestre
est
relativement
faible,
confirmée
en
partie
par
les
travaux
géophysiques
de
J.
Husch
et
W.
Maze
(communication
personnelle)
une
seule
structure annulaire l'Adrar Bous se localise
dans
cette
unité.
Elle
se
caractérise
par
une
association
pétrogra-
phique
variée
(gabbroïdes,
syénitoïdes,
granitoïdes)
elle
apparaît
nettement sous forme
d'anomalie de
Bouguer sur les cartes gra vimétri-
ques
(fig.
7> ; son âge moyen 480 ± 20 M.A. la situe dans le temps
comme le plus ancien de l'Aïr.
L'Aïr
central,
où
l'épaisseur
de
la
croûte
est
plus
grande,
est l'unité où apparaissent le plus de complexes annulaires
;
de
plus,
elle, renferme
une
grande
variété
de
ces
massifs,
tant
par
leur
nature,
puisque
l'on
rencontre
les
trois
types
distingués
dans
la
première
partie
(type Ofoud,
type Goundaï,
type TaghouajU,
que
par
leur
dimension,
puisqu'il
Y
a
la
plus
petite
structure
(Tagueï
0,8
km
de
diamètre)
et
la
plus
grande
(Meugueur-Meugueur
65
km
de
diamètre).
Son
âge
peut
être
estimé
à
440 ± 20
M.A.
;
l'ensemble 'de
ces
massifs
fait
penser
à
un
complexe
volcanique
a vec
un
appareil
central
et
de
nombreux appareils
adventifs.
Enfin,
au
point
de
vue
pétrographique
on
y
rencontre
les
plus
belles
"suites anorthositiques" de l'ensemble de l'Aïr.
Enfin
la
dernière
unité,
l'Aïr
méridional,
plus
jeune
dans
le
temps
(âge
moyen
400
± 20
M.A.),
se
caractérise
essen-
tiellement
par
des
complexes
subvolcaniques
du
type
Taghouaji,
avec
des
minéralisations
en
étain,
liées
aux
granites
hyperalcaliIl§...
\\
Cette
unité
se
rapproche
plus
des
"Younger
granites"
du
Nigéria
que des unités précédemment citées.
Cette hypothèse a l ' avantage de présenter les structures
annulaires
dans
un
cadre
spatio-temporel
cohérent,
leurs
aires
correspondent
à
celle
pouvant
être
affectées
par
un
bombement,
(K.
Burke
et
A.J.
Whiteman,
1973),
les
principaux appareils
subvol-
caniques
Bous
-
Ofoud
-
Bagzane
se
situent
au
centre
de
chaque
unité.
Si
l'on
reprend
l'analogie
avec
un
complexe
volcanique
tel
que le Todgha on s'aperçoit que non seulement la distribution spatiale
des
appareils
est
semblable,
mais
la
distribution
pétrographique
avec
roches
acides
au
centre
roches
basiques
à
l'extérieur
avec
différenciation centripète est également identique .
•

---

- 38 -
Ces
considérations
ne
sont
d'ailleurs pas en contradic-
tion
avec
l'évolution
spatio-temporelle
des
ring
structures
du
Niger-
Nigéria
proposée
par
J.P.
Karche
et
M.
Vachette
(1978).
Mais
elles
suggèrent
une
évolution
moins
progressive,
par
saccade,
ce
qui
est
en
meilleur
accord
avec
les
données
paléomagnétiques
(R. B.
Hargra ves,
communication
personnelle )
qui
suggèrent un dépla-
cement de la plaque Afrique par à coups avec des périodes d'avancée
rapide et des périodes d'immobilité ou avancée lente.
Ce
cadre
général
va
nous
permett,:e
de
discuter
le
ou
les
mécanismes
de
mise
en
place
des
structures
annulaires
dans
un contexte géotectonique.

---

DEUX l E ME
PAR T l E
MONOGRAPHIE
- INTRODUCTION
- ADRAR Bous
- ADRAR OFOUD
- TAGUEÏ
- ABONTOROK
- ADRAR ISKOU

---

- 40 -
1- Bous,carte au
gO
1/50 000 ème;
2- Ofoud,carte au
1/100 000 ème;
3- Tagueï,carte au
1/10 OOOème;
4- Abontorok,carte
au 1/20 OOOème;
5- Iskou,d'après
B
Mai Manga et
JM Leger.
Abontorok
·4
Figure 9

---

- 41 -
INTRODUCTION
1 - OBJET DE CETTE MONOGRAPHIE
Les
anorthosites
et
roches
gabbroïques,
liées
aux
complexes
subvolcaniques
à
structure
annulaire,
affleurent
sur
plus
de
500
kilomètres
carrés,
dans
six
massifs
de
l'Aïr
central
et
septentrional
du
Nord
au
Sud
et
sur
une
distance
de
250
kilomètres,
ce
sont
l'Adrar
Bous,
le
Tamgak,
l'Ofoud
avec
le
ring-
dyke
de
Meugeur-Meugeur,
le
Taguei,
l' Abontorok
et
l' Iskou
(fig. 9
et carte hors texte).
Une
monographie
de
ces
principaux
massifs
est présen-
tée
dans
cette
partie.
Une
étude
détaillée
de
l'Adrar
Bous,
de
l' Ofoud,
de
Taguei
et
d' Abontorok
nous
a
conduit
à
réviser
d'une
part
la
carte
géologique
proposée
par
R.
Black
et
al.
(1967),
d'autre
part
la
pétrogenèse
et
le
modèle
de
mise
en
place
des
complexes
annulaires
contenant
des
roches
basiques
du
type
présenté
dans cette étude.
En
revanche
pour
l'Adrar
Tamgak,
seules
les
régions
où affleurent les roches basiques ont été prospectées.
Quant
à
l'Adrar
Iskou,
nous
nous
sommes
appuyés
sur
les
travaux
de
B.
Mai
Manga
(1979)
et
].M.
leger
(1980).
Nous
en
présentons
malgré
tout
une
monographie
pour
l'intérêt
qu'il offre dans la synthèse de notre travail.
Au
cours
des
missions
de
terrain,
l'ensemble
des
massifs subvolcaniques à structure annulaire de l'Aïr (cf. tableau
II)
a
été
parcouru
et
observé,
ainsi
que
celui
de
Zarniski
dans
le
Damaga r am-Moun io.
II - REMARQUES TERMINOLOGIQUES
11.1 - Anorthosites
Le
terme
"anorthosite
fut
cree
par
T.S.
Hunt
(1863)
pour
désigner
des
roches
essentiellement
formées
de
plagioclases
de
la
série
de
Grenville
au
Canada.
F.D.
Adams
(1897)
en
précise
le
sens
en
le
limitant
aux
roches
contenant
plus
de
90
%
de
plagioclase.
A.
Lacroix
(1933)
distingue
parmi
les
anorthosites
les
plagioclasolites
plutoniques
et
les
plagioclasi tes
métamorph iq ues.
A.F.
Buddington
(1939)
préconise
les
subdivisions
suivantes :
anorthosites,
moins de 10 % d'éléments sombres
- anorthosites gabbroiques,
noritiques
et
troctolitiques
pour
des roches ayant entre 10 et 22,5 % d'éléments sombres ;
gabbros,
troctolites
ou
norites
anorthositiques,
pour
celles
ayant de 22,5 à 35 % d'éléments sombres ;

---

- 42 -
•
- gabbros, troctolites
et
norites
pour
celles
ayant
plus
de
35 % d'éléments sombres.
D'autres
auteurs,
].
et
P.
Michot,
D.
de
Waard,
W. D.
Romey,
préfèrent
utiliser
le
préfixe
leuco-
pour
les
roches
intermédiaires entre anorthosites et gabbros, troctoli tes ou norites.
Pour
notre
part,
nous
utiliserons,
en
premier
lieu
la
classification
internationale
des
roches
éruptives
préconisée
par
l'I.U.G.S.
(1973)
et
complétée
par
les
nombreuses
remarques
de
A.
Streckeisen
(1976),
et ceci pour l'ensemble des
roches éruptives
des
différents
massifs
étudiés
en
second
lieu,
lorsque
l'analyse
modale
aura
été
suffisamment
poussée,
nous
emploierons
pour
les
roches
anorthositiques
et
gabbroïques
les
subdivisions
proposées
par A.F. Buddington.
Il.2 - Alcalin - hyperalcalin
Ce
terme
a
été
utilisé
par
de
nombreux
auteurs
dans des sens très différents.
L'une
des
définitions
les
plus
claires
semble
être
celle
de
S.].
Shand
une
roche
peut
être
dite
alcaline
lorsque
le
rapport
chimique
des
alcalins
est
supeneur
à
celui
qu'il
a
dans les feldspaths alcalins, c'est-à-dire :
Na 0 + K 0
: A1 0
: Si0
(1
: 1 : 6).
2
2
2 3
2
Il en déduit trois possibilités.
- La proportion
de
Si
est
suffisante
ou
en excès,
mais Al est défici-
taire
les
roches
sont
composées
de
feldspaths . alcalins,
pyroxène
et/ou amphibole sodique, le quartz peut être présent.
- La proportion
de
Al
est
suffisante
ou
en
excès,
mais,
Si
est
déficitaire
les
roches
sont constituées de feldspaths,
feldspa thoïdes;
micas, hornblende, augite et corindon.
- Enfin Al
et
Si
sont
déficitaires
les
roches
contiennent
des
feldspathoïdes,
des
pyroxènes
et
fou
des
amphiboles
sodiques,
de l'eudialyte et des feldspaths alcalins.
Turner
et
Verhoogen
(1960)
donnent
un
sens
beaucoup
plus
large
à
ce
terme,
ils
considèrent
que
toute
roche
dont
la
proportion
de
(Na20+K20)
est
suffisamment
élevée
par
rapport
à
Si0
et A1 0
peut être qualifiée d'alcaline.
2
2 3
Quant
à
H.
S"rensen
(1974)
bien
que
partisan
de
la
définition
proposée
par
S.] .
Shand,
il
suggère
l'utilisation
de ce terme comme terme chimique.
A.
Miyashiro
(1978)
propose
de
classer
les
séries
magmatiques
en
deux,
d'après
leur
teneur
en
Na 0+K 0/Si0 ,
l'une
2
2
2
alcaline
et
l'autre
sub-alcaline
(calco
alcaline
et
tholéïtique) ,
ceci pour des valeurs de Si0
comprises entre 40 et 75 %.
2
Pour
notre
part,
nous
utiliserons
le
terme
alcalin
lorsqu'une
roche
appartiendra
à
la
sene
alcaline
telle
qu'elle
est
définie par son rapport Na ZO+K O/Si0 . Toutefois, il nous arrivera
2
2
d'utiliser
également
ce
qualificatif
à
partir
des
composi. tions

---

- 43 -
minéralogiques
des
roches
lorsque
l'on
ne
possédera
pas
l'analyse
chimique.
Le
terme
hyperalcalin
sera
utilisé,
soit
lorsque
l'on
aura
des
amphiboles
ou
pyroxènes
sodiques,
soit
encore
lorsque
la norme CIPW comportera de l'aegyrine normative.
111.3 - Alumineux
Le
terme
alumineux
est
d'un
emploi
délicat
dans
les
senes
anorthositiques.
En
effet,
il est souvent utilisé en fonction
du
rapport
des
calco-alcalins
sur
l'alumine.
Or
il
s'avère
que
pour
les
roches
basiques
l'alumine
évolue
indépendamment
des
alcalins
et
du
calcium,
comme
nous
le
verrons
au
cours
de
l'étude
géochimique
des
différents
massifs.
Nous
utiliserons
donc
ce
terme
dans deux sens différents :
-
Pour les
senes
basiques
nous
emploierons
la
définition
donnée
par
H.
Kuno
(960)
pour
les
basaltes
seront
alumineuses
les
roches
qui
auront
plus
de
17
% d' Al 0 .
Pour
ces
formations,
qui
2 3
souvent
représentent
des
cumulats
plagioclasiques,
l'alcalinité
sera
estimée
en
fonction
de
la
proportion
de
Na +K 0
sans
tenir
2
2
compte
du
coefficient
d' agpaïcité,
qui
à
notre
aVIS
perd
tout
son
sens par l'excès d'alumine.
- Pour les
senes
acides,
nous
reprendrons
la
terminologie
utilisée
par
B.
Bonil1
(980)
alumineux
quand
le
corindon
normatif
est
supérieur
à
1
% et
méta-alumineux
lorsqu'il
est
inférieur
à
1 %
de même que l'aegyrine norma ti ve.
Pour
l'ensemble
des
formations,
la
classification
chimique,
illustrée
par
le
diagramme
ternaire
moléculaire
CaO/A1 0 /
2 3
Na 0+K 0 à trois domaines normatifs, permet de distinguer :
2
2
- des roches
hyperalcalines,
lorsqu'elles
se
situent
dans
le
domaine Di+Ac normatifs ;
- des roches
métaalumineuses,
lorsqu'elles
sont
dans
le
domaine
Di+An normatif ;
- des roches
hyperalumineuses,
lorsqu'elles
se
trouvent
dans
le domaine Co+An normatif.
Enfin,
il
nou.s
arrivera,
surtout
pour
les
roches
basiques,
d'utiliser
le
qualificatif
sous-saturé
lorsqu'il
y
aura
de
la
néphéline
normative
et
sur-saturé
lorsque
le
quartz
normatif
apparaîtra.

---

- 44 -

---

- 45 -
ADRAR Bous
1 -
INTRODUCTION
L'Adrar
Bous
émerge
au-milieu
des
dunes
du
Ténéré
de
Tafassasset,
à
l'Est
du
massif
de
l'Aïr
(50
km
NE
du
mont
Gréboun, cf. fig.
10).
C'est
le
massif
subvolcanique
à
structure
annulaire
le plus septentrional de l'Aïr et de la province des "Younger Granites"
du Niger - Nigéria.
1.1 -
Localisation
Localisé
par
20°20'
de
latitude
Nord
et
9°00'
de
longitude
Est,
il affleure sur une superficie d'environ cent kilomètres
carrés.
Il
s'inscrit
dans
une ellipse dont le grand axe,
de direction
Nord-Sud,
mes ure
à
peu
près
16
km
et
le
petit
axe,
Est-Ouest,
10 kilomètres.
1.2 - Historique géologique
M.
Raulais
(1959)
est
un
des
premiers
géologues
à
avoir
étudié
ce
massif*.
Il
indique
que
les granites et les micro-
granites
du
Bous
se
sont
mis
en
place
dans
des
conglomérats
du
"Proche-Ténéré" ,
très
redressés,
à
la
faveur
de
cassures
nord-sud.
Il
mentionne
la
présence
de
troctolites
sans
y
attacher
une
grande
importance.
R.
Black
et
al.
(1967)
sont
les
premiers
à
proposer
une
reconstitution
historique
de
ce
massif.
Pour
eux,
les
roches
les
plus
anciennes
sont
des
rhyolites
et
tufs
acides
à
pendage
interne
un
croissant
de
microgabbros
et
gabbros
affleure
dans
les
parties
occidentale
et
méridionale
de
l'Adrar
Bous
;
ces
roches
en
forme
d'entonnoir,
seraient des "cone-sheets" injectés sous pression
dans
l'édifice
volcanique
préexistant.
Une
auréole
métamorphique
s'est
développée
à
leur
contact,
attestée
par
la
présence
de
cor-
néennes.
Les
gabbros
sont
bordés
à
l'extérieur
et
à
l'intérieur
par
des
croissants
de
micromonzonites
et
micromonzonites
quartziques
à
pyroxène.
La
partie
centrale
et
orientale
du
massif
est
occupée
par des granites alcalins.
Parmi
les
autres
études
concernant
l'Adrar
Bous,
citons
H.
Faure
et
al.,
1963
;
l'expédition
britannique
dans
l'Aïr,
1970
; P.
Bowden et aL,
1976
; D.H.
Reay,
1976 ; J.P. Karche
et
M.
Vachette,
1976-1978
N.
Bennet,
1978.
Ces études ne modifient
en
rien
les
travaux
de
R.
Black
et
al.,
1967,
mais
apportent
des
précisions ponctuelles sur ce massif.
*
C.
Kilian
(1945)
est
vraisemblablement
passé
par
le
Bous,
mais
il
reste
discret
à son sujet.

---

- 46 -
AïR
Mt. Gréboun
1Qkm
..
-'
Figure 10
a
pIw:t.of}ll.aph.1..e -1a:t.e-lJ.il.e de 1...'AdA.Q/l. BoUA
b
.i.ft;teA.fYl.é:ta.:tJ..on
Figure 11
Vue
de
J...a
dé.fYl.M-1.i..on
occi..d.en:t.a1...e
e:t.
métUdi..ona1...e
de
1... 'AdA.Q/l. BoUA ;* à dA.oue J...M con:t.Jz.e/.o/1..:t.-1 du /1..eJ....i..e/. cen:t./1..aJ...,
à 9-auch.e J...a C/1..ê.:t.e Q/l.quée occi...den:t.af.e.

---

- 47 -
1.3 - Age
A
partir
de
mesures
géochronologiques
au
Rb/Sr
sur mmeraux et roches totales,
P.
Bowden et
al.
(1976) lui attribuent
un
âge
de
420 ± 4
M.A.
par isochrone établie sur une
micromonzonite
quartzique
et
quatre
granites
de
faciès
pétrographique
différent.
J.P.
Karche
et
M.
Vachette
(1978),
d'après
une
isochrone
établie
sur
six
roches
granitiques
de
faciès
pétrographique
différent,
estiment
sa
mise
en
place
à
487 ± 7
M.A..
Ils
constatent
que
les
points
représentatifs
des
micromonzonites
quartziques et
des micromon-
zonites se placent sur cette même isochrone.
Pour
notre
part,
nous
retiendrons
l'âge
publié
par
J.P.
Karche
et
M.
Vachette
(978)
car
il
s'appuie
sur
une
étude
beaucoup
plus
complète
et
plus
preclse
des
différents
faciès
pétro-
graphiques rencontrés dans l'Adrar Bous.
II - MORPHOLOGIE ET CONSTITUTION (fig. Il)
Morphologiquement
. nous
distinguons
trois
grandes
unités emboîtées les unes dans les autres
des reliefs élevés dans la partie centrale et orientale
- une
dépression
en
croissant
dans
la
partie
occidentale
et
méridionale ;
- des crêtes
arquées
discontinues,
délimitant
la
dépression à l'Ouest,
au Sud et au Sud-Est.
II.1 -
Relief central et oriental
Il
est
constitué
pour
l'essentiel
par
des
granites
à
amphiboles
sodiques
et
des
granites
à
aegyrine
qui
présentent
des
formes
arrondies
;
les
convexités
sommitales sont caractéristiques
du
modelé
des
granites
dans
l'Aïr
(C.
Moreau
et
A.
Morel,
1979).
Toutefois,
quelques
sommets
plus
acérés,
avec
des
altitudes
supé-
rieures à 1.100 mètres émergent de cette unité.
Une
dépression
de
forme
triangulaire,
au
Nord-Est
est
vraisemblablement
due
à
des
fractures
d' effondrement
elle
est
constituée
de
syénites
et
monzonites
à
ferrohastingsite
et
biotite,
relativement
riches
en
quartz,
traversées
par
des
venues
volcaniques
(Bo
36
et
Bo
38).
Elle
permet
d' observer
que
ces
formations
vol-
caniques,
constituées
essentiellement
de
felsites
qui
étaient
partiel-
lement
vitreuses,
et
qui
sont
maintenant
finement
cristallisées,
occupent la région
Nord-Est de cette dépression.
Il s'agit de rhyolites
à
structure
fluidale,
felsites,
tufs
et
brèches
acides
certaines
de
ces
roches
sont
plus
ou
moins
vacuolaires
avec
des
poches
de
quelques
millimètres
de
àiamètre
entièrement
tapissées
de
quartz.
Leur
gisement
suggère
ct' anciens
conduits
volcaniques
(dykes
et
cheminées) .
_

---

- 48 -
11.2 - La dépression occidentale et méridionale
Elle
s' indi vidualise
en
bordure
des
granitoïdes
centraux
elle
a
quelques
kilomètres
de
large
(2
à
5 km)
et s'al-
longe
sur
vingt
à
vingt
cinq
kilomètres,
en
forme
de
croissant.
Elle
est
drainée
selon
son
grand
axe
par
des
koris,
d' acti vité
restreinte, bordés de terrasses graveleuses.
Dans
cette
dépression,
affleurent
essentiellement
des
roches
basiques
où
dominent
les gabbros passant vers l'extérieur
à
des
microgabbros
et
diabases.
L' altitude
moyenne
se
situe
entre
700
et 800
mètres.
La
zone
occidentale
est
plus
entaillée
que
la
méridionale
un
kori
d' orienta tion
N-NE,
recevant
de
nombreux
affluents,
soit
du
massif
granitique
central,
soit
de
la
crête
occi-
dentale,
s'achemine
du
Sud
au
Nord
vers
une
cuvette
avec
alluvions
argileuses,
limitée par un cordon dunaire.
Dans la partie méridionale,
le
réseau
hydrographique
est
très
vétuste.
Il
est
représenté
par
quelques
koris
qui
se
dirigent
tantôt
vers
l'Est,
tantôt
vers
le
Sud-Est et qui débouchent dans des cuvettes de dimensions modestes.
II.3 - Bordure externe de la dépression
A l ' Ouest,
cette
dépression
est
limitée
par
une
crête
arquée,
s'allongeant
sur
une
dizaine
de
kilomètres.
Cette
dorsale
pentue
et
abrupte
culmine
à
plus
de
1.000
mètres
et
est constituée
de micromonzonites quartziques.
A
l'Est
de
la
dépression,
quelques
éperons
rocheux
de
micromonzonites
quartziques
et
de
microgranites
émergent
des
dunes
vives
qui
avancent
petit
à
petit
vers
le
massif.
Au
Sud
comme
au
Nord,
des
collines
arasées
de
cornéennes,
quartzites,
conglomérats délimitent le complexe.
Soulignons
la
présence
d'anciens
lacs
quaternaires
attestée
par
des
affleurements
grisâtres
de
diatomites,
argiles
et
marnes
les
bordures
constituent
des
sites
archéologiques
connus
et étudiés (Clark et Williams, 1970).
III - ENCAISSANT ET CONTACTS
IIL1
L' encaissant
du
massif
n'est
visible
qu 1 au
NW,
SW,
S
et
W
du
massif,
car
beaucoup
d' affleuremen ts
sont
actuellement
recouverts
de
formations
quaternaires,
et
notamment
de
dunes.
D' ailleurs
celles-ci
rendent
la
zone
orientale
difficilement
accessible.
Trois grandes unités pétrographiques ont été observées
- des formations
métamorphiques
précambriennes
constituant
le
socle ;
- des formations
sédimentaires
avec
un
conglomérat
de
base
surmonté
de formations gréseuses métamorphisées
;
des formations
métamorphiques
à
biotite,
pyroxène
et
quartz
recristallisés, témoins du métamorphisme de contact.

---

49 -
IIL!.1
Le
socle
précambrien
constitué
de
gneiss
et
gneiss
leptynitiques,
affleurant
à
l'Ouest
du
Bous,
est
tout
à
fait
comparable
aux
formations
cristallophylliennes
sugga-
riennes
rencontrées
au
coeur
de l'Aïr et décrites par R.
Black et al.
(1967) .
Le
contact
socle-roches
intrusives
est
franc,
sans
auréole
métamorphique
notable,
sauf
en
quelques
rares
endroits
où
l'on
constate
une
légère
transformation
thermique
sur
quelques
centimètres
seulement.
IIL!.2
Les
formations
sédimentaires
métamorphisées
au
NW
par
contre,
reposent
sur
le
socle
gneissique ;
nous
avons
observé
des
affleurements
congloméra tiques
discordants
qui
rappellent
ceux
décrits
par
M.
Raulais
(959).
Il
s'agit
de
conglomérats
polygéniques
à
éléments
arrondis
de
taille
et
de
nature
très
variées,
allant
du
centimètre
àf
plusieurs
décimètres,
rarement
/
au
mètre
ces
éléments
sont
soit
d'anciennes
roches
métamorphiques
(gneiss,
leptynites,
granites foliés,
granites porphyroïdes,
pegmatites,
etc ... )
soit
des
roches
filoniennes
telles
que
des
dolérites,
en
blocs
plus
ou
moins
arrondis,
soit
encore
de
petits
galets
de
quartzites
à
grain
très
fin.
Tous
ces
éléments
sont
consolidés
par
un
ciment
peu
abondant,
généralement
de
composition
quartzo-
feldspathique
à
grain
moyen.
Dans
la
même
région
on
observe
un
conglomérat
monogénique
à
pendage
interne,
à
petits
galets
de
quartz
centimétriques
et
ciment
siliceux
fin.
Cette
formation
a
été
également
observée
plus
à
l'Est
au
contact
de
cornéennes
et au Sud du massif dans la même position structurale.
Entre
les
conglomérats
et
les
cornéennes,
on
observe
des
formations
gréseuses
plus
ou
moins
quartziques.
Au
microscope
la
présence
de
deux
générations
de
quartz
est
soulignée
pour
l'une
sous
forme
de
grains
arrondis
rappelant
leur
origine
sédimentaire,
pour
l'autre
sous
forme
de
gros
grains
recristallisés,
avec
des
zones
de
nourrissage
visibles.
La
deuxième
génération
devient
de plus en plus abondante en se rapprochant des cornéennes.
IIL1.3
Les
formations
du
métamorp hi sme
de
contact
Elles
affleurent
en
plusieurs
endroits,
au
NW
du
massif,
suivant
un
amas
lenticulaire
orienté
NE-SW
de
2,5
km
de
longueur,
localement
au
N,
et
enfin
au
S,
en
croissant,
au
contact
des microgabbros.
Il
s'agit
de
cornéennes
sombres,
où
alternent
des
passées
noires
et
gris-vert,
à
grain
très
fin
et
minéralisation
relativement
pauvre.
elles
présentent,
la
plupart
du
temps
une
structure
rubanée,
qui
se
traduit
au
microscope,
plus
par
une
différence de taille des cristaux que par une différence de composition.
L'étude
microscopique
a
permis
de
distinguer
les
cornéennes à l' W et au N du massif de celles du Sud.
En
effet,
les
premleres
(Bo
13
Bo
54
Bo
63)
ont
une
composition
minéralogique
relativement
simple
le
quartz

---

- 50 -
Br 2889 1 Br 2902 1 Br 2895 1
BR 1
BR 2
BR 3
1
1
1
Si0
52,77
2
56,45
1
1
67,35
1
Ti0
1,26
1,32
0,43
2
1
1
1
A1 0
24,40
23,43
18,10
2 3
1
1
1
Fe 0
1,46
0,83
0,46
2 3
1
1
1
1
FeO
6,96
8,80
2,77
1
1
1
MnO
0,06
0,06
0,05
1
1
1
MgO
2,13
2,08
1,36
1
1
1
CaO
0,85
0,89
2,03
1
1
1
Na 0
1,45
2,25
2
1
\\
3,56
1
K 0
2
3,77
1
2,24
1
5,81
1
P205
0,20
0,33
0,11
1
1
1
H 0
n.d.
n.d.
n.d.
2
1
1
1
1
1
1
Tableau IV
AnaJ.y.4e4 clWni..q.ue4 de4
coll.néenne4 du Ba lM.
A
Pi.
K
1.
. • 2
.1
.3
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
\\
JI:
\\
\\ ,,
c
F
F
Figure 12:
O.i..a[IAamme4
ACF-A'KF.
Le4
cOl1.néenn.e_J
de
l'AdAG/1. nOU-1
40n.f:.
l1.ep!1.é4en:t..ée.j
pa.!1.
le4
po.i..ttt"j
n.OU-1,
le4
efu/./A-e4
cO/1./1.e4ponden:t.. au tableau V :
l - domai..n.e de4 G/1.ç;).J..e4,
II - de4 [lAa.LJl.Uac.ke-1,
II l - de4 bMaJ..:te4.

---

- 51 -
représente
70
à
90
% du
volume
de
la
roche,
il
est
accompagné
de
biotite,
plagioclase
sodique
(%
moyen
An
20)
et
de
quelques "
opaques
(magnétite).
La
biotite
se
développe - en --gerbes
à
extinction
roulante
ou
en
amas
de
petits
cristaux
automorphes.
La
texture
est
granoblastique
très
fine.
Il
s'agit
en
fait
d' un
assemblage
en
mosaïque
traduisant
une
origine
essentiellement
thermique.
Le
rubanement
est
dû
à
une
alternance
de
bancs
de
cristaux
de
taille
différente,
a vec
toutefois
un
enrichissement
en
opaques
dans
les
passées très fines.
Au
Sud,
les
cornéennes
(Bo
20)
sont
à
grain
plus
gros.
La
paragenèse
minérale
est
plus
visible
et
se
caractérise
par
du
clinopyroxène en petits cristaux automorphes identifié optiq ue-
ment
comme
clinohypersthène
il
est
associé
à
du
plagioclase
de
type
oligoclase
;
le
quartz
moins
abondant
que
précédemment
se
présente
fréquemment
en
plages
xénomorphes
et
poecilitiques.
De
même
la
biotite
apparaît
tardivement
par
rapport
au
pyroxène
et
au
plagioclase
en
les
englobant
dans
des
structures poecilitiques,
ou
encore
en
remplissant
les
espaces
intergranula ires
laissés
par
ceux-ci.
L' ensemble
de
la
roche
a
une
texture
grenue
fine,
avec
toutefois
des
reliques
noduleuses,
non
identifiées,
et
des
blastes
de quartz et de biotite poecilitique.
Nous pouvons distinguer deux paragenèses
- l'une caractérisée
essentiellement par biotite + plagioclase + quartz,
- l'autre par clinopyroxène + plagioclase + biotite + quartz ;
la
premlere
nous
laisse
penser
que
les
cornéennes
se
sont
formées
à
des
températures
de
l'ordre
de
500°C,
la
seconde
plus
élevée,
peu t être estimée ve rs 650 °C-700 °C.
D'un
point
de
vue
géochimique,
les
trois
analyses
(tableau
IV)
dont
nous
disposons
permettent
de
penser
qu'il
s'agit
de
formations
gréso-pélitiques
qui
se
localisent
dans
les
diagrammes
ACF-A' KF
(fig.
12)
entre
le
domaine
des
argilites
riches
en
alumine
et
celui
des
argiles
continentales.
De
plus
si
l'on
compare
leur
composition
à
des
roches
gréso-pélitiques
soumises
au
même
type
de métamorphisme
(de La Roche,
1975)
on constate qu'elles se caracté-
risent par une faible teneur en Si0 ,
Fe 0
et, CaO,
et une proportion
2
Z 3
élevée de A1 0 , FeO et TiO '
2 3
Z
Quant
à
K 0
qui
apparaît
relativement
élevé
dans
2
les analyses chimiques,
il se localise essentiellement dans la biotite.
Ce
métamorphisme
de
contact,
suggère
que
la
venue
d'un
magma
gabbroïque
dans
ces
formations,
donne
naissance
à
un
flux
thermique
relativement
élevé provoquant
une auréole métamor-
phique
de
faible
extension
pouvant
s'expliquer
par
la
faible
profon-
deur de mise en place.
111.2 - Les contacts
L'intrusion
du
massif
subvolcanique
à
structure
annulaire
de
l'Adrar
Bous
se
marque,
au
niveau
de
l'encaissant,
par
une
auréole
métamorphique
provenant
de
la
transformation

---

fi
52
•
AïR
~
2km
~10
--------'
o
Figure 13
Schéma g-éo-lo9-'Ï-que de l'AdA.Q/t. BaLlA.
1
di..atorrz-U:.e-1,
2
pann.eau.
de
~y.érU.:te monJ-0n.U:J.qu.e,
3
9Aan..U:.e-1
aA.caÜJw
cen:t.ll.OJl.X,
4
9Aan..U:.e-1
Iuj,peAaA.CaÜJ1A
o/1.J..en..J:.OJl.X,
5
rrU.C/l.omonJ-0rU...te-1
quQ/t.:t.J-i..qu.e-1,
6
eMemo1e monJ-0n.U:J.qu.e à monJ-o[)AQ-
n.U:J.qu.e,
7 -
f-o/Un.a:ti..o~ ç;aOO/l.o.tqUe-1 .Li..:t.ée-1, 8 - rni..C/l.ol}aoo/l.o~ e:t. f-aciè./., de
oO/l.d.wz.e,
9
co/l.n.éen.n.e-1,
10 -
conl}1oméA~,
11
f-o/Un.a:ti..o~ du ,joue e:t.
coulleA:I:.u/l.e dun.ai.A.e i.J7..di..f-f-éAen.ciée.

---

- 53 -
des
séries
gréso-pélitiques
en
cornéennes.
Et
ceci,
seulement
lorsque
ces formations sont en contact avec les gabbros.
La
chronologi.e
de
mise
en
place
des
différentes
unités
pétrographiques
de
ce
massif
apparaît
par
leur
relations
mutuelles.
Les
premières
formations
sont
les
roches
basiques
(cf.
Structure).
Elles
ne
renferment
aucune
enclave
étrangère
au
magma
basique
d'où
elles
sont
issues.
Elles
sont
recoupées
vers
l'intérieur
par
des
monzonites,
qui
épousent
une
forme
arquée
et
n'affleurent
que
dans
la
partie
méridionale
entre
les
gabbros
au
Sud
et
les
granites
au
Nord.
Plusieurs
enclaves,
de
petite
taille,
constituées
de matériaux basiques, ont été identifiées dans cette unité.
Les
microgranites
quartziques,
diffèrent
non
seulement
par
leur
composition
mais
aussi
par
leur
mode
de
gisement.
Elles
recoupent
les
gabbros
le
long
de
leur
bordure
externe,
sous
forme
de crêtes arquées évoquant des
ring-dykes.
De plus elles apparaissent
également
en
remplissage
de
filons
provenant
de
la
fracturation
des formations basiques, essentiellement sur les bords.
Les
granitoïdes
de
forme
beaucoup
plus
massive
occupent
les
parties
centrale
et
septentrionale
de
l'Adrar
Bous.
Leurs
contacts
avec
les
gabbros
et
les
monzonites
se
manifestent
fréquemment
par
une
limite
nette avec toutefois des faciès de bordure
représentés
essentiellement
par
des
microgranites,
avec
quelques
passées pegmatitiques et quelques poches miarolitiques.
Peu d'enclaves
ont été observées dans cette unité.
Postérieurement
à
leur
mise
en
place,
des
venues
filoniennes
se
sont
manifestées
dans
les
fractures
du
massif.
Elles
c~r~espondent
aux
directions
structurales
majeures
affectant
la
reglon.
D'un
point
de
vue
pétrographique
il
s'agit
essentiellement
de
granophyres et de diabases.
De plus quelques conduits volcaniques
obstrués
par
des
felsites
et
des
rhyolites
ont
été
observés
dans
la partie centrale du Bous.
En
résumé
l'ordre
de
mise
en
place
est
gabbros,
monzonites,
micromonzonites
quartziques,
granites
et
venues
tardives
de granophyres, diabases, felsites et rhyolites.
IV - PETROGRAPHIE
Nous
distinguerons
et
étudierons
successivement
les
formations
basiques
occupant
la
dépression,
des
formations
intermédiaires et acides formant les principaux reliefs du massif (fig .13)
IV.! -
Les formations basiques
Elles
présentent
un
litage
souligné
dl une
part
par
l'alternance
de
passées
leucocrates
où
domine
le
plagioclase
et
de
passées
mélanocrates
à
olivine
et
clinopyroxène,
d' autre
part
par l'orientation de ces minéraux.
Nous
avons
constaté
une
évolution
régulière
de
la
composition
et
de
la
dis!ribution
des
mlneraux,
qui
de
l'extérieur
vers l'intérieur du massif se traduit par les unités sui vantes :

---

- 54 -
faciès de
bordure
représenté
par
une
dolérite
à
grain
très
fin,
à plagioclase, clinopyroxène et titanomagnétite
- microgabbro de
composition
minéralogique
sensiblement
identique,
avec toutefois un peu moins de titanomagnétite
- gabbro à
grain
fin
à
moyen
à
plagioclase,
clinopyroxène,
titano-
magnétite et quelques olivines
;
- gabbro à
grain
moyen
à
plagioclase,
olivine,
quelques
clinopyro-
xènes et titanomagnétite ;
- gabbro anorthositique
leucocrate,
pouvant
en
certains
endroits
conduire
à
de
véritables
passées
anorthositiques
(plus
de
90
%
de plagioclase) alternant avec des passées de mélagabbros
;
gabbro à clinopyroxène et olivine
- enfin un g ab b ro finement g ren u à cl inopyroxè ne.
Toutefois,
il
existe
un
contact
assez
net
entre
les
microgabbros
et
les
gabbros.
Macroscopiquement
il
s'observe
par
un
changement
de
la
couleur
a.e
la
roche
(anthracite
pour
les
microgabbros,
gris-bleu
sombre
pour
les
gabbros),
la
taille
des
minéraux
et
leur
distribution
(phénocristaux
de
plagioclases
dans
un
fond
microcristallin
pour
les
microgabbros,
cristaux
de
taille
millimétrique
à
centimétrique
pour
l'ensemble
des
minéraux
des
gabbros).
Microscopiquement
on
consta,te
l'absence
d'olivine
dans
les microgabbros et une composition modale différente.
IV.I.I -
Les faciès de bordure
En
position
externe,
à
la
suite
des
microgab bros,
une
roche
sombre
à
texture
fine,
sans
phénocristaux
ni
nodules,
s'apparentant
à
une
dolérite
représente
le
faciès
de
bordure
le
plus
couramment
rencontré
dans
le
Bous.
Il
s'agit
d'un
assemblage
en
mosaïque,
de
cristaux
microscopiques
de
clinopyroxènes,
plagio-
clases
et
de
titanomagnétite
tardive.
Le
zonage
et
l' habitus
des
plagioclases est significatif des textures de trempe.
En
fait,
il
existe
une
évolution
progressive
allant
des
faciès
de
bordure
aux
gabbros
en
passant
par
les
microgabbros
de l'extérieur vers l'intérieur de la structure.
Pour mieux l'apprécier
décrivons
la
coupe
géologique
localisée
dans
la
partie
méridionale
du massif :
Description des principaux faciès
B028
a'
Bordure figie
(microgabbro ~ texture iquigranulaire microgrenue)
On
remarque
un
pavage
de
petits
cristaux
polygonaux
de
plagioclases
et
de
clinopyroxènes
avec
des
opaques,
soit
situis
dans les
joints des grains,
soit aux points triples, ou encore remplissant
des
golfes
de
corrosion
des
clinopyroxènes.
Les
minéraux
sont
orientés,
dessinant
un
litage
qui
traduit
le
flux
magmatique
lors
de
la
mise
en place des roches basiques.

---

55 -
B028 a: Microgabbro à texture microgrenue
Les minéraux
sont
en
grains
de
petite
taille
assez
homogènes
au
point
de
vue
composition
on
note
60 % de clinopyroxènes,
30 % de
plagioclases et 10 % d'opaques,
ainsi que quelques orthopyroxènes
en
relique.' Quelques
cristaux
de
plagioclases
présentent
un
zonage
important
ils
sont
isolés
les
uns
des
autres
dans
un
fond
finement
grenu
de
cristaux
de
clinopyroxène-plagioclase
et
opaque
imbriqués
les
uns
dans
les
autres.
Dans
les
clinopyroxènes
on
remarque
de
pe"Ci ts
granules d'opaques disposés en nuages.
B028 a
Microgabbro à texture microgrenue porphyroïque
Les
phénocristaux
sont
des
plagioclases
(An
58)
ils
se
présentent,
soit
en
grands
cristaux
allongés,
fusiformes,
non
zonés,
soi t
en
associations
de petits cristaux plus trapus formant de véritables
nodules.
Le
fond
microgrenu
est
constitué
de
30
%
de
clinopyroxène,
de
60 % de
plagioclases
et de
10 % d'opaques.
Ces minéraux sont agencés
en mosaïque.
Le plagioclase et le clinopyroxène semblent avoir syncristal-
lisé,
alors
que
les
opaques
sont
plus
tardifs,
se
localisant
essentiel-
lement
aux
points
triples
ou
dans
les
joints
intergranulaires.
Les
phénocristaux
représentent 30 à
40 % du volume de la roche
; on remarque
de fins granules d'opaques le long des clivages des plagioclases.
B028 b
Microgabbro à texture microgrenue porphyroïque
Les
phénocristaux,
toujours
représentés
par
des
plagio-
clases,
ont
une
calcicité
plus
élevée
(An
68)
et
sont
plus
nombreux
que précédemment,
plus de 50 % du volume de la roche.
Le fond microgrenu,
toujours
composé
de
clinopyroxène-plagioclase
et
opaques,
a
une
texture
engrenée, donc différente de la mosaïque de la roche précédente.
B028
c
Gabbro
hétérogrenu
(roche
intermédiaire
entre
microgabbro et
gabbro)
Les
cristaux
de
plagioclases
sont
plus
nombreux
(60 à
70
%)
et
de
taille
moyenne
(1
à
2
cm)
ils
sont
disposés
en
lits
et alternent avec du clinopyroxène dont les petits cristaux se regroupent,
s'accolent
et
se
fondent
en
de
grandes
plages
polycristallines.
Les
opaques,
aussi
nombreux
que
dans
les
roches
précédentes,
semblent
surimposés
aux
clinopyroxènes,
d'autant
plus
qu'on
observe
de
nombreux
granules
d'opaques
groupés
en
nuages
dans
certaines
plages
de
clinopyroxènes.
8028 d
Gabbro à olivine et clinopyroxène
C'est
une
roche
très
répandue
dans
l'Adrar
Bous.
Il
s'agit
d'un
gabbro
à
plagioclase
(An
60
à
70 %),
olivine
forstéritique
et clinopyroxène.
Las minéraux
ont des
tailles
millimétriques
à centimé-
trique,
une
texture
de
cumulat
avec
un
pseudo-litage
où
alternent
des
passées
riches
en
clinopyroxènes,
d'autres
riches
en
plagioclases
et
d'autres
en
olivine.
Les
opaques
deviennent
rares
par
rappcrt
aux
roches précédentes.
8028 e
Gabbro anorthositique
La
composition
minéralogique
reste
sensiblement
la meme,
mais
les
proportions
des
minéraux
changent
;
les
plagioclases
sont
plus abondants et ceci au détriment des ferromagnésiens.

---

- 56 -
COUPE GEOLOGIQUE DE LA PARTIE EXTERNE DES FORMATIONS BASIQUES
DANS LE SUD DE L'ADRAR BOUS (B028) (fig. 14)
N
s
8
7
6
5
4
3
2
1
Figure 14:
Coupe f}éolog)..qp.e &28.
1
40cA.e
gn.ei.A4o-1e~que J'
2
4éJU..e
SfIl-é.4o-
cong,I.;.JméA.a:t.i..que méi:.amoll.pft.Wée au con.:taci:. de4 ll.och.e4 bMique4 en. cOll.n.éen.n.e4
à
bio:tU:.e
e:t
(JIJll.oxène
J'
3 -
boll.CÛJA.e f-i-f}ée
,.
4 -
miCll.of}abbll.o à :tex:b.1Ae
miCll.oSfll-en.ue
J'
5
miCll.of}abbll.o
à
:tex:b.JAe
miCll.oSfll-en.ue
poll.phlJuque
J'
6
miCIl.of}abbll.o
à
:tex:b.JAe
miCll.oSfll-en.ue
Poll.pfuJll.oZque
à
plaf}-i-ocA.Me4
calcique4
,.
7 -
f}abbll.04
héi:.éA.OSfll-en.u4
J'
8 -
f}abbll.04
à olivine e:t
cJ.in.o-
(JIJIl.oxène.
IV.1.2 -
Les microgabbros
Ils
affleurent
à
la
périphérie
des
gabbros.
Il
s'agit
d'une
roche
sombre
où
apparaissent
des baguettes
allongées gris-bleu
de
plagioclases.
Ces
phénocristaux
sont
automorphes,
allongés,
généralement
non
zonés
notons
la
présence
de
fins
cristaux
d' opaques
le
long
de
leur
clivage,
leur
basicité
diminue
lorsque
l'on
se
déplace
de
l'intérieur
vers
l'extérieur
de
la
formation,
elle
varie
de
An
68
à
An
58
souvent
on
rencontre
des
agrégats
de
plagioclases
de
tailles
plus
modest,es,
formant
des
nodules
en
syneusis,
ils
sont
généralement
zonés
(An
70
à
An
55)
le
fond
de
la
roche
est
constitué
par
une
association
de
fin
cristaux
de
clinopyroxènes
et
plagioclases
associés en mosaïque,
avec en
surimpo-
sition
de
la
titanomagnétite
remplissant les
rares espaces
interstitiels
laissés
généralement
au
niveau
des
points
triples.
On
remarque
parfois une amphibole brune.
L'olivine est absente.
IV.1.3 -
Les gabbros et leucogabbros
IV.1.3.1 -
Le gabbro à olivine (fig. 15)
""" 1tt1'" l' "'". fi' '''''''''11 "" '"
Cette
unité
se
localise
en
bordure externe du croissant
gabbroïque
quelques
passées
de
ce
type
se
retrouvent
également
dans
la
partie
médiane
des
formations
basiques,
mais
avec
une

---

- 57 -
faible
extension.
Elle
se
compose
de
plagioclase
et d'olivine associée
avec un peu de pyroxène; l'opaque est rare.
Le
plagioclase
a
un
habitus
tabulaire,
mais
ses
contours
sont
sinueux
il
n'est
pas
zoné,
toutefois
sa
teneur
en
anorthite
varie
de
An
54
à
An
60,
le
situant
dans
le
domaine
des
labradorites.
Il
est
maclé
Carlsbad-Albite,
parfois
Péricline.
Sa
taille
varie
de
0,5
à
4 mm.
Il
apparaît tardivement par rapport
à
l'olivine
qu'il
moule
ou
encore
englobe.
Il
est
également
associé
aux
rares
clinopyroxènes
les
relations
avec
ce
matériel
montrent
qu'il lui est antérieur car il est souvent englobé.
L'olivine
sub-automorphe,
non
zonée,
apparaît
généra-
lement
en
cristaux
précoces
de
1
à
3
mm
de
diamètre.
Elle
se
retrouve
en
petits
granules
dans
le
plagioclase
et
le
pyroxène.
Elle
est
craquelée
on
note
dans
ses
craquelures
des
remplissages
d'opaques associés à de l'antigorite.
Le
pyroxène
apparaît
tardivement
par
rapport
à
l'olivine
et
au
plagioclase,
et
pourrait
représenter
une
phase
intercumulus.
L'opaque
est
une
titanomagnétite,
automorphe,
associée
au
clinopyroxène
et
à
l' oli vine,
ou
encore
xénomorphe
le
long
des craquelures et des clivages des ferromagnésiens.
IV.1.3.2 -
Le gabbro à clinopyroxène (fig. 17)
l''' l''' '" ,"'' '" '"'''''' f " " " , '" " '''' '" '" '" , ,
Cette
unité
mieux
représentée
que
la
précédente
se
retrouve
plusieurs
fois
dans
la
série
gabbroïque.
Elle
fait
suite
aux
gabbros
à
olivine,
mais
s'observe
également
dans
la
partie
interne du croissant basique.
Le
plagioclase
présente
les
mêmes
caractéristiques
que
dans
les
gabbros
à
olivine.
Par
contre
le
clinopyroxène
a
une
plus
grande
variété
d'agencement
avec
le
plagioclase.
Tantôt
il
est
en
association
symp lectiq ue
avec
ce
dernier
tantôt
il
l'en-
globe
dans
de
grandes
plages
monominérales,
sub-ophitiques,
tantôt
il
se
localise
le
long
de
ses
contours
ou
encore
pénètre
dans
de
petits golfes.
Quelques
rares
cristaux
d' orthopyroxène
(hypersthène)
ont
été
observés
en
relique
au
coeur
de
clinopyroxènes.
Les opaques
composés
de
titanomagnétite
avec
des
lamelles
d' exsolution
d'ilménite
sont
fréquemment
associées
au
pyroxène,
soit
en cristaux automorphes
accolés
ou
inclus
dans
les
plages
de
ce
minéral,
soit
encore
le
long des clivages et cassures des clinopyroxènes.
Soulignons également
la
présence
de
quelques
granules
d'olivine
associés
ou
inclus
dans
le plagioclase et le clinopyroxène.
Parfois
une
amphibole
brune,
frangée
par
une
amphi-
bole
verte
borde
le
clinopyroxène
elle
est
accompagnée
de
biotite
brune.

---

- 58 -
Figure 16
Leucoç;.abb/l.O à cJJ.n.oP!J.l1-oxèn.e
Figure 17 : !;abb/l.o à cJJ.n.o-
e;t oilvme
P!J.I1-oxèn.e e;t oilvme
4 mm,
Figure 15
!;abb/l.o du. &I..JA mon.i:A.an:t ).'.i..mb/lJ..ca:i:.J..on dM dif-f-éA.eni:.M pitGAM
m.ù7..éA.al.M.
'P).
= p./...ag)..oc.J..a/1e, 0). = oilvme, cpx. = chrw-
pY-/l.0xène.

---

- 59 -
IV.1.3.3
-
Les
leucogabrros
à
clinopyroxène
et olivine
1 t " " "
l " ' "
ft •• " . " , "
l " "
'"
"t, " t , "t, ,,., l , , , " , , " , " "t, r, t " ,t, t, t '" " , l " " ,.",
(fig. 16)
Ils
occupent
la
majeure
partie
du croissant gabbroïque
où
ils
constituent
la
partie
médiane.
Cette
unité
tout
comme
les
précédentes reste litée.
Le
plagioclase
a
un
habitus
tabulaire,
ses
contours
sont
moins
sinueux
que
précédemment
les
cristaux
possèdent
une
petite
couronne
zonée
(cf.
minéralogie)
la
teneur
en
anorthite
est
plus
élevée,
en
moyenne
An
65,
mais
pouvant
a tteindre
An
70 pour les variétés très leucocrates.
L'olivine
a
les
mêmes
caractéristiques
que
dans
les
gabbros
à
olivine.
Le
clinopyroxène
l'accompagne
et
forme
avec
elle
et
la
titanomagnétite
des
lits
de
ferromagnésiens
millimé-
triques alternant avec ceux constitués de plagioclases.
Les
passées
anorthositiques,
de
puissance .centimétrique
à
décimétrique
sont
rares
(Bd
26).
Elles
ont
pour
caractéristique
une
association
polygonale
de
cristaux
de
petite
dimension
(0,5 à
2 mm) de bytownite (An 70 à An 79).
IV.1.4 - Analyse modale et ordre de cristallisation
Sur
l'ensemble
des
formations
basiques,
plusieurs
remarques peuvent être faites
:
- l'olivine
est
une
phase
précoce
qui
n'est
présente
que
dans certains faciès
(gabbros à olivine, leucogabbros)
;
- le
plagioclase,
l'opaque
et
le
clinopyroxène
se
rencontrent
dans tous les faciès des roches basiques ;
- l' orthopyroxène
est
très
rare,
il
n'a
été
observé
qu'en
relique dans les gabbros à pyroxène ; la pigeonite est absente.
L'étude
des
faciès
de
bordure
externe,
constitués
de
microgabbros
au
Sud
permet
d'estimer
les
compositions
modales
moyennes suivantes,
de l'extérieur vers l'intérieur (Bo 28)
:
- 60
%
de
clinopyroxènes 1
30
%
de
plagioclases,
10
%
d'opaques;
- 30
%
de
clinopyroxènes,
60
%
de
plagioclases,
10
%
d'opaques ;
- 20 % de clinopyroxènes,
70 % de plagioclases, 10 % d'opaques.
Cette
évolution
est
régulière
et
progressive,
marquée
par
la. diminution
du
clinopyroxène
et
l'augmentation
du plagioclase.
La proportion d'opaques reste constante.
Une
étude
plus
preCIse
a
été
menée
dans
la
série
gabbroïque
(coupe
Bo
60
à
61),
elle
permet
de
constater
que
la
distribution
des
principales
phases
composant
ces
roches
se
fait
avec
certaines
fluctuations
l'évolution
est
rythmée,
mais
non
cyclique (tableau V, fig. 18).

---

2
1
1
1
1
1
3
1
4
1 5
1
6
1
7
1
8
1
9
1
1
Réf.
1
78B061
1
78B060j
1
78B060i
1
78B060h
1
78B060g
1
78B060f
1
78B060e
1
78B060c
1
78B060a
1
Nom de la
1 gabbro
à 1
gabbro à
1
leucogabbro à cpx et 01
1 gabbro
à 1 gabbro à 1 gabbro à 1
1 roche
1
olivine
1
clinopyroxène
1
1 cpx et 01 1 01 et cpx 1
cpx
1
1 cumulats
1
CT
1
CT
1
CT
1
CT
1
CF
1
CF
1
CT
1
CT
1
CT
1
1 Quartz
1
--
1
--
i
--
t
1
~
--
1
--
1
--
1
--
1
1
Feldspathalcl
--
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
1
Plagioclases 1
63
1
52
1
63
1
59
1
68
1
65
1
60
1
58
1
60
1
1
Clinopyr.
1
7
1
39
1
26
1
29
1
15
1
20
1
23
1
19
1
32
1
Olivine
1
29
1
- -
1
7
1
10
1
14
1
13
1
15
1
22
1
7
1
Amphibole
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
Biotite
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
Opaques
1
1
1
9 1
4
1
2
1
2
1
2
1
2
1
1
1
1
1
Autres
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
- -
1
Total
1
100
1
100
1
100
1
100
1
100
1
100
1
100
1
100
1
100
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Indices
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
COL
1
37
1
48
1
37
1
41
1
31
1
35
1
40
1
42
1
40
1
SA T
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
FEL
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
0
1
PER
1
80
1
0
1
21
1
25
1
48
1
39
1
39
1
53
1
20
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Ta b le a u V :
1ln.a1!f1e modale de4 fYU.n.dpaJ..e4 lIJLil.é4 c1an4 le4 l.D/unati.oTl4 -Li;tée4 de l'AMG/l. BoU4,
le long d'une coupe
Pe/l.pen.di..cuJ...aUi.e à Ce4 /.o/lfllati.oTl4.
Bo 61 -ddué à l'W /l.efYlé-dent.e l'LUL-i./té la plU4
ertVlfl.e au con:tac:t deA
mi...U1.omonJ.ofuA.eA qpwz.:tJ-i..que-d, Bo 6C\\:z à l ' [
eA:t la plU4 .i.ntVlfl.e au con:tac:t deA [J/LaJ'U.-:teA a-Lca-Ün4.

---

- 61 -
70
60
Pl
50
30
Px
20
10
30
20
10
Dl
o
8
6
4.
Op
2
o
1
2
3
4
5
7
8
9
Figure 18
~M
mod.a.i.M
dM
f.o/llTlaliOnA
baA.i..q,u.M
-LUéM
de
l'Acbuvt. f30l.l.4 •

---

- 62 -
Le
plagioclase,
minéral
le
plus
abondant,
atteint
des
proportions
maximales
dans
la
partie
médiane
des
formations
basiques
l ' olivine
évolue
à
l'inverse
des
clinopyroxènes,
mais
les
fortes
concentrations
se
localisent
dans
la
partie
externe
du
croissant
gabbroïque.
Le
clinopyroxène
a
une
variation
régulière
dans
les
microgabbros,
mais
irrégulière
dans
les
gabbros.
Toutefois
on
constate
qu'il
atteint
ses
plus
fortes
proportions
en
bordure
interne et externe des formations basiques.
IV.l.S - Textures
Elles
varient
en
fonction
des
critères
minéralogiques,
dimensionnels
et
compositionnels
des
différentes
unités
distinguées.
Une
place
particulière
sera
faite
aux
microgabbros
et
faciès
de
bordure
qui
ont
des
textures
différentes
de
celles
des
gabbros
et leucogabbros.
Les'
microgabbros
et
faciès
de
bordure
présentent
une
évolution
de
l'extérieur
du
massif
vers
l'intérieur
qui
au
point de vue texturaI se traduit par :
- Des
agencements
en
mosaïque,
polycristallins
où
plagioclases,
clinopyroxènes
et
opaques
ont
des
tailles
microscopiques
et
des
formes
polygonales.
Leurs
relations
suggèrent
qu 1 ils
ont
cristallisé
simultanément
en
équilibre
et
rappellent
les
textures
de
certaines
dia bases.
- La
taille
des
plagioclases
augmente
et
atteint
rapidement
quelques
millimètres,
leur
forme
devient
allongée
et
leur
cristalli-
sation
est
précoce
par
rapport
aux
clinopyroxènes
et
opaques.
L'agencement
des
différentes
phases
est
intergranulaire,
les
cristaux
de
feldspaths,
sans
orientation
nette
sont
cimentés
par
un
fond
polycristallin à plagioclases, clinopyroxènes et opaques.
- Les
phénocristaux
de
plagioclases
ont
des
tailles
plus
impor-
tantes,
de
quelques
mm
à
1-2
cm
de
long
pour
0,2
à
0,4
mm
de
large.
Ils
se
disposent dans des
structures planaires
sub-horizontales
et
sont
emprisonnés
dans
un
fond
microgrenu
où
l'on
constate
que
le
clinopyroxène
est
souvent
en petites plages
sub-ophitiques incluant
des cristaux de plagioclases et d'opaques.
- La
proportion
des
phénocristaux
augmente,
la
taille
des
plagioclases,
clinopyroxènes et opaques devient millimétrique,
l'oh vine
apparaît,
ces
différents
minéraux
s' orientent
dans
des
structures
planaires
et
l'on
passe
progressivement
à
la
série
gabbroïque
litée.
Les
textures
des
formations
basiques
litées
sont
du
type
méso-cumulat
et
hétéradcumulat
(d'après
la
classification
de
Wager
et
al.,
1960).
Toutefois
nous
avons
pensé
utile
d'employer
également
la
terminologie
de
].
Pons
(1982)
qui
permet
de
mieux
suivre
l'évolution
des
différentes
phases
minérales
au
cours
de
la
cristallisation
magmatique.
Nos
massifs
présentant
des
caractères
différents
des
siens,
les
termes
n'auront
pas
tout
à
fait
le
même
sens.
Nous
parlerons
de
cumulats
ferromagnésiens
(CM)
lorsque
la
proportion
des
ferromagnésiens
sera
importante
et
celle

---

- 63 -
des
plagioclases
faibles
les
cumulats
feldspathiques
(CF)
auront
les
caractéristiques
inverses
enfin
les
cumula ts
totaux
(CT)
repré-
senteront
un
certain
équilibre
des
proportions
entre
ferromagnésiens
et plagioclases.
Dans
les
leucogabbros,
les
plagioclases
apparaissent
comme
les
cumulats
englobant
quelques
phases
précoces,
olivine,
apatite,
en
très
faible
quantité.
La
partie
centrale
de
ces
cristaux
est
subautomorphe,
tabulaire,
seule
une
faible
couronne
zonée
est
xénomorphe.
La
majeure
partie
de
ces
cristaux
peut
donc
être
considérée
comme
phase
cumulus
accompagnée
par
l'olivine
et
l'apa-
tite,
alors
que
la
couronne
plus
sodique
représente
une
phase
intercumulus
associée
au
clinopyroxène
et
à
la
titanomagnétite
qui sont postérieurs à l'olivine et aux plagioclases.
Ces
lattes
de
plagioclases
déterminent
une
fabrique
planaire,
alors
que
les
autres
minéraux
n'ont
pas
d'orientation
bien ma rq uée .
Cumulats totaux
Dans
l'Adrar
Bous,
nous
n'avons
pas
observé
d'unités
litées
suffisamment
riches
en
ferromagnésiens
par
rapport
aux
plagioclases
pour
utiliser
le
terme
de
cumula ts
ferromagnésiens.
En
effet,
les
gabbros
à
olivine
comme
à
clinopyroxène
ont
toujours
des proportions supérieures à 50 % de plagioclases.
Pour
les
gabbros
à
olivine
le
terme
de
cumulat
total
est
bien
approprié
car les principales phases minérales
(olivine
et
plagioclases)
apparaissent
comme
des
cumula ts,
de
même
que
certains
cristaux
de
clinopyroxène
et
titanomagnétite.
La
fabrique
planaire
.est
bien
visible
tant
dans
les
lits
plagioclasiques
que
ferromàgnésiens.
,
Les
gabbros
à
clinopyroxènes
révèlent
des
relations
plus
nuancées
entre
les
différentes
phases
minérales.
L'olivine
est
une
phase
précoce
sui vie
par
le
plagioclase
par
contre
le
clinopyroxène
apparaît
avant
que
le
plagioclase
ait
terminé
de
cristalliser
(associations
symplectiques)
mais
continue
de
cristalliser
postérieurement (associations sub-ophitiques).
Ainsi,
les
caractères
spécifiques
des
forma tions
basiques litées de l'Adrar Bous peuvent être partiellement dégagées :
- ces
formations
litées
possèdent
des
évolutions
régulières
pour
certaines
phases
(plagioclase)
irrégulières
pour
les
ferroma-
gnésiens ;.
- les
différentes
unités
distinguées
ne
se
répètent
pas
cyclique-
ment et ont des fluctuations assez différentes
;
- alors
que
l'on
atteint
dans
de
rares
cas
des
accumulations
de
plagioclases
(passées
anorthosi tiq ues) ,
on
n'observe
pas
de
concentraticns d' ultrabasites ;
- l'évolution texturale dans les gabbros est peu marquée
- les
caractères
sub-volcaniques
de
ces
formations,
peuvent en
partie expliquer ces remarques.

---

- 64 -
w
3
E
(Bo 50) -
Coupe au. .uaveJZ4 du C/l.OM4(]J7.;(:. dM mJ...C/l.omonJ0fLi.-:tM qp.a;z.;t;yi..qpM
1 -
.-1ode g.nw.-1.i-que,
2 - g.abb/l..o.-1 J.,Ué/1 à olivme,
3 - mJ...C/l.O-
monJorU.A:.e çUaJ7..,tJA.-qp.e, 4- - f)AanophljAe.
w
Coupe Bo 54 -
1 - g.abb/l..o
à olivme moucheté de .-1u.J..f-U/l..e de I.e//.. (p!j/LÛe)
2 - g.a66/1..o
à cJ...i-n0pljAoxène et o~vme
3 - mi-C/l..omonJ0rU.A:.e qpaJ7..:t;yi..qpe
Figure 19
COUpM
g.éo-lOç;)-qpM
montAaM
-lM
/l..eJ..a:t.i-On4
entAe
-lM
mJ...C/l.OrTlOnJOrU.A:.M qp.a;z.;t;yi..qpM et. -lM g.abb/l..04.

---

- 65 -
IV.2 - Les formations intermédiaires et acides
Ces
formations
affleurent
sur
plus
de
60
% du massif.
Elles
se localisent en bordure externe du croissant de roches basiques
à
l'Ouest
et
au
Sud-Est
de
celui-ci,
et
surtout
dans
la
partie
centrale et septentrionale du massif (fig.
10 et fig.
13).
Nous distinguons plusieurs unités
:
- l'arc externe de micromonzonites quartziques et micromonzonites ;
l'ensemble monzonites,
monzonites
quartziques,
monzogranites
situé au Sud des granites, entre ces formations et les gabbros;
les granites hyperalcalins orientaux
- les granites alcalins centraux ;
- le panneau
de
syénites
monzonitiques
au
coeur
des
granites
alcalins
;
- les venues tardives et filoniennes.
IV.2.1
quartziques
à
am hibole
Elles
se
localisent
le
long
du
croissant
externe
recoupant
les
formations
basiques
(fig.
19,
coupes
Bo
50
et 54).
Elles affleurent également au Sud-Est en bordure des microgabbros.
Elles
se
composent
de
phénocristaux
emprisonnés
dans un fond finement grenu.
Les
phénocristaux
correspondent
à
environ
30
%
du
volume
total
de
la
roche
ils
sont
constitués
surtout de plagio-
clases,
subaut~morphes, avec un coeur d'oligoclase (An 30 à
An 25)
une
couronne
a
zonage
normal
évoluant
vers
la
périphérie
de
An 30
à
An
5
ils
sont
toujours
entourés
par
un liséré de microperthites.
Leur
taille
varie
de
0,5
à
4
mm.
Ils
présentent
parfois
des
golfes
de
corrosion avec
un
remplissage
symplectique de quartz et d'orthose.
Parfois
les
phénocristaux
sont
des
associations
polycristallines
de quartz aux contours arrondis, ou encore de l'orthose.
La
mésostase
est
constituée
par
une
association
symplectique
de
quartz
et
cl' orthose,
qui
parfois
évolue
vers
des
agencements
graphiques
dans
les
quelques
interstices
laissés
par
ces
minéraux,
on
observe
quelques
cristaux
subautomorphes
de
clinopyroxènes,
dont
le
pléochroÏsme
rappelle
les
augites
aegyri-
niques,
généralement
sous
forme
de
reliques.
L'accompagnant parfois,
on
note
une
amphibole
pléochroïque
(vert
pâle
suivant
Ng,
Nm
à
incolore
suivant
Np)
avec
un
angle
d'extinction
élevé
et
de
fins
clivages
parallèles
à
(110),
vraisemblablement
calco-sodique.
Il existe également quelques lamelles de biotite chloritisée.
Les
micromonzonites
quartziques
présentent
des
varia-
tions
minéralogiques
et
architecturales.
Elles
se
marquent
soit
par
une
augmentation
des
amphiboles
(Bo
48f,
Bo
50g),
soit
par
un
changement' dans
les
proportions
des
phénocristaux.
Ce
dernier
point
se
traduit,
entre
autre
par
une
diminution
du
plagioclase
et
une
augmentation
du
felds'path
potassique,
marquant
une
évolution
des
micromonzonites
aux
micromonzosyénites
(Bo
48b).
Dans
d'autres

---

- 66 -
cas,
au
contraire,
c'est
le
quartz
qui
augmente
et
l'on
passe
à
des
microgranites
(Bo
50h).
D'un
point
de
vue
architectural,
la
texture
la
plus
commune
est
microgrenue
porphyrique
elle
devient
felsitique
avec
persistance
de
quelques
grands
cristaux
dans de petits dykes, ou encore microgrenue homogène (Bo 50h).
Ces
formations
se
retrouvent
également
sous
forme
de
petits
filons
recoupant
les
gabbros
(Bo
57a)
elles
sont
consti-
tuées
par
des
phénocristaux
de
plagioclases
avec
un
liséré
de
microperthites
assez
semblables
à
ceux
décrits
précédemment
par
contre
la
mésostase
est
constituée
par
un
fond
cryptocristallin
à
feldspath
emprisonnant
des
quartz
de
très
petite
dimension,
quelques
cristaux
de
clinopyroxène
incolore
associé
à
de
l'amphibole
et des opaques.
IV.2.2
Les
micromonzonites
à
amphibole
calco-sodique
Elles
se localisent
sur le même arc que
les
micromonzo-
nites
quartziques
mais
en
position
interne
par
rapport
à
ces
der-
nières
elles
diffèrent de celles-cl par une
diminution de la
propor-
tion
du
quartz.
Elles
affleurent
sur
de
très
petites
superficies
et
n'ont
pas
été
distinguées
sur
la
carte
des
micromonzonites
quartziques.
Elles
se
caractérisent
par
des
phénocristaux
de
plagioclases,
dont
la composition est du
type oligoclase
; ces cristaux
ont
un
zonage
normal
allant
de
An
25
au
coeur
à
An
5
à
la
péri-
phérie.
Ils
sont
entourés
par
de
l'orthose,
rappelant
l'agencement
monzonitique
(Bo
46b).
Le
fond
de
la
roche
est
constitué
par
une
associa tion
finement
grenue à
felsitiq ue,
avec de
nombreux sphérolites
constitués
par
des
aiguilles
d'orthose.
Dans
ce
fond
cryptocristallin
apparaissent
de
fines
aiguilles
d'amphibole
calco-sodique
dominant
un
pyroxène
incolore
associé
à
des
opaques
de
petits
granules
de quartz se détachent parfois nettement sur le fond feldspathique.
L' agencement
dans
la
mésostase
traduit
des
textures
de
dévitrification.
Comme
pour
les
micromonzonites
quartziques,
les
variations
texturales
sont
fréquentes.
Ainsi,
le
fond
sphérolitique
peut
évoluer
vers
une
association
symplectique
de
quartz
et
orthose
et
l'on
aboutit
à
une
texture
microgrenue
porphyrique
avec
subsis-
tance,
dans
les
rares
interstices
laissés
entre
le
quartz
et
le
feldspath,
de fines baguettes de clinopyroxène (augite).
Dans
certains
échantillons
(Bo
43b)
le
pyroxène
est
absent,
seule
l'amphibole
subsiste
et
elle
est
accompagnée
par de la biotite.
IV.2.3
Les
monzonites,
monzonites
quartziques
et
monzogranites
Ils
sont
localisés
dans
la
partie
méridionale
des
granites,
ont
un
contact
net
avec
les
gabbros,
mais
leur
évolution
se marque par un
passage progressif des monzonites aux monzograni tes
lorsque l'on s'écarte des formations basiques.

---

- 67 -
Ces
formations
sont
caractérisées
par
la
présence de
feldspaths
;
d'abord
des
plagioclases
zonés
(cf.
étude minéralogique)
associés
à
de
l'albite
et
de
l'orthose.
Les plagioclases
sont entourés
par
l'orthose.
Les
ferromagnésiens
en
petits
cristaux
subauto-
morphes,
sont
associés
aux
feldspaths
alcalins.
On· distingue
des
pyroxènes,
de
l'amphibole,
accompagnés
d' opaques
auréolés
de
biotite brune.
Les
pyroxènes
se
composent
d' orthopyroxène
ferrifère
légèrement
coloré
en
rose,
en
relique
au
coeur
des
plages
de
clino-
pyroxènes.
L'amphibole,
subautomorphe
a
un
pléochroïsme
prononcé
(Ng
brun
pâle,
Nm
vert
clair,
Np
vert
olive)
elle
est
frangée
par
une
amphibole
vert
pâle
qui
souvent
devient incolore en bordure
des cristaux.
L' analyse
modale
de
ces
formations,
souligne
l'évolu-
tion observée ci-dessus entre deux pôles
:
N° des échantillons
Monzonite
Monzograni te
Bo nc
Bo 73
Quartz
14,6
26,4
Orthoclase
31,8
37,6
Plagioclase
33,0
27,2
Amphibole
13,4
7,6
Clinopyroxène
2,0
0
Orthopyroxène
1,4
0
Biotite
1,0
0
Opaque
2,8
1,2
Total
100
100
Indices
SAT
18
29
COL
21
.9
FELDS
49
58
Tableau VI
Alors
que
les
feldspaths
restent
en
proportion
constante,
leur
distribution
montre
une
augmentation
des
orthoclases
au
détriment
des
plagioclases.
Le
quartz
augmente
des
monzonites
aux
monzogranites
tandis
que
l'amphibole
diminue
et
les
pyroxènes
disparaissent.
On
remarque
une
fois
encore
que
les
opaques
suivent
plus facilement les pyroxènes que les autres ferromagnésiens.
Au
point
de
vue
texturaI,
la
taille
des
cristaux
augmente
et
l'on
passe
d' un
agencement
monzonitique
vers
une
texture grenue hypidiomorphe.

---

- 68 -
Figure 20
trli..CA.09/lani..-te
en
bo/l1i.wt.e
dM
9/lani..-tM
h!l.peA.aI..~.
on noze J...a ,fAadUl1..a:tJ..on qp.' a -1ubi.. J...e phénoC!7..-Wzal.. d' oll.zho-1e.
Figure 21
FacièA de bOIl.d.wz.e du 9/lani..-te al..caJ..J.n, à zex;tUl1..e mi..CIl.ogAenue
avec
de
nombll.eU-1e-1
/.).~e-1
-1!j1TlpJ...ectique-1
ent.Il.e
quall.z;§-
et. 1-eJ...d-1pat.h aJ...caJ...m.

---

- 69 -
IV.2.4 -
Les granites hyperalcalins orientaux
La
majeure
partie
de
ces
granites
se
localise
dans
la
portion
Nord-Est
de
l'Adrar
Bous.
Deux
affleurements
de
cette
même
formation
ont
été
retrouvés
au
Nord
de
ce
massif
recoupés
par
les
granites
alcalins,
et
à
l'intérieur
de
ces
mêmes
granites
dans
la
région
Nord-Ouest
sous
forme
d' un
amas
hectométrique
limité par des failles.
Cette
roche
est
constituée
de
feldspaths
alcalins
en
grandes
plages
xénomorphes
riches
en
perthite
où
l'albite
d'exsolution
s'observe
en
ruban
et
en
baguettes.
Alors
que
le
feldspath
achève
sa
cristallisation,
de
grandes
plages
de
quartz
le
moulent.
Les
interstices
laissés
par
ces
deux
phases
sont
occupés
par
des
minéraux
ferromagnésiens
associés
à
de
petits
grains
de
quartz
à
extinction
roulante
nette.
Ces
minéraux
colorés
sont
essen-
tiellement
des
pyroxènes
et
amphiboles
avec
quelques
cristaux
de zircons et des opaques.
Les
pyroxènes
sont
généralement
composites,
plusieurs
petits
cristaux
sont
accolés,
ils
se
distinguent
par des pléochroïsmes
légèrement
différents
augite
aegYrlnlque
allant
du
vert
clair
au
vert
foncé,
aegyrine
variant
du
vert
clair
au
jaune
clair
ou
encore à l'incolore.
Les
amphiboles
sont
de
deux
types
les
unes
en
gros
cristaux
pléochroiques,
allant
du
brun au
brun-vert,
appartien-
nent
au
groupe
calco-sodique
(voir
minéralogie)
les
autres
en
aiguilles,
apparaissent
plus
tardivement
et
ont
un
pléochroisme
dans les bleus,
se rapprochant plus des amphiboles sodiques.
La
texture
est
hypidiomorphe
grenue,
la
taille
des
principaux
minéraux
(quartz
et
feldspaths
alcalins)
permet
de
les qualifier de faciès à grain moyen à grossier.
Les
faciès
de
bordure,
rencontrés
essentiellement
dans
la
portion
Sud-Est
de
ces
formations,
au
contact
des
gabbros
et microgabbros
(Bo 75
;
Bo 76),
se caractérisent par un microgranite
à
grain
très
fin
(Bo
76)
avec
des
passées
à
structure
fluidale,
rappelant
les
bordures
figées
rencontrées
dans
les
autres
massifs
sub-volcaniques de l'Aïr (fig. 20).
IV.2.5 -
Les granites alcalins centraux
Ils
occupent
la
partie centrale du massif.
Ils diffèrent
essentiellement des granites hyperalcalins par les caractères suivants :
- les pyroxènes
sont
rares parfois même absents
;
ils subsistent
essentiellement
sous
forme
de
reliques,
ils
ont
été
transformés
en amphiboles
;
- les
amphiboles
sont
des
types
calco-sodique
et
sodique;
- la
proportion
des
feldspaths
alcalins
est
plus
grande,
alors que celle des quartz a diminué ;
- la
taille
des
grains
est
plus
petite,
la
texture
est
hypidio-
morphe grenue à grain moyen à fin.

---

- 70 -
Lorsqu'on
se
déplace
du
coeur
du
granite
vers
la
périphérie, on
passe
d' une
texture
grenue
vers
une
texture microgre-
nue porphyrique (Bo 52c) par un faciès hétérogrenu (fig. 21).
IV.2.6 -
La syénite monzonitique
Dans
la
région
Nord-Est
du
massif.
au
coeur
des
granites,
une
dépression
de
forme
triangulaire
est
occupée
par
des
syénites
à
tendance
monzonitique,
traversées
par
des
venues
tardives.
Il
s'agit
d'une
roche
leucocra te
où
abondent
les
feldspaths
qui
peuvent
se
présenter
sous
trois
variétés
plagiocla-
sique,
orthoclasique
ou
perthitique.
Les plagioclases ont une composi-
tion
variant
de
l'andésine
à
l'oligoclase
(An
40
à
An
30),
ils
apparaissent
en
petits
cristaux
automorphes
non
zonés,
souvent
auréolés
par
de
l'orthoclase.
Les
feldspaths
alcalins
sont
plus
nombreux
et
de
taille
plus
grande,
il
s'agit
d'orthose.
Quant
aux
perthites,
elles
sont
souvent
du
type
ruban et elles représentent
l'association
minérale
la
plus
fréquemment
rencontrée
dans
cette
formation.
Le
quartz
en
proportion
variable,
est
xénomorphe
et
interstitiel.
Les
ferromagnésiens
sont
pour
l'essentiel
des
amphiboles
brunes
à
vert-brun.
elles
sont
accompagnées
par
des
produits
de
leur
altération,
chlorite
ferrifère
et
épidote,
avec
lesquels
on
remarque
de
nombreux
petits
cristaux
automorphes
d' apatite.
Les
opaques,
peu
fréquents,
sont
surtout
présents
en
inclusion
dans les plagioclases (Bo 37a).
La
proportion
des
ferromagnésiens
est
très
variable,
pouvant
aller
de
5
à
15
% du
volume
de
la
roche.
La
texture,
bien
que
présentant
souvent
les
caractères
monzonitiques,
subit
des
variations
dans
la
taille
et
la
distribution
des
minéraux,
passant de roches grenues homogènes à hétérogènes (Bo 37b).
IV.2.7 -
Les venues tardives
Elles
se
manifestent
dans
la
partie
occidentale
du
massif
sous
forme
de
dykes
de
puissance
décimétrique
et
d'extension
limitée
dans
la
partie
septentrionale
il. s'agit
d'anciens
conduits
volcaniques subsistant au-milieu des syénites monzonitiques.
Les
roches constituant ces venues
sont des granophyres,
des
felsites,
et
des
microgranites
pour
les
dykes
occidentaux,
des
felsites.
des
rhyolites
fluidales
et
des
tufs
pour
les
venues
septentrionales.
Une
coupe
(Bo
36)
effectuée
le
long
d'un
petit
dôme
a permis d'observer la succession suivante de bas en haut
:
- un
banc
de
rhyolite
fluidale,
d'épaisseur
décimétrique,
affleure
à
la
base.
C'est
une
roche
compacte
à
cassure
esquilleuse,
conchoïdale,
de
couleur
gris-vert
clair
à
patine
blanche.
Les
struc-
tures
fluidales,
sub-horizontales
sont
nettes,
soulignées
par
des
phénocristaux de quartz et feldspaths potassiques allongés
;

---

- 71 -
- elle
est
surmontée
par
une
passée
bréchique,
métrique,
contenant des éléments anguleux siliceux centimétriques
;
- elle
est
SUI VIe
d' une
roche
vitreuse
à
texture
felsitique,
où
l'on
remarque
de
petits
conduits
ayant
favorisé
l'échappement
de gaz, entourés par de la silice poreuse ;
- la
partie
sommitale
se
compose
d'une
roche
gris
anthracite
vésiculaire, riche en géodes tapissées de quartz millimétriques.
Sur
l'autre
versant
de
la
colline
la
répartition
des
différents
faciès
pétrographiques
est
plus
irrégulière.
Cet
ensemble
suggère
une
ancienne
cheminée
ou
un
conduit
volcanique
obstrué.
En
bordure
du massif,
surtout dans la
zone occidentale
de
nombreux
dykes
d' épaisseur
décimétrique,
de
nature granophyrique
et
diabasique
recoupent
les
formations
gabbroïques
et
micro
monzonitiques.
IV.3 - Conclusion
L'étude
pétrographique
de
l'Adrar
Bous
révèle
une
grande
variété
d'unités
pétrographiques
en
outre
elle
permet
d'envisager
l'ordre
de
mise
en
place
et
quelques
idées
sur
les
mécanismes
enfin
quelques
hypothèses
sur
les
relations
entre
formations basiques et acides sont émises.
Les' formations
basiques
occupent
actuellement
40 %
de
la
superficie
du
massif
;
elles
présentent
une
distribution
pétro-
graphique
relativement
simple,
avec
des
faciès
de
bordure
et
des
microgabbros
à 'l'extérieur
suivis
par
des
gabbros
à
olivine
puis
à
pyroxène
la
zone
médiane
est
occupée
par
des
leucogabbros
avec
quelques
passées
anorthositiques,
enfin
la
zone
interne
est
composée
de
gabbros
à
pyroxène.
L'olivine,
l'apatite
(lorsqu'elle
existe)
et
la
titanomagnétite
automorphe
cristallisent
en
premier
(phases
précoces)
elles
sont
sui vies
par
le
plagioclase
puis
le clinopyroxène.
Les
formations
intermédiaires
affleurent
entre
les
gabbros
et
les
granites
centraux,
elles
occupent
environ
10 %
de
la
superficie
du
massif.
Elles
se
composent de monzonites,
monzo-
syénites
et
monzogranites
formant
une
série
continue,
où
certains
constituants
essentiels
(plagioclases,
pyroxènes )
révèlent
des affinités
avec
ceux
des
formations
basiques,
correspondant
vraisemblablement
à
la
cristallisation
du
liquide
résiduel
expulsé
du
magma
ayant
donné les roches gabbroïques en fin de différenciation de ce dernier.
Les
formations
acides
affleurent
sur
50
%
de
la
superficie
du
massif.
Elles
ont
un
caractère
alcalin
souligné
par
la
présence
d'amphiboles
et
pyroxènes
sodiques
dans
les
termes
granitiques.
Elles
se
composent
de
micromonzonites
quartziques,
de granites alcalins et hyperalcalins.

---

- 72 -
Les
relations
pétrographiques
et
structurales
suggèrent
que
les
formations
basiques
se
sont
mises
en
place
les
premières.
Elles
sont
SUI VIes
par
les
formations
intermédiaires.
Puis,
viennent
ensuite les micromonzonites quartziques et enfin les granites centraux.
L'étude
pétrographique
permet
d'ébaucher
quelques
hypothèses
à
ce
sujet.
Les
formations
basiques
affleurent
sous
forme
de
croissant,
les
cristaux
de
plagioclases
sont
orientés
dans
des
plans
de
lamination
plongeant
vers
le
coeur
du
massif
avec
un
pendage
de
plus
en
plus
fort
lorsque
l'on
se
déplace
de
l'exté-
rieur
vers
l'intérieur
du
massif
(voir
fig.5:]
et
chapitre structure).
Il
est
possible
d' imaginer
un
lopolite
se
raccordant
à
un
conduit
situé
vers
l'axe
du
complexe.
Le
'magma
lors
de
son
ascension
avait
une
forte
concentration
de
cumulats
dans
la
partie
centrale
kumulats
feldspathiques)
alors
que
vers
la
périphérie
les
phases
non
cristallisées
étaient
plus
importantes
(phases
intercumulus,
mésostase
des
microgabbros,
faciès
de
bordure).
Cette
venue
magma-
tique
a
provoqué
une
transformation
des
séries
gréso-pélitiques
en
cornéennes
; les paragenèses de ces roches indiquent des tempéra-
tures de 650 à 700°C.
Les
formations
intermédiaires
recoupent
les
gabbros,
elles se localisent entre les granites centraux et la partie méridionale
des formations basiques.
Parmi
les
formations
acides,
on
distingue
les
premiers
termes
(micromonzonites
quartziques)
qui
se
sont
mises
en
place
sous
forme
de
dykes
en
bordure
externe
des
roches
basiques,
les
granites
qui
occupent
les
parties
centrale
et
orientale
du
massif.
Toutes
ces
formations
se
sont
mises
en
place
postérieurement
aux
roches basiques.
!iYj>_~~~~~~~_~~E_~~~_E':~~.!~~~~_':EJ:E~_!~E~~!.~_~~_~~~2g~e_s
__~~_~~~<!~~
Une
des
particularités
de
l'Adrar
Bous
par
rapport
aux
massifs
basiques
lités
(Skaergaard,
Bushveld,
Cullins
Hills,
etc ... )
est
l'absence
de
cumulats
ferromagnésiens
typiques
de
ces
massifs
(ultramafites)
d' une
part,
et
la
rareté
d' unités
anorthosi-
tiques
d'autre
part.
Bien
que
la
sédimentation
magmatique
s'observe
dans
le
Bous,
elle
n'atteint
pas
les
termes des
massifs précédemment
cités.
Les
différentes
unités
ont
des
fluctuations
faibles,
il
semble
que
la
ségrégation
des
cumulats
feldspathiques
et
ferromagnésiens
est
inachevée.
Bien
que
ces
minéraux
s'orientent
suivant
des
plans
de
lamination,
il
n'a
pas
été
mis
en
évidence
d'unités
avec
une
évolution
des
ultramafites
aux
anorthosites
se
répétant
cycliquement
dans
l'ensemble
des
formations
basiques.
Par
contre
le
caractère
hypabyssal de ce massif est souligné par la
rareté de l' orthopyroxène
et
l'absence
de
la
pigeonite,
les
textures
sub-ophitiq ues
et
micro-
grenues porphyriques.
Alors
que
les
formations
intermédiaires
semblent
liées
génétiquement
aux
formations
basiques,
les
roches
acides
apparaissent
comme
indépendantes.
Un
premier
élément
en
est
la
proportion rela ti ve des principales unités pétrographiques distinguées.

---

- 73-
Les
venues
filoniennes
tardives
observées
en
bordure
du
massif
semblent
confirmer
cette
hypothèse
en
effet
on
remarque
que
la
plupart
des
granophyres
sont
accolés
à
des
dolérites
filo-
niennes
mais
l'absence
de
filons
de
compositions
intermédiaires
ainsi
que
les
relations
structurales
de
ces
filons
est
en
accord
avec des venues d'origine indépendante.
L'étude
pétrographique
de
l'Adrar
Bous,
soulève
un
problème
majeur,
l'origine
des
formations
alcalines
et
hyperal-
calines
sont-elles
liées
ou
non
à
un
magma
basique.
La
description
des
principales
unités
pétrographiques
nous
invite
à
penser
que
lignées
basique
et
acide
sont
indépendantes,
mais
l'étude
minéralo-
gique
et
géochimique
nous
permettra
de
mieux
confirmer
ou
infirmer
cette hypothèse.

---

•
•
•
•
•
•
•

---

- 75 -
MINÉRALOGIE
l - LES FELDSPATHS
1.1 - Les plagioclases dans les formations basiques
Ils
représentent
la
phase
minérale
la
plus
importante,
puisqu'ils
correspondent
à
pius
de
50
% du
volume
de
ces
roches.
Au
cours
de
la
cristallisation,
ils
sui vent
l' oli vine
et
précèdent
toujours le clinopyroxène.
Dans
les
gabbros,
les
plagioclases
sont
des
phases
cumulus
car
ils
sont
peu
zonés,
ont
un
habitus
tabulaire,
tout
au
moins
si
l'on
ne
tient
pas
compte
du
fin
liséré,
plus
sodiq \\le,
qui
les
entoure
;
ce
dernier
représente
une
cristallisation
à
partir
d'un
liquide
intercumulus.
Les variations du
pourcentage en anorthite
entre
le
coeur
et
la
périphérie
des
cristaux
n' excède
pas
10
%
(An 60 à An 54). Le zonage est normal et régulier.
Dans
les
leucoga b bros,
le
plagioclase
a
une
taille
de
0,5
à
4
mm
il
est
zoné
le
coeur
des
cristaux
est
plus
ncne
en anorthite
que dans les gabbros
; dans les rares passées anorthosi-
tiques
rencontrées,
cette teneur peut atteindre 79 % d'An.
La zonation
dans
ces
formations
a
été
étudiée
à
la
microsonde
(].
Husch, 1982).
La figure
22
montre
une
évolution
régulière
du
zonage
de· An 68
au
coeur
du
cristal
à
An
58
à
la
périphérie
mais
on
remarque
qu'il s' y
superpose un zonage de
type oscillatoire affectant l'ensemble
du cristal.
D'un
point
de
vue
chimique,
les
plagi.oclases
de
deux
échantillons
ayant
des
positions
différentes
dans
le
massif,
l'un
situé
en
bordure
des
formations
basiques
(Bo
60a),
l'autre
en
position
médiane
(Bo
60i),
ont
été
analysés.
La
faible
teneur
en
potassium
par
rapport
aux plagioclases
des
massifs
subvolcaniques
de
l'Aïr
central
est
à
remarquer.
La
présence
d'un
peu
de
fer
s'explique
par
de
fins
granules
d'opaques
parfois
présents
dans
ces
cristaux.
On
remarque le faible
zonage des
plagioclases
(fig.23),
notamment
pour
les
gabbros
internes,
mais
il
apparaît
surtout
que
les
fins
de
cristallisation
des
différents cristaux de
plagioclase,
quelle
que
soit
leur
position
dans
le
massif
ont
une
valeur
en
anorthosite
voisine
de
58
%.
Nous
pouvons
déduire
qu 1 au
cours
de
la
cristallisation
fractionnée
les
plagioclases
des
unités
médianes
sont
apparus
avant
ceux
de
la
périphérie.
Qu'ils
ont
cristallisé
en
plusieurs
étapes
correspondant
à
une
diminution
progressive
de
la
température,
la
dernière
s' étant
produite
sur
l'ensemble
des formations basiques.
1.2 -
Les plagioclases dans la série monzonitique
Dans
ces
roches
les
plagioclases
ont
une
forme
tabu-
laire,
ils sont zonés et toujours
auréolés par un
fin
liséré d'orthose.
Leur
taille
varie
d'un
centimètre
dans
les
faciès
microgrenus
à
quelques millimètres dans les roches grenues.
Des
analyses
chimiques
effectuées
à
la
microsonde
permettent
d'observer
une
évolution
régulière
du
zonage
de
ces

---

- 76 -
IN"éCh·1
78. Bo.60a
78.Bo.60i
1
N"
1-1
1-2
1
2-1
1
2-2
l-l
1-2
l-3
1-4
1-5
2-l
1
3-1
3-2
1 passage
coeur
bord
coeur
coeur
bord
coeur
coeur
coeur
coeur
coeur
bord
coeur
1
1
1
1
5i0
55.21
52,68
2
53.49
54.77
1
55.08 1
54,92
54.24
5:2,85
54.24
51.92
53.43
53,34
1
1
A1 0
29.27
30.19
2 3
1
30,35 1
29.71
29,85
30.86
28,95
29.93
29,50
30,04 1 28.91
30.21
1
FeO*
0.03 1
1
0.22
0.38
0,28
0.27
0,34 1
0,15
CaO
11,54
1,83
12,02
1
1
1
11,62
11.90
12,31
11,46
12,89
11.74
12,54
1
11,25
12.88
1 Na 0
4.38
4.75
2
1
4.44 1
4.42
4,74
4.00
3,98
3,46
3,85
4,06 1
4,30
3,63
1
K 0
0,01
0.07
2
1
0,04 1
0,06
0,12
0.13
0.12
0.08
0,07
0,06 1
0,30
0.03
1 Total
98,91
101.64 1 101.93 1
100.95
101.23
100.43
98.75
98.28
98.86
100.38 1
99.97
99.58
1
1
1
1
Si
2,440
2,431
2.450
2.424
2.380
2,468
2,387
2.434
2,404
1
1
2.434
1
1
2,482
2.379
1 Al
1.574
1,579
1
1.581
1
1.562
1.573
1.638
1,551
1.622
1,584
1.596
1.532
1.608
1
Fe
0.001
1
1
1
0.008
0.014
0.011
0.010
0.013
1
0.006
1 Ca
1
0.564
0.563
1 0.569
1
0.555
0.570
0,594
0.559
0.635
0.573
0.606
1 0.542
0.623
Na
0.375
' 0,318
1
1
0.387
0.409
1
0,380
1
0,382
0.411
0.349
0,351
0.308
0.340
0.355
1
1 K
1 0,001
0.004
0.002
1
1
0.003
0.007
0,007
0.007
0.005
0,004
0,003
1
0.017
0.002
1
Total
1
4.967
4.986
4.967
4,948
4.936
1
1
4.962
4.998
4,979
4.936
4,958
4.946
4,977
1
1
1
1
1
1
Mole % 1
1
1
1
1
1 An
1
59.25
57.68
1
59.79
1
59,02
57,71
62.48
60,94
65,98
62.48
64.53
1
58.03
66.10
1
Ab
1
40.69
41.91
1
39.97
1
40,62
41.60
36.74
38,30
33,53
37,08
34,81
1 40,13
33.72
1
Or
1
0,06
0.41
1
0.24
0,36
0,69
0.78
0,76
0,49
0,44
0,66
1
1
1.84
0.18
1
1
1
1
1
Tableau VII
~e4 ch.iJniqutl4 dtl4 phu;;i.oclaAtl4 dtl4 tuJlJlllLÜ.Orl4 btUi.que4 de 1.'AdlulI< BoU4.
78-130-726 IflOnIDrU.t.e
86 - o~",e r:f.an."j mé-1o~e
78-13o-72c IflOnp"'lJrin.i..t.e
70-72-7J - CA.i.A.:tn.J. de p.I.tu;).oc.I..aA e
7"- - CA.i.A.:tn.J. d'a.l.bile
78-13o-72d monprU.t.e
2lt-2J-25-26-28 - 9Aand CA.i.A.:tn.J. de p.I.tu;).oc.I..aAe de "- rrm
78-I3o-J5a ~e <LLca.l.i.Jt
79 - ~ d'a.l.bile
&12~e~
~e 1 - ./..amtU...l.1l. d'a.l.bile.
2 - ./..amtU...l.e d' o~"'e
130-2"- ~e fu;f>'VI.O.l.ca.l.i.Jt
J"- - ~ d'o~",1l.
130-7J monJD9lU1lLi-tIl.
P~c.l..aAe IDné 9 - 6o'!.tÛlA.e
8 - pnll. médJ..an.1l.
10 - COewt
130-75 mi..CA.OfTlOnpn.i.l:.1l. quaA.tp,que
22 - CA.i.A.:tn.J. d' a.l.billl.
2J - O~"'1l.
29-JO - f.e./.d4pa-th. <LLca.l.i.Jt
Tableau VII!
~~
c.h.i.nU..qu~ cJ.e",
!.e1.t:L-Jpa,t:Jv.
d~
tol!m.CLti.D~
.iJLteMlét:ii..a.iA.~ et a.ci.d.~ de J..'AMI1/'.. &UA.

---

- 77 -
78-Bo--72b
78-Bo--72c
78-Bo-72d
V8-lJo-39al
1
1
1
• 1
86
1
87
1
88
1
70
1
72
1
73
1
74
1
24
1
23
1
25
1
26
1
28
1
79
1
1coeur
coeur
1
1 bordure 1 coeur
1 bordure Ibordure 1
1
1 coeur
1
coeur
Ibordure!bordurel
1
1
1 Si02
1 64.17
150.80 1
60.55 1 55.56 1
57.52
1 57.55 1
68.55 1 49.30 1
51.95 1
51,34
1 60,45 t 57.67 1
69,93
1 A1 0
1
2
18.51 130.771
25.26
3
1
26.57 1
25.39
1 25.33 1
19.14 1 31.51 1
30.77 1 30.90
1 25.09
1 25.92
1
19.37
1 FeO·
1
0.08 1 0.11 1
0.16 1 0.21 1
0.05
1
0.27 1
0,03 1 0.36 1
0.06 1
1
-
1
0,13 1
0,12
1 CaO
1
-
113.84 1
6,81 1
8,87 1
8.86
1
7.62 1
0.30 1 14.10 1
13.87 1 13.68
1
6.40 1
8,40 1
1
1 Na 0
2
1
0,53 1 3.551
7.29 1
6,50 1
6.81
1
6.74 1
9.52 1
3.41 1
4.32 1
3.88
1
7.38 1
6.58 1
11.74
1 K 0
2
1 14.85 1 0.101
0,34 1 0.50 1
0.16
1
0,30 1
2.38 1
0.04 1
0,13 1
0,10
'0,49 1 0.45 1
0.18
1 Total
1 98, L3 199.181 100.42 1 98,22 1 98,10
1 97.88 1 100.46 1 98,72 1 LOl,09 1
99.91
99,81 1 99.15 1 101.34
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Si
1 3,000 12.330 1 2.684
1 2.549
1
2.623
1 2.631
1
3,005
1 2,279 1
2,342
1
2.336
2.693 1 2,607
3.013
1 AL
1 1.020 1 1.663 1 1.320
1 1,437 1 1.365
1 1.365 1 1.003
1 1.717 1
1.635
1
1.657
1,317 1 1.381
0,984
• 1 Fe 10,003 10.0041 0,006 10.008 1 0,002 10.010 1 0,001 10,014 1 0,002 1
-
10,005
0.004
1 Ca
1
--
10,6801
0.323
1 0,436 1 0.399
1 0,373 1 0,014
1 0.698 1 0,670
1
0,667
0,305 1 0,1.07
1 Na
1 0.048 10.3161 0,627
1 0.578 1 0.602
1 0.597 1 0,809
10,306 1 0,378
1 0.342
0,637 1 0.577
0., 981
1 K
1 0.886 10.0061
0.019
1 0.029 1 0.009
1 0.017 1 0.133
10,002 1 0.007
1 0,006
0,028 1 0,026
0,010
1 Total
1 4.957 1 4.999 1 4.979
1 5.037 1 5.000
1 4.994 1 4.965
1 5.016 1 5.034
1 5.009
4.981 1 5.003
4,991
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 An
1 0
1 67.86 1
33.33
1 41.80 1 39.50
1 37.79 1
1,46
1 69,,38
1 63.51
1
65.71
31.44 1 40.30
0
• 1 Ab 1 5,14 131,531 64.70 1 55.42 1 59.60 160,49 1 84.62 1 30.42 1 35,83 1 33,69 65.67 1 57.13 98,99
1 Or
1 94.86 1 0.61 1
1,97
1
2.78 1
0.90
1
1.72 1
13.92
1 0,20 1
0,66
1
0.60
2,89 1
2.57
1.01
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1

---

- 78 -
•
70[
•
••••••••••••••••
• •••••••
••••
•• •
••
•••
65
••••
• ••
•
•
•
•
••
•
An
••••••
•
•
•
•
•••
60
•
551...-
--I.
•
I
.L
I
LI- - - -
.S
lmm
1.5
•
Figure 22
ï IW.veAAée d'un. C/l.iAt:.aJ.. de p).aç;)..oc1..aAe d'un. [J-abbl1.o
1_
_....__._-_._-
de 1.'AdA..aI1. /JoUA (d' apl1.M J.. Hl.J.4m, 1982).
•
•
Or
•
o Bo 60 i
• Bo 60a
50
Figure 23

---

•
- 79 -
•
An
An
Or
Ab
•
o B075
~ B039
•
B024·
.& B072b
o 8'012
•
Figure
26
êvo-lu.h..on
deA
1.eJ..dApa;tfw
aJ..c.a.A..i..nA
ci.a.nA
J..eA
mon~n.U:.eA
( 80-726) J
J..eA
m.i...C/l.omon~n.U:.eA
qp.aMP.ClfLeA
(80-75)
et.
J..eA 9fi-l1IU-teA (80-2~ 12 et. 39).
•
Qr
1
50
An
•
8
0
0
Ab
150
An
•
Ab
..---
8
•
•
50
An
t
...
0
.--e
Ab
50
An
Figure 24
êvo-lu.h..on deA p.l..ag.j..ocI...MeA cJ.arvj J..eA mon;J.0ni..-teA (72d et. 726)
J..eA mon~-<JIjénU:.eA (72c) et. J..eA mon~9A~eA (73) .

---

- 80 -
•
cristaux
du
coeur
à
la
périphérie rrarqué par une basici té
croissante
des
plagioclases.
Dans
les
monzonites,
les
cristaux
ont
un
coeur
calcique
(An
69
à
An
58)
comparable
à
ceux
des
plagioclases
des
•
gabbros,
ils
peuvent
provenir
de
nucléii
du
magma
basique,
mais
la
cristallisation
fractionnée
se
poursuit
dans
les
monzonites
jusqu'à
des
plagioclases
sodiques
(An
31)
alors
qu 1 elle
s' arrête
dans
les
gabbros à des plagioclases calciques (An 58) (figure 24).
Dans
les
monzosyénites
et
monzogranites
le
coeur
•
des
cristaux
de
plagioclases
est
beaucoup
moins
calcique
(An
44)
que
dans
les
monzoanorthosites.
Mais
les
zones
périphériques
sont
beaucoup
plus basiques puisque les plus externes atteignent An 13.
Ainsi,
les
plagioclases
de
la
série
monzomuque
ont
une
évolution,
vers
les
termes
sodiques,
continue
et
progressive,
•
soulignée
par
une
zonation
régulière
du
coeur
à
la
périphérie
,des
cristaux.
L'évolution
se
fait
en
accord
avec
la
cristallisation
fractionnée
a vec
des
états
d'équilibres
successifs.
Les
cristaux
de
plagioclases
des
monzonites
ont
des
nucléii
identiques
à
ceux
•
des
cumulats
basiques
mais
une
évolution
plus
poussée
vers
les
termes
sodiques
; quant
aux plagioclases des monzosyénites et monzo-
granites
ils
sont
tardifs
par
rapport
à
ceux
des
monzonites,
mais
poursuivent
leur
cristallisation
dans
les
termes
beaucoup
plus
basiques.
Notons
que
la
teneur
en
potassium
est
plus
importante
Il
dans
les
plagioclases
des
monzosyénites
et
monzogranites
que
dans
ceux des monzonites et gabbros.
Dans
les
micromonzonites
quartziques,
les
plagioclases
sont
également
zonés
et
ont
une
évolution
de
leur
basicité
du coeur
vers la périphérie des cristaux de An 30 à An 5 (mesures cryptiques).
1-3 - Conclusion à l'étude des plagioclases
L'évolution
des
plagioclases
dans
les
différentes
unités
pétrographiques suscite quelques réflexions
•
- La
teneur
en
anorthite
dans
les
plagioclases
des
formations
basiques
diminue
progressivement
des
anorthosites
aux
gabbros,
alors que dans les
séries calco-alcalines comme le massif de Burgillos
(] .
Pons,
1982)
on
observe
une
évolution
inverse.
Dans
l' Ofoud
(cf.
étude
de
ce
massif)
les
observations
de
terrain
indiquent
que
les
anorthosites
sont
précoces
par
rapport
aux
leucogabbros
et
sont
en accord avec l'évolution des plagioclases de l'Adrar Bous.
- Si
l'on
reporte
sur
un
schéma
(figure 25
)
les
teneurs
en
anorthite
des
plagioclases
pour
chaque
unité
pétrographique,
des
gabbros
aux
micromonzonites
quartziques
on
remarque
une
évolution
progressi ve
des
plagioclases
échelonnée,
où
les
coeurs
des
cristaux
des' unités
successives
ont
une
composition
plus
calcique
que
la
zone
externe
des cristaux précédents et évoluent vers une composition
de plus en plus sodique.

---

- 81 -
_---1
-----2
-----3
_ _ _ _ 4
t
Figure 25:
Schéma
évo1..J.Ltif-
de4
~ocl.aAe4 cian4 1.e4 ç;abb/l.04
( 1) ,
1.e4
moft3iJflLte4
( 2 ) ,
1.e4 moftJO~e4
( 3 )
e;t
1.e4 nU..CIl.O-
mOftJOrU;t:.e4
qp.att;I:.Jl..qp.e4
{4}
en.
/.oftci:J..oft du poU/l.c~e en. anon.:thi..,te {IW}
1.4 -
Remarque~
sur
les
feldspaths
alcalins
dans les formations
intermédiaires et acides
Généralement
les
feldspaths
alcalins
dans
ces
roches
sont
de composition orthosique ou
albitique.
Toutefois
dans les
micro-
monzonites
quartziques
à
côté
de
ces
pôles
potassiques
et
sodiques
on obser-...:e des feldspaths de composition intermédiaire (fig. 26 ) .
•
III - LES PYROXENES
II 1.1 - Généralités
•
Dans
les
formations
basiques
litées,
seul
le
clinopyro-
xène
a
été
observé.
L'absence
de
pigeonite
est
une
constante
de
tous
les
massifs
subvolcaniques
à
roches
basiques
de
l'Aïr.
Dans
les
formations
monzonitiques
les
pyroxènes
sont
plus
variés
puisque
l'on
y
trouve
des
orthopyroxènes
précoces
englobés
dans
des
clino-
pyroxènes.
Dans
les
granites
coexistent
plusieurs
variétés
d' augite
•
aegyrinique
et
d' aegyrines.
Passons
en
revue
successivement
les
clinopyroxènes,
les orthopyroxènes et les aegyrines.
II 1.2 -
Les clinopyroxènes
•
II 1.2.1 - Dans les formations basiques litées
Les
clinopyroxènes
étudiés
sont
de deux types,
d'après
la
classification
de
Poldervaart
et
Hess
(1951)
: ceux des
formations
externes
sont
du
type
augite,
ceux
des
formations
internes
du
typ~
salite (fig. 27a) .
•

---

-
-
1
1 NQ éch. 1
'78-Bo-GOi
1
78-Bo-60a
1
1
1
78-Bo-72c
'1
78-Bo--72d
1
Bo-73
1
1
NQ
1
1-1
1
1-2
1 1-3
1
2
1
1-1
1
1-3
1
1-4
1
2-1
1 2-2
1
1
1
75
1
79
1
11
12
1
13
l,
11
1 18 1 20 1
1passage 1 coeur 1 bord
1 bord 1 c'oeur 1 bord 1 coeur 1 coeur 1 coeur 1 bord 1
1 5i0
1 50,12
1 50,33
1 50,48
49,79
1
49,77
1:
49,73
1
51,59
1 50.11
1
1 510
1 51,12 1 52,36151,471
51,85\\ 5l.371
52,081
51,861 49,04 150,811
2
2
1 AI 0
1
0,74
1
0.52
1
0,38
0,98
1
0,99
1
0,67
1
0,55
1
0,15
1
1 A1 0
1 3,13 1
2,381
2,261
3,331
3,2t!
3,38[
3,121
3,40 1 2,761
2 3
2 3
1 Ti0
1 Ti0
1 0,43 1
0,221 0,,:0 1
0,501
0,501
0,621
0,16/
0,49 1 0,441
2
1
0.18
1
0,25
' 0 , 0 2
0.28
1
0.38 1
0,15
1
0,08
1
--
1
2
1 FeO·
1
17,72
19,42
1
21.34
20,58
1
22,03
1
20,53
1
16,62
1
18,91
1
\\ FeO·
1 9,01 1 12,84 1 8,891
8,601
9,081
9,761
8,711
8,52 1 8,341
1 MnO
1
0,49
1
0,29
1
0,52
1,29
1
0,67
1
0,46
1
0,40
1
0,74
[
1 MnO
1 0.01 1
0,021
0,151
0,691
0,091
0,141
--
1
--
1 --
1
1 MgO
1
9,97
1
9,12
1
7,06
7,52
1
8,12
1
8,32
1
10,30
1
7,00
1
1 MgO
1 15,06 1 18,27 114,881
15,051 14,17/
15,011
14.00 1 13.94 113,60 1
1 CaO
1
20,15
1 18,62
1 19.49
18,48
1 18,04
1
18,28
1
20,62
1 21,47
1
1 CaO
1 20,60 1 15.53' 21.881
21,501 23,221
20.30'
22,571 22,33 122,491
1 fla 0
1
0,28
1
0,32
1
0,30
0,31
1
0,17
1
0,17
1
0.35
1
0,14
1
1 Na 0
1
--
l '
-
1 --
1
--
1
--
1
--
1
--
1
--
1
--
1
2
2
1 Total
1 99,73
1 98,98
1 99,59
99,25
1 100 ,17 1
98.32
1 100,52
1 98,52
1
1 Total
1 99,36 1 101,62 [ 99.931101,52 [101,641101,301100,371 97.72 1 98,441
1
1
1
1
1
1
1
1
l
,
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Si
1
1,956
1
1,983
1
1,997
1
1,974
1
1,959
1
1,982
1
1,980
1
1.998
1
1 Si
1 l.911 1 1,917 Il,9211 1,902 \\1,8931 1,912 1 1,923 1 1.878 Il,9231
IV
IV
1 AI
10,034
10,017
10,003
10,026
10.041
1 0,018
1 0,020
10.0021
1 AI
10,08910,083 [0,07910,09810,10710,08810,07710,122\\0,0771
Vl
1 AI VI
1
-
1 0,007
1 0.015
0,ü20
1 0,005
1 0.013
1 0.005
1 0.005 1
1 AI
10,049 10,020 10,ü20/ 0.046 10,03210,058 10,059 10,031 10,0461
1 Ti
1 0,005
1 0,007
1 0,001
0.008
1 0,011
1 0,004 1 0,002
1
--
1
1 Ti
1 0,012 1 0,006 10.011 1 0,014 10,01410,017 1 0,004 1 0.014 10,0131
1 Fe
1 0,578
1 0,640
1 0,706
0,682
1 0,725
1 0,684
1 0,534
1 0,630
1
1 Fe
1 0,282 1 0,393 10,2781 0.264 10,2801 0,300 1 0,270 1 0,273 10,2641
1 Mn
1 0,016
1 0,010
1 0,017
0,043
1 0,022
1 0,016
1 0.013
1 0.025
1
1 Mn
1 0,000 1 0,001 10,005 f 0,021 10,0031 0,004 1
-
1
--
1
-
1
1 Mg
1 0,580
1 0,535
1 0,416
0,444
1 0,476
1 0.494
1 0,589
1 0,416 1
1 Mg
1 0,839 1 0,997 10,8281 0.823 10.77810,821 1 0,774 1 0.796 10,7671
1 Ca
1 0,842
1 0,786
1 0,826
0,785
1 0,761
1 0,780
1 0,848
1 0,917
1
1 Ca
1 0,825 10,609 10,8751 0,845 10.9171 0,798 1 0,897 1 0.976 10.9121
<Xl
1 fla
1 0.021
1 0,024
1 0,023
0,024
1 0,013
1 0,013
1 0,026
[ 0,011
1
l'V
1 fla
1
--
1
--
1
--
1
-
1
--
1
--
1
--
1
--
1
--
1
1 Total
1 4,033
1 4,010
1 4,005
4,007
1 4,013
1
4,005
1
4.018
1 4,004
1
1 Total
1 4,008 1 4,026 14.0181 4,012 14.0241 3,998 1 4,004 1 4.031 [4.0031
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
la[ol~que
/
%
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
latomlquel
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Ca
1 42,39 1 30,45 144,061 43,37 1 42,661 46,42 1 46,21 1 47,73 1 46,941
Ca
1 4l.76
1 39,88
1 42,04
40,17
1
38,36
1
39,51
42,74
46,13
1
1
Fe"·
1 14,49 1 19,70 114,251
14,49 112,621
14,17 1 13.71 1 13.35 113.591'
Fe··
1
29,46
1
32,98
1 36,79
1 37,10
1
37,65
1
35.46
1
27,57
1 32,95
1
1 Mg
1
28,78
1
27,14
1
21,17
1
22,73
1
23.99
1, 25,03 1 29,69
1 20,92
1
1 Mg
1 43.12 1 49,85 \\41,691
42,14 144,721 39.41 1 40.08 1 38,92 139,471
1 FelFe."'s 1 0,25 d 0,283\\ 0,2511
0,243 [ 0, 26~
O,268[
0,2581
0,2551
o,2:ii1
1 Fe/Fe+fvsl
0,4991
0,5441
0,6291
0.605 [
0,6031
0,5801
0,477 1
0,6021
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
78-&J-6Oi - gabb~o à c1inop~oxène ext~e
78-8O-72c - monJ04yénLte
75 - cLirwp~oxène veJL1:. c.J.ai.A.
78-/Jo-6ili - f}abb~o à c1inop~oxène .iJU~e
79 - cLirwp~oxène fVloven.an;t du ~emp1acemerd d' un. oJdJwpYfioxène (85)
78-fJo-72d - monJOn..-U:.e
80-73 - mon~of)A-arU..;t.e
Tableau IX :
A!ULl!J4e4
cJWni.qpe4
de4
c1inop~oxène4 de
-f'AcbuVl
/JollA
-
-
..
.'
-
..
..
•
•
•
•
•

---

..
.'
•
•
•
-
-
-
1
78-Bo-ne
1
1
1
Bo-12
1
Bo-75
1
1
37
1
40
1
41
1
:lB
1
85
1
1
1
3
1
7
1
24
1
26
1
27
1
28
1
1 Si0
54,24
1 48,23
1
49,25
1
50,09 1
54,89
1
2
1 510
1
51 ,73 1
51 ,46
51 ,44
1 51 .37
1 52,23
1
52,00
1
1 AI 0
0,28 1
0,25
1
0,24
1
0,26
1
0,72
1
2
2 3
1 AI 0
0,17 1
0,29
0,37
1
0,27
1
1,03
1
0,78
1
2
1 Ti0
0,12 1
0,13
1
0,03
0,14
1
--
1
3
2
1 Ti0
1,48 1
4,89
0,16
1
0,78
1
0,05
1
0,06
1
1 FeO tot
38,23
1 37,80
1 37,45
37,37
1 30,40 1
2
1
*
*1
*
*
*1
*\\
* 1
Fe 0
31,25
27,69
29,42
30,29
31,02
32,48
1 MnO
1,30 1
1,03
1
1,00
0,72
1
0,86
1
2 3
1 MnO
0,031
-
0,54
0,12
1
0,09
1
0,41
1
1 MgO
10,60 1 10,28
1 IO,2}
10,46 1
7,74
1
1 MgO
0,13
0,05
1,02
0,44
1
0,13
1
0,05
1
1 CaO
l,55 1
1,68
1
l,52
l,50 1
2,13
1
1 CaO
3,82 1
0,07
6,33
1
4,39
1
1,22
1
1,17
1
1 Na 0
0,04 1
0,07
1
0,02
--
1
0,09
1
2
1 Na 0
11,95 1
14,29
10,41
1 11,80
1 13,04
1
13.79
1
1 Total
1 102,36 1 99,47
1 100,04
100,73 1 97,15
1
2
1
1
1
1
1
1
1 Total
100,56 1
98,74
99,69
1 99,46
1 98,68
1 100,74
1
1 Si
1 1,987
1 1,972
1 1,936
2,003
1 2,179
1
1 St
1,9751
1,979
1,981
Il,982
12,014
1
1,005
1
1
1 AI IV
1 0,013
1 0,012
1 0,011
0,012
1 0,034
1
AllY
0,008
1 0,013
0,017
0,012
1
--
1 0.015
1
1 A1Y1
--
1
-
--
\\
-
1 0,047
1 0,Q20
1
1 AI YI
1 0,004
1 0,004
1 0,001
0,004
1
--
1
1
1 F e l
l , 264
1
l ,292
1
l ,269
l ,249
1, 009
1
Tt
0,043
1 0,801
1 0,005 1 0,023 1 0,001 1 0,002
1
1 Mn
1 0,044
1 0,036
1 0,034
1 0,031
0,029
1
1 Fe
0,898
1
0.141
1 0,852
1 0.879
1 0,900
1
0,933
1
1
1
Mg
1 0,625
1 0,626
\\
0,620
1 0,623
0,458
1
Mn
0,001
1
-
1 0,018
1 0,004 1 0,003 1 0,013
1
1 Ca
1 0,066
1 0,014
1 0,066
1 0,064
0,091
1
1 Mg
0,007
1 0,003
1 0,059
1 0,025
1 0,007
1 0,003
1
1
1
Nd
1 0,003
1 0,0065 1
--
1
--
0,007
1
Ca
1 0.156
1 0,003
1 0,261
1 0,181
1 0,050 1 O,04il
1
())
1
1 Total
1 4,005
1 4,021
1
3,998
1
3,987
3,807
1
Na
1 0,885
1
1,065
1 0,777
1 0,883
1 0,875
1
1,021
1
W
1
1
1
1
1
1 Total
1 3,973
1
4,005
1 3,969
1 3,991
1 3,958
1
4,040
1
% atomique
1
1
1
1
1
1 Na Md+CaI
0,850 1
0,998
1 0.749
1 0,830
1 0,946
1 0,956
1
1
1 Ca
1
3,33
1
3,65
1
3,32
1
3,25
5,73
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Fe*
1 65,93
1 65,48
1 65,51
1 65,07
65,41
1
1 Mg
1
30,74
1
30,87
1
31,17
1
31,68
28,86
\\
*
III
1
Fer sous forme de Fe
Fe/Fe>Mg
1
0,669 1
0,673
1
0,671
1
0.667
0,687
1
1
1
1
1
1
1
Tableau XI:
lItu:L1.iI4e4 cJWn.i..que4 de4 a"9l/1'-Ùle4 et. aug.U:e4-aeglJll-i.n..ique4
de 1.
Tableau
X:
1AdA.aA.
fJvlJ.4.
lItu:L1.iI4e4
cJWn.i..que4
de4
vl!.th.oP'JAOX.Me4
de
1. 1AdIwA. fJvlJ.4.

---

- 84 -
•
Ca
BOUS
Ca
/
1
/
\\
- - - -
- ~ - e - -/- - - """\\
~/
\\
•
~
\\
1
1
1
1
/
\\
1
1
\\
-----/-..
---
-
L
_
---=:1 -
\\
- -- -- -- ~
((1
/
•
Mg
50--,1-
-1-
-+
_
Figure 27 a
:
'Po,j.u:J...on de.4
cJ..i...n..oPIJ-
Jl.oxèn.e.4 de l 'AdAaA.!30M
•
o
••
danA le ~amme /fl9--Fe-Ca•
•
o
b
• &
Figure 27b : A~,jemervt
du di.a-
40-l-------I------f--:--n-4----jI--
f)/l-amme
p;z.écédervt. Le.4
n..LUnéJ7..o,j
de.4
Jl.oche.4
COJl.Jl.e.4pondervt à
ceux du ï ableau. JX.
3 0 - l - - - - - - - - : ; f - - - - - - + - - - - - f - - -
10
20
30
40
.SOa
.72 c
OSOi
072d
073
N
.953
Cf'1
Figure 28 : Di.-a.gA.amme
de
LebCLd 11962)
• .8
A
Le.4
po.ifl.;t,j
et.
le.4 cvz.cJ..e.4
51 -
• .0
cOM..e.4pondent
à !Jo 60a et. !Jo 60i... comme
,...
--&
°
-
da/lA
la
F.i.g.Wl.e 27b.
'PM cOrUAe !Jo 72c,
/ '
-
72d
et.
7J
om
été
/1..e[yl.Oup~ ,jOM un
même /.i..9-Wl.é (CQ./I./1..~).
-JI
/ '
"..
/ '
B
49
,-
•
A = domai.JLe non alcab..n..
!J = domai.JLe alcab..n..
.....
.....
,...
C = domai.fl..e pvz.alcab..n..
47
"..
"..
,....
-
[
45
,.
1
1
2
3
4
5
6
AI 2 0 3

---

- 85 -
D'un point de
vue chimique plusieurs
remarques
doivent
être faites
:
- l'évolution
des
formations
internes vers les
formations
externes
est
soulignée
par
une
diminution
du
calcium
alors
que
le
rapport
Fe/Fe+Mg reste relativement constant (fig.
27b)
;
- il
existe
une
lacune
entre
les
clinopyroxènes
des
formations
•
basiques et ceux des roches intermédiaires ;
- si
l'on
utilise
le
diagramme
Si02/A12 0 3
(Le bas ,
1962)
pour
connaître
la
parenté
magmatique
des
clinopyroxènes,
on
remarque
que
la
quasi
totalité
de
ces
phases
se
situent
dans
le
domaine
non-alcalin
à
l'exception
d'une
analyse.
Toutefois
ce
diagramme
est
à
utiliser
avec
prudence,
d'autant
plus
que
les
clinopyroxènes
•
représentent
dans
le
Bous
des
phases
à
cristallisation
tardive,
ce qui explique en partie les fortes teneurs en silice (figure 28).
III.2.2 - Dans les formations intermédiaires
•
Ce
sont
des
ferroaugites
dont
l'évolution
est
soulignée
par un enrichissement du fer au détriment du magnésium.
Alors
qu'on
peut
remarquer
une
évolution
entre
les
clinopyroxènes
des
monzosyénites
et
monzonites
(notés
nc et nd
sur
la
figure
27b)
ceux
des
monzogranites
(73)
sur
la
même
figure
•
se caractérisent par un enrichissement en calcium.
111.3 - Les pyroxènes sodiques
Ils
n'ont
pas
été
observés
dans
les
roches
basiques,
•
ni
dans
les
monzoni tes,
monzosyénites
et
monzogranites.
Par
contre
ils
apparaissent
dans
les
micromonzonites
quartziques
et
se
déve-
loppent dans les granites.
Les
analyses
chimiques
effectuées
sur
ces
phases
(Tableau XI) permettent plusieurs remarques
:
•
- dans
les
micromonzonites
quartziques,
le
coeur
des
cristaux
est
constitué
d' augite
aegyrinique,
puis
en
intercroissance
appa-
raissent
des
phases
de
plus
en
plus
sodiques.
Ce
qui
peut
être
schématisé par les substitutions suivantes :
•
[Fe] 2+
[Mn] 2+
Na Fe 3+
~ Ca (Mg, Fe3+ )
et par une augmentation progressive du rapport Na/Na+Ca
•
- dans les granites,
l'aegyrine s'enrichit en titane.
Ces
quelques
remarques
permettent
de
retracer
certains
éléments
de
l'évolution
dès
pyroxènes
sodiques
dans
les
roches
acides.
En
effet,
il
est
connu
(Deer
et
al.,
1978)
que
les
formes
d' aegyrine
en
intercroissance
sur
les
dugites
aegyriniques
indiquent
•
des
cristallisations
à
faible
température,
alors
que
l'augite
aegyri-
nique
peut
se
former
à
partir
de
phases
fluides
après
solidification
du magma résiduel.
III

---

- 86 -
•
N° éch.
78-Bo-COi
78-Bo-COa
1
r
1
1
1
•
1 N° passage 1
1-1
1-2
1
2-1
2-2
2-3
1
1-1
1-2
1
coeur
bord
coeur
méd..
bord
coeur
bord
1
1
1
1
1
1 Si0
37,54
37,41
2
1
37,17
36,89 1 36,73
37,66
36,56
1
1
1
0,35
0,43
0,10
0,5:)
0,26
0,44 1
•
1
A1 0
2 3
1
0,88 1
1
1
FeO*
J),84
1
31,41 1 31,55
31,52
31,07
1
JJ,70
29,98 1
MnO
0,24
1
0,13
0,05
0,25
0,17
1
1
0,25
0,26 1
1
MgO
31,47
31,35
30,99
31,76
31,12
1
1
33,25
32,64 1
0,08
0,12
0,11
0,11
1
CaO
1
1
0,11
0,17 1
1
1
Total
1
100,57
100,78
99,86
101,4
99,42
1101,12
100 ,89 ~
1
1
1
1
1 Si
1 1,005
0,993
1,000
1,007
0,998
1
0,994
0,999
1
1 Al
1
0,011
1 0,028
0,014
0,003
0,016
1 0,008
1 0,014
1
1
Fe
1 0,697
1 0,707
0,718
0,705 1 0,709 1 0,680
1
0,670
1
1
Mn
0,005
1
0,003
0,001
0,006
1
0,004
1 0,006
1
0,006
1
1
Mg
1,268
1,258
1
1,257
1,266
1
1,266
1 1,312
1 1,300
1
1 Ca
0,002
1 0,003
1 0,003
0,003
1
1 0,003
1 0,005
1
•
1 Total
2,989
1
2,993
1
2,993
1
2,991
1
2,994
1
3,002
1
2,994
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 % atomique
1
1
1
1
1
1
1
1 Mg
64,36
1
63,86
1
63,81
1
64,26
1
64,26
1
66,60
1
65,99
1
1
2+
Fe
+Mn
35,64
1
36,14
1
36,19
1
35,74
1
35,74
1
33,40 1 34,01
1
•
1
Fe/Fe+Mg
0,3541
0,3591
0,363/
0,3571
0,3581
0,3411
0,3401
1
1
1
1
1
•
1
1
1
•
Tableau XI I :
Ana-l!JAe4
c1U.IrU.que4
de4
o-li.v.i.A.e4
de4
g.abb/1.04
de
-1.. 1AdJz.cvz. &;UA.
78 &; 60i... : g.a66/1.o à cpx., ex):.eAIle
78 &; 6Ch : g.abbllo à cpx., .l.JU.eAIle
•
•
•

---

87 -
L'enrichissement
en
titane
correspond
généralement
au dernier stade des aegyrines dans les roches alcalines.
•
Les
pyroxènes
sodiques
dans
l'Adrar
Bous,
localisés
dans
les
formations
acides,
ont
une
évolution
des
micromonzonites
quartziques
aux
granites
elles
traduisent
des
cristallisa tions
dans des conditions proches de la surface.
•
111.4 -
Les orthopyroxènes
Rares
dans
les
formations
basiques
litées
du
Bous,
ils sont plus fréquents dans les roches intermédiaires
(Tableau X).
Les
orthopyroxènes
étudiés
dans
les
monzonites
sont
•
du
type
ferrohypersthène.
Leur
forte
teneur
en
calcium
(Ca> 1,5 %)
suggère
qu 1 ils
sont
contaminés
par
du
clinopyroxène
calcique
(Deer
et
al.,
1978).
Remarquons
que
la
proportion
de
manganèse
est
caractéristique d' opx riches en fer.
Dans
ces
roches
la
coexistence
de
ferrohypersthène
•
a vec
de
la
ferroaugite,
a
permis de calculer le coefficient de distri-
bution du magnésium du fer.
KMg- Fe
Xopx
1-Xcpx
x
=
0,543
D
=
1-Xopx
Xcpx
IV - LES OLIVINES
Dans
les
formations
basiques
litées
du
Bous,
les
•
oli vines
ont
des
caractères
chimiques
assez
constants.
Leur
rapport
Fe/Fe+Mg
reste
voisin
de
0,35
il
est
supérieur
à
celui
calculé
.pour
les
clinopyroxènes
présents
dans
ces
mêmes
roches
(cf.
Tableau
XII).
Par
contre
la
teneur
en
calcium
des
olivines
est
plus
faible
que
dans
les massifs subvolcaniques de l'Aïr central.
Toutefois
elle
est
supérieure
à
0,15
% de
CaO
à
la
périphérie
de
•
certains
cristaux.
En
fonction
des
remarques
faites
par
T. Simkin
et
J. V.
Smith
(1978) ,
il
est
possible
d'envisager
que
les
olivines
du
Bous
ont,
débuté
leur
cristallisation
à
des
profondeurs
moyennes
et
qu'elles
l'ont
terminée
près
de
la
surface,
se
traduisant
par
la teneur en calcium qui évolue de 0,08 à 0,17 %.
•
V - LES AMPHIBOLES
Elles
sont
inexistantes
dans
les
formations
basiques
litées
de
l'Adrar
Bous.
Par
contre,
elles
représentent
une
phase
importante
dans
les
roches
intermédiaires
et
acides
les
caractères
•
diffèrent suivant les formations considérées.
Nous
avons
utilisé
la
terminologie
de
B. Leake
(1978)
pour
toutes
les
amphiboles
analysées
(Tableau XIII).
Le
fer
ferrique
a été calculé suivant la méthode préconisée par cet auteur.
•
Nous
distinguons
les
amphiboles
des
séries
monzoni-
tiques à monzogranitiques de celles des granites.
•

---

Tableau XI I I
Ana-LyAe4 chiInLqp.e4 de4 amplùbo1-e4 de l- 'AwwA. f30u4.
1--1
78-Do-72d
1
78-80-39a
1
1
1 27 1 17
18
1 20 I~I 16 1 I~
62
1 6~ 1-69j7ll~~-1
1 Si0
1 ~5,99
~7,5~
44,73
1 ~~,~9 1 ~7,11
~5,12
~5,08 1 ~9.87
~7.7~ 1 ~8,0I 1 ~8.15 1 ~7,50 1 ~8.79 1 51,52 1 50,~3 1 ~8.88 1
2
1 Al 0
1
7,56
2,5~
5,22
1
6,17
1
~,28
5.60
5,59
1
0.53
l,59
1
1.37
1
1,6~ 1 1.58 1 1.17 1 O,5~ 1 0.39 1 0,77 1
2 3
1 Ti0
1
1,64
0,12
0,16
1
1,22
1
0,79
1,18
0,90
1
0,22
2.07
1
2,06
1
2,02
1
1,95
1
--
1
0,08
1
0,08
1
O,2~ 1
2
1 FeO 101.
1 18,~0
35,19
35,21
1 23,16
1
23,35
21,37
22,30
1 K~I
32.1~ 1 32.07
33.03
1
32.11
1 35,6~ 1 3~.80 1 32.~7
1
35,38
1
MuO
1
1,70
0,88
1 0,3~ 1 0,61
0,27
0,39
1
1,~3
1,05
1 0,96
0,87
1
0.93
1
1,25
1
1,36
1
--
1
1,29
1
MgO
1 11,07
D,3D
0,~9 1 8,71 1 9,8~
9,~~
8,2~ 1 1.10
1,~6 1 1.1~
1,~7 1 1.37 1 0.52 1 l,Il 1 2,53 1 0.2~ 1
CaO
Il,01
9.99
9,79
1 10,10 1
9,55
9,86
10,58
1
7,81
5.5~ 1 ~,93
S,56
1
5,22
1
6,21
1
5.63
1
5.18
1
7,99
1
Na 0
2,6~
O,~O
0,90
1
2,12
1
2.30
2,28
2,1~ 1 2,11
5,~~ 1 5,50
5.37
1
5,28
1
3.10
3.n 1
3,75
1
2,46
1
2
K 0
0,53
0.23
0,55
1
0.97
1
0.66
0,90
0,91
1
o,~6
1,12
1
1,03
1,22
1
1,2~ 1 0.55 1 O,~O 1 0.30 1 û.3~ 1
2
Tolal
98,8~
98.02
97,52197,521
97.29
96,03
96,I~ 197'03
98,18
1 97,08
99.3~ 1 97,18 197,22 1 99,151 95,13 1 97.58 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Si
6.851
7,683
1 7,267
6,921
7,196
7,039
7,070
8,002
7,66~ 1 7,768
7,652
1
7,698
1 7.9~2 1 8.121 1 8.170 1 7,9351
Al~:
1,149
0,317
1 0,733 1 1,079
0,771
1 0,931 1 0,930 1
0,331
1
0,232
0,3071
0,302
1 0, 302 1
--
1
1
0,065
1
AI
0,178
0,167
1
0,267 1
0,052 1
--
1
0.069 1
0,103
1 0,100
--
0.029
--
0.166
0,100
0.07~
0,082
Ti
O,18~
0,015
1 0,020 1 0,1~3 1 0,91
1 0,138 1
0,106
1 0,027
0,250
1
0.251
O,W 1
0,230
1
1 0,09
1
0,010
1
0.029
1
FeIl
2,180
~,513 1 ~,~73 1 2,741 1 1,80~ 1 2.5921 2,8i3 1 UI~
3.663
1 4,313
~,335 1 ~.303
~,292 1 ~'1881 ~.135 1 ~,65~
Fe lll
0,112 1
O,2~~ 1 0,311 1 0,272 1. 1,179 1 0,196 1 0,112 1 O,20~
0,652
1 0,027 1 0.0551
O,O~9 1 0.560 1 0,669
0,26~ 1 O,1~9 1
Q)
Q)
Mil
--
1
0,072
1
0,121 1 O,O~5 1
0.079
1 0,036 1
0,052
1
0,19~
O,1~3 1 O,m 1 0,117
0,128
1
0,172 1
0.182 1
--
1
0,177
Mg
2.4513 1
0,233
1 0,119 1 2,019 1
2,2~0 1 2,195 1 1,926 1 0,263
0,349
1 0.275 1 0.3~8 1 0.331 1 0,126 1 0,261 1 0,611 1 0,058 1
Ca
1,7571
1,730
1
1,70~ 1 1,6831 1,563 1 1,6~8 1 1,778 1 1,3~3 1 0,953 1 0,8551 O,9~7 1 0,907 1 1,0831 0.9511 0.8991 1,390 1
Na
0,763 1
0,125
1 O,28~ 1 0,639 1 0,681 1 0,690 1 0,651 1 0,656 1
1,693
1 1,726 1 1,655 1
1,659
1 0.978 1 1.137 1
1,178
0,774
1
K
0,101 1
0,0~7 1 0,11~
0,193 1
0,129
1
0,1791
0,182
O,09~ 1 0,229 1 0,213 1 O,W 1 0.256 1 O,II~ 1 0,0801 0,002 1 0,070 1
Tolal
15,733 115'1~6 115'~12115'787115'733 115'7~2 1 15,723
15,297 1 15,897
1 15.819 1 15,90~ 1 15,871 1 15,~92 1 15,~28 1 15.~03 1 15,385 1
Fe/Fe2<Mg
0,529
0,015
0,026
0.~2~
O,55~
0,~58 1 0,~06
0.056 1
0,087
1
0,0601
O,07~ 1 0,071 1 0.028 1 0,058 1 0,128 1 0,012 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
78-/Jv... )9a. lJIUlfI-UlL o-lca-lin.
78-/Jv...72d monptUlL
62 - amphi.boh!. vlLlLtlL IM--JociélL à amphi.bo.l1L büulL
Z7 - amphi.bo.l1L vtLJt.t1L .i..n.~1L divrA ~oc1.n41L
64 - ~IL (JfIlphi.bO.l1L blUDllL
17 - amphLbo.llL vtLJt.t-b.l1LU
69 - amphi.bo.l1L blUDllL '4lLct:ion bcua.l.lL)
18 - amphi.bo.l1L vtLJt.t-b.l1LU
71 - amphi.bO.l1L b~unlL
20 - amphi.bo.l1L vtLJt.t-blUDl
70 - amphLbo.le vtLJt.t1L IM--JociélL à amphi.bo.l1L 65
1) -
amphi.bo.l1L déco.lo~élL
65 - amphi.bo.l1L b.llLUlL
16 - amphi.bo.l1L jaunlL-vtLJt.t
66 - amphi.bo.l1L b.llLU cttvrdi-vlL en. a.i.f;u.i-ll1L
14 - amphibo.llL vtLJt.t1L
67 - amphi.bo.l1L b.llLUlL .ttvuJL..VIL en. ~ ac.i..cui.aùt1L
77 - amphi.bo.l1L b.llLUlL cttvrdi-vlL en ai9''; l..J.1L
..
..
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•

---

..
..
•
'lIIJ
-
-
...
-
-
....
....
....
Le
fer
ferreux
et
ferrique
ont
été
calculés
d' après
la
méthode
préconisée
par B.E.
Leake
(1978).
1
1
78-llo-nh
1
78-llo-ne
1
1 llo-12 1
00-73
1
1
1 80 I~-I 90 1 77 r 78 1 76 1 84 r 83 18~lI6l 17 1
1 Si0
1 45,62 1 44,01 1 45,30
45,36
1 45,72
45,23
1 44,04 1
45.66
1 51,09 1 44,25 1 49,60 1 46,39
44.46
1 45,29
1
2
1 AI;P3
1
4.61
1
5,94
1
6,04
5,74
1
3.75
7,26
1
6.86
1
5.71
1
1.37
1
6.95
1
0.37
1
4,83
5,77
1
5,28
1
1 TiÙ
1
1.041
1,281
1.35
1,22
1
0,30
1,481
1.60
1
0,24
1
0,051
1,321
1,231
0.90
1.381
0,96
1
L
1 FeO 101.
1 24,84
1 23,48 1 27,09
25,24
1 25,74
22,17
1 n.17 1
23,55
1 27,03 1 21,64 1 32,11
1 23,59
2U2
1 24,69
1
1 MnO
1
0,08
1
0,43
1
0,13
--
0,42
0.28
1
0,26
1
0,46
1
0,70
1
0,33
1
1,00
1
0,34
0,54
1
0,58
1
1 MgO
1
8,00
1
7,49
1
6,71
7,55
6,03
8,56
1
8,96
1
8,52
1
8,34
1
9,11
1
0,60
1
7,92
7,55
1
6,66
1
1 CaÙ
9,23
1 10,63
1
10,02
9:98
Il,32
10,77
1 10,49
1
10,24
1
8,71
1 10,30 1
l,59
1
10,31
10,28
1
10,39
1
1 Nap
1,31
1
1,41
1
1,83
1,95
0,77
2,11
1 2,10 1
1,64
1 0,28 1
L,17
1
7,33
1
1,31
1,39
1
1,16
1
1 Kp
0,49
1
0,94
1
0,71
0,52
0,34
1,08
1
0,91
1
0,74
1
0,53 T 0,98 1
1,73
1
0,73
0,78
1
0,64
1
1 '1'01',)
95,22
1 95,60
1
99,17
97,56
94,56
99,04
1 97,39
1
96,77
1 98,15
1 97,04
1 95,56
1
96,31
96,79
1
95,65
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Si
7,Ln
1
6,982 1
6,991
7,050
7,)80
6,870 1
6,817 1
7,262
7,821
r 6,854 1 8,134 1 7,245
6,991
1
7,179
1
1
1V
AI
0,773 1
1,018 1
1,009
0,950
0,620
1.130 1
1,183 1
0,738
"0,179 1
1,146 1
--
1
0,755
1,009 1
0,821
1
VI
1 AI
0,088 1 0,093 1
0,090
0,102
0,094
0,170 1 0,069 1
0,229
0,068 1
0,123 1 0,072 1
O,lJ4
0,060 1
0,166
1
1 Ti
0,124 1
0,153 1
0,157
0,143
0,036
0,169 1
0,186 1
0,040
0,006 1
0,154 1
0,152 1
0,106
0,163 1
0,114
1
1
ll
Fé
2,888
1 2,9L5 1
3,193
3,006
3,362
2,687 1
2,644
1
2,640
2,932 1
?,577 1
4,356 1
2,8n
2.936 1
3,069
1
00
\\.0
1
lll
Fé
0,408 1 0,191 1
0,303
O,L75
0,113
1 0,14:.1 1 0,226 1
0,331
0,529 1
0,226 1 0,048 1
0,209
0,288 1
0,204
1
1 Mn
0,011 1 0,058 1
0,017
0
0,057
1 0,036 1 0,034 1 0,063
0,091 1 0,043 1 0,139 1
0,045
0,072 1
0,078
1
1 Mg
1,889 1
1,771
1
1,543
1,749
1,451
1
1,938 1
2,0671
2,028
1,9031
2,1031
0,147 1
1,843
1,769 1
1,513
1
1 Ca
1,5671
1,8071
1,657
1
1,662
1,958
1 1,753 1 1,7401
1,601
1,429 1
1,7091
0,2791
1,725
I,m
1
1,765
1
1 Nd
0,402 1
0,434 1
0,548
1
0,586
0,241
1
0,621
1 0,630 1
0,470
0,083 1
0,6521
2,331
1
0,397
o,m 1
0,357
1
1 K
0,099 1 0,190 1
0,140
1 0,103
0,070
1 0,209 1 0,100 1
0,097
0,104 1
0,194
O,36L 1
0,145
0,156 1
0,1:.19
1
1 Tolul
15,470
15,621 1 15,647
1 15,627
15,382
1 15,726 1 15,776 1
15,499
1 15,143 1 15,761 1 16,019 1 15,476
15,601 1 15,456
1
2T
1 Mg/MgTFe
0,395"
0,377 1
0,325
1
0,367
0,301
1
0, 419 1
0,438 t
0,377
1
0,393 1
0, 449 1 0,032 1
0,390
0, 376 1
0,338
1
78-iJ>-.72b m.i.t:lt.omOl1.1DtU..te
78-iJ>-.72e f1Wfl1D-1lJénLte
iJ>-.12 ~e ~fJ'lAa.1.ClLÜJl
80 - anplUbo.J.rt
eA.i:rt
Tl - anphiJ>o.J.e ...eA.i:e bo/ldan.:t. un c..l..inofIVA.D:dne
4 - anphi.bo.J.e adcu.J.a.iA e b.J.eue
78 -
81 - anphi.bo.J.e
eA.i: c...ln.i.A.
anphi.bo.J.e b'l.Ufl.- "'lVLt bo/ldan.:t. un c..l..ino{JIJAox.èn.e
iJ>-. 7) mDflJ'JfJI'an.ile
8) -
-1ectiofl blJAa.1.e de 81
76 - anphi.bo.J.e b4LUl.e bottdDn.t un c..l..inoP'JADxèn.rt
12 - anphi.bo.J.e bo/ldan.:t. un c..l..ino{JIJAoxèn.e "'1
90 -
80 - anphi.bo.J.rt
eA.i:-b.J.w. -1e dé...e.J.oppatLt. -1Wl ,ut o'f.i:ho,o!Jlloxèn.e
anphi.bo.J.e ...eA.i:e
16 -
anphi.bo.l.e
eA.i: fpLcé bo/ldan.:t. un. c..l..inoP'JA0xèn.e "81
84 -
anphi.bo.l.e
eA.i:e
17 - O1IIphi.bo.J.e
eA.i: c...ln.i.A. bo/ldan.:t. un UUto{JIJAoxèn.e '201
8) -
anphi.bo.J.e au.tano/l.phe b'l.Ufl.e
82 - anplUiJo.J.e jaun.e- b'l.Ufl.
)9 -
anplUbo.J.e b.J.eutée en. bOJl.liwr.e d'un oJtilw{JIJAoxèn.e

---

ALKALI
AMPHIBOLES
N~);1.34
SODIC - CALeIC
AMPHIBOLES
A.
(Na+K)A~ 0.50
(Ca+Na)B~1.34; N~ between 0.61 and 1.34
0.00
0·50
1.00
0.00
A.
(Na+K) A< 0.50
-Bo12
~ Si in the standard ceU ~
Ferro-eckermannite
Arfvedsonite
8.00
7.50
7.00
6.50
6.00
(Kozullte, i f Mn in formula-
position C ~ 2.50)
1.00
Winchite
Barroisite
0.50
l 0.50
Mit;
Mp;
BckeJ:mannite
Magnesio-a.r1'vedBonite
2
Ferro-
Ig + Fe
Ferro-barroisite
2
winchite
Mg + Fe
4
1
0.00
1.00
'-.0
o
vi
Fe'/(Fe'+.Al
)
B.
(Na.+K)A~ 0.50
~ Si in the standard cell ~
B.
(JTar+-K)A< 0.50
8.00
7.00
6.00
0.00
0.'0
0.70
1.00
0.00
t
1.00
Magnesio-
Hp;
Richterite
Magnesio-katophorite
taramite
2
Ferro-
Mg + Fe
glaucophane
Biebeoklte
0.50
Ferro-
ICatophorite
Taramite
richterite
0.50
0.00
...
Crossite
Hp;
Glaucophane
Magnesie-
_ B039a
riebeoldte
2
Mg + Fe
.
1.00
Vi
Fe'/(Fe'+.Al
)
-
.-
-
-
..
•

---

- 91 -
CALCIC AMPHIBOLES;
(Ca + Na)8 ~ 1·3..; Na a <0'67
"'.
(lia. 1)",< 0.501
1'1 < 0.50
00 8.00
7 75
7.50
7.25
700
51
6.75
650.
&.25
6,00
5.75
'1'llDtOLl'rIC
T1ŒI'I>LITZ
HOlIJIBLEIIŒ
o. 90
~
!'CBJ8f''''''''
.&Cl'DIOLlTIC
IUGIŒlIIo....&JilJifW!I
AC'1'IlIOLlTI
lIl:8IIBUiIIœ
(~)
JItlIIIIIIIDIIB
o. 50
0
Pll:IIIll)-
0
JIlIIBG-
~LlTB
JC'!IJIOLl'rIC
• ,. ~J"CIIIIO-.!QIB....
~
~
IIOIlIIIlLElllll
. . . .wrw
.,.,JI._
o.
...-
.
1
1
1.00
,
~
SILICIC
lIœIlnC
l'iJIGIIIUlI
• •BI • •
lIID1D
o. 70
'I:IlIIIrrIl
fU'W. . . .
o.
•
-~ - l'OGoUI1ft
0
~
lW'8!!8TWTW
SILICIC
o.50,.
~
lI:aI!1'IC
lI'I!!!!lrWJW
--
l!IIlIlO-IIIIiI
PAIC&lI1'nC
~
iMFM8tWW
o.00
.
.
'J.'
1
1
~I
1WlIIIS1G-
SILICIC
- =
M&i1Jil81flC
~
o.
.........
KœII':I
101-
lIZIm
B'I!Dl'Pœ
o.
....
-...
lWffIJClIl:tlC
~ ~
o.
~~ o ( JIlIIBG- +Mi8fwœ
~-
SILtCIC
~
~
lWmIClIrl'lC
....,.,.
lWIP.tm81ft
-"Il
UW. .
,..11
o•
--
D.
'r1~ 0.50
1·00r--------------_
•
)
}
o.~--------------...l
g
~
• 1d!!CISS4 $:+I! 51
o.~
7.50
7.00
&.~
6.50
6.25
6.00
=
o
8.00
7.75
1
ft
,
1
,
!
.
.
Bo:
... 73
.39a
.72d
o72c
o72b
•
Figure 29:
fJO-1li:ùJn
et
évo.l.utA..on
dv,
amphi.bo.lv,
de
..1.. 'Aww/l.
f30t.J4,
d'ap;t.èA .la nomen..c.1..atJ.ute de Leake (1978) •
•
Le-1 rwméll.O-1 de-1 éc.Iu:ut-ti..J..onA CQII./Le-1pOndeJ'l.i:. au. Tab.leau. XJJJ .
•

---

- 92 -
•
Dans
les
monzonites,
ces
phases
apparaissent générale-
ment
au
détriment
des
clinopyroxènes.
Elles
sont
subautomorphes
•
a vec
des
clivages
épaissis
par
un
remplissage
d' opaq ues.
Le
pléo-
chroïsme varie
du brun clair suivant Np
au brun
sombre ou brun-vert
suivant
Ng.
Fréq uemment
cette
amphibole
brun-vert
est
auréolée
par
une
deuxième
amphibole
au
pléochroÏsme
légèrement
différent
(vert
suivant
Np
à
vert-bleu
suivant
Ng).
Ces
différents
stades
sont
marqués
par
un
changement
du
type
amphibole,
qui
a
pu
être
mis en évidence grâce
à
l'étude à
la microsonde.
Ils
se
schéma-
tisent comme suit
(figure 29)
:
- dans
les
monzonites,
les
ferroaugites
se
transforment
en
une
amphibole
brune
à
brun-vert
des
types
edénite
et
ferroédénite
;
la
périphérie
de
ce
minéral
évolue
vers
les
types
actinote
et
ferro-
actinote
la
proportion
de
Si
augmente,
alors
que
Na+K
reste
lV
constant et que Al
et Cd"
a
Imlnuent l' ,
egerement
- dans
les
monzogranites,
les
reliques
de
ferroaugite
sont
plus
rares,
l'amphibole
brune
à
brun-vert
est
une
ferro
hornblende
a vec
une
zone
périphériq ue
évoluant
vers
le
pôle
actinote-
ferroactinote.
Comme
pour
les
pyroxènes,
on
constate
que
l'on
n'a
pas
de
minéraux
ferromagnésiens
typiquement
sodiques
dans
les
formations.
Toutes
les
amphiboles
ana lysées
dans
ces
formations
appartiennent
au
groupe
calcique
et
proviennent
de
la
transformation
des pyroxènes.
Dans
les
granites,
l'étude
des
amphiboles
confirme
la distinction entre série alcaline et hyperalcaline.
Dans
les
granites
alcalins,
deux
types
d'amphiboles
ont
été
observés,
des
ferro
hornblendes
semblables
à
celles
des
monzogranites,
des
amphiboles,
vert
à
vert-brun,
cristallisant
tardivement
par
rapport
aux
précédentes,
appartenant
au
groupe
calco-sodique.
Deux
types
ont
pu
être
chimiquement
distingués,
des
ferro
richtérites
brun-vert
et
des
ferro
winchites
en
aiguilles
tardives,
bleu
à
bleu-vert.
On
assiste
à
une
augmentation
des
alcalins et plus particulièrement de Na,
une diminution de Ca.
Dans
les
granites
hyperalca lins,
les
amphiboles
calco-sodiques
sont
associées
à
des
amphiboles
sodiques.
La
distinc-
tion
optique
n'est
pas
possible,
par
contre
l'analyse
chimique
a permis de mettre en évidence des aiguilles de ferro eckermannites.
Ainsi
les
amphiboles
confirment
les
distinctions
déjà
faites
au
cours
de
l'étude
pétrographique
alors
que
les
monzonites
et
monzogranites
conservent
des
affinités
avec
les
forma-
tions
basiques,
les
granites
ont
une
composition
minéralogique
indépendante
qui
ne
présente
pas
de
liens
de
filiation
directe
avec les formations basiques.

---

- 93 -
GÉOCHIMIE
5c>ixante
analyses
chimiques
(Tableau
XIV
)
ont
été
effectuées
sur
les
différentes
formations
de
l'Adrar
Bous.
La
moitié
furent
réalisées
au
C.R.P.G.
de
Nancy,
les
autres
proviennent
de
R.
Black*.
Dans
les
diagrammes
de
Harker
vingt
sept
analyses
représentatives des différentes unités pétrographiques ont été sélection-
nées
pour
ne
pas
trop
surcharger
les
diâgrammes.
Pour
les
autres
figures,
a
été
pris
en
compte
l'ensemble
des
analyses
à
l'exception
de celles qui, incomplètes, ne pouvaient pas se prêter au calcul.
1 - DISTRIBUTION DES PRINCIPAUX ELEMENTS
De
nombreux
indices
tentant
de
mettre
en
évidence
les
phénomènes
de
différenciation,
existent
dans
la
littérature.
l'un
des
plus
simples
et
vraisemblablement
les
plus
explicite
est
l'indice
de
Harker,
qui
consiste
à
considérer
qu'au
cours
d' une
différenciation
magmatique
par
cristallisation
fractionnée,
la
silice
augmente
progressivement
et
représente
un bon indicateur de l' évolu-
tion générale.
Après
des
tentatives
d'utilisations
d'autres
indices
(S. L,
D.1.
etc ... )
il
nous est apparu que pour les complexes annu-
laires
de
l'Aïr l'indice de Harker était le mieux
approprié
U. Husch
et C. Moreau,
1982).
1.1 - Diagrammes de Harker (fig. 30)
•
Les
points' figuratifs
des
principales
formations
se
localisent
en
deux
groupes
sur
l'ensemble
des
diagrammes
séparés
par
une
lacune
entr'e
50
et
60
% de
Si0
("Daly
Gap"),
confirmant
2
la
rareté
des
roches
intermédiaires
au
sens
strict
par
rapport
aux
formations basiques et acides.
•
a - AI 0 /SiO
Dans
les
formations
basiques
l'alumine
a
Z 3
Z
de
grandesvariations
(14
%)
indépendemment
de
la
silice
l'expli-
cation
est à
rechercher dans la formation des cumulats,
avec concen-
tration
de
plagioclases
riches
en
alumine
dans
les
leucogabbros,
et
formation
de
gabbros
plus
pauvres
en
feldspaths
et
donc
en
•
alumine.
Pour
les
autres
formations
l'alumine décroît progressivement
à
silice
croissante
pour
les
fortes
teneurs
5iO
( > 70
%)
une
Z
d'i.chotomie s'observe correspondant aux granites hyperalcalins pauvres
en alumine, et alcalins un peu plus alumineux.
b - CaO/SiO
Comme
pour
l'alumine,
les
variations
de
CaO
Z
•
pour
les
roches
basiques
sont
peu
dépendantes
de
la
teneur
en
silice,
mais
elles
reflètent
la
formation
des
cumulats.
Le
domaine
des
roches
acides
où
le
calcium
diminue
progressivement
lorsque
•
*
Ces analyses ont été réalisées au B.R.G.M. d'Orléans,
elles n'ont jamais été publiées
et proviennent d'un don personnel .
....

---

0
•
•
~
0
(~O
•
•
A/l, 03
"d"" [l]
P
Q)
0
•
[]
«>
" •
Il..
0 0
0
EJ
•
•
•
0
0
18-1
• •
~L
•
•
•
•
•
•
.'
• •
• •
.5,
0
•• •
s
••
...
•
•
•
• •
1
151
•
•
••
0
•
•
•
0
0
0
•
0
0
•
l
'
0
0
• •
0
(]l)0
Ù
• •
5~
.. 8"5 ..
T5
5. 45
O~
..
1
..
..
1 1014:5
H
..
..
..
.. .. ..
loi
•
•
.... ..
..
•
..
.. ......
.. Mwo ..
N~20
45
~'5
8'5·
~
E5
ri°
,
l
1.
..
.
$
A
.. ... ..
..
j
5~
~
.. .:.
~
a
..
....
°e "
0
..
..
K20
0
0)
..
..
.. ..
...
.......... ~
I-pi
0
0
0
..
O~ a
0
0
~
....
.:.., •• 1'
"
~t'""'I..""\\
~
.. .. .. ....
..
.. .. " ..
Figure 30
D.i..af)Aamme
de
IlaA.ReA..
L'i.mii..de
ce
di.f-f-éA.enciauon
5.i0
e-1.t
/l.epo/l..té
en
2
ab-1C-i.A-1e aJ..O/l.-1 que -Le-1 autAe-1 oxyde-1 -10rU. en o/l.donnée.
.-
-
-
••
-
..
•
•
•

---

- 95 -
la
silice
augmente,
est
séparé
df'.'
celui
des
roches
basiques par une
lacune imp.ortante (8 %).
c -
Les
alcalins/SiO
Le
sodium
comme
le
potassium
ayant
Z
une
teneur
à
peu
près
constante
dans
les
formations
basiques.
ne
présentent
par
de
corrélatiosns
avec
la
silice.
Par
contre
dans
le
groupe
des
roches
acides.
comme
pour
l'alumine
on
constate
une
dichotomie donnant une branche alcaline et l'autre hyperalcaline.
d -
Fer total/SiO
-
Le
fer
décroît
rapidement
à silice croissante
Z
dans
les
formations
basiques.
avec
des
phénomènes
cumulatifs
souli-
gnés
par
de
petites
digitations.
Le
groupe
acide montre une diminu-
tion progressive du; fer en fonction de l'augmentation de la silice.
e -
MgO/SiO
-
montre une évolution semblable à celle du fer.
Z
f -
TiOZ/SiO
Le
titane
a
une
teneur
faible
dans
le
Bous
Z
par rapport aux massifs subvolcaniques de l'Aïr central.
La
distribution
des
éléments
majeurs
par
rapport
à
la
silice
met en évidence deux
groupes de
roches
distinctes.
sépa-
rés
par
une
lacune
avec
une
évolution
différente
des
principaux
éléments.
•
Ces
constats
suscitent
plusieurs
interrogations
que
nous
allons
tenter
d'élucider
:
nature
de
la ou des
souches magma-
tiques
?
Doit-on
considérer
une
ou
plusieurs lignées
évolutives
indé-
pendantes ? Quelle est la signification du "Daly Gap" ? etc ...
I.Z - Diagramme alcalins/alumine
Une
des
caractéristiques
des
formations
de
l'Adrar
Bous
est
leur
richesse
en
alumine
(entre
10
et
30
%)
comme
nous
l' avons
déjà
souligné
dans
l'introduction à
la
deuxième partie.
la
terminologie'
relative
aux
alcalins
est
délicate
à
employer
pour
•
les
formations
trop
riches
en
alumine.
c'est
pourquoi
nous
avons
eu
recours
au
diagramme
NaZO + KZO/SiO
(cf.
paragraphe
suivant)
Z
pour qualifier les différentes formations d'alcalins ou non.
Par
contre
il
est
intéressant
d' étudier
le
comportement
•
des
alcalins. par
rapport
à
l'alumine.
C'est
ainsi
que
le diagramme
NaZO
+
K O/AI 0
(fig.
31)
suscite
les
remarques
suivantes:
Z
Z 3
- les
formations
basiques
se
situent
sous
la
droite
alcalins/
alumine
==
1/4,
et
l'on
remarque
que
la teneur en
alcalins est indé-
pendante de celle de l'alumine ;
•
- dans
le
domaine
situé
entre
les
rapports
alcalins/alumine
de 1/2 à 1/4. figure un seul point représentatif d'un gabbro .
- la
quasi
totalité
des
formations
intermédiaires
et
acides
du
Bous
se
situe
dans
le
domaine compris
entre
alcalins/alumine = 1
et
1/2.
Elles
se
répartissent
en
trois
groupes:
le premier (triangles
noirs)
où
l'on
retrouve
les
monzonites
et
les
micromonzonites
•
quartziques
présente
les
mêmes
caractères
que
les
formations
basiques.
les
alcalins
semblent
indépendants
de
la
teneur
en
a lumine
le
deuxième
(triangles
blancs)
constitué
par
les
granites
alcalins
montre
une
corrélation
positive
de
l'alumine
par
rapport

---

- 96 -
•
Ni/ O
2
1
+
•
f2 0
1
...
.~
4
1
.'
4
4
1
0
4
1
'l 'l 'l
'l'l
V
'l 'l
•
'l'l
li ....
•
...
• ......
•
•
•
•
1
3
•
."..
• ••
••
•
'··1 ...
•
".
•
2
0
1
3'0
10
15
20
A/]O]
Figure 31
D.i.açywmme aJ.ca.Li.n./a-i.J.urùn.e ded f.o/UTlaJ:.i..orw baAi-qp.ed (po.iJt;t,; )
i.Jl;te/UTléJ::Li...ai.A.eA
et
acù:ieA
( a..ubl.eA
f-4;U/l.éA)
corrune.rU:.aA..A.eA
cianA le ;tex;te.
•
Il••la. 1.." ,.,..,
o
•
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JO
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+
•
..""...i·ftf"' ,....,',...
-0 Bous
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~ 3r""'-, ~,r··~t'ft'
... y ....~ ~II ••
10
* 1-
**
•
'lo..
.. •
* .. *
*
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, /
o
/
/"':
o
#
e
.-{/
4
el,.-
3
•
•
• •
/
/
40
60
70
ah
Figure 32

---

- 97 -
aux
alcalins
le
troisième
(triangles
inversés et losanges)
regroupe
les
granites
hyperalcalins
qui
ont
la
teneur
en
alumine
la
plus
faible et se localisent à proximité de la première bissectrice.
- Si
l'on
fait
figurer
la
limite
préconlsee
par
Kuno
(1960)
pour
délimiter
les
roches
hyperalumineuses
(A1 0
~ 17 %) on s' aper-
2 3
çoit
que
seule
une
grande
partie
des
formations
basiques
sont
dans
ce domaine.
Ainsi
dans
les
roches
fortement
alumineuses
et
hyper-
alumineuses,
les
nomenclatures
pour
les
alcalins
sont
délicates
d'emploi
; de même que le coefficient d' agpaïcité.
Nous leur préférons
celles
reposant
sur
les
limites
préconisées
par
A.
Miyashiro
(1978)
dans
le
diagramme
Na 0
+
K 0/Si0
pour
utiliser
le
terme
alcalin,
2
2
2
et
la
présence
de
pyroxène
oulet
amphibole
sodique
pour
celui
d' hyperalcalin.
Il - NATURE DE LA SOUCHE MAGMATIQUE
Il
a l ' avantage
d'a voir
été
utilisé
par
de
nombreux
auteurs
(surtout
pour
les
roches
volcaniques)
qui
ont
cherché
à
délimiter
des
domaines
caractérisant
les
suites
alcalines
d'une
part,
des
suites
subalcalines
(calco-alcalines
et
tholéïtiques)
d'autre
part).
Nous
utiliserons
la
limite
de
A.
Miyashiro
09ï8)
en
trait
plein
noté
(1)
sur
la
figure
32,
et
celle
de
A.
Mac
Donald
et
T.
Katsura
(1964)
en
trait
discontinu
noté
(2)
sur
la
même
figure.
Ces
limites
sont
voisines
pour
des
valeurs
de
Si0
comprises
entre
2
40
et
55 % de
SiO
;
mais
seule
celle
proposée
par
A.
Miyas~iro
Z
(1978)
permet
de
distinguer
les
différents
domaines
pour des valeurs
de Si0
plus élevées.
2
La figure
32,
suggère les remarques suivantes :
•
-
Les
formations
basiques
de
l'Adrar
Bous
se
situent
aux
2/3
dans
le
domaine
sub-alcalin
et
pour
1/3
dans
le
domaine
alcalin,
alors
que
l'ensemble
des
autres
formations
de
ce
massif
est
dans
le
domaine
alcalin.
Si
l'on
remarque
que
ce
sont
les
roches
les
plus
évoluées
qui
se
trouvent
dans
le
domaine
alcalin,
on
peut
imaginer
qu'au
cours
de
la
différenciation,
le
magma
résiduel
•
devienne
de
plus
en
plus
alcalin,
et
que l'on
assiste à
un passage
progressif du
domaine
tholéîtique
au
départ,
marqué
par la présence
d'orthopyroxène
et
d'olivine,
vers
le
domaine
alcalin
enrichi
en
plagioclases.
Cela
se
confirme
par
le
fait
que
les
massifs
de
l'Aïr
central,
beaucoup plus riches en plagioclase,
dès les premiers stades
se localisent entièrement dans le domaine alcalin.
•
- Alors
que
les
monzonites
et
monzogranites
se
localisent
à
proximité
de
la
limite
de
A.
Miyashiro,
on
assiste
à
partir
des
micromon,zonites
quartziques
(triangles
noirs)
à
une
dichotomie
avec
une branche alcaline et l'autre hyperalcaline.
•
•

---

- 98 -
•
/
0
/
BOUS
/
•
/
7
~
h~
~~.r
~'7
/1~
'7.
'7
3
/
'7
•
/
2
'7
/
1
/
•
/
•
~:t-r
•
1
2
3
4
5
6
•
Na.~O
Figure 33:
lJi..a.g/z.amme Na 0lK 0
;
1..a. cVl.Oile en poi.JU:.J..J..J.éA ll.ep;téAente
2
2
1..a.
p;temi..èA.e
b.i.A-1ec:l:Ai-ce
(Na 01K 0
= 1),
J..e-1
t-4;wz.éA
2
2
noi.AA -le-1 ll.oc1te-1 ba-1Lque-1, -le-1 c1..a.i.AA -le-1 ll.oc.h.RA ilitemnédi..ai.A.e-1 e;t aci..d.e-1.
An
CaO
1•
.II
•
\\
." \\
..
1
\\
r.
\\
.,
•
.. \\
\\
\\
1
\\
,.
\\
..
\\
..
.\\
\\
......
\\
il
\\
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\\
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..
\\
i l .... f:,,1 -
..
\\
~
~
.." \\. ~
"-
I>
"-
I>~
\\ .. .,:r.
......
.....
01
'10
Figure 34 :
lJi...ag.A.amme caJ...co- a-lc..ah..n..
34a
Di..a.gAomme :t~e CaOINa 0lK 0 exfJll.i.mé en % en po.i..dd.
2
2
34b
Ab1AniOJZ. en polJA.cen.J:.aç..e nO/U71.atif-.
Figurés
'Poin:t-1
noi.AA
:
ll.oche-1
OCV1LqpeA,
Cell.cJ..e-1
:
monJ0ni:te~,
étoile-1
noiJZ.e-1
:
rrU-CIl.omonJon.U:.eA
qPall.:tJiqUeA,
étoileA:
9/l-art.U.e-1.

---

- 99 -
11.2 - Diagramme K 0/Na O (fig. 33)
2
Z
Afin
d'apprécier
à
quoi
correspond
cette
alcalinité,
ce
diagramme
permet
de
voir
le
rôle
prépondérant
du
sodium
ou
du potassium.
Par
l'Adrar
Bous,
il
apparaît
que
la
quasi-totalité
des
formations
se
localise
dans
le
domaine
sodique.
Ce
qui
ne
sera
pas toujours le cas,
notamment dans l'Aïr central.
On
constate
la
faible
teneur
en
potassium
des
forma-
tions
basiques,
en
accord
avec
les
remarques
faites
dans
le
para-
graphe précédent sur les souches magmatiques possibles.
Comme
sur
les
autres
diagrammes,
l'ensemble
des
formations
se
concentre
en
deux
groupes
distincts,
l'un
consti,tué
par
les
roches
basiques,
l'autre
par
les
roches
intermédiaires
et
acides.
11.3 - Diagrammes ternaires calco-alcalins
Afin
de
compléter
les
informations
précédentes,
il
est
utile
d'observer
le
comportement
du
calcium
par
rapport
aux
alcalins.
Pour
cela
nous
choisissons
les
diagrammes
proposés
•
par LN.
lrvine 'et W.R.A.
Baragar
(1971)
un des plus significatifs
pour
les
"suites
anorthositiques",
repris
par
R. F.
Emslie
(1973)
est
le
diagramme
ternaire
des
compositions
normatives
des feldspaths
Albite/Anorthite/Orthose
il
peut
d'ailleurs
être
couplé
avec
le
diagramme NaZO/CaO/KZO.
•
Dans
le
diagramme
Ab/An/Or,
trois
domaines
sont
distingués
délimités
par
des
tiretés
celui
des
roches
sodiques
côté
Albite
celui
des
roches
"normales",
où
les
trois
composants
s'équilibrent
deux
à
deux,
le
dernier
caractérise
les
roches
plus
acides,
potassiques
vers
le
pôle
orthose
et
calciques
vers
le
pôle
anorthite.
•
Ces
diagrammes
(figure 34
)
montrent
une
fois
encore
deux
groupes
bien
distincts,
les
formations
basiques
le
long
du
joint
Ab/An
et
~aZO!CaO et les acides plus proches du joint Ab/Or
•
et
NaZO/KZO,
separes
par
une
lacune
("Daly
Gap").
La
première
remarque
est
que
cette
lacune
bien
apparente
pour
l'Adrar Bous
comme
pour
les
autres
massifs
de
l'Aïr
central,
l'est
beaucoup
moins
pour
les
suites
anorthositiques
des
massifs
des
Adirondaks
et
de
Snowy
Mountains,
et
n'existe
pas
pour
ceux
de
Morin
et
Labrador
(cf.
R.F.
Emslie,
1973,
p.
65).
Elle traduit
une spécificité
•
des
massifs
"anorthositiques"
de
l'Aïr
par
rapport
aux
autres
complexes de nature voisine qu'il sera intéressant de comprendre.
La
tendance
vers
le
pôle
sodique
est
manifeste
pour
l'Adrar Bous
; elle se traduit tant au niveau des formations basiques
qu 1 à
celui
des
formations
acides
et
intermédiaires,
en
accord
avec
•
le diagramme NaZO + K 0/Si0 .
2
2
..

---

- 100 -
•
~9
Il
•
g::.
..
•
•
•
•
~9 ••
•
•
• •
, .•
•
•
•
•
•
•
*
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~ *
J9 11
6&bl..,...
tn.", ,aJ''''':t-a.
'rlcn ,...... l;~,t.
i 1.... ,....·1...,
, .... ,. ,"oc..
,,,",-.ir.,
.tu (i.,
3r.-·t'u
~'1r..,.·~Il••
lq
ACM
Figure 35
Diaff/wmne de :J. /fI~1..e (1975) appl..i.qué aux fYUn.ùpa)..e4
f,.o/lJ1l.aÜ.oM de 1..'AcbwA. /JoUA.
sous
l'
+
Figure 36 :
fJi..czf)/'.amne A-F-/fi.
1
Le-1
po~ no-Ut.-1 /7..ep'7.é4en.:t.en.:t. J..e-1 9-a66/7..0-1
(AJ.. 0] < 20 %)
2
et.
J..e-1
w..aJ!.9-J..e-1
no-Ut.-1
J..e-1
f-o/llTlation-1
6G.-1iqpe-1
/l..iche-1
en
cUumi.n.e
(AJ.. 0] > 20 %).
2
Le-1 J..0-1aJ!.9-e-1 cJ..a-iA-1 J..e-1 rrU.C/Z.omonJ0nUe-1 ÇLLW7.:f..JJ.-que-1
Le-1 J..O-1aJ!.9-e-1 no-Ut.-1 J..e-1 9-/l..an.i:te-1.

---

- 101 -
III - PROCESSUS DE DIFFERENCIATION
111.1 -
Diagramme de]. Martignole (1975)
(fig. 35)
Cet auteur après
a voir passé -en
revue plusieurs indices
de
différenciation
propose
d'utiliser
un
diagramme
où
en
abscisse
est
reporté
A1 0
+
CaO
+
MgO
et
en
ordonnée
A1 0 ,
en
effet
il
2
2
constate
que
po~r des formations où dominent les p~agioclases, ce
rapport
met
bien
en
évidence
l'extraction
des
cumulats
de
plagio-
clases
au
cours
de
la
différenciation
magmatique
par
cristallisation
fractionnée.
'Pour
l'Adrar
Bous
ce
processus
est
particulièrement
visible
dans
les
formations
basiques,
notamment
pour
les
roches
'ayant
un
indice
A C M élevé
(supérieur
à
35).
Par
rapport
à
une
valeur
moyenne
de
A1 0
OS
à
17
%),
on
constate
que
pour
un
2 3
même
indice
ACM
il
y
a
formation
de
cumulats
riches
en
alumine
vers le
haut
(passées anorthositiques)
et d'autres pauvres en alumine
vers
le
bas
(passées
ferromagnésiennes).
au
cours
de
la
différen-
ciation
cette
accumulation
diminue
en
même
temps
que
l'indice
ACM,
mais
les
cristallisations
se
produisant
à
partir
du
liquide
résiduel
restent riches en alumine.
On
remarque
également
la
position
intermédiaire
des
monzonites.
Dans
les
formations
acides
la
différenciation
se
pour-
suit
avec
une
ségrégation
des
cumulats
moins
importante.
La
lignée
des
micromonzonites
quartziques
aux
granites
alcalins
puis
hyper-
alcalins est continue.
111.2 - Diagramme A-F-M
~fig. 36)
Il confirme la nature
de la
souche magmatique, puisque
nous
avons
reporté
sur
ce
diagramme
la
limite
en
pointillé
des
domaines
alcalins
(pa rtie
supérieure)
et
sub-alcalines (partie
infé-
rieure) .
L'évolution
de
la
lignée
basique
débute
dans
le
domaine
sub-alcalin
et
passe
rapidement dans
l'alcalin.
On remarque
que
dès
le
début
se
détachent
de
la
ligne
principale,
des
branches
•
adventi ves
conduisant
à
des
cumulats
riches
en
alcalins,
correspon-
dant
aux
leucogabbros
lités
à
passées
anorthositiques,
ou
riches
en
fer
vers le haut
du diagramme pour les gabbros
à passées
riches
en ferromagnésiens.
Les formations
acides
se localisent le long du joint A-F
et
montrent
une
augmentation
progressive
en
alcalins.
la
lacune
t
entre ces
deux types
de formations
est nette,
suggérant une évolution
bimodale de deux groupes de roches indépendemment l'un de l'autre.
111.3 -
Diagramme de ].R. Jacobson et al.
(1958) (fig. 37)
•
\\
Ces
auteurs
ont
adapté
le
diagramme
de
Niggli
alk/fm/al
en
l'exprimant
en oxydes
(pourcentage en poids)
~a20+K20/
Fe
0
pour
illustrer
les
relations
chimiques
·
20 3+FeO+MgO+CaO/A1 2 3
,

---

-~
K·(Na·Ca)
-100
-100
...
\\-;.,
BOUS
. \\
\\
\\
!
F!2~ ofeQoMQO-CaO
1
\\
*
,"*::
.\\\\
......
\\
\\
1""
a"
...
\\
\\
/ Y'ÀL'4::fr :/ ...
100
\\
\\
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\\
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1
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1.
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\\
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•
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1 •
..
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1
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#~ 1
1* 1
NaiJ~K.p
AllO,
\\"~... .'.
" ,
•
J
, ..
'
\\
'.
, ,
1
' . . .
1
BOUS
-100
..'
Figure 37
DW{)Aanme
de
J.
Jaco b4on
et al.
(1958) app-Liqué à l'Aww/l. 1301M.
:lOO
A
:
po.i..n.:tA
no.LA.-<l
f-o/llnalion4
bMique4,
c.V1.c1e4
monJorUte4,
étoile4
no.iAe4
/TU.C/l.O-
monJorUte4 quaqiJique-<l, étoile4 : f)/l-arUte4 .
Figure 38 :
fJi.a.gAanune de H. de La 'Roche.
B : di.-af)/l-amme .LntV1.p/l.étalif- de A.
Ca4/I.é4 no.LA.4 : f-o/llTlalion4 ba-<lique4
C
:
évolution
pé,:vwf)/l-aplU.que
de4
f)/l-anûe4 aux
Ca4/I.é blanc. : monJorUte
[Jabb/l.o-<l
de4
f-o/llTlalion4
dll Ni[JéAia
d' ap/l.è-<l
J.
Jacob-<lon et al.
(1958).
étoile4 c1aiAe4 : rrU-C/l.omonJ0rUte4 qUQ/l.iJique4
étoile4 no.iAe4 : f)/l-arUte-<l.
-
-.
-
-
- .'
•

---

- 103 -
existant
entre
les
principales
roches
des
"Younger
Granites"
du
Nigéria.
Ces
auteurs
concluent
sur
l'alignement
des
points
représen-
ta tifs
des
différentes
roches,
qu'il
n'existe
qu'une
seule
lignée
de
différenciation
dans
les
massifs
subvolcaniques' du
Nigéria,
mon-
trant une évolution continue des gabbros aux granites.
L'utilisa tion
de
ce
même
diagramme
pour
l'Adrar
Bous,
montre
une distribution des points,
représentant
les principales
forma tions
de
ce
massif,
assez
différente.
D'une
part
il
n' y
a
pas
de
continuité,
mais
une
concentration
des
points
en
deux
groupes
;
d'autre
part
les
formations
basiques
se
disposent
parallèlement
au
joint
ferromagnésiens-alumine,
a lors
que
les
formations
acides
ont
une
répartition
dans
un
domaine
plus
ou
moins
parallèle
au
précédent, séparé par une lacune.
Ainsi,
il
est
de
plus
en
plus
clair,
quels
que
soient
les diagrammes utilisés,
les formations
de l'Adrar Bous se distribuent
en
deux
groupes
distincts,
traduisant
une
évolution
bimodale
et
des
processus
de
différenciation
différents
de
ceux
évoqués
pour
les "Younger Granites" du Nigéria.
III.4 - Diagramme K-(Na+Ca)/Fe+Mg+Ti (fig. 38)
Une
approche
un
peu
différente. a
été
envisagée
avec
l'aide
de
F.
Debon
du
C.R.P.G.*,
nous
avons
sélectionné
un dia-
gramme
K-(Na+Ca)/Fe+Mg+Ti,
car
il
traduit
nettement
les
tendances
évolutives dégagées précédemment.
Pour
l'Adrar
Bous
on observe une distribution bimodale
divergente.
les
formations
basiques
sont
nettement
séparées
des
•
acides,
elles
s'étendent
des
anorthosites
riches
en
Na+Ca
et pauvres
en
Fe+Mg+Ti,
aux
gabbros
mélanoc:rates
à
forte
teneur
en
Fe+Mg+Ti.
les
formations
acides
évoluent
vers
le
point
de
coordonnée
des
axes
avec
une
légère
dichotomie
pour
les granites,
correspondant vraisem-
blablement
à
la
distinction
déjà
évoquée
entre
alcalins
et
hyperalcalins.
•
En conclusion
La
distribution
des
éléments
majeurs
des
formations
de
l'Adrar
Bous
montre
une
lacune
séparant
deux
groupes,
l'un
•
basique,
l'autre
acide.
Cette
lacune
réapparaît
sur
l'ensemble
des
diagrammes.
La
nature
alcaline
des
forma tions
acides
est
nette,
alors
que
les
roches
basiques
sont
d'abord
sub-alcalines,
puis
deviennent alcalines pour certains termes évolués.
L'évolution
bimodale
de
deux
séries
divergentes
l'une
•
basique,
l'autre
acide
semble
être
le
trait
dominant
qui
ressort
~~~_'p_~~n_':..i..P_~~~ diagrammes de cette étude.
Toute
une
série
de
diagrammes
chimico-minéralogiques
ont
été
réalisés,
mais
nous
*
n'en présentons qu'un seul, les autres (R -R , F -F , 6Ca+2Mg+Al/4Si-2(Fe+Ti)-11(Na+K)
1
2
1
2
,
seront publiés dans un article en cours de rédaction .
..

---

""'--1
.;~I/~C _<. ...
--xr-"',/
REFERENCE DES ECHANTILLONS
80 39 (!JiI 28851 flabbl/.o d cP/(
ADRAR BOUS
lJtj 40 1lN 2901) f}abbl/.o d CP/(
(Jo 41 (!JiI 2887 J r;abbl/.o d CP"
80 1 (78 Bo 6Cb.1 r;abblW à cP/(
/Jo 42 /!JiI 28741 nUCl/.omonJD'LUe quwtlJ.i..que d cP/(
80 2 (78 Bo 6Del flabblW à o-liviJr.e et cP/(
80 ljJ (!JiI 28901 nUCAomoll;pmLte quwt-lJ.i..que à cp"
80 J (78 80 6De 1 flabbl/.o arw'ttJuMi.Li..que à 0..1..
80 44 (!JiI 28821 m.i.CI/.omollJDnUe quwt-lJ.i..que d cp"
Bo 4 {78 80 6ot.I gabbl/.o an.oll.iJw~que à 0.J.. et cp"
80 45 (!JiI 2906AJ tni..CAomOllJ"nUe quwt-lJ.i..que d cP/(
Bo 5 (78 Bo 6cgl r;abbl/.o arw'ttiuMi.-tique
/Jo 46 /!JiI 29(68) m.i.cII.omonJ"rU..te quwt-lJ.i..que d cP/(
80 6 (78 80 60hl gabbl/.o Il cP/(
/Jo 47 /!JiI 28831 tni..CAomonJOnUe à amphi..boJ..e
80 8 {78 /Jo oOp fJabbl/.o Il cp"
(Jo 48 (!JiI 29181 m.i.cII.omonJ"nUe quwt-lJi.'lUe à cp"
fu 9 (78 Bo 5561 gabbl/.o
/Jo 49 (!JiI 2901 1 m.i.cII.omOll;pmli.e quwt-lJi.que à cp"
Bo 10 (78 80 591 gabb'to an.oll.iJw~e
80 50 (!JiI 28981 m.i.CAOmOll;pmli.e quwt-lJi.que d Cp"
Bo Il (77 80 28el gabbl/.o arwJtt1w~e
/Jo 51 /!JiI 29011 rniCl/.OtnOllJ"nUe quwt-lJi.que d cp"
fu 12 (78 /Jo 47b) 9abIMo arwJtt1w~que
/Jo 52 (!JiI 29(X)1 rniCl/.OtnonJ"nUe quwt-lJi.que d cp"
80 1) (78 80 58a) pabbl/.o arwJtt1w~que
/Jo 5J (!JiI 28781 m.i.Cl/.OtnonJ"nUe quwt-lJi.que d cP/(
80 14 (78 80 41al gabbl/.o arwJtt1w~e
/Jo 54 5!Ji1 28761 m.i.C/l.otrIon;pmli.e quwt-lJi.'lUe d cP/(
80 15 (78 80 55el pabbl/.o arw'lA:lw~que
80 55 /!JiI 29071 nUCl/.Otnon;pmli.e quwt-lJi.que d cP/(
130 16 (78 !Jo 611 nUCl/.opabbl/.O do.J.Ui-ti..que
/Jo 56 (!JiI 29231 fIIWIlLte d umphi..bo.J.e 4od.i.que
80 17 (78 Bo 67dl nUCl/.ogabb'l.o
80 57 (!JiI 2893 1 fIIWIlLte d arnphi..boJ..e -.od.i.que
80 18 (78 80 28al rni..Cl/.ogabbl/.o
(Jo 58 (BR 29201 ~e d umphi..boJ..e 4od.i.que
80 19 (78 80 78b J nUCl/.ogabb'l.o
(Jo 59 5!Ji1 28941 ~e à amphi..bole 4od.i.que
/Jo 20 /78 fu 48eJ nUCl/.ogabbl/.o
/Jo 60 (BR 29211 ~e d OPIphi.ho.J.e 4od.i.que
1-'
o
Bo 21 /77-41/ an.oll.iJw4il.e~
/Jo 1 d (Jo 27 AniUt;4e4 taU .... au C.R.'I'.Ç.
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/Jo 22 /77 Bo 26' 1 arw'lA:lw4il.~
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-
-
-
-
-
-
...

---

STRUCTURE
Les
observations
de
terrain
ont
permis
de
relever
des
informations
sur
les
structures
primaires
et
secondaires
ayant
affecté le massif de Bous.
Par
structure
primaire,
nous
entendons
l'organisation
des
éléments
suivant
des
géométries
simples
(lignes,
plans,
volume)
au
cours
de
la
genèse
et
de
la mise
en
place
du
massif.
Les
struc-
tures
secondaires
sont
postérieures
à
la
consolidation
des
principales
unités
pétrographiques
et
se
manifestent
essentiellement
sous
forme
de cassure.
1 - LES STRUCTURES PRIMAIRES
1.1 - Observations de terrain
Comme
nous
l'avons
déjà
remarqué
lors
de
la
descrip-
tion
pétrographique,
les
formations
basiques
litées
sont
caractérisées
par
l'alternance
de
bancs
riches
en
cumulats
de
plagioclases
et
d'autres
riches
en
cumulats
ferromagnésiens,
parallèles
à
la
lamina-
•
tion.
Ces
minéraux
s'orientent
suivant
des
surfaces
et
s' observent
aussi
bien
sur
le
terrain
qu'en
lame
mince.
Par
contre
aucune
structure linéaire n'a été notée.
A l ' échelle
des
principales
unités
pétrographiques
on
retrouve
la
même
orientation
suivant
des
structures
planaires.
Des
mesures
de
ces
plans
ont
été
effectuées
et
reportées
sur
la
1
carte
(fig.:3-5
) ,
elles
permettent
de
constater
une
évolution
de
l'extérieur
vers
l'intérieur
du
massif.
Dans
la
partie
méridionale,
les
microgabbros
et
les
faciès
de
bordure
présentent
des
structures
horizontales,
puis
rapidement
les
microgab bros
prennent
un
pendage
de
15
à
20 0
vers
le
centre
du
complexe
;
en
progressant
vers
•
l'intérieur,
les
gabbros
ont
une
structure
planaire
toujours
orientée
vers
le
coeur
du
massif
avec
des
pendages
de
plus
en
plus
forts
(de 20 à 40 0 ).
L ' ensemble
de
ces
mesures dans
les
formations
basiques
concorde
avec
une
structure
en
entonnoir
dirigée
vers
le
coeur
•
du massif.
1.2 - Modèle gravimétrique
Sur
la
carte
gravimétrique
(fig.
7,
p.
32,
d'après
1
J.
Rechenmann
et
P.
Louis,
1966)
on
remarque
une
anomalie
de
Bouguer
positive
pour
l'Adrar
Bous.
Cette
anomalie
est
surimposée
à une immense anomalie négative correspondant au massif de l'Aïr.
L'Adrar
Bous
est
la
seule
structure
annulaire
de
l'Aïr
à
montrer
une
telle
anomalie
positive.
Une
des
causes
est
•
sa
situation
géologique
en
bordure
du
socle,
dans
les
sédiments.
En
effet,
on
retrouve
de
telles
anomalies
pouvant
correspondre
à
des
structures
annulaires
n'affleurant
pas
entre
l'Aïr
et
le
Damagaram-Mounio (J • P . Karche et M. Vachette, 1978) .
..

---

•
•
•
1
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2km
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c----.....7
. '
'
Figure 3,j
Schéma -1:Vw.dwLal.. de J..'AdA.aA. 8oUA. 1 - corU:.ot.././W ç,éoJ..o9J..qu.e-1,
2
-
f-a.LU.e-1,
3
-
-1.:Uz.uctWl.e
pJ..anai.A.e
avec
pendaç,e,
" - -1.:Uz.uctwz.e pJ..anai.A.e ho/1J...J..0nt.aJ..e.

---

40
'ft
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km
e
2.117
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/rlodèl..e
combiné
de gA-avLté
~que poWl. -Le compl.exe
de -L'AdA.aA. !30lJ.,,1.
Le
~Oti1
gA-av.i.métlU.qpe /1. é4u.U.0JI..t
01.t
compaA.é
avec
-Le
~oti1
t-w avec -Le gA-acüen:t. /1.égA-ona-l.. cO/VÙÇ}é (d'ap/1.è4 J.
HU/Jch,
1982, p.
167) •
•

---

,
,, .,
•
J.
Husch
(1982)
complétant
les
données
de
J. Rechenmann et P. Louis (1966) propose une analyse et une inter-
•
prétation
géophysique
de
l'Adrar
Bous.
Pour
cet
auteur,
l'anomalie
positive
en
forme
d' anneau
correspond
aux
formations
basiques,
elle
entoure
une
anomalie
négative
représentant
les granites centraux
(cf.
J.
Husch,
1982?
P.
157,
fig.
62).
Utilisant
un
modèle
gravimé-
trique
cylindrique,
il
en
conclut
qu'à
une
dizaine
de
kilomètres
au-dessous
du
centre
de
ce
massif
existe
une
accumulation
d' ultra-
•
mafites
(vraisemblablement
des
séries
litées
à
olivine-pyroxènes-
opaques
et
plagioclases),
alors
que
l'anneau
de
roches
basiques
affleurant
lui
serait rattaché
par un
ring-dyke.
Toutefois il remarque
qu 1 en
fonction
des
données
disponibles,
d' autres
modèles
peuvent
être construits.
•
En
conclusion,
en
combinant
les
données
géophysiques
et
structurales,
aSSOClees
au
modèle
théorique
cylindrique,
il
propose
une
représentation
schématique
(fig.!ro
)
en accord avec
nos
propres
observations de terrain.
II - STRUCTURES SECONDAIRES
Ce
sont
des
fractures
qui
affectent
surtout
les
roches
acides.
Tantôt
elles
se
manifestent
sous
forme
de
failles
normales
ou
plus
rarement
de
décrochement,
tantôt
ce
sont
des' diaclases
en
réseaux
polygonaux
facilitant
le
débit
des
roches.
Le
réseau
•
hydrographique,
comme
dans
l'ensemble
du
massif
de
l'Aïr,
emprunte
ces cassures naturelles.
A
partir
d' une
étude
de
pétrographie
aenenne,
compéltée
par
des
observations
de
terrain,
nous
avons
reporté
ces
différentes
fractures
sur
la
carte
structurale
(fig. -; 5 ).
Puis
nous
en
avons
déduit
un
diagramme
de
fréquence
des
fractures
en
fonction
des
longueurs
d'affleurement
et
des
directions
(fig. ft 1 ) •
Un
certain
nombre
de
ces
fractures
sont
empruntées
par
des
filons
de
granophyres,
surtout
celles
de
direction
N
40 0 E
et N 130°E.
Figure 'fI

---

OFOUD
1 -
INTRODUCTION
Par
sa
diversité
tant
géologique
que
géographique,
le
complexe
de
l 'Ofoud
nous
apparaît
comme
l'un
des
plus
intéres-
sants
de
l'Aïr
pour
l'étude
pétrologique
des
roches
subvolcaniques
des
complexes
annulaires.
Paradoxalement,
c'est
un
massif
qui
a peu retenu l'attention des géologues.
1.1 -
Localisation
Situé
en
plein
coeur
de
l'Aïr,
à
un
peu
plus
de
200
km,
à
vol
d'oiseau d'Agadez et à
40 km au Sud-Est de l'Oasis
d' lferouâne,
l' Ofoud
affleure
sur
900
km 2.
Il
se
localise,
à mi-
distance
entre
l'Adrar
Bous
et
le
Taghouaji,
entre
8 0 30'
et 8 0 50'
de longitude Est,' 18 0 35' et 18 0 55' de latitude Nord.
1.2 - Historique
Lors
de
son
expédition,
H.
Barth
(1850)
traversa
le
massif
puis
séjourna
d'août
à
septembre au Sud,
à
Tchintoulous,
sur les bords du kori Zilâlet.
M.
Raulais
(959)
nous donne les premières
informations
pétrographiques
sur
cette
région.
Il
cite
un
pointement
de
gabbros
à
olivine,
labrador
et
biotite
rouge
réactionnelle,
à
Tin
Assefa
(lieu
correspondant
à
la
dépression
située
au
NE
de
Taggout,
vers
Faodet).
Il
précise
que. ces
gabbros
affleurent
en
necks ;
il
les
estime
anté
crétacés
car
ils
sont
souvent
entourés
par
des
grès
mésozoïques.
Il
rattache
les
granites
de
l'Aguerâguer
aux
granites
jeunes
qui il
appelle
la
"série
ultime".
Enfin,
observant
des
galets
dans
le
kori
Aguerâguer,
il
constate
d'une
part
que
ces
granites
riches
en
oligoclase
ne
contiennent
pas
de
cassitérite,
d'autre
part
qu'une
minéralisation
en
magnétite
est
peut-être
liée
à
cette
roche
(en
fait
il
n'en
n'est
rien,
nous
verrons
au
cours
de
notre
étude
que
cette
minéralisation
est
liée
aux
roches
basiques) .
M.
Jaujou:
(962)
établit
au
cours
de
deux
missions
la
carte
géologique
de
cette
reglon,
reprise
d'ailleurs
dans
la
carte
géologique
de
reconnaissance
du
massif
de
l'Aïr
(1967).
Partant
du
modèle
établi
par
R.
Jacobson
et
al.
(1958)
lors
de
leur
étude
des
complexes
annulaires'
du
Nigéria,
il
propose
la
succession
magmatique
suivante
pour
le
massif
de
l'Ofoud :
d' abord
une
venue
rhyolitique
conservée
dans
le
Nord,
5uivie
par
un
effondrement
de
la
partie
centrale,
facilitant la montée des
anortho-
sites,
puis
celle
des
syénites
et
des
granites
par
des
failles
annulaires.
Il
signale
les
indices
de
magnétite-ïlménite
liés
à
la
série
basique,
et
propose
l'exploitation
d'anorthosites
pour
la marbrerie .
•

---

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• -• • • • • • • 8- • • •
.. ., .
~
• •
•
• •••
• • • • • • •
• • •
~
~7
f;i:~;:;l8
~9
~
~10
..
?....__........
011
?km
012
Figure 4:6
Schéma. f).éo.lof}-i..qu.e de .1. fAwul/l. ()f.oud.
1
m-LCA.ogACIJ'lilv,
&.
11.1vJ01..i..;tv,
J.
2
m-LCA.omonJ-0ç-aô6I1.o/J
J
gAGfl.-i-:te à 6.iozue
4-
gACIJ'lile à amphi..60.le P!JA0xène
&. f.alj.a.J...-Ue ;
5
f).I1.CIJ'lile
à
b.iozue
&.
amphi..boJ.e
6
f).I1.aJ7...U:.e
à
gACLÙ7.
f)..n.
7 - /Jlj.énde,-J qu.aA.;(:.J..if.èA.V, ,. 8 - -dlj.éndv, à amphi..6oJ...e caJ...ci..q.u.e &. P!JA0xène ;
9
f).a60l1.o/J"
10
J.eucogabbl1.o/J,.
11
anol1.i:.ho/Jdv,,.
12
/Jode
.iJu:l.if.f.éA.enci..é.

---

/1 ç
R.
Black
(1965)
suggère
une
interprétation
pétrogéné-
tique
expliquant
la
présence
d' anorthosites
associées
aux
complexes
subvolcaniques
de
l'Aïr.
D' après
lui,
l'activité
plutonique
qui
suit
le
volcanisme
débute,
lorsqu 1 elle
existe,
par la montée d' anor-
thosites,
suivies
de
syénites
et
granites.
Cet
ordre
d' apparition
confirme
l'hypothèse,
déjà
formulée
par
cet
auteur
(1958),
d'une
différenciation
divergente
en
deux
lignées,
l'une
pauvre
en
alumine
aboutissant
au
granite
à
aegyrine
-
amphibole,
l'autre
alumineuse
évoluant
vers
le
granite
à
biotite.
Il
propose
qu'après
la
cristal-
lisation
à
haute
pression
des
mafites,
les
plagioclases
cristallisent
à
faible
pression
et
donnent les anorthosites.
Cet "effet plagioclase"
pourrait
produire
un
liquide
résiduel
granitique
très
déficitaire
en
Ca
et
Al,
donnant
de
ce
fait
la
suite
des
roches
peralcalines.
Anorthosites
et
roches
acides
seraient
comagmatiques
provenant
d'un magma parent tholéïtique.
1.3 - Age
P.
Bowden et
al.
(1976)
ont
obtenu 430 ± 15 M.A. pour
le
granite
de
l'Aguerâguer*.
J.-P.
Karche
et
M.Vachette
(1978)
•
n'ont
pas
fait
d'étude
géochronologique
sur
l'Ofoud
par
contre
ils
ont
obtenu
455 ± 19
M.A.
pour
l'Adrar
Tamgak,
situé immédiate-
ment
au
Nord
;
pour l'Adrar Egalah,
à 80 km au Sud,. ils aboutis-
sent à 435± 8 M.A.
•
Si
l'on
admet
avec
eux
la
migration
de
l'activité
magmatique
du
Nord
au
Sud
au
cours
des
temps,
l'âge
de
l'Adrar Ofoud peut être estimé ordovico-silurien.
II - MORPHOLOGIE ET CONSTITUTION DE L'OFOUD (fig.
•
L 'Ofoud
offre
une
diversité
lithologique
et
morpholo-
gique
telle
que
nous
distinguons
six
grandes
uni tés,
à
sa voir :
l.
la partie centrale, aux reliefs trapus
;
2.
la partie
méridionale,
vaste
dépression
hémicyclique
drainée
•
par
le
Kori
Ofoud,
avec
deux
digitations
les
plaines
de Faodet au NW et de Tarénat au NE
;
3.
la
bordure
occidentale,
aux
reliefs
ruiniformes,
avec
du
Sud
au
Nord
les
monts
Taggout,
Tissagalaouine,
Tchi-n-gaguélène, Ténéchikhane ;
•
4.
la
reglOn
septentrionale,
hauts
reliefs
pénéplanés
puis
découpés
par
les
koris
Assantakao,
Absok
et
Imi,
limitée
au Nord par le kori Téouar ;.
5. la
bordure
orientale,
une
"zone
au
relief
tourmenté"
le
long
des
koris
Tabertakat
et
Egheghi,
des
reliefs
arqués à
Tchi-n-Gaouélène,
une
morphologie
contrastée
à
Agoua
Ouachcherène
*
Si
l'on
recalcule
l'âge
avec
la
nouvelle constante
de
désintégration du
rubidium
(Congr~s International de la Géologie. Melbourne, 1976), on obtient 421 ± 15 M.A.

---

•
@
•
•
Figure Y3
4. - Jmag,JUane,
5 - ï a9funeA.t,
•
//~N)t". Cf±) rorol [:.:::'::,1
\\/_--
-,-
~
Â
"~VD
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
]
Figure
5chénuz
f}éomoll.ph.olo~qp.e
de
-l 'Of-oud.
méJW:ii..onaJ..
(d' apll.VJ
Â. ~Oll.el et c. ~oll.eau,
1979).
1 -
W
d~
koJLi..4
,.
2
-
en.:ta,.L,Ue
e.t
f}OIl.f}~
,.
3
-
~cQll.pemen..:t:A
,.
4-
-
CIl.ê:t~
,.
5 -
bu.t.t~ l..eucof}abb"wJ:.qp.~ avec pavaf}e de bou-L~ ,.
6 -
bu.t.t~ f}Il.ClJ7.-i...t.i..qu.~ ,.
7 -
ve;w~ Vvi..é[}u.J..i..M/J ,. 8 - pén..épl.-aiJLe ,.
9
-
.tell.ll.a.1/J~
ancieJ7J7..~
,.
10 -
g..l..aci/J
avec
pavaf}e
de
bou-L~ ,.
Il
g..l..aci/J /JQll./j pavaf}e ,.
12 - /Joue QIl.a.1é " 13 - coJ..J...i.n~ Il.avi.n.é~.

---

6.
les massifs
externes,
au
Sud
la
chaîne
arquée
d' Aguerâguer
et ses
annexes
Amézène
et
Afis,
à
l'Est
Tchi-n-Tajat
de
forme rectangulaire.
11.1 -
La partie centrale de l' Ofoud (fig.
Le
coeur
du
complexe
de
l'Ofoud
est
occupé
par
des
granites
en
massifs
circonscrits,
culminant
à
1.650
mètres
d'altitude.
Il
s'agit
d'une
douzaine
de
coupoles
au
relief
hardi
disposées
concentriquement
autour
d'une
plaine
intérieure
inscrite
dans
un
triangle,
perchée
à
1.250
mètres
d'altitude.
Cette
plaine
est
limitée
par des failles
pouvant peut-être expliquer l'effondrement
de
la
partie
centrale
; mais il faut
également tenir compte d'autres
facteurs
tels que les phénomènes de rétraction lors du refroidissement
de
ces
granites,
ou
encore
le
rôle
des
agents
météoriques
et
de
l'érosion
différentielle
(A.
Morel,
en
cours).
Soulignons
qu'il
existe
toute
une
variété
de
plaines
intérieures
dans
les
complexes
subvolcaniques
à
structures
annulaires
de
l'Aïr,
dont
les
causes
et les origines sont encore mal connues.
Ce
coeur
granitique
est
bordé
sur
la
moitié
ouest
et
sud
de
son
pourtour,
par
une
dépression
en
croissant,
de
500
mètres
à
1
kilomètre
de
largeur,
essentiellement
occupée
par
des
roches
basiques
et
drainée
par
le
Kori
Marit
à
l'Ouest
et
le
Térabène
au
Sud.
Au
Nord-Ouest,
on
constate
que
ces
roches
basiques
sont
traversées
par
une
série
de
crêtes
arquées
très
fines
parallèles
au
contour
du
massif
granitique
central,
donnant
localement un "relief appalachien" (fig.
).
Cette
dépression
en
arc
est
à
son
tour
bordée
de
•
reliefs
en
lames
de
microgranites
et
granites
plus
ou
moins larges,
la dominant de 200 à
300 mètres.
Au Nord-Ouest,
la lame granitique
s'évase
et
envahit
les
syénitoides
septentrionales
qu 1 elle
domine
de
ses
reliefs
hardis
culminant
à
1.588
mètres.
Au
Sud-Ouest,
ce
granite
surplombe
le
dôme
de
microgabbro
de
Marit.
Ce
dernier
apparaît comme une bulle volcanique sur les photographies aériennes.
1
Sur
le
terrain,
c'est
un
bombement
circulaire
en
bordure
des
leucogabbros,
suggérant
un
énorme
conduit
obstrué
par
la
venue
de
microga bbros
à
structure
fluidale
conservée.
Vers
le
Sud,
cette
première
écaille
est
relayée
par
une
deuxième,
de
direction
NW-SE
s'incurvant
vers
l'Est
mais
peu
imposante,
puisqu'elle
n'atteint
que
1.468
mètres
et
une
épaisseur
plus
modeste.
Elle
•
est
constituée
de
microgranites.
De
petites
lames
de
cette
même
roche subsistent à l'Est et au Nord de la dépression.
11.2 -
Les plaines de l'Ofoud-Faodet et Tarénat (fig.
•
Cette
dépression
hémicyclique
est
constituée
de
roches
basiques
parfois
traversées
par
de
minces
dykes
de
composition
aplitique,
plus
rarement
pegmatitique
et
parfois
intermédiaire.
Elle
représente
450
km 2,
soit
la
moitié
de
la superfici.e d' affleure-
ment du complexe de l' Ofoud.

---

•
A ces
roches
basiques
correspondent
divers
modelés :
petits
massifs
aux
reliefs
contrastés,
croupes
et
collines,
plaines
el
et
dépressions.
Le
comportement
de
ces
roches
est
loin
d'être
homogène
face
aux
agents
de
l'érosion.
Avec
A.
Morel
(1979)
nous
avons
tenté
d'expliquer
les
relations
entre
le
modelé
et
la
pétrologie
de
ces
roches
nous
en
reprenons
lCl
les
traits
essentiels
et
distinguons
les
zones
de
plaines,
des
versants
de
la dépression.
11.2.1 -
Les zones de plaine
Trois
bassins
versants
drainés
respectivement
par
les
koris
Ofoud-Edîkel,
Faodet,
Tarénat,
constituent
les
plaines
de cette dépression.
Leur altitude moyenne est de 850 à 900 mètres
;
les
pentes
sont
toujours
douces
on
est
frappé
par
la
planéité
des
paysages.
L' arénisation
est
intense,
la
roche
dominante
est
une
anorthosite
bleutée
à
grain
moyen
à
grossier,
se
désagrégeant
en gravillons bleu cendre que recouvrent les zones d' épandage.
t
Ces
bassins
sont
sép"arés
par
des
collines
et
croupes
aux
pentes
faibles
entaillées
par
des
ravines
divergentes,
qui
sont
composées
d' anorthosites
et
d' anorthosites
gabbroïques
armées
par
un
réseau
assez
dense
de
filons
aplitiques
les
protégeant
partiellement
des
agents
de
l'érosion.
Elles
jouent
le
rôle
de
ligne
de
partage
des
eaux
entre
les
trois
bassins
versants
qui
s'orientent
dans
des
directions
divergentes
vers
l'Est
pour
Taréna t,
vers
le
Sud-Ouest
pour
Ofoud,
vers
le
Nord
-
Nord-Ouest
pour F aodet.
Dans
les
plaines,
des
collines
plus
massives,
bien
circonscrites,
de
couleur
sombre
en
photographie
aenenne
comme
sur
le
terrain,
s'individualisent nettement.
Constituées d' anorthosites
gabbroïques
à
amphibole,
elles prennent souvent une
allure tabulaire
et
culminent
toutes
à
des
altitudes
voisines,
dominant
la
plaine
d'une
dizaine
de
mètres.
Fréquemment
elles
sont
recouvertes
de
blocs épars de titanomagnétite.
Dans
la
plaine
de
l' Ofoud,
trois
reliefs
tabulaires,
composés
de
granitoïdes
apparaissent
en
petits
massifs
pénéplanés,
d'altitude moyenne 950 mètres.
11.2.2 - Le versant septentrional de la dépression
Le
versant
du
bassin
du
Kori
Ofoud
présente
un
relief
assez
vigoureux,
d' un
commandement
de
l'ordre
de
150
à
300
mètres.
Il
est
irrégulier,
interrompu
par
des
replats
et
des
ruptures
de
pentes
dans
la
partie
inférieure,
les
pentes
sont
concaves
et
varient
de
25
à
35°.
Les
anorthosites
constituent
les
4/5
du
versant,
le
reste
étant
représenté
par
les
filons
essen-
tiellement aplitiques.
Une
des
caractéristiques
de
cette
bordure,
est
la
présence d' altérites blanches à
jaune clair,
de consistance poudreuse
en
surface,
plus
indurée
dessou.§IL
ayant
conservé
la
texture
de
la
roche
préexistante
et
que
nous
désignons
sous
le
terme
de

---

saprolite*.
Elles
peuvent
atteindre
des
épaisseurs
de
5 à
la mètres
sur
les
versants,
enchâssant
des
boules
de
roches
saines de dimen-
sions variables (du décimètre au mètre).
L:>s
versants
du
bassin
de
Faodet
sont
de
morphologie
et
de
lithologie
différentes.
En
effet,
il
st agit
de
reliefs
plus
élevés,
généralement
supérieurs
à
1.000
mètres,
aux
formes
déchi-
quetées,
constitués
en
majeure
partie
par
des
syénitoïdes.
Les
crêtes
sont
souvent
déterminées
par
des
filons
d' aplites
et
de
microgranites.
II .2.3 - Le versant méridional de la dépression
•
Il
s'agit
essentiellement
d'une
zone
de
piémont,
de
2
à
3
km
de
largeur,
longeant
le
massif
granitique
de
l' Aguerâguer.
C'est une zone assez tourmentée tant morphologiquement
que
géologiquement.
On
observe
de
nombreux
glacis
perchés,
plus
ou
moins
ra vinés
par le réseau de koris descendant de l' Aguerâguer
qui
portent
parfois
de
petits
cônes
de
déjection.
Un
ré~eau
de
t
filons
et
de
cassures
vient
perturber
l'ensemble.
Cette
région
est
constituée
de
gabbros
anorthositiques
et anorthosites gabbroïques
contenant
des
concentrations
de
titanomagnétite,
se
présentant
soit
en
amas
lenticulaires,
soit
en
lits
parallèles
à
la
foliation,
soit
encore
en
filons
associés
à
des
ferrosyénites.
De
plus,
les
zones
de
contact
entre
gabbroïdes
et
granitoïdes,
nous
ont
permis
de
trouver
des
ferrogabbros
et
des
micro
anorthosites,
véritables
bordures
figées
de
ces
roches
basiques.
Elles
correspondent
au
contact
avec
les
granitoïdes
qui
ont
suivi
ce
plan
lors
de
leur
mise en place.
•
11.3 - La bordure occidentale de 1 'Ofoud
Constituée
de
syénitoïdes,
elle
présente
des
reliefs
plus
ou moins acérés,
sous forme de lames
arquées
de direction SSE-
NNW
se
relayant.
Le
mont
Taggout,
1.443
mètres,
point
culminant
de
cette
région,
se
présente
comme
un
piton
rocheux
isolé.
Vers
•
le
Nord
cette
"palissade"
syénitique
devient
plus
ruiniforme,
plus
basse,
excédant
rarement
1.000
mètres.
Seuls
les
koris,
l'ayant
entaillée, permettent de la franchir.
Sur
la
rive
droite
du
kori
Faodet,
cette
bordure
se
rattache
au
chaînon
linéaire,
d'orientation
NW,
de
Tchi-n-Gaguélène.
Dominant
de
150
à
400
mètres
la
dépression
de
Faodet,
les
syénites
de
cette
zone
se
confondent
avec
celles
du versant du bassin, décrites ci-dessus (11.2.2).
*
Saprolite
désigne,
selon
P;
Segalen
(1973),
llho·rizon B où
siest
déjà effectuée
la
pé.doplasmation
nous
utilisons
ce
term~
(colllme
le-s
auteurs
alRéricains)
pour
désigner
une
altérite
blanche,
pulvé-rulente
caractériS"tique
des
roches
basiques, dont la texture de la roche originelle est conservée.
,/
0 ,

---

•
11.4 - La région septentrionale
•
Ensemble
trapu,
d' allure
tabulaire,
cette
région
est
entaillée
par
un
réseau
hydrographique
encaissé,
d' orientation
générale
Est-Ouest.
Elle
est
constituée
en
majeure
partie
de
syéni-
toïdes.
Au
Sud
du
kori
1mi,
ces
formations
sont
dominées
par
un
chaînon
granitique.
On
note
la
présence
de deux petites dépres-
sions circulaires occupées par des roches basiques.
Les
reglons
d' Assantakao
et
d' Absok,
difficiles
d'accès,
apparaissent
uniformes,
avec
des
reliefs disséqués,
pouvant
atteindre plus d.e 1.400 mètres d'altitude.
La
limite
nord,
du
massif
de
l' Ofoud
est
soulignée
au
Nord-Ouest
par
une
vallée
entaillée
par
le
kori
Téouar.
Nous
y
avons
trouvé,
à
Ir extérieur
des
syénites,
un
affleurement
de
roches
basiques
qui
recoupe
à
l'emporte-pièce
le
socle
granito-
gneissique.
Ce
kori
contourne
à
l'Ouest,
un
pointement
de
granites
hyperalcalins
à
amphibole
sodique.
Les
rhyolites
cartographiées
par R.
Black et al.
(967)
n r ont pas été retrouvées.
•
ILS - La bordure orientale
Cette
région
a
une
géologie
complexe
tant
par
les
variétés
pétrographiques
qui
s' y
succèdent
que
par
les
éléments
•
structuraux qui la compartimentent. Nous distinguons trois zones
:
Tabertakat -
Egheghi au Nord-Est
Tchi-n-Gaouelène - Tarénat à l'Est
- Agcua Ouachcherène au Sud-Est.
11.5.1 - Tabertakat -
Egheghi
Entre
les
syénitoïdes
septentrionales
et
la
dépression
anorthositique
de
Tarénat,
la
région
de
Tabertakat
apparaît
comme
une
zone
de
contact,
au
relief
et
à
la
géologie
compliqués.
Une
série
de
crêtes
orientées
N
80 0 E
bordent
ou
recoupent
ce
kori.
Entre
ces
arêtes
subsistent
de
petites
cuvettes
où
affleurent
des
anorthosites
et
anorthosites
gabbroïques,
celles
situées
le
plus
au
Nord
présentent
une
zone
de
cisaillement
de
25
à
30
cm
de
puissance,
orientée
N
80 °E
et
d'environ
500
mètres
de
longueur.
les
petits
reliefs
sont
constitués
de
syénitoïdes
(syénites,
micro-
syénites, monzonites).
Cette
zone
se
prolonge
vers
l'Est
toujours
par
des
crêtes
parallèles
de
direction
N
80 0
mais
constituées
cette
fois
de
microgranites
et
de
microgabbros.
Ces
formations
se
prolongent
sous
forme
de
dykes
en
travers
du
kori
Egheghi
et
recoupent
la
bordure
du
massif
granitique
de
Tchi-n-Tajat
à
l'Ouest,
se
terminant
sur
les
pentes
du
sommet
1.498
mètres,
rive
droite
de
l'Egheghi
une
petite
dépression
hémicyclique
nous
a
permis
d'observer
des
anorthosites
en
lambeaux
dans
les
syénites
et
des
anorthosites
gabbroïques
accolées
aux
dykes
de
microgabbros
et micrcgranites.

---

Cette
zone
laisse
apparaître
que
les
diverses
venues
basiques
et
acides
ont
été accompagnées par des
accidents cassants.
Des
failles
de
distension,
orientées
ENE
W-SW,
ont
joué
pendant
la
mise
en
place
des
différentes
unités
pétrographiques
(zones
de
cisaillement,
lambeaux
d' anorthosites
dans
les
syénites,
etc ... )
puis
après
leur
mise
en
place,
en
favorisant
l'injection
de
filons
microgrenus de direction N BooE.
11.5.2 - Tchi-n-Gaouelène - Tarénat
Cette
zone
est
constituée
de
plusieurs
unités
morpholo-
giques
et
lithologiques
d'orientation
SSE-NNW.
Nous
distinguons
à
l'Est,
une
chaîne
de
microsyénite
caractérisée
par
une
ligne
de
crête
rectiligne,
dominant
des
versants
escarpés,
puis
des
syénites
au
relief
plus
mou,
de
même
orientation,
englobant
au
N-E
un
lambeau
d'anorthosites.
Cet
ensemble
peut
atteindre
des
altitudes
VOlsmes
de
1.200
mètres
et
domine
la
plaine
de
Tarénat
de
200
mètres
environ.
La
zone
de
contact
entre
les
syénites
et
les
anorthosites
de
la
dépression
est
marquée
par
des
glacis ;
les
rares
observations
que
nous
avons
pu
effectuer
sont
contradic-
toires
puisque,
tantôt
le
contact
est
franc,
tantôt
il
existe
des
monzonites
qui
constituent
une
zone
de
transition
entre
anorthosites
et
syénites
sur
une
épaisseur
de
quelques
décimètres
à
quelques
mètres.
Des
failles
décrochantes
postérieures
à
la
mise
en
place
du
complexe
de
l 'Ofoud,
ont
compartimenté' cette
région;
certains
plans
de
faiblesse
ont
été
ultérieurement
repris,
notamment
au
Quaternaire,
pour
guider
le
réseau
hydrographique
(exemple
du kori Tarénat).
•
La
plaine
de
Tarénat,
comme
Tchi-n-Gaouelène,
est
recoupée
par
des
filons
de
microgranites,
d'orientation N 1l0oE,
apparaissant
sous
forme
de
dorsales
rectilignes
de
quelques
mètres
d'épaisseur,
se
prolongeant
vers
l'Est
jusqu 1 à
l'Adrar
Taghmert
qui les recoupe.
•
II.5.3 - La région de l'Agoua Ouachcherène (fig.
Elle
a
fait
l'objet
de
nombreuses
observations
de
•
terrain,
qui
ont
permis
d'établir
les
relations
pétrographiques
et
structurales
entre
les
différentes
unités
du
complexe
de
l' Ofoud
et l'encaissant.
Les
roches
basiques
très
variées
dans
cette
reglon
(anorthosites
en
enclaves
dans
les
anorthosites gabbroiques,
gabbros
anorthositiques,
xénolithes
de
pyroxénites,
ga bbros
à
texture
cumulitique,
gabbros
à
texture
doléritique,
etc ... )
sont
en
creux
par
rapport
aux
roches
acides
et
au
socle.
Toutefois
de
nombreux
filons
aplitiques
y
forment
une
armature
qui
favorise
la
mise
en
relief
des
secteurs
à
filons
denses.
D'autre
part,
de
petites
collines
aux
formes
arrondies,
dominent
de
quelques
mètres
la
plaine
anorthositique
elles
sont
constituées
par
des
amas
lenti-
culaires
de
titanomagnétite.
Ces
concentrations
minérales
passent
à
des
ferrogabbros,
qui
semblent
représenter
la
roche
mère.
En
effet,
on
y
observe
une
alternance
de
lits
de
clinopyroxènes
\\
•
.,\\,

---

•
Figure 4;;
Vu.e du. ko/lÂ. '" ~ avec deA
Cltê.:teA ail. q. uée4 d'a p-I.i;t:M br. a-
vell4ant .i.eA ku.cof}abbll.o-1.
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•
C1/VUJvt.e pl..a.n .i.eA f}Il. arU.J:iv.J.
•
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•
~
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<
..
P,
•
' \\
..
,
[••• ..] (3)
•
[+ +1 (LI-)
1......... [(5)
•
[2](6)
•
•
E](1)
0(8)
+
D(~)
+
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%~1}
4-
A
~ ~~.2I)
4
.
.
.. '" .
'~---~--..-
<
< '
< .
~
1~
Figure 40 :
5chém a f}éoJ.og)..q.u.e de J.a ll.ég).JJn de 1..' Af}oua Ou.achchell.ène.
1
anol1.-tho-'J-U:2A
et
.l.euco f}ab bll.o-'J
,.
2
-
.l.enti.JJ..e4
de
ti-tanom af}né:ti.J:2.
3
-
f}ab bll.o-'J
J'
à :tzx:tUll.e
dol..éA.).j;Lq.ue
,.
4-
-
f}Il.a~ à
amplùbo.l.e-p!Jfi-oxène
et
b.wtU:2.
5
-
di..ç;).;ta..tWM
gA-aniliquM
daM ~
J'
/oll.m ah..oM
bM.i..q.U.M
,.
6 -
4WM
d' ap-U..i:z
,.
7 -
f}neuM
et .l.ep-tljn.d:2A ,.
8 -
ci..po-Ü.Jl.,j .i..n:t2.Il.ca-LéA
avec de4
am plùbo.li.hv.J ,.
9 -
aJJ..u. V.wM Il.éce~ "
10 -
dbr.uc;tUll.e-'J
en
"1..ame-'J
COUll.be4"
daM ~
f}Il.an.d:2A
à /o1l.:t4
pendaf}e-'J
ex:t2.ll.ne4 " 11 -
~ déCltocha~ " 12 - -1chiAi:o-'J.i..i:.é4 daM .I.e -'JocJ.e.

---

Figure 4:;- :
Zone de ci.4ai..ll0TI.en;f:. d.anA leA to/UTW.-
t.ùJM bM-i.-queA à pn.oxi..JrU..;té du corLtact. .
ono/Ltho4UeA - .4!Jén.LteA.
•
•
.
• •
. .
. /
•
• •
..
•
•
" ..........
•
•
•
•
•
'....
/"
•
N
i
----------
-
-----
0
~Kn.
!
Figure ~ '6 :
5d2.éma .4.tA.uctwt.a1. de l'A9UeAÔ.f}UeA..
Le-;
po~
ll.e(Yl-é4en..-tent.
le-;
f-O/lJlZa:ti..oM
oM..i.qp.eA
"
-LeA
v
leA
.4!jérU..-teA
,.
leA
CAOU
le.1
9/1-a.nJ..;teA.
L' eJ7.4emble e-;;t comfX1A.i:JJnent.é pGA.
aeA
f.aû).e.1
déCAoc.!u:J.nte.1,
dorU
leA mouvemen.;t.,.j
Il.uati/A
/jorU
.i..n.di.qu.~ pGA.
deA
pe:f...U.eA
f-1èch.e,.j.
Oe-1
-1..1..f)AeA
de
pen.da.ç;.eA
.i..n.di.quen..-t
-L' oll...i.ent.ation
e;t
e;t -La dAuctUll.e de.1 -LameA de 9/1-ani..;teA.

---

1.
j' 1
/
\\,' 'i
•
riches
en
opaques
(titanomagnétite)
et
de
plagioclases
ils
s'orien-
tent
dans
des
structures
planaires,
parallèles
à
celles des leucogab-
bros qui leur font suite.
•
Le
socle
apparaît
légèrement
en
relief
par
rapport
aux
roches
basiques.
Le
contact
se
marque,
du
côté
des
roches
basiques,
par
des
déformations
intra-cristallines
du
côté
du
socle,
par
des
transformations
thermiques
très
localisées
et
quelques
déformations (cf.
III. Structure de l'Ofoud).
•
Au
Nord
de
l'Agoua
Ouachcherène,
nous
retrouvons
la
zone
de
piémont
décrite
précédemment.
La
zone
de
contact
entre
roches
basiques
et
granitoïdes
est
caractérisée
par
une
trame
de
filons
aplitiques
et
granitiques.
emballant
des
boules
d' anortho-
sites
et
de
roches
gabbroiques
de
taille
métrique.
Ces
filons
sont
•
généralement
des
digitations
du
granite
de
l' Aguerâguer,
ils
ont
des
épaisseurs
variables
et
se
suivent
sur
quelques
dizaines
de
mètres
seulement.
Ils
sont
recoupés
par
les
filons
aplitiques
qui
traversent les anorthosites.
La
région
de
l'Agoua
Ouachcherène
est
également
•
marquée
par
des
phases
tectoniques
tardi
et
post
mise
en
place
des
roches
subvolcaniques.
De
nombreuses
cassures
l'affectent.
Des
failles
décrochantes
s'observent
au
niveau
des
granites
de
l' Aguerâguer,
tout
particulièrement
celle
suivie
actuellement
par
le kori de l'Agoua Ouachcherène.
•
11.6 - Les massifs granitiques externes
11.6.1 - L'Aguerâguer
L'arc
granitique
de
l' Aguerâguer,
culmine
à
1. 780
mètres
d'altitude.
Il
présente
un
modelé
vigoureux,
avec
des
crêtes
d'allure
ruiniforme.
des
arêtes
déchiquetées
et
escarpées ,
des
versants
concaves.
De
petites
cuvettes
sommitales
sont
bien
visibles
en
photographie
aérienne.
Sa
composition
minéralogique
est
quasi
constante.
il
s'agit
d'un
granite
à
édénite
et
biotite.
Par
contre,
son
architecture
varie
beaucoup,
notamment
sa
texture.
qui
passe
dans
l'ensemble
du
massif
du
grenu
grossier
au
grenu
fin.
A
l'échelle
de
l'arc,
sa
structure
peut
être
dite
en
"lames
courbes"
;
les
écailles
constitutives
de
ce
massif,
d'orientation
générale
N 50°
à
N 80 0 E
et
de
plongement
70
à
80°
vers
le
Sud.
s'emboîtent
les
unes
dans
les
autres
le
long
de
diaclases
courbes.
Elles
se
chevauchent
en
demi-buttes
séparées
les
unes
des
autres
par
des
failles
décrochantes.
On
distingue
deux
gros
lobes
séparés
par
une
faille
décrochante
de
direction
EW,
puis
un
troisième.
le Tchilaouine Guermemenine. plus septentrional.
Au
Sud
de
l'Aguerâguer
proprement
dit.
un
quatrième
lambeau.
l' Amezène.
lui
est
accolé.
Sa
morphologie
est
plus
simple.
Il
culmine
à
1.537
mètres
et
est
composé
d'un
granite
à
amphibole
et/ou pyroxène et/ou biotite, à texture grenue moyenne.

---

Enfin,
au
Sud-Est,
un
cinquième
lobe,
Afis,
constitué
du même granite qu' Amezène,
doit par sa composition et sa structure,
•
être rattaché à ce massif externe.
11.6.2 - Tchi-n-Tajat
Au
Nord-Est
de
l'Ofoud,
affleure
un
petit
massif
granitique,
Tchi-n-Tajat.
Deux
grandes
unit~s
morphologiques
peuvent
être
distinguées
de
part
et
d'autre
du
kori
IN-Amane.
Au
Sud,
un
ensemble
massif
aux
sommets
culminant
à
1.500 mètres,
aux
formes
convexes
avec
des
versants
couverts
d'énormes
éboulis,
formé
de
granite
à
grain
fin.
Au
Nord,
des
reliefs
plus
acérés
avec
des
versants
plus
rectilignes,
parfois
dominés par des abrupts
verticaux
constitués
par
du
granite
à
grain
grossier.
Il
semble
que
ces
différences
morphologiques
soient
plus
liées
à
des
variétés
structurales qu'à unchangement de la composition minéralogique.
III
ENCAISSANT,
METAMORPHISME
DE
CONTACT
ET
CHRONOLOGIE
DES DIFFERENTES FORMATIONS DE L'OFOUD
1II.1 - L'encaissant
L'Adrar
Ofoud
s'est
mis
en
place
dans
des
formations
métamorphiques
ca tazonales.
Ce
sont
essentiellement
des
gneiss
amphiboliques,
des
leptynites
avec
quelques
intercalations
d' amphi-
bolites
et
de
cipolins au Sud du massif.
Ces
formations
sont tra ver-
sées
par
des
granites
calco-alcalins
du
type
Dabaga,
dont
l'âge
est vraisemblablement pan-africain (R. BruD-nschweiler, 1974).
La
majeure
partie
de
ces
formations
sont
représentées
par
des
gneiss
à
amphibole
verte
du
type
hornblende,
à
biotite
ferrifère,
associées
à
des
orthoclases
et
du
plagioclase
(albite-
oligoclase).
La
texture
est
granoblastique
lorsque
les
feldspaths
sont
abondants
par
rapport
aux
ferromagnésiens,
et
plutôt
lépido-
blastique
quand
la
biotite
est
plus
abondante
que
la
hornblende.
Dans
la
partie
septentrionale
du
massif,
notamment
au
niveau
d' Egheghi,
ces
gneiss
ont
une
texture
oeillée
tout
à
fait
caractéristique.
Dans
la
région
orientale
le
grain
de
la
roche diminue
et l'on passe très rapidement à des faciès leptynitiques.
Les
granites
calco-alcalins,
de
type
Dabaga,
se
rencontrent
essentiellement
dans
le
Sud
au
contact
avec
les
massifs
d'Amezène
et
d' Afis
et
à
l'Ouest
des
formations
syénitiques
de
Taggout.
Ces
formations
ne
sont
pas
très
homogènes
et
ont
des
évolutions
de
composition et de texture,
passant de granites hololeu-
cocrates
à
texture
grenue
fine
à
des
gneiss
amphiboliques
riches
en ferromagnésiens à structure orientée et texture granoblastique.
Les
intercalations
d' amphibolites
et
de
cipolins
sont
également
très
localisées
dans
la
région
du
puits
cl' Ans
et
de
l'Agoua
Ouachcherène.
les
amphibolites
sont
à
grain
fin
constituées
à
50
% de
hornblende verte associée à
quelques cristaux
de diopside, trémolite et oligoclase.

---

•
;.
Quant
aux
cipolins,
ils
sont
très
minéralisés
et
présentent des paragenèses très diverses :
•
- calcite + diopside + épidote + oligoclase ±
quartz ;
calcite + diopside + phlogopite
- calcite + trémolite + diopside ;
diopside + hornblende + épidote + plagioclase
•
- grenat + épi dote + hornblende + plagioclase.
Dans
l'ensemble,
ces
formations
métamorphiques
ont
une
foliation
très
nette
de
direction
N
175°
à
N
180 0 E
et
plongeant
de
40
à
50°
vers l'Ouest,
celle-ci matérialise fréquemment
le
plan
axial
de
plis
isoclinaux
déversés
légèrement
vers
l'Est ;
plis
soulignés
par
une
ancienne
schistosité
ou
stratification
(50
•
ou
51)
et
caractérisée
par
des
flancs
longs
à
l'Ouest
et
un
flanc
court
à
l'Est,
l'amplitude
n'excède
pas
5 cm et la longueur d'onde
varie
de
10
à
15
cm.
On
remarque parfois la
présence
d' encla ves
centimétriques
à
décimétriques
fusiformes
allongées
N
180 0 E
et
l'évolution vers des structures migmatitiques.
III.2 - Le métamorphisme de contact
La
mise
en
place
de
l'Ofoud
dans
des
formations
catazonales
n'a
pas
été
favorable
à
l'enregistrement
d'un
flux
thermique
transformant
l'encaissant.
Une
seule
région,
celle
de
l'Agoua Ouachcherène a permis de mettre en évidence ce phénomène.
En
effet,
les
cipolins
au
contact
avec
les
formations
du
massif
de
l' Ofoud,
ont
enregistré
les
paragenèses
surimposées
à celles précédemment citées (111.1), suivantes :
- calcite
± quartz + wollastonite fibreuse + hédenbergite
- grenat + hédenbergite + trémolite ;
- grenat + wollastonite fibreuse + trémolite + diopside.
L' apparition
de
nombreux
minéraux
tels
que
hédenber-
gite
et
surtout
wollastonite
ainsi
que
l' ha bitus
de
ce
dernier,
sont assez significatifs d'un métamorphisme essentiellement thermique.
En
fait,
d'autres
éléments
peuvent
suggérer
les
contacts
avec
l'encaissant.
Ainsi,
très localement,
des zones myloni-
tisées
de
quelques
centimètres
de
puissance
se
rencontrent
entre
les
gneiss
et
les
roches
basiques.
Des
structures
d'interpénétration
de
type
cataclastique
ont
également
été
observées
au
Nord
de
l'Agoua Ouachcherène.
III.3 - Chronologie des formations de l'Ofoud
Les
descriptions
précédentes
permettent
d'établir
la
chronologie
suivante
les
roches
basiques
se
mettent
en
place
les
premières
sous
forme
d'un
lopolite
dont
l'épaisseur
n'excède
1
•

---

pas
un
kilomètre*.
Les
observations
de terrain révèlent l'antériorité
d~s
anorthosites
par
rapport
aux
leucogabbros,
alors
que
les
gabbros,
les
ferrogabbros
et
les
amas
de
titanomagnétite
apparais-
sent tardivement.
Les
syénitoïdes
recoupent
les
roches
basiques,
elles
leur
sont
postérieures.
Elles
sont
suivies
par
la
mise
en
place
des
granites,
qui
se
localisent
suivant
des
zones
de
faiblesse,
soit dans la partie externe du massif, soit au coeur.
Les
roches
intermédiaires,
peu
nombreuses,
se
mettent
en
place,
soit
de
façon
précoce
par
rapport
aux
syénites
pour
les
faciès
hybrides,
tels
que
les
micromonzogabbros
et
les
ferro-
syénites,
soit
postérieurement
aux
syénites
pour
les
monzosyénites
et les monzonites, mais toujours antérieurement aux granites.
Enfin,
postérieurement
aux
différentes
formations
de
l 'Ofoud,
se
mettent
en
place
des
venues
filoniennes,
de
deux
façons
d'une
part
le
long
de
grandes
fractures,
soit
courbes
comme celle
allant du coeur de l'Ofoud au Taghmert,
soit rectilignes
comme
dans
la
région
d' Egheghi
ou
dans
celle
d' Aguerâguer ;
d' autre
part
en
remplissage
des
nombreuses
diaclases
ayant
affecté
essentiellement
les
roches
basiques.
Dans
le
premier
cas
les
venues
sont
essentiellement
microgranitiques
fréquemment
accompagnées
de microgabbros ; dans le second cas, ce sont des aplites .
•
*
D'après
les
études
gravimétriques
et
magnétiques
effectuées
en
1978 par W. Mazes
et J. Husch, au cours dl une campagne de terrain commune avec C. Moreau et J-P. Karche.
Voir également le chapitre structure.
, !

---

Figure :-i-~':
Vt.i.4W de ~oc1.a4e dmv:J
Figure 50:
Anoll.:t.h.o-1ae à CA.i...1;taux de
un.e anoll.:t.h.o-1ae de .1.'Ot.ow:i..
~c1.a4e /-iA-1U/l.é.
(9A-0-1-1i-1-1emen.t x 8).
(9A-0-1-1i-1-1ement x 8).
Figure 51
Ano/Li:JwM.:te de TO/l.en.a;t à te.xt.uA.e eJ1.9A.en.ée.
a
(9A-0-1-1i-1-1ement
x 8)
"
b
(9A-0-1-1-w-1ement
x
16) •
Notetl.
J..e-1
f-a.i..bJ..e-1
e-1paCe-1 ifl.;tetl.9A-an.u1..aUz.e-1 J..a-i4 -1 é4 fXlIl. J..e-1 pJ..aç;)..o ua-; e-1.
41
41
I/rwIl.:t.h.o-1ae avec de-1 ~o­
Figure Sj
Ano/t1fJ}-1Lte avec f.elVl.O-
c1.a4fZ4 en..r;,A.0ban;t .1.' olivi.n.e.
m.ag.n.é4..i..enA -1!JI1.C/I.-i.A:trLLLi...-
(9A-0-1-1-w-1emen.t. x 8 J•
-1ant en. boJUiuA.e de-1 p./..a-
ç;)..ocJ..a-1 e-1. (9A-0 -1-1..i..-'1-1 em.en.t
x 12).

---

DESCRIPTION PÉTROGRAPHIQUE
1 -
LES FORMATIONS BASIQUES
Elles
représentent
50
% de
la
superficie
de
l' Ofoud
et
affleurent
surtout
dans
la
partie
méridionale
du
massif.
Elles
présentent
une
grande
variété
pétrographique*
mais
en
proportions
inégales.
La caractéristique essentielle de ce massif,
est la présence
en grande quantité d' anorthosites.
1.1 - Les anorthosites
•
Elles
représentent
60
à
70
%
de
l'ensemble
des
formations
basiques
et
se
localisent
surtout
dans
les
grandes
dépressions
(plaine
de
l'Ofoud,
de
Faodet
et
Tarénat).
Bien
que
toutes
caractérisées
par
une
forte
proportion
(plus
de
90 % du
volume
de
la
roche)
de
plagioclases
et
donc une minéralogie relati-
t
vement simple, de nombreuses variétés existent.
L' anorthosite
la
plus
typique
se
rencontre
dans
les
gorges
de
l'Ofoud
(76-of-17)
c'est
une
roche
gris-bleu,
,
sombre
lorsqu'elle
est
saine,
devenant
progressivement
bleu
pâle
à
blanchâtre
par
altération.
Les
cumulats
de
plagioclases
ont
des
dimensions
impressionnantes
de 8 à 18 cm de long
sur 2 à 5 cm
de
large.
Ces
minéraux
sont
peu
à
pas
zonés,
en
cristaux
auto-
morphes
à
habitus
tabulaire,
de
composition
labradorique
(An 60
en moyenne),
avec
toutefois,
en bordure,
un
nourrissage intercumulus
de
quelques
millimètres
d'épaisseur,
de
composition
légèrement
plus
sodique
(An
58
à
An
56).
Ce
zonage
est
normal
et
régulier.
Les
faibles
interstices
laissés
par
les
plagioclases
sont
occupés
par
des
minéraux
ferromagnésiens
fréquemment
transformés
le
clinopyroxène
en
amphibole
verte
et
l'olivine
en
iddingsite
avec
des
opaques
en
remplissage des craquelures.
On y observe également
des
associations
symplectiques
de
quartz
et
d'orthose,
ainsi
que
•
des
minéraux
accessoires
amphibole
fibreuse
du
type
ouralite,
de
la
chlorite
verte
et
de
l' épidote.
Cette
paragenèse
semble
assez
caractéristique
des
remplissages
des
interstices
laissés
par
les
plagioclases,
puisqu'elle
se
retrouve
également
dans
les
anorthosites
d' Abontorok
et
surtout
dans
la
monzoanorthosite de
,
Tagueï,
où
elle
représente
14
% de
la
composition
modale
de
cette
roche.
Une
étude
de
ces
différentes
phases
minérales
a
été
faite
dans le massif de Tagueï.
Alors
que
dans
la
dépression
de
Faodet,
les
anortho-
sites
ressemblent
à
celles
de
l 'Ofoud,
dans
la
plaine
de
Tarenat,
on
remarque
plusieurs
différences.
les
plagioclases
ont
des
dimen-
sions
plus
modestes
(3
à
15
mm),
leurs
contours
sont
sinueux,
les
cristaux
sont
enQrenés
les
uns
dans
les
autres,
laissant
de
très
petits
espaces
interstitiels
(inférieurs
au
mm),
remplis
par
des
associations
microscopiques
symplectiques
de
quartz
et
orthose.
*
Anorthosites, leucogabbros, gabbros, ultrabasites et formations à litage rythmique).

---

Figure ;;1
t-ncJ.o. ve d' anoJt.i:Jw4-Ü:2. da11A
.124 f.2;vz.o g- a b b/t04.
•
•
Figure s;'S:
AnoJt.i:.1uM-Ü:2. à kucog-abb/to
eJd:Jvt.ne
a vec
de
nom.-
b/teIMe4
fi-9.wte4
cat:acJ.0.4-
tiQUe4.
•
( ~o.-1.-1.w.-1em. ent x
72).
•
Figure 5b:
Ar:o~4-Ü:2. à kacog-abb/to
héi:.eJl.o~an..uJ.aùt.e.
(~o.-1.-1i.A.-1ement x 8).
,

---

Figure ~~
cncJ..a ve
d' anollX.Jw-1.de daM
kA /JvrAo Ç} a b b/l.o-1.
Figure ~5:
AnoM:Jw-1.de à l.2.u.coÇ}abb/l.o
exkA.ne
a vec
de
nom-
b/l.eU4eA
fj..g..UIl.eA
catacJ..a-1-
-tL~u.eA.
( Ç)/1.0-1-1-W-1 em ent. x 12) .
Figure 5b:
AnoM:Jw/j.ik à l.2.u.co Ç} a b b/l.o
héi:.éIl.oÇ}ll.arwJ.ai..A.e.
(Ç)/1.o-1-1-w-1emen.J:. x 8).
,

---

Figure 48
0UA.taJ.. de p.lag)...ocJ..aAe d.an.A
Figure Sa:
AnoMJw-1.i...te à eA-i.At:.aux. de
une aIWMJw-1ae de .l'Of-oud..
p.liu)J.ocJ..aA e /.).A-1U/l.é.
(9/l-0-1-1.01-1ernen.); x 8).
(9/l-0-1-1.01-1ernen.); x 8 J•
Figure SA. :
AnoMJw-1.i...te de ï Q/1..en.at. à :tex.,/:.wt.e ertg/l-enée.
a
(9/l-0-1-1.01-1ernen.);
x
8 J
"
b
(9/l-0-1-1.01-1ernen.);
x
16 J•
No:teA..
le-1
/-CLi...ble-1
e-1paCe-1 ..i.fl.;teA..9/l-a.n.t..L-I-a.i.Ae-1 la.w-1 éA fXl/T. le-1 plaç;.J-oUM e-1.
Figure S2.J
Ano/l-iJw-1.i...te avec de-1 p1ag.)..o-
Figure 5j
AnoI1..;i:.r..o-1.û:.e avec /-ervz.o-
cJ..aAe-1 ~oban.:t l' olivi.Jte.
m.a.gn.é4.i...enA -1!Jfl-CA-i..A:talli-
(9/l-0-1-1.01-1ernen.); x 8).
-1an.:t en bol1.CÛ.JAe de-1 pla-
ç;.J-oc1aA e-1. (9/l-0 -1-1.01-1 ernen.);
x 12J.

---

Les
ferromagnésiens ,
lorsqu'ils
existent,
syncristallisent
avec
les
bordures
des
plagioclases.
Ces
derniers
ont
un
coeur légèrement
plus
calcique
que
les
anorthosites
de
l'Ofoud
(An
64
à
An 60),
leur
périphérie
est
légèrement
zonée
(An
58),
apparaissant
sous
forme d' un liséré de quelques dixièmes de mm.
Lorsque
l'on
se
déplace
du
centre
du
massif
vers
la
périphérie,
les
anorthosites
ont
une
physionomie
changeante.
la
structure
évolue,
d' abord
les
cristaux
de
plagioclases
ont
de
nombreuses
fissures
généralement
perpendiculaires
au
plan
(010)
;
ces
fissures
sont
remplies
d'opaques.
Puis
progressivement,
des
cisaillements
intracristallins
apparaissent,
accompagnés
de
figures
ca taclastiques.
les, phénocristaux
de
plagioclases ont littéra-
lement
éclaté
en
plusieurs
morceaux
aux
contours
sinueux ;
entre
eux,
ont
cristallisé
des
plagioclases
à
habitus
allongé,
de
taille
millimétrique,
zonés
et
plus
sodiques
(An 50 au coeur à
An 30 à la
périphérie)
que
les
morceaux
de
plagioclases
qui
sont
semblables
à ceux des anorthosites de Tarénat.
Les
anorthosites
de
l'Ofoud
rappellent
beaucoup
celles
des
massifs
nord
américains
(A.
Buddington,
1959,
1969;
t
R.
Emslie,
1969,
1974
J.
martignole,
1974).
Elles
présentent
une grande diversité dans la taille des plagioclases.
L' anorthosite
typique
des
gorges
de
l'Ofoud
a
une
texture
d' adcumulat
monominéral
(d'après
la
classification
de
•
L. R.
Wager
et
al.,
1960).
La
phase
intercumulus
est
très
réduite
(3
à
8 % du
volume
de
la
roche)
et
la
zone
d'accroissement
des
cumulats
est
restreinte
(cf.
tableau
).
Ce
dernier
élément
est
contraire
à
ce
qui
se
passe
dans
les
massifs
lités
(Skaergaard,
Cullins
Hills
etc ..• )
où
le
nourrissage
des
minéraux
cumulus
apparaît
comme
une
frange
assez
épaisse.
Les
anorthosites
à
•
plagioclases
décimétriques
ont
une
distribution
irrégulière.
Elles
se
localisent
surtout
dans
la
région
des
gorges
de
l'Ofoud,
mais
elles
se
retrouvent
dans
la
plaine
de
l'Ofoud,
en
gros amas
hecto-
métriques
entourés
par
des
anorthosites
à
grain
moyen,
ou
encore
dans les leucogabbros.
•
Les
anorthosites
du
type
Tarena t,
à
grain
moyen,
représentent
60
à
70 % de l'ensemble de ces formations.
Les plagio-
clases ont des tailles plus modestes
(millimétriques à centimétriques),
ils
se
présentent
en
plages
xénomorphes
engrenées,
rappelant
la texture en "mortier" décrite par J. Martignole (1975).
•
La
forte
proportion
de
minéraux-cumulus
suggère
une
cristallisation
fractionnée
dans
une
chambre
magmatique,
suivie
par
une
décantation
des
plagioclases.
Une
estimation
de
la
profondeur
de
cette
chambre
peut
être
donnée.
En
effet,
de
nombreuses
enclaves
d' anorthosites
ont
été
retrouvées
dans
l' im-
mense
ring
dyke
de
Meugueur-Meugueur
(65
km),
si
l'on
admet
la
relation
établie
par
J.
Lameyre
et
B.
Bonin
(1977)
entre
le
diamètre
des
ring-dyke
et
leur
zone
d'alimentation,
on
peut estimer
la profondeur de la chambre magmatique à 45 km environ.
A
la
périphérie
de
ces
formations,
la
fracturation
des
cumulats
de
plagioclases
'est
de
plus
en
plus
importante
lo!'s-
qu 1 on se rapproche du contact avec le socle.
La deuxième génération
de.
plagioclases
en
petites
lattes,
de
composition
plus
sodique.
! '

---

•
zonés,
rappelle
celle
observée
dans
les
faciès
de
bordure
des
formations
basiques
d' Aboutorok.
L'agencement
des
phases
minérales
est
différent,
il
correspond
dans
l' Ofoud,
à
une
texture
grenue
•
hétérogranulaire avec des figures cataclastiques abondantes.
Lorsque
les
anorthosites
sont
en
contact
avec
les
leucogabbros.
le
passage
entre
ces
deux
formations
se· fait progres-
sivement
: la taille des plagioclases diminue et devient millimétrique
(3
à
8
mm),
les
espaces
interstitiels
sont
plus
grands
et
remplis
•
par
des
ferromagnésiens,
dont
la
proportion
augmente
vers
les
leucogab bros.
Notons
que
dans
les
leucogabbros
de
nombreuses
passées
anorthositiques
subsistent,
soit
sous
forme
de
lits
décimé-
triques
holoplagioclasiques,
soit
encore
sous
forme
d' encla ves.
t
Dans
ce
dernier
cas,
l' anorthosite
de
dimension
décimétrique
à
métrique est auréolée par des clinopyroxènes et de la titanomagnétite
constituant
un
cortex.
Signalons
également,
la présence de panneaux
(ou
d'écrans)
d'anorthosite
de
quelques
dizaines
de
mètres,
ren-
contrés au Sud-Est du kori d' Edikel.
Les
anorthosites
se
retrouvent
en
enclaves
dans
les
monzogabbros
et
les
syénites,
en
bordure
des
formations
basiques.
Un
paragraphe.
sur
les
structures
magmatiques
(cf.
Etude structurale) tentera d'en dégager les principaux enseignements.
1.2 - Les leucogabbros
Ils
se
situent
en
position
extrême
par
rapport
aux
anorthosites.
Ils
se
localisent
dans
les
parties
sud,
est
et
nord,
des
formations
basiques,
alors
qu 1 à
l'Est,
les
anorthosites
sont
en
contact,
soit
avec
les
syénites
dans
la
région
de
Tarénat,
soit
avec
le
socle
dans
la
zone
située
au
Nord
du kori
Agoua
Ouachcherène.
Macroscopiquement,
ce
sont
des
roches
de
couleur
gris-bleu,
mouchetées
de
noir.
Le
plagioclase,
de
dimension
milli-
métrique
à
centimétrique,
est
en
lattes
allongées
et
se
dispose
parallèlement
à
la
lamination.
Dans
les
interstices
laissés
par
ces
cristaux,
se
logent
des
ferromagnésiens.
Selon
la
nature
de
ces minéraux, on distingue :
des leucogabbros à olivine ;
des leucogabbros à clinopyroxène
des leucogabbros à amphibole.
1.2.1 - Les leucogabbros à olivine
Ils
sont
très
rares
ils
se
localisent
au
contact
des
gabbros
et
passent
progressivement
à
cette
roche
par
une
diminution
des
plagioclases
et une augmentation des ferromagnésiens.
Deux
affleurements
d'une
dizaine
de
mètres
de
puissance
ont
été
observés.
Le
premier,
le
long
du
kori
Agoua
Ouachcherène
;
le
deuxième dans le kori Aza-n- Taghamt.

---

La
roche
se
compose
de
plagioclases
en lattes centimé-
triques,
peu
zonés
(An
60
à
An
55), incluant des grains d'olivine.
Ces
derniers
ont
des
tailles
variant
de
3
à
5
mm,
ils
ont
une
composition
homogène
(et
pas
de
zonage)
et
sont
entourés
par
un
fin
liséré
d'oxydes
brun-rouges
ils
sont
craquelés
avec
des
remplissages
d'opaques.
Cet
aspect
suggère
qu'ils
représentent
une
phase
précoce,
qui
était entièrement cristallisée lors
de
l'appa-
rition
des
plagioclases.
On
observe
également
du
clinopyroxène
•
en grandes plages englobant olivine et
plagioclase,
souvent accompa-
gné
par
de
la
titanomagnétite
xénomorphe
entourée
par
une
biotite
brun-rouge.
•
1.2.2 -
Les leucogabbros à clinopyroxène
Ces
formations
sont
très
fréquentes,
elles
affleurent
toujours
à
l'extérieur
des
anorthosites
les
minéraux,
surtout
les
feldspaths
se
placent
dans
des
structures
planaires
parallèles
à la lamination.
La
proportion des ferromagnésiens
est très variable,
ainsi
les
analyses
modales
dans
ces
formations
montrent
une
évolu-
tion
des
leucogabbros
vers
des
gabbros
riches
en
pyroxènes,
qui
bordent
des
passées essentiellement constituées de titanomagnétite
(cf.
roches ul trabasiques) .
Le
plagioclase
a
un
habitus
tabulaire
à
allongé
•
dans
les
roches
riches
en
clinopyroxène
ces
cumulats
ont
une
partie
centrale
à
composition relativement constante
(An 58 à An 55),
mais
sont
souvent
zonés
à
la
périphérie.
La
zonation
est
normale,
généralement
on
n'observe
que
deux
ou
trois
zones
successives,
plus
sodiques
que
le
coeur.
La
périphérie
de
ces
cristaux
inclut
des
petits
grains
d'olivine
et
des
cristaux
d'opaques.
Ces
lattes
•
sont
orientées
et
laissent
des
espaces
intercumulus
riches
en
ferro-
magnésiens
de
l'olivine
en
grain
millimétrique,
du
clinopyroxène
en
plages
aux
formes
variées,
dela
titanomagnétite
tantôt
en
cristaux
automorphe,
tantot
xénomorphe.
De
très
rares
cristaux
d' orthopyroxènes
ont
été
observés
dans
les
plages
de
clinopyroxène
et dans la zone périphérique des plagioclases.
•
Les
clinopyroxènes
sont,
soit
automorphes
dans
les
espaces
intercumulus
associés
à
l'olivine
et
à
la
titano~gnéti.te,
soit
en
grandes
plages
ophitiques
incluant
l'olivine,
l'opaque
et se moulant le long des cristaux de plagioclase.
Dans
quelques
rares
espaces
interstitiels
entre
les
1
plagioclases, de l'orthose xénomorphe a été observée.
Ces
formations
ont
des
textures
de
cumulats
les
phases
précoces
sont
essentiellement
de
l' oli vine
et
de
l' orthopyro-
xène
qui
sont
en
proportion
infime
on
peut
penser
qu'au
cours
•
de
l'évolution
du
magma,
une
partie
de
ces
cumulats
ait
réagi
pour
enrichir
le
liquide
intercumulus
et
expliquer
ainsi
la
forte
proportion
de
clinopyroxène.
Le
coeur
des
plagioclases
est
lui
aussi
une
phase
cumulus
qui
a
accompagné l'olivine et le pyroxène,
alors
que la périphérie de ces cristaux,
de composition plus sodique,
a
cristallisé
plus
tardivement.
La
forme
des
clinopyroxènes
lai sse
•
supposer
que
certains
d'entre
eux,
automorphes,
ont
cristallisé
avant
que
l'olivine
ait
trouvé
sa
croissance,
alors
que les grandes
plages
poecilitiques
sont
tardives
et
se
sont
formées
à
partir
du liquide intercumulus.

---

•
1.2.3 - Les leucogabbros à amphibole verte
•
Une
des
particularités
du
massif
de
l' Ofoud
est
la
présence
de
leucogabbros
à
amphibole.
Ces
formations
sont
localisées
dans
la
dépression
de
l 'Ofoud,
elles
apparaissent
sous
forme de collines circonscrites dans les anorthosites.
Le
plagioclase
a
une
forme
tabulaire
de
dimension
•
variable
5
à
25
mm,
rappelant
celui
observé
dans
les anorthosites.
Ces
minéraux
cumulus
sont
automorphes,
ils
ménagent
entre
eux
des
espaces
interstitiels
aux
dimensions
supérieures
à
celles
ren-
contrées dans les anorthosites.
Ces
espaces
sont
occupés
par
une
amphibole
verte,
•
formée
au
détriment
de
clinopyroxène,
comme
en
témoignent
les
reliques
de
ce
minéral. trouvées,
soit
à
l'intérieur,
soit
en bordure
de
l'amphibole.
Cette
dernière
apparaît
en
cristaux
subautomorphes
de
2
à
15
mm,
avec
un
pléochroÏsme
(vert
bouteille
suivant
Ng,
vert
clair
suivant
Np)
et
un
angle
d'extinction
(a%
c
de
15 %)
qui
l'apparente
aux
hornblende$.
Elle
est
accompagnée
par
de
•
la
titanomagnétite
en
cristaux
automorphes
ou
en
grains
aux
contours sinueux, millimétriques.
Une
association
symplectique
d'orthose
et
de
quartz
emprisonne ces ferromagnésiens et se moule contre les plagioclases.
•
Les
relations
entre
ces
différentes
phases
permettent
d'envisager
que
les
cumulats
de
plagioclases
apparaissent
en
premier
ils
sont
suivis
par
du
clinopyroxène
qui,
instable,
se
transforme
rapidement
en
amphibole
la
fin
de
cristallisation
est
soulignée par le quartz et l'orthose.
Quant à la titanomagnétite,
elle peut apparaître en même temps que le clinopyroxène ou l'amphi-
bole,
pour
les
formes
cristallines,
soit
postérieurement
aux ferroma-
gnésiens pour les grains aux contours sinueux.
1.3 -
Les gabbros
Bien
que
peu
nombreux,
ils
présentent
des
variétés
tant
minéralogiques
que
structurales
qui
méritent
les
distinctions
suivantes
les gabbros à olivine
- les gabbros lités à clinopyroxène
- les faciès de bordure.
Seuls
les
gabbros
à
olivine
ont
pu
être
reportés
sur
le
schéma
géologique
car
ils
affleurent
sur
une
superficie
suffisante.
1.3.1 - Les gabbros à olivine
Un
seul
affleurement
de
ces
formations
a
été
rencontré
dans
l' Ofoud
il
se
localise
sur
la
rive
droite
du
kori
Agoua
Ouachcherène
;
il
recoupe
les
leucogabbros,
plaqué
contre
les
granites de l' Aguerâguer qui lui sont postérieurs.

---

Cette
roche
de
couleur
sombre
a
un
grain
fin
par
rapport
aux
leucogabbros
et
aux
anorthosites.
Elle
est
composée
de
plagioclases
zonés
en
lattes
allongées
de
2
à 8 mm,
imbriquées
en
une
charpente
ménageant
des
espaces
interstitiels
occupés
par des ferromagnésiens.
L'olivine
est
en
grains
de
1
à
3
mm,
souvent
ren-
contrée
au
coeur
des
interstices
;
elle
est
emprisonnée
dans
de
grandes
plages
de
clinopyroxène.
Ces
minéraux
présentent
des
transformations,
l'olivine en serpentine et opaques,
le clinopyroxène,
soit en biotite et opaques, soit encore en amphibole brun-vert.
L t agencement
de
ces
différentes
phases
est
intergranu-
laire,
mais
il
n'est
pas
constant
et
de
nombreuses
variantes
apparaissent
dans
plusieurs
échantillons.
l'évolution
la
plus
fréquemment
observée
est
la
destruction
de
la
charpente
plagiocla-
sique
sous
la
croissance
de
grandes
plages
de
clinopyroxènes
poecilitiques englobant l'olivine et moulant les feldspaths, conduisant
à
leur
agencement
sub
ophitique.
Notons
également
l'apparition
de rares plages d' orthose se localisant le long 'des plagioclases.
1.3.2 - Les gabbros lités à clinopyroxènes
Ils
se
localisent
dans
les leucogabbros à
clinopyroxène
où
ils
sont
en
continuité
avec
ces
derniers
; le passage se marque
par
un
enrichissement
en
clinopyroxène
et
ti tanomagnétite,
accompa-
gné
d'une
diminution
de
la
proportion
du
plagioclase.
Le
litage
est
souligné
par
l'alternance
de
passées
claires
holoplagioclasiques
et sombres riches en ferromagnésiens, il est parallèle à la lamination.
Le
plagioclase,
en
cristaux
millimétriques,
est
peu
1
zoné,
allongé
suivant
les
plans
(010),
en
bancs
plurimillimétriques
à
centimétriques.
la
titanomagnétite
est,
soit
en
cristaux
automor-
phes,
soit
en
plages
sinueuses
auréolées
par
de
la
biotite
brun-
rouge.
L'olivine
en
grains
millimétriques
n'est
pas
zonée,
elle
accompagne
les
cristaux
automorphes
de
titanomagnétite.
Ces
deux
•
phases
sont
fréquemment
bordées
ou
entourées
par
des
plages
de
clinopyroxène.
Ce
dernier
moule
également
les
plagioclases
et
apparaît
comme
une
phase
tardive
ayant
cristallisé
à
partir
du liquide intercumulus.
Ces
gabbros
évoluent
vers
des
mélagabbros
noritiques
•
à
olivine.
Généralement
cette
unité
se
rencontre
dans
la
partie
externe
des
formations
basiques
et
se
caractérise
par
l'abondance
de cristaux automorphes d' apatite emprisonnés dans le pyroxène.
1.3.3 - Les faciès de bordure
•
Ils
affleurer..t
de
façon
sporadique,
sous
forme
de
lentilles
de
quelques
décimètres
d' épaisseur,
en
bordure
des
forma-
tions
basiques.
Ils
se
caractérisent
par
des
textures
de
trempe,
qui diffèrent selon la nature de la roche.
Les faciès
de bordure gabbroïques ont de très nombreux
microcristaux
de
plagioclases,
olivines
et
quelques
orthopyroxènes
emprisonnés
dans
de
grandes
plages
de
clinopyroxènes
poecilitiques.

---

•
•
•
•
.
-_._~----_ ...- - . _ - - - - . _ - - -
----_.------- .._-----~-
Figure 5-7-
Fo/UTULÜ.on de ~éti..te
Figure 5~
Çabb/l.o à cLi..n.optpt.ox.~e
CÛ1fZ4 dM banC4 1Ùc.!l.e4 en oli-
envaJU.. fX1A- de la ti..tano-
vi.n.e e;t cLi..n.opij/lox.~e CÛ1fZ4 un. ~b/l.o
de
m.ag,n.éti..te. (gA.044-W4 emerz.;t x. 8).
1. 'Of.ouri.. (gA.044-w4emerz.;t x. 14).
Figure 53
FO/llTU2Ü.OM ba,Û..qu.M l.J...téM
Figure 60 : FO/llna;ti.OM ba,Û..qu.M l.J...téM
à aUvutance /l.y,thmi..qu.e CÛ1fZ4
avec ali:.eAn.aJtce de fXlA4éM
1.e kolÙ ttlaA.i.;t.
d'uli:A.amaf-,U.M e;t d' anoJU:Jw4ae. 8011..-
ciJ..ul.e mélU..di.onal.e dM 1.eu.cog.aOOI1..04 de
1. 'Of-oua.

---

Leur
agencement
est
ophitiq ue,
leur
interprétation
est
identique
à
celle
proposée
par
le
massif
d' Abontorok-
(voir
"les
faciès
de
bordure" de ce massif).
Dans
l' Ofoud,
nous
avons
également
rencontré
des
faciès
de
bordure
anorthosiques.
Ils
se
caractérisent
par
une
association
de
cristaux
micromillimétriques
de
plagioclases
de
forme
polygonale
aSSOCles
en
mosaïque.
On
remarque
au
point
triple des grains des
symplectiques de quartz et feldspath potassique
de dimension très petite (quelques microns).
Ces
observations
montrent
que
les
faciès
de
bordure
proviennent
de
la
cristallisation
d'un
liquide
résiduel
en
fin
de
cristallisation
des
cumulats,
mais
ne
peuvent
correspondre
à
la
composition
du
magma
initial.
Ou
alors,
pour
l'Ofoud
il
faudrait
admettre
deux
magmas
basiques
:
l'un
gabbroïque,
l'autre
plagioclasique.
1.4 - Les pyroxénites et titanomagnétites
Contrairement
à
l'Adrar
Bous,
l'Ofoud
a
dans
ces
formations
basiques
des
concentrations
ultramafiqu~s.
Elles
sont
de deux types : pyroxénites et titanomagnétites.
Les
pyroxénites
sont
rares,
elles
se
localisent
entre
•
les
gabbros
à
pyroxènes
et
les
accumulations
de
titanomagnétite.
C' est
une
roche
composée
à
plus
de
90 % de clinopyroxène subauto-
morphe
à
texture
d' adcumulat.
Dans
les
rares
espaces
interstitiels,
on
note
la
présence
de
cristaux
d' oli vine
arrondis
( < mm)
et de
petites
plages
de
plagioclases.
Dans
cette
roche
il
n 'y
a
pas
de
titanomagnétite,
par
contre
de
rares
spinelles
automorphes
•
de couleur verte ont été observés.
Les
accumulations
de
titanomagnétite.
Elles
se
présen-
tent,
soit
sous
forme
de
passées
déCimétriques
parallèles
au
litage
des
leucogabbros
à
clinopyroxène
les
entourant,
soit
en
amas
lenticulaires
de
dimension
variable
(quelques
mètres
à
plus
de
•
100
mètres
de
diamètre)
dans
la
partie
méridionale
de
l'Ofoud
dans
les
leucogabbros.
Ce
sont
des
cumulats
de
titanomagnétite
vanadifère
(cf.
minéralogie)
avec
des
exsolutions
d' ilménite
et
quelques rares spinelles.
Leur proportion dans l' Ofoud peut représen-
ter un indice minier à étudier (]. -P. Karche et C. Moreau, 1978).
•
1.5 - Marges à litage rythmique
En
bordure
externe
des
formations
basiques,
deux
affleurements,
l'un
à
proximité
du
Kori
Marit,
l'autre
au
Sud
de
la
plaine
de
1 'Ofoud,
présentent
une
unité
caractérisée
par
une
alternance
de
bancs
anorthositiques
et
gabbroïques.
Elle
traduit
un
litage
magmatique
par
alternance
compositionnelle,
tout à fait comparable à celle décrite dans les complexes lopolitiques
lités (Skaergaard, Bushveld, Cullins Hill etc ... ).
L'affleurement
du
kori
Marit
présente
la
succession
suivante

---

Pourcentage de~ éléments
Taille et forme de~ éléments
Architecture
Fonnations
TYPE
superficielles
DE
et formes
ROCHE
A
B
C
plagioclases
autres
texture
structure
anortho-
94
95
5
de 3 à 15 mm
souvent infé- adcumulat
structure planai- pédiment,
site
automorphes
rieure au mm;
re au niveau des
arènes
tabulaires
subautomor-
plagioclases.
trapus.
phes à épars
dans les in-
terstices.
anortho-
97
98
2
80 à 150-180 mm
3 à 10 mm
orthocumulat
structure peu
boules, sapro-
site à
automorphes
automorphes
à adcumulat
orientée due en
lites, gorges,
partie à la
gros
tabulaires
à inters-
versants
taille des
cristaux
ticiels
plagioclases
irréguliers
leucogab-
82
88
12
5 à 25 mm
2 à 15 mm
structure non
grosses boules
\\ .../ .....é:>
<J..
bros à
automorphes
subautomor...
adcumulat
prientée
buttes
amphi-
tabulaires
phes
boles
trapus
leucogab-
82
83
17
Quelques mm
Quelques mm
bros
automorphes
subautomor-
mésocumulat
structure
altérites
lattes étroi-
phes allongés
tes allongées
planaire
glacis
gabbros
61
61
39
2 à 8 mm auto-
2 à 8 mm su-
tendance
morphes
lattes
bautomorphes
doléritique
très nette
ravines
l
tantôt allon-
imbriqués aux
gées tantôt im-
plagioclases
briquées avec
les éléments
sombres
Ta b le au
Y;-V If/lincipa1.e4 caA.aet:.éJz.i.Atique4 péVLof)AaplU..que4 de4 /-(J/l.ma,:i:.,U:)n4 bCMi..que4 de .L'01-000.
-
- - - -
-
-
-
-
-
-
-

---

- la partie
basale
est
une
anorthosite
à
gros
cristaux
de
plagioclases,
-
elle est
surmontée
par
des
lits
rythmés
d'épaisseur
variant
de 10
à
30
cm
ces bancs ne présentent pas de fluctuation,
ce sont
des
alternances
d' anorthosites
et
de
clinopyroxénites
avec quelques cristaux d'olivine et de titanomagnétite.
- Une zone
litée
à
fluctuations
la
surmonte.
A
sa
base
on
observe une
forte
concentration
de
clinopyroxènes
qui
s' en-
fonce dans
le
banc
anorthositique
sous-jacent
en
donnant
des figures
en
"choux-fleur" ,
sur
15
cm
d'épaisseur;
elle est
surmontée
par
un
lit
anorthositique
de
5
cm
puis
à nouveau
une
zone
à
fluctuation
où
l'on
observe
une
forte concentration
de
clinopyroxène,
puis
progressivement
les plagioclases
sont
plus
nombreux
et
l'on
passe
successive-
ment des gabbros vers les leucogabbros, puis les anorthosites.
- Un banc
décimétrique
riche
en
clinopyroxènes
et
olivine
sans opaques limite l'ensemble lité.
-
Il e'st
surmonté
par
un
leucogabbro
moucheté
avec
des
concentrations de
ferromagnésiens
assez
dispersées,
donn.~Dt
à la roche une physionomie hétérogène.
L ' ensemble
de
l'affleurement
est
traversé
par
des
filons millimétriques à centimétriques de micro monzogabbros •. ,
Dans
la
région
de
l' Ofoud . méridional,
la
zone
litée
affleure
sur
une
superficie
restr;einte.
le
litage
est
plus
diffus
avec
des
zones
statiques
à
forte
conçentration de
nucléï de ferroma-
gnésiens
et
des
zones
de
flux
o~
les
cristallisations
sont
plus
poussées
a vec
une
distribution
des
ferromagnésiens
en
"nuages"
dans un fond leucocrate de plagioclases.
Ces observations rappellent celles faites
par Mac Birney
et
Noyes
(1979) .
la
terminologie
utilisée
se
réfère
à
ces
auteurs,
qui
distinguent
une
zone statique caractérisée par une accumulation,
sous
l'effet
dominant
de
la
gravité,
et
une
zone
de
flux
où
la
•
distribution
des
minéraux
est dépendante des
courants
de
convection
agissant
en
fonction
du
gradient
de
température,
de
la
vitesse
et de la composition chimique du magma.
1.6
-
Distribution,
analyses
modales
et
texture
des
formations
•
basique~."
A
l'échelle
du
massif,
les
formations
basiques
ont
une
distribution
assez
disproportionnée,
avec
une
partie
centrale
occupée
par
des
anorthosites,
reconnaissables
à
leur
faible
densité
(dm
=
2,67),
et
qui
représentent
60
à
70
% de
la
superficie des
roches
basiques
affleurant
dans
l' Ofoud
une
enveloppe
leucogab-
broïque
les
entoure
et
forme
la
majeure
partie
des
30
% restant
pour
l'ensemble
de ces formations,
leur densité moyenne est comprise
entre
2,75
et
2,85
à
l'intérieur
de
cette
unité,
on
rencontre
des
lentilles
de
titanomagnétite
(dm
=
4,5)
ou
encore
des
gabbros
riches
en
titanomagnétite
et
pyroxène
(dm
= 3,50).
Enfin
la
partie
externe
des
formations
basiques
a
des
affleurements
sporadiques
de
gabbros
(à m de
2,90
à
3,10),
de
marges
à
litage
magmatique
rythmé ou encore de bordures figées .
•

---

NOM
! Anorthosites
!
Leucogabbros
!
Gabbros
!
Ultrabasites
!
!
!
,
1
•
•
1
1
1
1
1
f
N° de l'échan-
;76 Of2.2:76 Of 17 76 Of 30 :76 Of 8g;77 Ag 4
;78 Of 101;76 Of 43 78 Of 84
76 Of 20;
tiUon
.
l '
2
3 '
4 '
5
.
6
.
7
!
8
!
9
.
·
.
·
.
:
:
Quartz
-
:
0.7
-
:
1
Feldspaths ale.
0.7
:
1.2
0.5
:
5.4
Plagioclases
94.4
: 93.5
82.1
: 81.8
! 61.5
1
56.8
!
47.6
!
18.4
!
1.8
,
.-i,'--
Clinopyroxène
0.4
:
-
6.5
:
-
!
7 ..5
!
28.4
!
31. 7
!
21.4
1
51.5
!
0
Orthopyroxène
-
:
-
0.4
:
-
!
1
!
2.2
!
-
!
4.2
Olivine
!
-
:
0.3
3.5
:
-
!
11
!
6·.8
!
3.6
1
28;6
1
17.3
Amphibole
!
3.1
:
3
-
:
8.9
Biotite
!
-
:
0.3
2.1
:
-
!
6.6
3.6
4.5
!
1.4
!
0.2
Opaques
!
0.4
:
1
4.8
:
3.2
!
9.7
2.2
11.7
!
19.4
!
28.2
Autres
!
1
:
-
-
:
-
!
2.7
-
0.9
!
7*
!
1**
!
-
:
-
-
:
-
!
-
-
- -
!.
- -
!
-
,
Total
! 100
:
100
!
100
: 100
!
100
100
100
1
100
100
,
!
:
!
:
!
SAT
a
1
0
1
0
a
0
0
!
:
!
1
1
COL
5
5
17
. 12
39
43
52
82
!
:
!
:
!
1
FEL
1
1
1
6
0
0
0
0
!
:
!
:
!
!
PER
0
9
34
0
65
10
61
J
* dont 4% d'apatite
** dont 0,7% de spinelle
TableauXXT Analy./.Je modale de/.J fVUn.clpeUe/.J l-o/llTla:ti..oM ba4Lque/.J -LU:.ée/.J de l 'Of-oud•
•
- ...
-
-
-
-
...
...
-
-
-

---

•
•
7
1
1
1
\\
•
,
\\
1
l
__ 1
\\
_
1
1
~
1
"8
1
1
1
1
JI,.
.9
x
al
Figure G1. évo.l..J.dJ.an de4 fJlWtci..fXLI-e4 un.Lté4 de l.o~nA bMi..que4 de 1 'O/..ou.d.
LeA ruunéA.O-1 COM.eAponden:t à ceux du. :tableau

---

•
Cette
disproportion
se
retrouve
également
au
niveau
de la distribution des principales phases minérales
:
•
- Le plagioclase
représente
plus
de
80
% du
volume
des
miné-
raux
contenus
dans
les
formations
basiques.
Il
apparaît,
soit
comme
phase
cumulus
précoce
dans
les
orthocumulats
et
les adcumu-
lats,
soit
comme
cristal
intercumulus
dans
les
roches
de
la
partie
externe.
La
majorité
des
unités
distinguées
dans
les
formations
basiques de l 'Ofoud peut être qualifiée de cumulat feldspathique.
•
- L'olivine est
rare,
comme
nous
l'a vions
constaté
dans
le
massif
de
Bous.
Elle
cristallise
assez
tôt
et
lorsqu'elle
existe,
elle
apparaît
en
même
temps
que
les
plagioclases.
Toutefois,
dans
l'immense
ring-dyke
de
Meugueur-Meugueur,
elle
est
abondante
et
cristallise
en
premier
(cf.
paragraphe
IV).
Cette
remarque
t
prouve
que
cette
phase
minérale
a
bien
cristallisé
dans la chambre
magmatique
profonde,
puisqu'elle
a
vraisemblablement
réagi
au
cours de l'ascension, expliquant sa rareté dans le Bous et l 'Ofoud.
- Le pyroxène
est
essentiellement
du
clinopyroxène,
c'est
le
minéral le plus abondant après le plagioclase dans les formations
basiques.
Sa
cristallisation
est
toujours
intercumulus.
Il
se
trans-
•
forme fréquemment en amphibole verte à brun-vert.
- L t apatite
est
rare
dans
les
anorthosites,
par
contre
elle
abonde
dans
les
formations
externes,
leucogabbros
et
faciès
de
bordure.
Sa
cristallisa tion
est
précoce,
elle
apparaît
toujours
en sections hexagonales.
La
distribution
des
différentes
phases
minérales
est
conforme
à
celle
observée
dans
les
autres
massifs
du
même
type.
Toutefois
on note que la symétrie axiale des
unités n'apparaît
pas
dans
l 'Ofoud,
alors
qu'elle
est
très
nette
dans
Tagueï
et
Abontorok.
La
cristallisation
fractionnée
est
plus
poussée
que
dans Bous,
puisque d'une part la séparation des cumulats plagiocla-
siques
est
importante,
d'autre
part
l'accumulation
des
ferromagné-
siens
et
oxydes
en
concentrations
ultramafiques
a
été
observée
dans ce massif.
Les
faciès
de
bordure
sont
variés,
on
y
retrouve,
comme
dans
l'Adrar
Bous
des
microgabbros,
mais
ils
sont
tardifs
par
rapport
aux
autres
unités
basiques
(cf.
paragraphe 11.1)
;
comme
dans
Abontorok,
on
remarque
la
présence
de
gabbros
à
texture
intergranulaire,
à
clinopyroxènes
poecilitiques
évoluant
vers
l'agencement
ophitique.
Par
contre,
les
marges
à
litages
rythmiques nous rapprochent des grands massifs lopolitiques.
Les
variations
de
taille
des
cumulats,
tout
particuliè-
rement
le
plagioclase,
sont
importantes
(2
à
180
mm).
L'évolution
texturale des cumulats
(Tableau
) rappelle les massifs gabbroïques
avec
une
grande
proportion
de
cumulats
feldspathiques
(anorthosites
et
quelques
leucogabbros)
contre
un
très
faible
pourcentage
de
cumulats
ferromagnésiens
(pyroxénites
et
titanomagnétites)
et
de cumulats totaux (gabbros).
Les
structures
planaires
ne
sont
pas
visibles
dans
les
roches
holofeldspathiques
à
grands
cristaux,
elles
apparaissent
dès
que
la
taille
des
minéraux
est
moyenne
(5
à
10
mm)
par
contre
les
leucogabbros
présentent
une
structure
planaire
parallèle
à la lamination bien visible.
: (

---

L'analyse
modale
des
principales
unités
pétrogra-
phiques
illustre
cette
diversité
et
les
remarques
ci-dessus
(Tableau
, f i g .
).
Par
contre,
il
n'a
pas
été
possible,
comme
pour
Abontorok
et
Tagueï,
d'établir
une
distribution
des
différentes phases
minérales
par rapport à leur position géographique.
Plusieurs facteurs
peuvent
être
évoqués
pour
expliquer
cette
différence
la
taille
et
le
volume
des
matériaux,
les
mécanismes
de
différenciation,
leur
mode de mise en place et leur cristallisation.
Il - LES MICROGABBROS ET LES ROCHES INTERMEDIAIRES
Nous
regroupons
les
microgabbros
avec
les
roches inter-
médiaires,
car
il
existe,
d'une
part,
un
passage
continu
entre
les
microgabbros
et
les
micromonzogabbros
caractérisé
par
un
enrichisse-
ment
progressif en
feldspath
potassique.
Dt autre
part,
ces
formations
ont
un
gisement
identique
et
se
localisent
toutes
en
bordure
des
formations
basiques
ou
en
remplissage
de
fractures
d-a.ns
les
roches
basiques:
Enfin,
leur
venue
est
toujours,
postérieure
à
la
mise
en
place des anorthosites et des leucogabbros.
Elles
ne
représentent
que
5 % de la surface des affleu-
rements du massif de l' Ofoud.
11.1 - Les microgabbros
Peu
répandus,
ils
affleurent
en
filons
d'épaisseur
décimétrique à
métrique
; leur extension varie du décamètre à l' hecto-
mètre.
Ils se localisent surtout dans des fractures orientées N 80 o E.
Cette
roche
est
composée de xénocristaux de plagioclases
de
taUle
variable
(3
à
18
centimètres),
tout
à
fait
comparables
à
ceux
rencontrés
dans
les
anorthosites.
Ces
cristaux
ont
un
coeur
labradorique
(An
64
à
An
60)
avec
une
périphérie
plus
sodique
(An
56),
leur
forme
est
ovale
;
ils
sont
auréolés
par un fin
liséré
de
feldspaths
alcalins.
Le
fond
de
la
roche
est
constitué
par
des
•
plagioclases
en
fines
lattes millimétriques,
en charpente,
emprisonnant
des
plages
de
clinopyroxène
partiellement
ou
entièrement
transformé
en
amphibole
verte.
Cet
agencement
est
du
type
doléritiq ue,
il
rap-
pelle les gabbros à olivine de l'Agoua Ouachcherène.
l
On
observe
parfois
de
l'orthose
en
plages
xénomorphes,
plaquées
contre
les
lattes
de
plagioclases,
associée
avec
l'amphibole
et de la titanomagnétite automorphe.
II.2 - Les micromonzogabbros
Toujours
localisés
en
bordure
des
formations
basiques,
ils
affleurent
en
filon
comme
dans
les
kori
Egheghi
et
Edikel
et
ils
constituent
le
dôme
de
Marit.
Cette
roche
diffère
d'abord
de
la
précédente
par
ses
phénocristaux
de
plagioclase.
En
effet,
cette
phase
se
caractérise
par des
cristaux
de quelques centimètres,
allon-
gés
en
lattes,
avec
une
zonation
normale
marquée
par
quatre
ou
cinq
zones
de
plus
en
plus
sodiques
du
coeur
vers
la
périphérie
(An
58
au
coeur
à
An
30
pour
la
zone
la
plus
externe).
Le
fond
de
la
roche
est
composé
par
des minéraux de petite dimension
(0,2 à

---

..
·
..
..... ,.....~..
- '"-
" ,
_,,-:
"
:-
~_. -- ._~---------------
Figure 02;: /fI.LcA.o~6/l.o~ à phénoCA-i.Ai:.aux de p1..ag)..ocL.aA~ de i:.ai-Ue vG.lU.a.b-Le d.anA un.
f.oru:l. JLi..che en. clirwpY/'-oxène.
amphJ...bo-Le veJLte et ./..a;t;t~ de p1..ag)..ocL.aA~.
(a gA-o-'MM-1ement x 12 et 6 gA-O-1-1M-1ement x 8).
Figure 63 : /1U.C/l.omonJ09a66/l.o~ de -L 'Ot.oud..
(gA-O-1-1M-1em~ a x 8, b x 8, C x 16, d x 12).

---

3
mm)
dominé
par
les
ferromagnésiens
klinopyroxène,
olivine,
et
quelques
rares
orthopyroxènes)
des
opaques
le
plagioclase
et
le
feldspath
alcalin
sont
en
proportion
variable,
rares
dans
certains
échantillons,
ils
deviennent
abondants
dans
d' autres.
Cette
distri-
bution est aléatoire.
11.3 - Les roches intermédiaires
Les
roches
intermédiaires
au
sens
strict
du
terme
sont
rares
dans
l' Ofoud.
Nous
regroupons
sous
ce
terme
les
formations
présentant
des
possibilités
de
transition
entre
matériel
basique
et
matériel acide, c'est pourquoi nous verrons successivement:
- les ferrogabbros et ferrosyénites,
- les monzoanorthosites,
- les brèches magmatiques.
11.3.1 - Ferrogabbros et ferrosyénites
Les
ferrogabbros
ne
sont
pas
à
proprement
parler
des
roches
intermédiaires,
mais
leur
apparition
tardive
par
rapport
aux
autres
roches
basiques
et
leur
cristallisation
à
partir
d'un
liquide
résiduel
de
magma
basique,
plus
ou
moins
riche
en alcalins,
•
expliquent
qu'il
faut
les
considérer
comme
une
transition
vers
les
ferrosyénites.
Les
ferrogabbros,
dans
l' Ofoud.
se
localisent
à
la
périphérie
des
leucogabbros.
Les
affleurements
sont
rares
et
d' exten-
sion
modeste
(quelques
mètres) .
Le
passage
aux
ferrosyénites
est
•
souligné
par
une
diminution
des
plagioclases
et
une
augmentation
de
l'orthose
dans
les
lits
leucocrates.
alors
que
les
ferromagnésiens
conservent la même distribution dans les deux formations.
Les
phases
minérales
se
disposent
en
lits
parallèles
à la foliation.
Le plagioclase est automorphe et zoné (An 50 à An 30).
•
l t apparition
des
feldspaths
alcalins
se
fait
dès
que
l'on
se
déplace
vers l'extérieur du massif
; on passe rapidement à des bancs composés
de
feldspaths
de compositions variées
(cf.
minéralogie)
et la substitu-
tion
des
plagioclases
par
les
orthoclases
s'effectue
sur
quelques
décimètres.
Les
ferromagnésiens
sont
abondants,
le
clinopyroxène
domine
•
il
se
présente,
soit
en
cumula ts
automorphes
associés
à
de
la
titanomagnétite,
soit
en
plages
poecilitiques
englobant quelques
rares
cristaux
d 'orthopyroxène
de
taille
très
petite
0/10
de
mm)
et de l'olivine en grains millimétriques, souvent altérée.
•
La
position
de
ces
roches,
certaines
figures
d' agence-
ment
des
minéraux,
rappellent les faciès de bordure.
Leur cristallisa-
tion
tardive
par
rapport
aux
autres
roches
basiques,
l'évolution
ferrogabbros,
ferrosyénites,
à
partir
de
liquides
résiduels
du
magma
basique,
suggère
qu'en
fin
de
cristallisation
de
ce
magma,
les
der-
niers
liquides
étaient
fortement
enrichis
en
fer et alcalins (essentiel-
•
lement potassium comme nous le verrons dans la géochimie) .

---

l '
/: lb
•
•
•
•
•
t
1m
Figure b4:
&.ècfte rn.aprrtfLtiq,ue du ko/l-i.. ttlC1.lt.Lt.
LeA f.O/UT1.a;UOM bM.i..q,ueA -1Ont. en. b.J..OCA
afl.9.uJ..ai.A.eA de taû.J..e décùnéUique à méUiqpe coJ..ma-
té-1 fXM une Il.ocfte à gAai..n. f..i.n. de comP0-1i..;UOft gAan.J...-
tique à text.Wl.e ap.J..i..;Uqpe, -1e Il.accoll.dartt à deA
/.)...J..OM (f..i..ÇfWl.e b).

---

>"
11.3.2 - Monzoanorthosites
Tout
comme
dans
Tagueï,
on
observe
dans
les
anortho-
sites
une
roche
hybride
composée
de
grands
cristaux
de
plagioclases
identiques
à
ceux
des
anorthosites
séparés par des interstices remplis
d'une
association
symplectique
à
quartz-orthose
accompagnée
par
de
l'amphibole
verte
parmi
les
minéraux
accessoires,
notons
la
présence
d' épidote,
chlorite,
sphène
et
quelques
zircons.
Ce
type
pétrographique
est
étudié
dans
le
chapitre
consacré
au
massif
de
Tagueï.
11.3.3 -
Brèches magmatiques
Il
s' agit
d' anorthosites
et
de
leucogabbros
disloqués
en
blocs
angulaires
de
taille
variable
(du
cm
au
m)
colmatés
par
une
roche
à
grain
fin
de
composition
granitique.
Les
affleurements
se
situent
en
bordure
des
roches
basiques
dans
la
partie
septentrio-
nale.
Ils
ont
une
forme
en
amygdale
allongée
suivant
une
direction
N BooE
et
de
dimension
moyenne
décamétrique
suivant
le
grand
axe
et
métrique
suivant
le petit.
Leur distribution est sporadique ; citons
celui
le
long
du
kori
Marit
au
NW
du
stock
central
granitique ;
au
N
de
Tarenat
en
amont
du
kori
Tabertakat,
enfin
celui
situé
à l'Ouest du kori Egheghi entre anorthosites et syénites.
•
Dans
les
gorges
de
l 'Ofoud
on
observe
une
structure
plus
diffuse,
que
nous
rapprocherons
des
brèches
magmatiques.
Il
s'agit
de
blocs
décimétriques
d' anorthosites,
plus
ou
moins
arrondis,
emballés
dans
une
matrice
de
composition monzogabbrofque.
l'affleure-
ment
a
une
allure
rectiligne
de
puissance
métrique
passant
à
des
micromonzogabbros,
qui
ont
une
allure
de
dyke
ou lentilles recoupant
les anorthosites.
•
III - LES FORMATIONS ACIDES
Elles
représentent
50
% des
affleurements
de
l 'Ofoud.
•
Une
des
caractéristiques
essentielle
et
l'absence
de
roches hyperalca-
lines
(pas d'amphiboles ou de pyroxènes sodiques).
Nous distinguerons
les syénites des. grani tes.
II 1.1 - Les syénites
•
111.1 1 - Les syénites à amphibole calcique et pyroxène
Elles
sont
de
loin
les
plus
nombreuses
dans
l 'Ofoud
et
représentent
plus
des
trois
quarts
des
syénites
affleurant
dans
•
ce massif.
Les
feldspaths
alcalins
sont
les
plus
abondants
ils
se
présentent
sous
forme
de
perthites
dont
l' ha bitus
le
plus
fré-
quemment
rencontré
est
soit
en
"flammèches"
soit
en
"taches".
Le
coeur
des
perthites
est
parfois
occupé
par
un
cristal
individualis~
•
d 'oligoclase
acide
(An
15
à
An
20).
Ces
feldspaThs
sont,
soit
diffus
dans
la
roche
sous
forme
de plages xénomorphes
associées aux quarTz
et
aux
ferromagnésiens,
soit
en
prismes
rectangulàires
de
taille
variable (quelques millimètres à 2-3 cm).
, '
•
v
_,

---

•
L' amphibole
est
un
minéral
tardif
qui
apparaît,
soit
en remplissage des
joints laissés par les feldspaths
alcalins lorsqu'ils
sont
automorphes,
soit
encore
en
cristaux
automorphes
emprisonnant
•
des
associations
de
quartz
et
feldspaths,
ou
des
reliques
d'olivine
iddingsitisée.
Elle
est
parfois
associée
à
quelques
plages
de
clino-
pyroxènes et des grains d'opaques.
La
texture
est
~~enu~
avec
beaucoup
de
variations
dans la taille des grains,
grosslere a fine,
et dans
leur homogénéïté,
•
homogranulaire
à
hétérogranulaire.
Souvent
les
feldspaths
alcalins
perthitiques
sont
de
grande
taille,
alors
que
les
ferromagnésiens,
et
plus
particulièrement
les
amphiboles,
sont
en
cristaux
millimé-
triques,
regroupés
en
amas
figurant
de
véritables
ségrégations
entre
les
feldspaths.
Cette
distribution
souvent
désordonnée
des
minéraux
•
pose
certains
problèmes
pour
l'établissement
des
compositions
chimiques et modales de ces roches.
En
fait
cette
distribution
désordonnée
ne
nous
a
pas
permis
de
faire
des
distinctions
précises
entre
les
différents
types
de
syénites.
Pourtant
selon
les
échantillons
l'on
observe
l'absence
•
ou
la
rareté
des
ferromagnésiens
(pyroxène
ou
amphibole)
ou
au
contraire une forte proportion
( > 20 %). Mais comme dans les granites,
ces variations ne sont pas régulières.
III.1.2 - Les syénites quartzifères
Morphologiquement elles se distinguent par leur meilleure
résistance
à
l'érosion
et
apparaissent
sur les photographies aériennes
en
crêtes
plus
ou
moins
allongées,
de
couleur
plus
sombre
que
les
syénites précédemment décrites
(voir carte géologique).
Elles se locali-
sent dans la portion crientale du massif.
Leur
composition
minéralogique
est
relativement
simple
Les feldspaths
alcalins sous forme de perthite se présentent
en
cristaux
de
dimension
centimétrique,
automorphes,
se
détachant
sur
un
fond
où
sont
étroitement
associées
des
plages
xénomorphes,
des
perthites,
du
quartz
en
grains
interstitiels
et
de
l'amphibole
calco-sodique.
On
note
également
parmi
les
minéraux
accessoires
une phase phylliteuse incolore et des opaques.
La
texture
est
hétérogranulaire
elle
varie
et
va
jusqu'à devenir microgrenue hétérogène.
Une
autre
caractéristique
de
cette
roche
par
rapport
à
la
précédente
est
sa
plus
forte
teneur
en
quartz,
elle
devient
alors
une
syénite
quartzifère
très
proche
en
composition
modale
des
granites alcalins (cf. Tableau
).

---

Nom
Syénite
Granite alcalin
Référence
78-Tt 9
78-Fa 5a
quartz
15,8
quartz
30,0
perthite
62,4
perthite
41,4
oligoclase
3,6
orthose
14,3
amphibole
16,0
amphibole
3,0
opaques
1,4
pyroxène
2,3
autres
0,8
olivine
1,4
zircon et
apatite
1,4
biotite
0,5
opaques
1,6
autres
2,0
II 1.2 - Les granites
III.2.1
Les
granites
à
amphiboles
calcique,
pyroxène
et fayalite
Cette
roche
est
très
voisine
de
la
syénite
à
amphibole
calciq.ue
et
pyroxène,
elle
n'en
diffère
que
par
sa
plus forte teneur
en
quartz.
Toutefois
ces
granites
se
situent
dans
le
domaine
alcalin
sur le diagramme Na 0+Si0
. / Si0
(cf. Géochimie).
2
2
2
Les
feldspaths
,alcalins
sont
sous
forme
de
perthite
dont
l 'habitus
le
plus
fréquemment
observé
est
en
"bandelettes"
d' albite
(An
1).
Un
oligoclase
acide
(An
10
à
An
20)
s' individua-
lise,
soit
au
coeur
des
perthites,
soit
en
cristaux
automorphes.
Le
quartz
est
en
grain
de
taille
et
de
forme
variable,
du
dixième
de
millimètre
au
millimètre,
subautomorphe à
amiboïde.
Il est souvent
imbriqué,
soit
dans les amphiboles,
soit dans les feldspaths
alcalins.
Sa
distribution
dans
la
roche
est
très
irrégulière.
L'amphibole
dominante
est
toujours
une
amphibole
calcique
très
ferrifère
subauto-
•
morphe.
Elle
englobe
des
granules
d' olivine
ferrifère
iddingsitisé
et
des
plages
de
ferro
hédenbergite
transformé,
difficilement
identi-
fiable (cf. Minéralogie).
Les
mlneraux
accessoires
les
plus
fréquents,
sont
des
grains
subautomorphes
de
magnétite
et
d' ilménite,
des
cristaux
•
de zircons automorphes, et plus rarement de l'apatite .
La texture est grenue fine
à
moyenne, avec une tendance
à
l' hétérogénéité
de
la
taille
des
grains
dans
certains
échantillons
(78
Fa
6a).
Cette
évolution
est
d'ailleurs
soulignée
par
l'amphibole
•
devenant
a lors
poecilitique
englobant
des
granules
de
quartz
et
de feldspath.
.
/

---

/1 >,)
..-
.,..
lmm
2mm
Figure 65: 5y.érLU:.e4 à amphi..bo1.e c.aJ..ci..qu.e e:t py.tl-oxèn.e.
DétcUJ.
montA.CJJ7.t.
1. 1ag.en.cemen.t:.
de-1
amplU.bo1.e-1
(a)
fXlIl-
/7..appol1.A:.
au
quaA.tJ. ('Ir) et au l-eldApa;th. al.ccUi..n. (1-).
a - CA.J.Atal. automo/7..phe en.g.).obCJJ7.t. quaA.tJ. e;t l-eldApath
b - rrUrtéA.al. en. /7..empfu-1a9-e i.Jt:I:.eMtiti.el.
Figure 6t:
Faci..èA de bo/UÙJA.e du 9-/7..a-
rti...t.e à bi...o.til.e et amplU.bo1.e
de te:d:.wte g,;r.an.ophfpùqp.e.

---

Le
granite
central
se
rapproche
de
ce
type,
mais
il
faut
signaler
la
présence
en
plus
grande
quantité
d'un
pyroxène
identifié
comme
une
ferro
augite,
individualisé
soit
dans
les
inters-
tices
laissés
par
les
feldspaths,
soit
dans
l'amphibole,
dont
elle
semble d'ailleurs provenir.
II1.2.2
Les
granites
à
biotite
ferrifère
et
amphiboles
calciques
Ils
représentent
plus
de
60
% des
granites
affleurant
dans le massif de l' Ofoud, et caractérisent l' Aguerâguer.
Les
feldspaths
alcalins
sous
forme de perthite apparais-
sent
comme
les plus nombreux,
ils ont des contours sinueux,
rarement
subautomorphes.
Le
quartz
est
toujours
xénomorphe.
Ces
différents
minéraux
présentent
des
structures
pegmatitiques
avec
de
belles
figures
symplectiques,
ils
passent
de
façon
continue
à
des
textures
granophyriques.
les
minéraux
ferromagnésiens
ont
une
distribution
aléatoire
le
plus
fréquent
est
une
biotite
ferrifère
au pléochroïsme
brun
sombre
et
à
l'aspect
mOIre.
l'amphibole
calcique
ferrifère
subsiste
soit
en
plages
automorphes,
soit
en
remplissage
interstitiel
entre les
feldspaths.
Elle
est
parfois
accompagnée
par une amphibole
au pléochroïsme bleu à bleu sombre.
On
constate
que
la
biotite
et
les
amphiboles
sont
très
rarement
en
contact
et
qu'elles
sont
dans
des
proportions
très variables selon les échantillons considérés.
Il
existe
parfois
(76
Of 26')
des échantillons dépourvus
de
ferromagnésiens.
Ceux-ci
ont
une
faible
extension
et
ne
peuvent
être distingués que par une cartographie de détail.
D' un point de vue textural,
les granites se singularisent
par
une
très
grande
variation
de
grain
et
d'agencement.
Ainsi
très
rapidement
l'on
passe
d'une
texture
grenue
grossière
à
une
texture
hétérogrenue
puis
microgrenue
porphyrique
pour
aboutir
à la texture granophyrique.
111.2.3 - Les granophyres
•
Les
granophyres
sont
toujours
associés
aux
granites.
Leur
composition
minéralogique
est
identique
l'amphibole
calcique
colmate
les
joints
laissés
par
les
associations
symplectiques
quartz
feldspaths
alcalins
ou
les
points
triples
laissés
par
les
feldspaths
;
elle
est
parfois
poecilitique.
Cette
roche
est
comparable
à
un
faciès
•
de
bordure
(fig.
).
On
s'aperçoit
qu'elle
se
répète
régulièrement
dans
l' Aguerâguer,
confirmant
la
structure
en
lames
emboîtées
regroupées en cinq lobes.
II 1.3 - Les venues filoniennes
•
Trois
grands
types
de
venues
filoniennes
acides peuvent
être distinguées.
Î r
;
'-
•

---

•
•
•
•
•
Figure Ô't
Çabbll.04 du. Meu.g.u.ewt-Meu.g.u.ewt, Il.i..che en
olivine et. cLi.rwP'JA-ox.èn.e, à teru:Lan.c.e
p.i..CAi.J:i..que.

---

II 1.3.1 -
Les microgranites
Les
microgranites
se
distinguent
par
leur
mode
de
gisement
et
leur
texture.
Ils
se
rencontrent
essentiellement
sous
forme
de
filons
courbes
ou
rectilignes,
de
puissance
métrique
recou-
pant l'ensemble des formations de l'Ofoud.
Les
phénocristaux
sont
constitués
de
quartz
corrodé
et
de
feldspaths
alcalins
non
perthitiques.
Le
fond
microgrenu
est
une
association
tout
à
fait
comparable
à
celle
du
granite
à
amphiboles
sodiques
et
biotite.
Ce
constat
est
d'ailleurs
confirmé
par
la
comparaison
des
analyses
chimiques
moyennes
de
ces
deux
types
de
roches,
qui
révèle
peu
de
différences
dans
les
proportions
relatives des éléments.
1I1.3.2 -
Les granophyres, felsites et rhyolites
Ces
venues
sont
tardives
par
rapport
aux
principales
formations
constituant
le
massif.
Elles
sont
sous
forme
de
filons
d' épaisseur
métrique
à
plurimétrique
et
d'extension
kilométrique ;
elles
recoupent
les
différentes
unités
de
l'Ofoud
ou
encore
se
logent
soit en remplissage des contacts entre formations
de nature différente,
soit
à
proximité
du
massif
proprement
dit,
recoupant
le
socle
comme
les filons rencontrés à l'Ouest de Taggout.
Ce
sont
toutes
des
roches
riches
en
feldspaths
alcalins
(essentiellement
de
l'orthose)
et
quartz,
très
pauvres
en
minéraux
ferromagnésiens.
Leur
agencement
est
variable,
les
principales
textures
observées
sont
de
microgrenue hétérogranulaire à microlitique
en
passant
par
le
felsitique.
Dans
le
cas
des
filons
à
extension
limitée
(inférieur
au
kilomètre) ,
on
constate
qu'ils
sont
accolés
à
des
venues
de
microgabbros
et
micromonzogabbros,
comme
dans
l'Aguerâguer
ou
encore
en
amont
du
kori
Egheghi
(cf.
carte
géolo-
gique hors-texte).
•
II 1.3.3 -
Les venues aplitiques et pegmatitiques
Elles
sont
essentiellement
localisées
dans
les
formations
basiques
de
l'Ofoud
et
ont
une
extension
moins
importante
que
les
précédentes
par
contre
elles
sont
très
nombreuses
et
de
ce
fait jouent un rôle important dans le modelé du massif.
Leur
extension
varie
du
mètre
au
kilomètre
quant
à
leur
épaisseur,
elle
est
de
quelques
décimètres
à
deux-trois
mètres.
La
majorité
de
ces
filons
sont
courbes et ont une disposition
concentrique
se
parallélisant
aux
structures
en
anneaux
des
princi-
pales unités du massif.
•
Leur
composition
minéralogique
reste
simple :
feldspath
alcalin
très
abondant,
quartz
et
quelques
rares
ferromagnésiens,
surtout
de
la
biotite,
parfois
accompagnée
d'amphibole
verte.
Les
trois
quarts
de
ces
filons
ont
une
texture
aplitique.
Signalons
que
les
autres
sont
pegmatitiques
comme
celles
rencontrées
dans
•
Abontorok
(cf.
étude
de
ce
massif)
à
orthose,
albite,
quartz,
amphi-
bole
verte,
épidote,
chlorite,
apatite
on
rencontre
également
des
pegmatites
de
composition
semblable
à
celle
des
aplites
décrites
ci-dessus.

---

IV - MEUGUEUR-MEUGUEUR
Meugueur-Meugueur
est
un
immense
anneau
de 65 km de
•
diamètre
dont
le
centre
se
localise
par
18°49'
latitude
Nord
et
8° 45'
longitude
Est.
Il
est
légèrement
excentré
par
rapport
à
l'Adrar Ofoud.
Il
affleure
sur
les
deux
tiers
de
l'anneau
avec
une
puissance
variant
de
200
à
400
mètres.
Il
apparaît
généralement
en
creux
bordé
soit
par
des
reliefs
du
socle
constitués
par
des
granites
type
Dabaga
ou
des
leptynites,
soit
par
des
formations
subvo1caniques qui lui sont associées.
Ses
rel a tions
structurales
par
rapport
aux
autres
complexes
annulaires
permettent
de
le
localiser
dans
le
temps,
postérieurement
à
l'Adrar
Tamgak
qu 1 il
recoupe
par
une
vallée
profonde
occupée
par
le
kori
Tamgak,
et
antérieurement
à
l'Adrar
Taghmert qui le recoupe à l'Est - Nord-Est.
Sa
position,
sa
pétrologie
et
sa
structure
incitent
à
penser
que
ces
formations
subvo1caniques
sont
directement
liées
à l'Adrar Ofoud et lui sont pénécontemporaines.
IV.1 - Morphologie, constitution et structure
Le
Meugueur-Meugueur
affleure
de
façon
irrégulière
le
long
de
l'anneau,
sa
superficie
peut
être
estimée
à
environ
40
km2.
Sa
morphologie
est
conforme
au
comportement
des
formations
basiques
dans
ces
zones
climatiques
(A.
Morel
et
C.
Moreau, 1979).
Constitué
à
90
% de
gabbroïdes
il
apparaît
toujours
sous
forme
de
dépression
par
rapport
aux
formations
acides
et
intermédiaires
l'entourant.
Cinq
zones,
localisées
sur
la
figure
1 ont. été
étudiées
au cours des différentes missions de terrain.
- La première
zone
se
localise
le
long
du
kori
Tamgak
- c'est
une
vallée
aux
parois
abruptes
de
100
à
200
mètres
de
large,
domi!1ée
par
des
granites
alcalins
la surplombant de 3 à 400 mètres.
Sa
forme
générale
est
en
auge
le
lit
majeur
du
kori
est
envahi
par
un
chaos
de
boules
et
de
blocs
métriques
constitués
en
majeure
partie
de
gabbros
associés
à
des
micromonzogabbros,
des
monzo-
syénites
et
des
granites
alcalins.
La
roche
en
place
n'a
pu
être
observée dans cette zone.
- La deuxième
zone
observée,
se
situe
au
Nord-Est
du
culot
volcanique
de
Tin
Aouak.
Le
Meugueur-Meugueur
se
présente
sous
forme
d'un
gabbro
très
sombre
à
tendance
picritique,
à
grain
moyen,
englobant
de
nombreuses
enclaves
décimétriques
à
centi-
métriques
d' anorthosites
tout
à
fait
identiques
à
celles
de
l 'Ofoud.
Ce
gabbro
affleure
sur
environ
200
mètres
de
large,
il
est
bordé
par
des
venues
syénitiques
puis
granitiques,
qui,
elles
aussi,
ont
des
compositions
voisines
de
celles
de
l'Ofoud.
Les
contacts
entre
les
différentes formations
sont francs,
la puissance des
syénites
et
granites
est
métrique,
ils
recoupent
le
socle,
qui
dans
cette
région est de nature leptynitiq ue.

---

- La troisième
et
la
quatrième
zone
se
localisent
dans
la
partie
méridionale
du
Meugueur-Meugueur,
elles
sont
identiques
et
se
situent
dans
le
prolongement
l'une
de
l'autre.
Il
s'agit
encore
d'un
mélagabbro
à
nombreuses
enclaves
d' anorthosites
décimé-
triques
et
de
rares
ferrosyénites.
l'intérêt
de
cette
zone
réside
dans
le
fait
que
ce
gabbro
présente
un
litage
magmatique
bien
visible
suivant
une
direction
tangentielle
à
l'anneau
et
un
pendage
très
fort,
de
l'ordre
de
80°
vers
le
Sud.
Ceci
nous
permet
de
penser
qu'il
s'agit
d'un
ring-dyke,
ce
qui
d'ailleurs
fut
confirmé
par
l'étude
gra vimétriq ue
et
magnétométriq ue
de
ces
affleurements
(W.
Mazes et J. Husch, communication personnelle).
- La cinquième
zone
étudiée
se
trouve
au
Sud-Est
de
l'anneau ;
la
morphologie
est
tout
à
fait
conforme
à celle décrite précédemment,
par
contre
la
lithologie
de
cet
affleurement
en
diffère
légèrement.
La
partie
centrale
est
occupée
par
un
gabbro
à
grain
fin
très
riche
en
péridots,
qui
passe
vers
la
fpériphérie
à une
diabase
très
fine,
rappelant
les faciès
de bordure de l'Adrar Bous.
l'absence
de
syénites
et
granites
a
permis
de
constater
que
le
contact
entre
les formations
gabbroïques et le socle est franc
sans auréole métamor-
phique notable.
IV.2 - Description pétrographique
La
roche
le
plus
communément
rencontrée
est
un
gabbro
picritique
à
olivine
abondante,
de
30
à
40
%
du
volume
de
la
roche.
Ce
minéral
se
présente
en
grains
automorphes
non
zonés,
ses
propriétés
optiques
permettent
de
la
situer
dans
les
hyalo-
sidérites.
Elle
est associée à un plagioclase basique
(An 60 à An 70)
automorphe,
peu
zoné,
à
habitus
prismatique
allongé.
Le
pyroxène
est
rare
lorsqu'il
existe
il
s'agit
de
titano
augite
tout
à
fait
comparable à celui trouvé dans les gabbros de l 'Ofoud.
1
Ce
gabbro
passe
progressivement
à
des
roches
de
plus
en
plus
riches
en
olivine,
atteignant
parfois
la
composition
des
péridotites.
Par contre
lorsque
l'on
se
dép lace
vers
l'extérieur,
c'est
le
plagioclase
qui
augmente
au
détriment
de
l'olivine,
et
l'on
arrive
à
des
leucogabbros
à
texture
doléritique
la
dimension
1
des
minéraux
diminue
également
pouvant
à
certains
endroits
conduire
à des diabases (affleurement S).
Dans
le
kori
Tamgak
on
a
pu
observer
un
gabbro
constitué
essentiellement
de
plagioclases
et
de
titanomagnétite (T .39)
à texture doléritique.
Ces
formations
basiques
contiennent
de
très
nombreuses
enclaves
centimétriques
à
décimétriques
constituées
essentiellement
d'anorthosites semblables à celles de l' Ofoud ou encore de péridotites.
1
Parfois
en
boràure
du
ring-dyke
(notamment
le
long
de
l'affleurement
2)
les
formations
basiques
sont
accompagnées
par
des
venues
de
faible
épaisseur
de
syénites
et
granites
alcalins
tout à fait comparables à ceux des massifs subvolcaniques avoisinants.
conclusion -
Une étude détaillée des formations
composant ce ring-àyke
•
,
pourrait
amener
des
informations
intéressantes
pour
la
compréhension
de
l'évolution
pétrologique
du
magma
basique
des
complexes
annulaires
de
l'Aïr
central.
Pour
la
réaliser une nou-
velle
mission
de
terrain
avec
un
appui
logistique
conséquent
doit
être envisagée.

---

•
v - RESUME - CONCLUSION
La
principale
particularité
pétrographique
du
massif
de
l' Ofoud,
et
ce
qui
en
fait
la
grande
originalité,
est la présence
•
en
grande
quantité
d' anorthosites,
le
rapprochant
plus
des
massifs
anorthositiques
type
Adirondaks
que
des
autres
complexes
subvol-
caniques à structures annulaires décrits dans la littérature.
De
plus,
ce
massif offre
une
grande
variété
pétrogra-
•
phique,
tout
du
moins
pour
ce
qui
est
des
formations
basiques,
dont
l'association
avec
des
syénites
et
granites
faiblement
alcalins
(pas
d' amphiboles
ou
pyroxènes
sodiques,
mais
localisés géochimique-
ment
dans
le
domaine
alcalin)
rappelle
le
complexe
de
Harp Lake
(R.F. Emslie, 1978, 1980).
•
,~~.!j~!~__~!.__~~E~E!!!.i..9_I!. __'!~~__~~c:.i:.~ . Les forma t i ons basi que s
dont
70
~o
sont
des
anorthosites,
occupent
50
% des
affleurements
de
l 'Ofoud.
Leur
distribution
est
concentrique,
avec
des
anorthosites
à
l'intérieur,
suivies
par
des
leucogabbros
puis
des
gabbros ;
les
formations
externes
bien
que
discontinues
ont
permis
d'observer
des
séries
magmatiques
à
litage
compositionnel
et
des
faciès
de
•
bordure.
Les
formations
intermédiaires
sont
rares et représentées
par
des
roches
hybrides
(micromonzoga b bros,
monzoanorthosites)
plus que par des roches intermédiaires au sens strict (monzonite).
•
Les
formations
acides
sont
abondantes
et
variées
(environ
45
à
50
% de
la
superficie).
On
y
distingue
des
syénites
à
amphibole
calcique
et
clinopyroxène,
des
syénites
à
amphibole
calco-sodique
quartzifères,
des
granites
faiblement
alcalins
à
amphi-
bole
calcique
et
pyroxène
puis
des
granites
à
biotite
et
amphibole.
Les
venues
tardives
filoniennes
sont
très nombreuses,
elles traversent
les
roches
basiques
et
forment
une
armature
reconnaissable
par
le jeu de l'érosion différentielle
sur le massif.
Quant
au
ring-dyke
de
Meugueur-Meugueur,
avec
ses
65 km de diamètre,
ses
40 km 2 d'affleurement,
et sa composition
gabbroïque
à
90 %,
il
apparaît
comme
complémentaire
des
formations
basiques
p.e
l' Ofoud,
ce
qui
laisse
supposer
une
différenciation
magmatique
poussée
allant
des
cumulats
feldspathiques
(anorthosites)
aux
cumulats
ferromagnésiens
(péridotites,
pyroxénites,
auxquels
il
faut
rattacher
les
cumulats
de
titanomagnétite)
en
passant
par les leucogabbros et les gabbros.
La
chronologie
des
venues
successives
est facile
à
établir
grâce
aux--oonnes--ëoriai tions
d' affleurement
montrant
les
contacts
et à la présence d'enclave:
les anorthosites apparaissent en premier,
elles
sont
suivies
par
les
leucogabbros,
puis
les
gabbros
et les faciès de bordure,
- eux-mêmes
sont
recoupés
par
les
microgabbros
et
les
micro-
monzogabbros,
- viennent ensuite les syénites ;
- les
granites
sont
plus
tardifs
et
recoupent
suivant
des
contacts francs
les formations
précédentes
; ils sont vraisemblablement

---

accompagnés
par
l'ensemble
filonien
aplitique
et
pegmatitique
recou-
pant les formations basiques
- des
manifestations
tardives
sont
soulignées
par
l'intrusion
de
dykes,
plus
importants
que
les
précédents,
de
composition rhyoli-
tique, avec parfois accolés des microgabbros.
- Le
Meugueur-Meugueur,
manifestation
ultime
du
complexe
de
l' Ofoud,
par
ses
relations géométriques avec les différents massifs
annulaires
de
l'Aïr
central,
apparaît
postérieurement
à
l' Ofoud
et
au
Tamgak,
mais
antérieurement au Taghmert
; par sa composition
pétrographique
et
la
présence
de
nombreuses
enclaves
composées
de
roches
identiques
à
celles
trouvées
dans
l' Ofoud,
il
semble
être en relation directe avec ce massif.
En
conclusion
l'ensemble
des
faits
d'observation
permet
de
proposer
le
mode
de
mise
en
place
suivant
les
formations
basiques
affleurent
sous
forme
d'un
immense
croissant
dont
la
partie
externe,
composée
de
leucogabbros,
a
permis
d'observer
que
les
plagioclases
s'orientent
suivant
des
plans
de
lamination
plongeant
vers
le
coeur
de
la
structure
le
modèle
structural
le
mieux
en
accord
avec
notre
observation
est
un lopolite se raccor-
dant
à
un
conduit
légèrement
excentré
vers
le
Sud
par
rapport
au coeur
du
massif.
En
bordure
de
ce
lopolite,
de
nombreuses
manifesta tions
subvolcaniques
(microga b bros,
micromonzogab bros, faciès
de
bordure)
ont
été
notées,
et
permettent
de
penser
que
la
mise
en place s'est faite à faible profondeur.
Les
formations
acides
ont
bénéficié
de
failles
annu-
laires
pour
leur
mise
en
place,
alors
que
la
partie
centrale
est
obstruée
par
un
stock
granitique,
dont
l'ascension
a
dû
se
faire
par ou à proximité du conduit évoqué pour les roches basiques.
Par
ces
quelques
conclusions,
il
apparaît
que
les
formations
basiques
ont
probablement
évolué
indépendemment
des
roches acides.
Reste
à -savoir maintenant
si les informations minéralo-
giques
et
géochimiques
confirmeront
une
évolution
bimodale
ou
au contraire
permettront
de
mettre
en évidence une évolution commune
de l'ensemble des formations de l'Ofoud.
•
•
•

---

---

MINÉRALOGIE
1 - FELDSPATHS
1.1 - Dans les formations basiques
Les
plagioclases
représentent
la
phase
minérale
la
plus
importante
de
ces
formations.
Ils
ont
déjà
été
décrits
au
cours
de
l'étude
pétrographique
de ces
roches,
mais
nous reviendrons
sur
certains
caractères
et
essayerons
d'en
compléter
les
informations
essentielles.
Deux
générations
de
plagioclases
ont
été
distinguées.
La
première
apparaît
précocement
dans
les
roches,
::e
sont
'des
cumulats
de
composition
homogène
avec
un
liséré
de
nourrissage
légèrement
plus
sodique
que
le
coeur
des
cristaux.
Elle
est
surtout
caractéristique
des
anorthosites
des
gorges
et
de
la
plaine
de
l' Ofoud.
La
seconde
est
représentée
par
des
minéraux
inter cumulus,
à
habitus
plus
allongé,
de
composition
plus
sodique
que
les
précé-
dentes
avec
une
zonation
plus
marquée.
Elle
se
rencontre
plus
fréquemment dans les anorthosites externes et dans les leucogabbros.
Les
analyses. à
la
microsonde
sur ces deux générations
•
de
plagioclases
ont
été
effectuées
sur
un
le1.lcogabbro.
Les
cristaux
précoces
ont
un
coeur
labradorique
entouré
par
des
zones
à
teneur
en
anorthite
décroissante,
leur
étude
est
tout
à
fait
comparable
à
celle
obtenue
sur
les
plagioclases
des
formations
basiques
de
l'Adrar
Bous.
Par contre les cristaux tardifs,
beaucoup plus sodiques
ont
une
zonation
légèrement
. différente,
la
taille
des
minéraux
•
étant
plus
petite,
les
zones
se succèdent rapidement avec,
surimposée
au
zonage
normal,
une
zonation
oscillatoire
rappelant
plutôt
ce
que
l'on
observe
dans
les
petits
massifs
(Abontorok
et
Tagueï) .
Ces
évolutions
différentes
sont
conformes aux conditions
de
cristallisation
d' une
façon
générale
les
grands
cristaux
de
•
plagioclases,
peu
zonés
et
riches
en
anorthite
cristallisent
à
des
températures
plus
élevées
et
dans
des
conditions
plus
profondes
que
les
petits
cristaux
sodiques.
Ainsi
la
chronologie
d'apparition
des
deux
générations
se
fait
conformément
à
une
remontée
vers
la surface de ces formations.
•
1.2 - Dans les formations intermédiaires
Comme
nous
l' avons
signalé,
les
roches
intermédiaires
au
sens
strict
sont
rares
dans
l'Ofoud.
Les
formations
hybrides
ne
présentent
pas
un
intérêt
minéralogique
car
les
plagioclases
•
observés sont identiques à ceux des formations basiques.
Par
contre
la
ferrosyénite
a
retenu
notre
âttention.
Dans
cette roche coexistent deux feldspaths
de composition différente :
un
plagioclase
du
type
oligoclase
avec
des
teneurs
en
potassium
assez
élevées
par
rapport
aux
minéraux
du
même
type
analysés
•
dans
les
leucogabbros
(fig.
)
un
feldspath
alcalin
se
localisant
dans
le
domaine
des
orthoses
sodiques,
avec
une
zonation
normale
soulignée
par
une
croissance
de
la
teneur
en
orthose
du
coeur
vers la périphérie des cristaux.
•

---

1
1
Ag 8a
1
Fa 5/\\
Fa 9
1
Of 73
1
1
1 19 r~l 7
8
54
66
1 68 1 69 1 72 1~7
74
42
40
1
1 SiO
. 64,65
1 65,25 1 65,27
65,71
68,20
64,23
63,9~~1 61,80 1 61,82 63,021 61,99 1 62,331 61,42 62,44 1 63,13 162,871
Z
1 AI 0
18,74
120,88118,90
18,451
19,15
21,29 1 22,34 1 22,36 1 21,85
1 19,47 1 20,15
19,761 22,97 1 23,361
22,68
22,48 1 19,30 \\19,461
Z 3
1 FeO'
0,20
--
--
0,25 1
0,261
0,09
1
0,45 1 0,19 1
--
1
0,29
1
--
1 0,46
O,Il 1
--
1 0,141
0,07
0,06 1
--
1
--
1
1 CaO
1
0,76
1
1,93 1
0,04
0,14 1
--
1 0,02
--
1 2,43 1 3,21 1 3,07 1 3,36 1 0.43 1 1.22
0,691
4,25 1
5,161
4,74
3,86 1 0,43 1 0,221
1 Na 0
1
2,51
110,24 1
4,90
1 9,77 1 Il,61 1
1,40110,99
0,32
10,34 1 8,88 1 9,31 1
9,08
1 3,00 1 3,99
3,391
8,01 1 8,121
7.37
7,67 1 4,00 1 4,611
2
1 K 0
1 12,19
1 0,23 1
9.21
1 9,23 1
0,08 1 14, 28 1 0,11
14,89
1
0,15 1 0,43 1
0,44 1
0,36
1 10,98 1
8,37
10,441
2,04 1
0,961
2,27
2,23 1
9,39 110.581
2
1 Tolal
1 99,09 1 98,59 1 98,34
97,61 1 101,09 1100,10
98,62
99,12
1 100,04 1 99,30 1 99,11 1 99,06 1 95,74 1 96,06
97,591 99,53 1100,21
98,76
98.78 1 96,72 198,951
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 5\\
1 2,979 1 2,907 1 2,990 1 2,884 1 2,976 1 3,009 1 3,Oll
3,033
1 2,882
1 2,848 1 2,842 1 2.854 1 2,936 1 2,906
2,9351 2,780 12,769
2,782
2,812 1 2,956 12,9281
1 AI
1 1,018 1 1,097 1 1,021
1 1,119 1 1,028 1 0,996 10,997
0,984
1 1,106 1 1,167 1 1,171 1 1,147 1 1,090 1 1,117
1,0851
1,214 Il,223
1,21l
1.193 1 1,070 Il,0681
1 Fe
.1
--
1
--
1
--
1 0,07
1 0,009 10,010 1 0,003
0,006
1 0,017
10,007 1
--
1
--
1
-
10,018
0,00410,004 \\0,005
--
--
1
--
1 --
1
1 Ca
1 0,038
1 0,092 1 0,002
1 0,113 1 0,006 1
--
1 0,001
--
1 O,Il5
1 0.152 1 0,146 1 0,160 1 0,022 1 0,061 10,0341 0,204 10,246
0,230
0,186 10,022 10.011 1
1 Na
10,224
10,88510,43510,85410,975
10,12410,941
0,029
10,88310,76310,80210,784
10,27610,36410,30610,69610,699
0,647
0,67010,36310,4161
1 K
10,717
10,01310,538
0,013 [ 0,00410,83410,006
0,878
10,008 10,02410,02510,020 1 0,66510,50210,6201 O,Il710,054
0,131
0,12810,56110,6291
1 Tolal
1 4,983 1 4,993 1 4,986 1 4,990 1 5,000 1 4,973 1 4,959
4,929
1 5,011
1 4,962 1 4,986 1 4,974 1 4,990 1 4,968 14,9851 5,015 \\4,997
5,002
4,990 1 4,971 15,0601
1
1
1
1
1
1
1
1
1
f i l
\\'
1
1
1
1
1
1
1
1~I~ 6,52 1 0,21 1Il,53 1 0,61 1 0
10,11
0
1
Il,43
116,19 1 15.01 1 16,60 Il 2,29 1 6,58 1 3,541 20,06 [24,62 22,82 18,90 I~~I
1 AI>
1 22,118 1 62,67 1 44,62
1 87,14 1 98,98 1 12,54 1 99,26
3,20
1 87,77 1 81,26 1 82,43 1 81.33
Il 28,78 1 39.27 131,881 68,44 169,97
64,18
68,09 1 38,37 140,391
1 Or
1 73,24
1 30,81 1 55,17
1
1,33 1
0,41
1 87,06 1 0,63
96,80
1
0,80
1
2,55 1
2,57 1
2,17
Il 69,73 1 54,15 164,581 11,50 1 5,41
13.00
13,01 1 59,30 159,571
,y--
1
1
f i l
1
1
1
1
1
1
1
Il
1
1
1
1
1
1
1
C
~ "~élti..te
Ag. 8a ~e à bioti.te e.t omphilJo1.e
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N· Echo 1
76-Ag-21il
1
N.passagell-=1~-r~6fl=111=8l 1-9 14 1-11 12-12 12-2 1 3-3 1
Si0
1 6:,,111 66.55\\ 56,64 154,33
57,.3"
56.21
56.06
58,12T"59,61 1 63'E11 59.40
56,54
57,08 1
2
1 AIP3
1 24,~51 22.81 1 27.70 128,36-' 28.381 28,30127,09
26,55\\
28,01 1 25,96
26.60
26,53/
28.621 26.68 1
1 F.,O*
1 0,141 0,131 ,0,161 0.161 0,111 0.23 0,31
0.14
o.:nl 0,35
0,29/
0,061
0,131
0,27 1
1 CaO
1 4.101
2,511
9,41
10,161
9,61
10,15
9.78
9.65
8,241
5,60
9,341
9,71
10,041
6.42 1
1 Nap
1 8,1,51 10,24
5.72 1 5,221
6,031
5,52
5,46
5,65
6.631
7,95
5.491
5,381
5,581
0,271
1 K 0
1 0,691
0,521
0,30 1 0,311
0,241
0,1& 1 0,191
0,32
0,20
0.19
0,241
0.37
0.261
0.27
2
1 Talai
/'01.741102,76
99.93198.541101,941100.59
98,69
102,63/102.91 1103,06 103.381100,661101,171 98,98 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Si
2,784
2,655
2,543
2,463
2,526
2,512
2.546
2,540
2,587
2,710
2.567
2,522
2.495
2.583 1
/ AI
11,2411 1.153
1,466 Il.5271 1.474
1.491
1.450
1,471
1,422 11,316
1.457 1 1,498
1.489
1,423 1
1 Fe
10,005/ 0.005 1 0,006 10.0061 0,004 1 0,009
0.012
0,005
0,008 10,0131 0.010 1 0,002 1 0,005 1 0.010 1
1 Ca
10,191 1 0,115 1 0,453 10,4971 0,463 1 0,486 10,4761 0.4521 0.383 10,2581 0,433 1 0.4641 0,475 10,408 1
1 Na
10, 711 1 0,852 1 0,498 10,4621 0,515 1 0,478 /0.481 1 0,496
0,558 /0,663/ 0,460 1 0,465
0,478 1 O,54~ 1
1 K
0,0381 0,026 10,017 10,0181 0.013 1 0,010 10.011 10,018 1 0.011 10.010 1 0.013 1 0,021 1 0.015 1 0,016 1
1 Talai
14.9701 5,0091 4.982 14,9941 4.999 / 4.987 14,9751 4,961 1 4.981 14,9691 4,941 1 4.972 1 4,956 1 4,988 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 Mole % 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 lin
120,281 11,59 1 46,77 /50,661 46.70 1 49.87 149.101 46.111 1 40,25 127.71
46,83 1 48,62 1 49,11 1 41.95 1
1 Ab
175.661 65.55
51,45 147,291 51.94 1 49,08
49.48/ 51.35158.59 171,17
51.62 1 48,96 1 49,36156,45 1
"
1 Or
1 4.061
2,66
1,76 1 l,851
1,36 1 l,OS
1,141
1.84
1.16 1 1,121
1.55 1 2,22 1
l,51
1,60 1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
ff", ,~.•-
------------
po.
-
- ,
78-Afl-21a leucoflabb/LO
----------
~ S,Ro 0/" :b'IJL
Tableau des feldspaths de l'Ofoud

---

•
OR
•
01
Â2
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tl.4
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•
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1
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1
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l
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1
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1
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1
1
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J
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1
AB
50
70
90
AN
10
30
Figure 69 :
'P04Lti.on
ei:.
évol.uti..on
de-1
f-e1.d.-1pa:t.M
de
J.. 'Of-oOO
cia.n4
J..e CÜG.9Aarrme t:.tVUULÙl.e A-I..bile - Ano«.hLte - O/Z;/;/w-1e.
1 -
monJ-0gAC1J'7.-L;te de Faodei:. ( Fa5a) J
-1y.érU.:te-1 de Faodei:. (2 = Fa? 1 3 = Fa8
ei:.
4- = Fa9) 1
5 -
f-eM.o-1y.érU.:te du Sud de J.. 'Of-oud (Of- ?3) 1
6 -
gAC1J'7.-L;te
de J.. IIIç;.ueA.âç;.ueA. (lIç;8a) 1
? - J..eucoç;.abb/l.o-1 de J.. IOf-oud (1Iç;. 21 a). ili /l.em.OAqp..e
la diA:Unc;Uon cian.-1 J..e J..eucoç;.abb/l.o en;/:/z.e deux pJ..ag.iocJ..a-1e-1 ,.
J..e fY1-eml..eA.
fY1-écoce de
compo-1.i.-:ti...on lab/l.adouqp..e,
J..e deuxJ..ème t:.0Adi..f- dan-1 J..e doma.ifl..e
de J..' o-Ü1}ocJ..a-1e.

---

1.3 - Dans les formations acides
Les
syénites
et
les
monzosyénites
montrent
la
persis-
tance
de
plagioclases
acides
du
type
oligoclase,
avec
des
perthites
constituées de lamelles d'albite pure et d'orthose (fig.
).
Par
contre
dans
les
syénites,
l'analyse
des
feldspaths
alcalins
montre
que
ceux-ci
sont
de
composition
vanee
allant
de
l'orthose
à
l'albite
en
prenant
des
vale'...lrs
int~rmédiaires
(Or31
Ab
An6'
Or
Ab 44Anl)'
Les
rares
plagioclases
qui
subsistent dans
63
SS
ces
formations
sont
du
type
oligoclase
acide
avec
une
très
faible
teneur en potassium.
II - LES PYROXENES
Ce
sont
les
minéraux
les
plus
abondants
après
les
plagioclases.
Ils
se
rencontrent
dans
les
roches
basiques
parfois
en
grande
quantité
(pyroxénites),
mais
également
dans
les
roches
intermédiaires
et
acides.
Toutefois
en
reportant
les
analyses
des
différents
pyroxènes
dans
ces
formations
il
apparaît
que
l'on
a
bien
affaire
à
des
familles
différentes,
mais
qui
ne
semblent
pas
nécessairement
reliées
entre
elles,
car
des
lacunes
subsistent
entre
les groupements figuratifs de ces minéraux (fig.
) .
On
constate,
d'après
la
terminologie
de
Poldervaart
et Hess
(958)
que les pyroxènes
des formations
basiques se localisent
dans
le
domaine
des
salites,
ceux
des
roches
intermédiaires
dans
celui
des
ferro-augites,
ceux
des
roches
acides
dans
les
ferro-
augites et les ferro-hédenbergites.
Dans
le
diagramme
de
Lebas
(1962),
les
différentes
familles
de
pyroxènes
se
placent
d'abord
dans
le
domaine
non
alcalin
puis
passent
rapidement
dans
l'alcalin.
Les
salîtes
se
caractérisent
par
une
augmentation
de
l'alumine
lorsque
la
silice
diminue,
alors
que
les
ferro-augites
et
ferro-hédenbergites
ont
des
teneurs
en
alumine
plus
faibles
mais
qui ne varient pas
lorsque
la silice diminue.
D'un
point
de
vue
chimique,
les
variations. des
teneurs en Fe et Mg sont faibles dans une même unité pétrographique.
La
proportion
en
titane
est
plus
élevée
que
dans
les
pyroxènes
de
l t Adrar
Bous,
elle
diminue
des
ferro-augites
aux
ferro-
hédenbergites.
Les
orthopyroxènes
sont
rares,
comme
dans
le
Bous
ils
se
rencontrent
dans
quelques
faciès
de
bordure
et
surtout
dans
les
roches
intermédiaires
(ferrosyénites)
optiq uement
ils
ont
été
identifiés comme ferro-hypersthène .
•
•
..

---

I - r -
78-Ag-21a
1
Fa Sa
1
Fa 7
IF~II
78-0f-73
1
1
1 1-1 1 1-2 1 2-1 1 2-2 ! 24
3
III 2 1 10
11
37
57
1 65 l' 70 '-391 37 1 38
ISi0
~25 1
2
49.14
1 50.25
150.81. 1 47.19
47,89
1
48.37
48.42
1 48,41
48.18
49.44
49.97
1 50,13
1
48.78
49.19
1 48.49
1
49,80
1 AI 203
1
3,68
1
3.58
1
2.43
1
2.59
i
0,71
0.68
1
0.70
0.13
1
0,29
0.11
0,15
0,60 1
0.72
1
1,24
1.34
1
1.35
1
1,49
Ti02
1
1.26
1
1.42
1
0,82
1
0.66
1
0.63
0.63
1
0.46
-
1
0.03
0.08
0,31
0.30
1
0.36
1
0.95
0.64
1
0.59
1
0.86
FeO*
1
9,54110,181
10.49
1
9,39129.35
28.90
1 31.72
28.88128,54
28.61
27.86
20.25
22.471
19.93
21,18119.841
20.83
MnO
/
0,071
--
1
-
1
--
1
0.83
0,45
1
0.96
0,861
0.68
0.88
1.70
0.71
0.531
0.85
0,71
1
0.80
1
0,33
MgO
1
12.42
1 12,41
1
12.85
1
12.75
1
0.72
0,92
1
0,41
0.19
1
0.87
0,69
0,82
6.76
5.95
1
7.35
7,02
1
6.63
1
6,77
CaO
122.41122.20
1
22.43
122.17/19,20
19.41
118,21
20.39120.06
20,59
17,20
20.17
19,62120.40
20,58120,341
20,77
Na 20
1
--
1
0.50
/
0.39
0.77
1
0.36
0,27
1
0.32
0,30
1
0.38
0,30
3.09
0:17
0.20
1
0,26
0.34
1
0,37
1
0.45
Total
1 98.63 1 99.43 1 99,66
99.14
1 98.38
99.15
101.14
99,17
1 99.25
99.56
100.68
98.94
99,99
1
99.76
101.01
1 98.40
1 101,29
1
1
1
1
1
I---+.----+---T------
Si
Il.877
Il.866
1 1.904
1.9231
1.969
1.983
l.982
2,012
1 2.003 1 1.995
2.018
1.988
1,9871
1,930
1.931
Il.945
Il.940
1V
A1
1 0.123
1 0,134
1 0.096
0.077
1 0,031
0,017
0.018
_
1
--
0.005
-
0.012
0.013
1 0.058
0.062
1 0.055 1 0,060
VI
AI
1 0,042
/ 0,026
1 0,013
0.039
1 0,004
0,016
0.016
0.006
1 0,014
-
0.007
0.016
0.021
1
--
--
1 0,005
1 0,008
Tl
1 0,036
1 0.041
1 0,023
0.019
1 0.020
0.020
0,014
1
__
1 0.001
0.002
1 0,028
0.019
1 0.025
1- 0.025
0,010
0.009
0.011
1 0660
0'695
1 0666 1 0679
Fe
1 0.304 1 0,323 1 0.332
0.297
1 1.024
1.001
1.087
1 1.004 1 0,988
0.991
1 0951
0674
0745
l '
1 .
l '
l '
Mn
1 0,002
1
--
1
-
--
1 0,029
1 0.016
0.033
1 0,030 1 0.024
0.031
1 0 '059
1 0 '024
0 '018
1 0,028
1 0.024
1 0,027
1 0,011
~
(\\'.
Mg
1 0,705
1 0.702
1 0.726
0.719
1 0.045
1 0.057
0,025
1. 0.012 1 0,054
0.043
1 0'050 1 0'401
0' 351
1 0,433
1 0.411
1 0,396
1 0.393
~~
Ca
1 0,915
1 0,903
1
0.911
0.899
1
0.858
1
0.861
0.799
1 0.908
1 0.890
0.914
1 0' 752
1 0'860
0'833
1
0.865
0,866
0,874
0.867
Na
1
--
1 0.037
1 0.029
0.056
/
0,029
1 0,022
0,025
1 0,024
1 0.030
0.024
1 0'245
1 0'013
1 0 '015
1 0.020
1 0.026
1 0.029
1 0,034
Total
1 4.005
1 4.032
1
4.033
4,029
1 4,009 1
3,992
4,000
1 3.997
1 4,004
4.005
1 4:091
1 3'.996
1 3'.993
1 4.023
1
4.032
1 4.019
1 4,017
% atomique
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Ca
1 47.51
1 46.84
1
46,27
46.95
1 43,87 1 44.50
41.10
1 46,47
1 45.50
46.18
41 50
4390
1 42 78
1
43.55
1
43.39
1 44.52
1 44,4&
Fe**
1 15,89
1 16.75 1 16.86
1· 15.51
1
53.83
1
52.56
57.61
1 52.92
1 51.74
51.64
i
55' 74
35' 63
1 39'19
1 34,64
1 36,01
1 35,30
1 35.38
Mg
1 36,60
1 36.41
36,87
1 37.54
1
2.30
1
2.94
1.29
1
0,61
1
2.76
2 . 1 8 : '
•
1
•
1
21.81
1
20,60
1 20,18
1 20,16
1
1
1
1
1
1
1
1
1
2.76
20,47
18.03
1
1
1
-'---------'-----!.-----:.~_"""
...~_.~-,--
1
1
1
78-1If)-21a .J..ilLLCOf)flhb-1O
Fa 8 4lJ.én.ile
1-1. 1-2 4tU.Ue
57 - f-eAA.O-<llJ9ile
2-1. 2-2 4tU.Ue
Fa 9 4lJ.én.ile
Fa 5a monJDf)IUlfU-te
65 - f-eAA.O-<llJ9ile
--2/r-)-1-2
/
/-eAA.o-hédenb~e
78-01--7) f-eAA.O-"lJ.én.ile
10-11
70-)9-)7 - f-tZAA.o-<llJ9ile
Fa 7 monJD"IIin.Ue
)8 -
)7 -
/-eAA.o-hédenb~e
Tableau des pyroxènes
-
-

---

/U~Ç
78-Qf-73
78-Ag-21a
1
1
1
\\
1-1
1-2
73
79
34
32
35
2-1
2-2
1
1
1
1
1
1
1
1
Si0
35.81
1
1
Si0
32.32
31.85
31.09
31.75
1
32.65
1
2
1
36.57 1
35.05
35.82
1
2
A1 0
0.40 !
1
A1 0
0.05
0.07 1
0.03
1
2 3
0.32 1
0.34
1
0,57 1
2 3
FeO*
0.04
0,03
0.04
38.49
1
1
38,55 1
41.88
40.48 1 1 n0
1
2
MnO
0.30 1
0.30
1
FeO*
57.45
59.57
58,24
60.06
59.37
1
1
0.40
0.48
1
1
1
, MnO
: ,49
1.89
2.21
1.86
2. i l
1
MgO
26.44 1
25.92 1
23.81
24.05
1
1
CaO
0.22
1 MgO
7,73
7,65
7,86
7.71
7,63
1
1
0.08 1
0,23
0.18
1
1
Total
101,66 1 101.74
1
CaO
: .26
0.13
0.24
0,24
0.15
1
1
101.71
1
101.53 1
1
1
1
1
1 Total
99.40
101.45
99.81
101.73
102.55
1·
Si
0.992
1
1
1
1.009
1
0.989
1.003
1
1
Al
0.013
1 Si
1.028
1,006
0.997
1.000
1.014
1
1
0.010
1
0,011
1
0.019
1
Fe
0,892
1
Al
1
1
0.890
1
0.988
0.948
1
1
Mn
0,007
1 0,007 i 0.010
1 Fe
1.528
1.573
1.562
1.581
1,542
1
1
1
0,010
1
Mg
1.091
1 Mn
0.040
0,051
0,060
0.050
0.071
1
1
1,066
1
1.001
1,003
1
1
Coi
0,007
0.002
1 Mg
0,366
0.360
0,376
0.362
1
0.353
1
1
1
0.C07
1 0,005
1
Total
3.002
1 Ca
0.009
0.004
0,008
0,008
1.0.005
1
1
2.985
1
3,006
2.988
1
1
,
,
1
1
1 Total
2.972
2.994
3.003
3,000
2.986
1
1
~ atomique
1
1
1
1
1
1
1
1 ~ atomique
1
1
Mg
55.38
1
54,11
1
50,81
1
50,91
1
Mg
18,92
18.15
18.82
18.16
17.96
1
1
1
Fe2++Mn
44.62
1
45.89
1
49.19
1
49.09
1
,
Fe 2++Mn
1
81.08
81.85
81.18
81.84
1
82,04
1
1
1
1
1
1
1
Leucogabbros
Ferrosyénite
Fa-Sa
Fa-8
21
23
4
56
59
1
S10
JO.38
29,83
30.10
30.2~
2
1
30.31
A1 0
0.01
2 3
1
0.07
FeC*
65.58
66.48
68.07
64.54 1
62.53
MnO
2.30
1.90
2.14
1.71 1
1,94
MgO
0.22
0.15
0,12
3.43 1
3,43
CaO
0.06
0.13
0.14
0.05 \\
0,10
Na 0
0,03
0.07
2
K 0
0,03
0.04
2
0.05
Total
98.97
98.56
100,67
100.01
98.38
Si
1.030
1,018
1.009
0.999
1.012
1 Al
1 Fe
1.860
1.897
1.909
1.784
1.746
1 Mn
0.066
0.055
0.061
0.048
0.055
1 Mg
0.011
0.008
0,006
0.169
0.171
1 Ca
0.002
0.005
0.005
0.002
0.004
1 Total
2.970
2.982
2.991
3.001
2.988
1
1 ~ atomique
1 Mg
0.57
0.41
0,30
8.45
8.67
1 Fe 2++Mn
99.43
99.59
99,70
91.55
91,32
1
Monzogranite
Syénite
Tableau1It- :
An.al.y.~e4 c.JWrU.que4 de~ o-Li..vi..n.e4 de J.. 'Of,OOO.

---

/10 (,
•
Ca
OFOUD
1
J
)- - - - - - - -1- -
I l
1
1
1
1
1
1
1
1
L
_
_1-
_
Mg
Figure ~!0 :
/J.i..i:r.gA.amm.e
de
1'o1.d.eA..vawz;I:.
et:.
He4-'S
11958 J
-'SUA -leque-l.. aM
été
.I1.epo/7.A:.é-1
-le-1
e-U..nop!JA.ox.èn.e-1
de-1
f-olUTlation-'S
ôa-1..Lque-1
(en no..i...ll.J et de-1 -11j.éIU:t.e-1 et monJ.og/Lan.i.A:.e-1 en /...i..g.UAé-1 cJ..a..i...Il.-1.
Figure 1-1.-:
N 53-
~amme de Leba4
a
A
(1962J.
CI)
-
A - doma..i..ne non a-lc.aJ....i..n
-1
51-
02
B - doma..i..ne a-lc.aJ....i..n
....
,..
,...
- ·3
C - doma..i..ne Pe/1.a-lea-L..i..n
-- .-
.-
1 - -leucof)aoo.l1.u-1
....
.. B
2 - -11j. éIU:t.e-1
3 - f-e.Il./1.o-1lj.éIU:t.e
, /
, /
,...
,...
-
/ '
[
45-t-..,.-_op-o.........._ .........._-.-_....,_..J
1
2
3
4
5
6
AI20 3

---

III - LES OLIVINES
Comme
pour
les
pyroxènes,
les
olivines
sont
présentes
dans
toutes
les
formations
de
l'Ofoud.
Leur
rapport
Fe/Fe+Mg
évolue
parallèlement à celui des pyroxènes (fig.
).
Une
de
leurs
particularités
est
la
teneur
en
calcium
assez
élevée
dans
les
olivines
des
ferrogabbros
et
de la ferrosyénite
qui
selon
T.
Simkin
et
J. V.
Smith
(1908)
serait
caractéristique
d'une cristallisation proche de la surface.
Toutefois,
comme
nous
l'avons
constaté
pour
les
pyroxènes
de
l'Adrar
Bous,
la
teneur
en calcium des ferromagnésiens
peut
être
significative
du
magma
à
partir
duquel
elles
cristallisent
et
non
de
la
profond.eur.
En
effet
dans
des
formations
riches
en
plagioclase
on
constate
que
le
calcium
joue
un
rôle
important
et
peut être inclus dans l'olivine.
De
plus,
on
remarque
que
dans
les
syénites
et
les
monzogranites
de
l'Ofoud
la
teneur
en
calcium
des
olivines
est
plus
faible
que
dans
celles
des leucogabbros.
Ceci n'est pas
signifi-
catif d'une différence de profondeur de cristallisation,
car il faudrait
admettre
que
les
olivines
des
formations
acides
se
seraient
formées
à
des
pressions
supérieures
à
celles
des
formations
basiques.
Par
contre
la
nature
du
magma
d'où
elles
proviennent
peut
avoir
un
rôle dans leur chimisme .
•

---

1
Ag-8a
Fa 5
1
Fa-8
1
1 27
1 29
1 30 1 31
6
l
5
9
1141 15 1 55
58
61
64
70
1 5iO-
1 40,87
1
40,17
1 39,98
1 40,10
42,00
1 41,24
41,08
41,781
41,66
r42,89
43.75
41,90
2
1 AI 0
8,53
1
7.71
1
7,72
1
7.73
6,61
1
6,91
6,75
6,39
1
6,43
1
6,91
6,50
7,59
2 3
1 TI O
l ,40
1
1 .63
1
l ,87
1
l ,67
l , 10
1
l , 36
l , 23
1.39
1
l , 48
1
l ,38
l ,71
1
--
--
2,02
2
1 FeO tot.
29,92
1 30,74
1 31,35 1 30,72
33,90
1 33,90
33,96
33,91
1 32,61 1 26,42
26,84
1 38,44
37,58
25,99
1 MnO
0,56
1
0.38
1
0,31
1
0,61
0,44
0,37
0.40
0.44
1
0,39
1
0,27
0,36
2,44
2,01
0,56
1 10480
2,11
1
1,85
1 2,03 1
l,58
0,23
0,22
0,34
0,61
1 0,44 1
5.47
5,49
4,09
3,53
5,20
1 CaO
10,34
1. 9,86 1 10,26 1 9,58
10,10
9,62
9,87
10,01
1
9,83
1 10,13
10,30
1,10
3,15
10,22
1 Na 0
1,87
1
2,17
1,97
1 2,07
2,06
2,21
1,83
1,99
1 2.02 1
2,08
1,99
0,11
0,07
2,18
2
1 K 0
1,25
1
1,22
1,23
1
1,22
1,14
1,21
1,20
0,98
1 1,08 1
1,06
1,05
0,07
0,02
1,18
2
1 Total
96,90
1 95,72
96,73
\\
95,28
97,59
97,04
96,67
97.51
1 96,08 1 96,62
98,00
96,28
96,56
96,86
1
1
1
1
1_ _- ; - _
51
6,651
1 6,663
6,586
1 6,680
6,902
6,826
6,831
1 6,8701-6,926
6,846
6,886
8,054
8,088
6,691
AI IV
1,3491
1,337
1,414
\\1,320
1,098
1,174
1,169
Il,130
1,074
1,154
1,144
--
1,309
AI VI
0,287
1 0,170
0,085
1 0,198
0,182
0,164
0,154
1 0,109
0,186
0,146
0,092
0,090
0,044
0,120
TI
0,\\71
1 0,203
0,232
1 0,209
0,136
0.169
0,154
1 0,172
O,Itl5
0,166
0,202
--
--
0,243
Feil
3,953
1 4,117
4,182
1 4,115
4,620
4,561
1 4,552
1 4,505
4,465
3,350
3.340
3,530
3,742
3,324
~
Fe lll
0,1191
0,147
0.13710,165
0,039
0,1321
0,171
10,154
0,065
0,177
0,193
1,693
1;343
0,147
i J '
Mn
0,077
1 0,053
0,043
1 0,086
0,061
0,052
1 0,056
1 0,061
0,055
0,037
0,048
1 0,336
0,275
0,076
eX)
Mg
0,512
1
0,457
0,458
1 0,392
0,056
0,054
1 0,084
1 0.149
0,109
1,301
1,288
1 0,990
0,851
1,237
Ca
1,803
\\
1,752
1,811
1 1,710
1,779
1.706
1 1,759
1 1.764
1,751
1,733
1,737
1 0,191
0,546
1,749
Na
0,590
1
0,698
0,629
1 0,669
0,656
0,709
1
0,590
1 0,634
0,651
0,644
0,607
1 0,035
--
0,675
K
0,260
1 0,258
0,259
1 0,259
0,239
0,256
1 0,255
1 0,206
0,229
0,216
0,211
1
--
1
--
0,240
Tolal
15,772
1 15,858
15,877
115,804
15,769
15,J13
1 15,775
115,759
15,699
15,768
15,718
114,919
114,850
15,810
_ _~_--l-I
1
1
1
1
1
MgMgiF.,Ilf
0,114
1 0,099
0,098
~~ 0,0\\2
0,011
1 0,018
1 0,032 1 0,127
0,279
0,278
1 0,219
Iü.~
l
'l' l
'
Tableau,'>\\; AnalvAM clWniqu<!A dM arrphLbo.J.<!A d<!A ImURati.onA acid<!A de .J.'Of.oud.
AsI 8a - gAanile à biotil.e « f-llAAo-édérLUe-lw'lJlb.J.ende
Fa 5 - mon;JtJl;lI.allUe à f-llAAo-édénLte
Fa 8 - "lIérLUe à f-llAAo-édoinUe « gAWléllLte
Fa 9 - "lIérLUe à f-eAlI.o-édoinUe-lwllnb.J.ende

---

CALet
•
•
AMPHI'OLE~ (Ca + Na), ~ 1·3": Na, ~·67
..
..
..
..
..
..
IRON-MAGNESIUM-MA}«;ANESE AMPHIBOLES
A.
(Il>. I:)A< O.~I \\'1< 0.50
(~2•1
l8.oo
775
7.50
7.25
700
BI
6.75
6 50.
625
600
5,75
1.00
Li'" 1.00;
(Ca+Na)B~ 1.34
'l'IIDIlLITIC
't'RD«lLl'l'B
BœIIBUIIŒ
l
o.'JD
~
~
.wrDlOLl'fIC
IlAGlllllI<U!lIID'_
~C'1'IHOLl'l'B
BœIIIltaJa
( ~ )
A.
Orthorhombic
lIllIIIIIlll'JI
)
0.50
~ Si in the standard ceU ~
)'IlIIIIl)-
JI:IIIIG-
8.00
n:RRlhtC'l'IBOLl'l'll
JCrIHOLITIC
~BIIIIIt. . .
7.00
'IIICIIBI&I:n'I
.-o-otlJ_.'D'W
6.00
1.00
......
IIDIlIlIIUI:IOII
'
Magne8io-antho~11ite
Magnesio-gedrite
0
0.00
0.90
B.
(• • 1:).~O.501
1:) ~O.501
\\'1<0.501
.,.'411n
l
1.00
PAIIWI1'rIC
8ILICIC
maJEC
Pa:1&81'IlI
WWII8J. .
KJal'l'K
_ _x.œ
Anthoph;yllite
Gedrite
'0
0.7'
l:IIIIIrrJI:
o. ,
-1'&IIWlrnIl
BILICIC
.......
'
o. iD
n:IIJlO-&IIIIID
maJEC
- PAIIWIDII
nBIlO-
0.10
Ferro-anthoph;ylllte
Ferro-gedrite
nBIlO-
l'I2IIIO-EIEIIl
0.00
IMIIMBI_
NIG&lIrlIl:
~'DIl
O.
...
...~
lItIIalIum8
Kl
-
C.
(• • I) .... O.501
,.1<0.501
"">'ll
1. Xl
lWlIIIlIIo-
B.
Monocl1n1c
5ILlCIC
lIImII'fIC
1WUIlIlB1'1'Ill
..-Io.D8rIJIltDft
llIUlTI:
o. 70
iMMMiT. .
.....,..,.
E1DITF.
~
1.00
~
o. 5
nBIlO-
-
(,1
IWItDll8l'tIC
~ ~
Magnesio-cUDllllingtonite
"ND'"
0.70
,~
5ILICIC
O.
l'DiIIo-&ŒIlITB()()
n:RRo-EDDII'1'Jl
~
IWItllG81'1'J.U
r
JDIIB~
BaSrIJIlIIDII
lDIIIIILmIœ
Mp:
Cummingtonite
o
••
..
N
2
Mg + Fe
D.
"U.o.50
1.00;
1
0.30
..
DIUUrIft
j
B
Grunerite
0.00
j
L
o.~
- - - - - - , I
~
e1
02 .. 3 64
&l
JSIll()..u.aJUrlD
I:l
i 1B~IS5A SCM! 51
0.001
1
o
8.00
7.75
7.50
7.25
7.00
6.75
6.50
6.25
6.00
5.75
1
ft
•
,
,
,
,
'
,
,
Figure+~:
'Po-Jli.ion de-J
cunplùbo-le-J
de-J
Ifl/unation-J
aci..de4
de
-l'ACÛl.aIz O/.nud,
d' afJ/lè4 -la nomenda:twle
de
LeaR.e
(1978).
1
mon~of)AanUe (FaS) ,
2
-
4!lénUe
( FaB) ,
J
-
f)AanUe
(A[J8 ) ,
4 - 4!JénU.e (Fa9).

---

, i .) :>
IV - LES AMPHIBOLES
Dans
l' Ofoud
les
amphiboles
sont
moins
variées
que
dans
l'Adrar
Bous.
La
majeure
partie
d'entre
elles
sont
de
la
famille
des
amphiboles
calciques
(d'après
la
terminologie
de
B. Leake,
1978).
Dans
les
formations
basiques,
les
amphiboles
sont
secondaires.
Elles
sont
parfois
abondantes,
comme
dans
les
leuco-
gabbros
à
amphibole
(pétrographie,
paragraphe
1. 2.3)
où
elles
ont
été
décrites
comme
appartenant
au
type
hornblende
verte d'après
leurs
propriétés
optiques.
Des
espèces
tout
à
fait
identiques
ont
été
observées
dans
la
monzoanorthosite
de
Tagueï,
l'analyse chimique
a permis de préciser qu'il s'agit d'une ferro-édénite-hornblende.
Dans
les
roches
acides
et
monzonitiques
les
amphiboles
bien
qu'ayant
des
pléochroïsmes
différents,
dans
les
brun-v'ert
pour
les
unes,
les
vert-bleu
pour
les
autres,
leur
composition
chimique
varie
peu
(Tableau
).
Le
report
de
ces
amphiboles
d'après la nomenclature de B. Leake (978) permet de constater que :
- les
syénites
et
les
granites
ont
des
ammphiboles
du
même
type
ferro-édénite-hornblende,
on
remarque
seulement
une
diminution
ll
du rapport Mg/Mg+Fe
des syénites aux granites.
- Par
contre
dans
les
monzosyénites
et
monzogranites,
les
amphiboles
sont
du
type
ferro-édénite,
a vec
une
évolution
vers
les
amphiboles
ferromagnésiennes
du
type
grunérite
pour
certaines
d'entre elles.
Une
des
différences
essentielles
entre
l'Adrar
Bous
et
l' Ofoud
se
caractérise
par
la
présence
d'amphiboles
calciques,
calco-sodiques puis sodiques pour le premier,
des amphiboles calciques
et
parfois
ferromagnésiennes' pour
le
second.
Paradoxalement,
les
suites
pétrographiques
des
deux
massifs
se
situent
géochimiquement
(voir
les diagrammes Na 0+K 0/Si0
dans les chapitres correspondants)
2
2
2
dans
le
domaine
alcalin.
Comme
nous
l' avons
signalé
dans
l'intro-
duction
de
la
deuxième
partie,
le
caractère
alumineux
masque
en
partie
l'alcalinité
de
ces suites
; ceci se vérifie pour les amphi-
boles
où
la
teneur
en
alumine
est
plus
élevée
dans
l'Ofoud
que
dans le Bous.
Un
des
problèmes qui se pose au travers
des différents
massifs
de
l'Aïr
(Bous,
Ofoud,
Iskou)
est
de
savoir
s'il
n'existe
pas une relation
entre
l'apparition
des
amphiboles
sodiques
et
la
quantité
des
plagioclases
cristallisés
à
partir
du
magma
basique ?
En d'autres termes s'il existe des
relations entre le magma basaltique
et
granitique,
se
traduisent-elles
surtout
au
niveau
des
alcalins
ou non.

---

v - LES OXYDES DE FER ET TITANE
Une
des
particularités
de
l' ofoud
est
la
présence
de
titanomagnétite
en
concentration
plus
ou
moins
importante
(cf.
description pétrographique) dans les formations basiques de l' Ofoud.
En
lumière
réfléchie· ce minéral se présente en cristaux
de
taille
variable
(quelques
millimètres
à
1,5 cm)
toutefois
certains
d'entre
eux
peuvent:
exceptionnellement
dépasser 5 cm.
Leur morpholo-
gie
est
différente
dans
les
cumulats
de
titanomagnétite
et
dans
les
formations
basiques
riches
en
opaques.
Dans
le
premier
cas
ce
sont
des
cristaux
automorphes
avec
des
sections
parfaites,
dans
le
second
la
titanomagnétite
est
xénomorphe
épousant
généralement
les contours des autres minéraux la· bordant.
On
remarque
dans
les
plans
(l11)
des lamelles d'ilmé-
nite,
qui
selon
toute
vraisemblance
ne
sont
pas
primaire,
m'ais
d' ex solution .
Ces
mlneraux
semblent
s'être
formés
par
accumulation
au cours de la séquence de cristallisation.
La
composition
chimique
de
cette
titanomagnéti te
est donnée ci-dessous :
5i0
4,87
2
Un
des
intérêts
éventuel de
Ti0
21,21
2
ce
minéral
était
sa
teneur
en
vanadium
A1 0
7,86
{J.P.
Karche
et
C.
Moreau,
1978).
Toutefois
2 3
la
quantité
de
cet
élément,
les
conditions
V 0
0,51
2 3
d'exploitation
et
la
reconnaissance
des
Cr 0
0,71
gisements, . ne
permettent
pas
d'envisager
2 3
son extraction.
FeO
58,82
MnO
0,22
MgO
4,81
CaO
0,81
Na 0
0,70
2
K 0
0,03
Analyse
d e . titanomagnétite
de
2
l 'Ofoud
(extrait de J. Husch, 1982)
P 0
0,02
2 5
LOI
0,15
Total
100,71

---

---

GÉOCHIMIE
L 'Ofoud
présente
certaines
analogies
avec
l'Adrar
Bous,
c' est
pourquoi
cette
étude
fera
beaucoup
référence
à
celle
réalisée sur l'Adrar Bous.
1 - DISTRIBUTION DES PRINCIPAUX ELEMENTS
Comme
pour
le
Bous,
l'indice
de
Harker
a
été
choisi
pour
discuter
la
distribution
des
éléments
majeurs
dans
les
princi-
pales formations de l'Ofoud.
a - A1 0 /Si0 .
On
assiste
à
un
regroupement
des
points
en
2 3
2
deux
lignées,
l'une
correspondant
aux
formations
basiques
montre
une
forte
corrélation
positive,
alors
que
l'autre
révèle une décrois-
sance de A1 0
pour Si0
croissant.
2 3
2
b - CaO/Si0 .
Présente
des
évolutions
identiques
à
l'alumine.
2
Unenette
différence
est
soulignée
par
les
anorthosites
qui
comblent
en
partie
la
lacune
remarquée
dans
ces
diagrammes
pour
l'Adrar Bous entre 50 et 60 % de Si0 .
2
c - Les
alcalins
n'ont
pas
la
même
distribution,
alors
que
le
sodium
décroît à
silice croissante,
le potassium montre l'évolution
inverse.
Dans
l'Adrar
Bous
le
sodium
avait
la
même
tendance
que
le
potassium,
il
est
donc
possible
de
prévoir
que
pour l' Ofoud
le
qualificatif
alcalin
ne
signifiera
pas
la
même
chose
que
pour
le
Bous,
car
le
potassium
aura
une
importance
plus
grande
à
silice croissante que le sodium.
d - Fer
totallSi0 .
Evolution
parallèle
de
deux
séries
l'une
2
basique
l'autre'
acide
où
le
fer
décroît
à
silice
croissante.
le
diagramme
obtenu
pour
le
Bous
est
VOISIn
de
celui
de
l'Ofoud.
Toutefois dans ce dernier l'alignement des points est plus net.
Par
contre
le
magnésium
et
le
titane
montrent
une
évolution
progressive
soulignée
par
la
diminution
de
ces
éléments
à silice croissante pour l'ensemble des formations.
Une
nouvelle
fois
les
diagrammes
A1 0 ,
alcalins
2 3
et
fer
apparaissent
comme
les
plus
significatifs
car
ce
sont
eux
qui
marquent
le
mieux
les
évolutions
de
ces
senes.
L' alumine
et
le
fer
ont
de
grandes
variations
de
teneur
facilitant
la
lecture
des
diagrammes,
quant
aux
alcalins
nous
allons
voir
s'ils
sont
significatifs
de
la
souche
magmatique
ayant
donné
naissance
aux
suites de l' Ofoud.

---

"',..J/: A'J"
OFalO
Dt 1 (n ~ 4) 9JU>0'l0 d oL dD1..éAJ..li<j.le
Dt
Dt J8 (SA 89) ~e
2 178 1r 1Oh) 9JU>0'lO d 01... détoNné
Dt
01.
J
J9 (SA 90 ~an.i-te
( n Dt 57d) mWto9JU>O'lO
Dt
01.
4 (76 Dt JO) 9JU>0'lO d cpx.
Id) (M2 J2J) !JIl.ll'1il.e d anplU..boJ..e -
oi..o.tU.e
Dt 5 (78 01. 101) 9JU>0'l0 d cpx
0/. 41 (Mi 178) mL~e
Dt 6 (76 Dt
1'1. 42 (Mi 72) mA..C/w~QlLi.,te
40) 1..eu.C09JU>O'lO d cpx.
0(. 4J (MI. 101) mA..C'WpAan.i-te
0(. 7 (n Dt 61a) mA..c/w9JU>O'lO
Dt
01. 44 (Mi J21) 4l1énile d omphi.ho1..e - oi..o.tUe
8 (76 Dt 4J) 9JU>0'lO d cpx e-t opa<j.low
Dt
Dt
9 (76 Dt 89) 1..1lU.C09JU>O'l.O à anplU..bo1..e
45 (Mi 172) mA..CIlD~<in..Ue ~'p-<j.le
Dt
Dt 46 (/IIi 1(Y1) mA..C/t04I1énile QUWU.'p-<j.le
10 (78 Dt 1(X)b) 1..~O'lO
Dt
Dt 47 (Mi 1(X)) ~oJ..Ue
I l (76 Dt J6) 1..eu.co9JU>bA.o
Dt 48 (Mi 148) mA..CIlD9JU>O'l.O
t1{.12 (76 Dt 17) ~
Dt 1] (78 1r 21a) œwJt-t}w4Ûe
Dt 14 (76 01. 2.2) œwJt-t}w4Ûe
Dl.
Dt
15 '76
1 d 01. J5 ~e (.a.il.ow au. C. R.1'. ç.
Of. 1141 arwJt-tJw4Ûe
Dt J6 d Dt J9 ex-tA.ail. de O. H. REAY 11976)
01. 16 ( 78 Dt 99) arto.«lto4Û~
6.2
01.
17 (76 Dt 48) tfl.'l.'l.04~<in..Ue
Id) d Dt 48 dDlL de R. BLAC/(
~
01. 18 (76 Dt JJ) 4~<in..Ue
-+--
Dt 19 (n Dt 6J) -'J~4ni.te
Dt 20 (78 Fa 5a) moo;;ogMJJtLte
/IItLK.."lJélfR - /IIéI.J9léI.fR.
Dt 21 (76 Dt J2) gMJJtLte d ompJt.Lbo1..e
Dt 22 (76 Dt 42) mA..CIlD~an.i-te
~ mélt:z{;P.ho'lo d oJ.i.v.i.n.e
Dt 23 (76 ~ J) gMJJtLte à ompJt.Lbo1..e e-t o.i..o.t..ite
,II 2 mélt:z{;P.ho'lo d oJ.i.v.i.n.e
(l(. 24 (76 Dt 26) ~an.i-te ai..=Un.
~ 9JU>0IlO d oJ.i.v.i.n.e
Dt 25 (76 01. 8ç) .utan.otIILlf}f'é.t..ite
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CeA.Ue-1 -1y.én..dé-1,
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---

II - NATURE DE LA SOUCHE MAGMATIQUE
Les
limites
tracées
sur
ce
diagramme
sont
les
mêmes
que
celles
employées
pour
le
Bous.
les
formations
basiques
de
l'Ofoud
(points
noirs)
comme
celles
du
ring-dyke
de
Meugueur-
Meugueur
(carrés
noirs)
sont
dans
le
domaine
alcalin.
les
roches
intermédiaires
(cercles)
et
les
syénites
(triangles)
sont
fortement
alcalines,
alors
que
les
granites
(étoiles
noires)
restent
localisés
dans
le
domaine
alcalin,
mais
proches
de
la
limite
proposée
par
A.
Miyashiro
(978)
avec
deux
points
situés
dans
le
domaine
sub-alcalin.
Contrairement
all
Bous,
où
les
granites
se
disposaient
en
deux
groupes,
l'un
alcalin,
l'autre
hyperalcalin,
dans
l'Ofoud
il n'y a
plus qu'un seul groupe,
confirmé d'ailleurs par la miné~a­
logie où les amphiboles sont du type calcique .
••
Dans
l'Ofoud
on
remarque
que
le
potassium
a
une
teneur
faible
dans
tes
formations
basiques
par
rapport
au
sodium.
Par contre
alors
que
les syénites se répartissent de part et d'autre
de
la
première
bissectrice
permettant
de
distinguer
des
syénites
à
tendance
sodique
et
d'autres
à
tendance
potassique,
tous
les
granites
se
localisent
dans
le
domaine
potassique.
Ceci
confirme
d'ailleurs
les
informations
pétrographiques
et
minéralogiques:
présence
d'orthose
en
grande
quantité
et
de
biotite,
absence
d'amphibole sodique.
Un
des
points
les
plus
intéressants
dans
l'évolution
des
suites
pétrographiques
de
Bous
et
d' Ofoud
est
la
différence
-
1
de
tendance
des
alcalins
essentiellement
pour
les
formations
acides
et
plus
particulièrement
pour
les
granites.
Alors
que
le
rapport
NaZO/KZO
est
pratiquement
le
même
pour
les
formations
basiques
des
deux
massifs,
les
granites
du
Bous
restent
dans
le
domaine
sodique,
et
ceux
d 'Ofoud
dans
celui
du
potassium.
Plusieurs
hypothèses peuvent être évoquées :
- si
l'on
admet
qu'il
y
a
une
relation
étroite
entre
roches
basiques
et
roches
acides,
la
présence
en
plus
grande
quantité
de
cumulats
plagioclasiques. dans
l'Ofoud
que
dans
le
Bous,
peut
se
traduire
par
un
appauvrissement
en
sodium
plus
important
dans
le
premier
cas
que
dans
le
second.
Ainsi
le
liquide
résiduel
après
la
cristallisation
des
formations
basiques
de
l' Ofoud
devrait
être
plus
riche
en
potassium
qu'en
sodium,
par
rapport
à
celui
de
Bous,
si
l'on
accepte
que
les
souches
magmatiques
étaient
de
composition
voisine.
Auquel
cas
"l'effet
plagioclase"
aurait
une
incidence
directe
sur
l'évolution
des
suites
alcalines.
En
d' autres
termes
lorsque
les
complexes
anorogéniques
ont
des
forma-
tions
basiques
représentées
par
des
gabbros,
les
séries
acides
peuvent
être
alcalines
et
hyperalcalines,
alors
que
lorsqu'elles
ont
des
anorthosites
en
quantité
importante
il
faut
s'attendre
à
des
séries
acides
peu
alcalines.
Dans
le
premier
cas
il
y
a
apparition
de
minéraux
sodiques
dans
le
second
l'alcalinité
est surtout marquée par le potassium.

---

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2
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/l.och.e-:l
i..nte/l.médiai/l.e-:l,
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no~e-:l -:l'JénU:.e-:l ,
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~amm.e
Al.bUe/Artol1.t.h.U.e/O/l.:tJw-:le.
p/l.écédemmen;t.

---

- Si
l'on
admet
que
les
séries
acides
et
basiques
d'un
même
complexe
sont
indépendantes,
il
faut
rechercher d' autres hypothèses.
L'une
des
plus
vraisemblables
est
l'assimilation
crustale
en
effet,
dans
le
cas
de
l' Ofoud,
on
peut
penser
qu'au
cours
de
sa
migration
dans
l'écorce
le
magma
basique
a
provoqué
une
fusion
crustale,
donnant
naissance
à
un
magma
plus
riche
en
potassium
qu'en
sodium.
Dans
le
cas
de
nos
massifs,
cette
solution
est
attrayante,
car
l'épaisseur
de
la
croûte
est
moins
importante
dans
la
reglon
du
Bous
(cf.
première
partie)
et
de
ce
fait
à.
une influence moins grande que dans l'Aïr central.
- Enfin,
une
autre
hypothèse
peut
être
évoquée
la
série
acide
proviendrait
du
liquide
résiduel résultant de la cristallisation
des
formations
basiques
après
extraction
des
cumulats,
enrichi
par
une
fusion
crustale
plus
ou
moins
importante.
Cette
solution
rejoint
les
précédentes,
car
cette
fois-ci
il
est
possible
que
la
fusion
crustale soit aussi importante dans le
Bous que dans l'Ofol.1d,
mais
la
différence
essentielle
provient
du
liquide résiduel provenant
du
magma
basique
qui
serait
plus
riche
en
sodium
lorsqu'il
n' y
a pas trop de plagioclases cristallisés dans les formations basiques.
II.3 - Diagrammes ternaires calco-alcalins
La
distribution
des
principaux
points
s'effectue
de
façon
sensiblement
identique
sur
les
diagrammes
CaO/NaZO/KZO
et
Anorthosite/Albite/Orthose
(fig.
) .
Toutefois
on
remarque
que
le
regroupement
en
deux
pôles,
l'un
pour
les
roches
basiques
le
long
du
joint
CaO/NaZO
(et
An/Ah),
l'autre
pour
les
roches
acides
dans
le
domaine
Na O/K 0
(et
Ab/Or) ,
est
plus
marqué
Z
2
dans le diagramme normatif que dans le chimique.
Les
lignées
évolutives
sont
nettement
marquées
pour
les
formations
basiques
elles
évoluent
parallèlement
au
joint
calco-sodique du pôle calcique jusqu'à la moitié,
pour les formations
acides
elle
se
fait
du
domaine
des
roches
normales
(d'après
la
terminologie
de
T.
Irvine
et
W.
Baragar,
1971)
vers
le
pôle potas-
sique.
Quant
aux
roches
intermédiaires,
qui
pour
la
plupart
sont
hybrides, elles sont dispersées dans la partie centrale du diagramme.
1
Comme
pour
les
paragraphes
précédents,
on
constate
l'existence
de
deux
groupes
évolutifs
séparés.
Le
"Daly
Gap"
est
toujours
bien
marqué
et
une
évolution
de
l'ensemble
de
ces
formations
par cristallisation
à
partir
d'une seule roche magmatique
•
parait peu probable.
III - PROCESSUS DE DIFFERENCIATION
•
lll.l - Diagramme de Martignole (fig.
Les
formations
basiques
sont
séparées
des
formations
acides.
Dans
les
premleres
la
différenciation
magmatique
par
cristallisation
fractionnée
est
accompagnée
surtout
dans
les
derniers
•
termes
par
la
séparation
de
cristaux
sous
l'effet
de
la
gravité,
expliquant
les
concentrations
de
cumulats.
Par
contre
la
série
aciàe
(représentée
par
des
étoiles)
se
situe
sur
une
droite
à
•

---

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-Figure 78
~e de :J. /IJ~l.e (1975) appliqué aux f-o/llTl.a;t.i.on~
ba~.i..qp.e~
( po.ùU:.~)
.ùU:.e/lITI.~M
( ceA.cl.e~ )
~y..éJU..h...C!rue~
(é:t.oûe-1 no.i.A.e~) e;t 9fi.~qp.e-1 (é:t.oûe~ cl.a.i.A.e~) de -L'Of-oud.
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A
M
F.igure -:;. 9
/Ji...a.gA.amme A-F-/IJ.
Of-oud : -Le~ po.ùU:.~ no.i.A.~ l7.efJ/l.é~eJU.en;t J..e~
l7.oche~ ba~.i..qp.e~ avec A-L 0] inf-él7..i..eU17. à 20 % e;t -Le~ ~an~e~
2
no.i.A.~ avec A-L 0J ~upw..eU17. à 20 %, -Le~ cel7.cJ..e~ -Le~ /l.oche~ .ùU:.e/lITI.éJ:iLaUz.e~,
2
-Le~ t/U..ang).e~
-Ul.v eI7.~~
-Le~ ~y..é.rt.-ûe~ , -Le~ t/U..an~e~ cl.a.i.A.~ -Le~ 9Aa.n..i.-te~ •
/r)eU9ueUl7.-/r)eU9ueU17. : cal7./l.é~ no.i.A.~ /l.oche~ ba~.i..C!rue~ et. b-Lanc~ acide~.

---

pente
régulière
traduisant
une
évolution
par
cristallisation fraction-
née sans que l'effet de gravité joue un rôle important.
III.2 - Diagramme A-F-M (fig.
Pour
l' Ofoud
ce
diagramme
présente
des
différences
notables
avec
celui
réalisé
pour
Bous.
Entre
autre
la
concentration
des
points
dans
le
domaine
Alcalins-Fer
et
leur
rareté
vers
le
joint Fer-Magnésiens.
A
l'exception
des
anorthosites,
toutes
les
autres
formations
de
l 'Ofoud
se
localisent
dans
le
domaine
alcalin.
la
position
particulière
des
anorthosites
peut
s' expiique.r
par
leur
forte
teneur
en
alumine,
d'ailleurs
plusieurs
auteurs
préconisent
de
ne
pas
reporter
sur
le
diagramme
A-F -M
des
roches
dont
la
teneur en
alumine
excède
20 %.
Nous
n'en
n'avons pas tenu compte
car
dans
la
suite
des
roches
basiques
de
l 'Ofoud
près
des
deux
tiers
ont
une
forte
teneur
en
alumine
(
> 20
%)
ne
pourraient
donc pas figurer sur ce diagramme.
Si
l'on
tient
compte
de
l'ordre
d'apparition
des
roches
tel
que
nous
l'avons
établi
au
cours
de
l'étude
pétrogra-
phique,
deux
lignées
évolutives
apparaissent
dans
des
sens
opposés
sur ce
diagramme
:
l'une
basique,
allant
des
anorthosites
(proches
du
pôle
A)
vers
les
gabbros,
se
dirige
vers le
joint F-M
; l'autre
acide,
allant
des
syénites
aux
granites,
se
localise
parallèlement
au joint A-F.
II 1.3 - Diagramme de Jacobson et al.
(fig.
L'avantage
de
ce
diagramme
est
de
prendre
en
compte
l'alumine'.
Les
roches
basiques
ont
une distribution assez importante
parallèlement
à
la
conode
A1 0
Fe 0 +MgO+CaO,
traduisant
2 3
2 3
bien
la
différenciation
des
anorthosites
aux
cumulats
ferromagné-
siens.
Par contre
les
formations
acides
évoluent
dans
un
domaine
restreint
si
l'on
compare
avec
celles
de
Bous
il
semble
que
ces
termes
soient
moins
bien
différenciés
dans
l 'Ofoud.
Les
roches
intermédiaires (cercles) suivent la lignée basique. Quant à Meugueur-
Meugueur
(carrés)
il
s'intègre
parfaitement
à
l' Ofoud
au
point
de vue géochimique.
II1.4 - Diagramme de H. de La Roche (fig.
Comme
pour
le
Bous,
nous
ne
présentons
que
le
diagramme
K -
(Na+Ca)/Fe+Mg+Ti,
car
il
nous
semble
bien
illustrer
les lignées évolutives des formations de ces massifs.
En
effet,
si
l'on
prend
les
formations
basiques,
on
assiste
d'abord
à
une
distribution,
des
points
représentatifs,
suivant
une
ligne
allant
des
anorthosites
aux
gabbros,
dans
la
partie
inférieure
du
diagramme
se
détachent
les
cumulats
de
titano magnétite
(à
proximité de l'axe Fe+Mg+Ti)
et ceux de pyroxène
et
olivine.
Les
roches
int~rmédiaires
(cercles)
se
localisent
sur
une
droite
parallèle
aux
roches
basiques.
Quant
aux
formations
acides
(étoiles) ,
elles
se
situent
dans
un
autre
domaine
du
diagramme.

---

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K-(Na.Ca)
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Figure 8Q: ~e
de
:Jacob-1on
et
aL
(1958).
frJême-1
ti..f)Wl.é4
pOWl.
frJeug.ueWl.-frJeug.uewz..
'POWl.
~
1500
0/-000
po.i.nt.-1
/l.oche-1
ba-1i..que-1,
c.e/l.c.J...e-1
i..n:temné.di...ai../l.e-1,
é;toûe-1 nol../l.e-1 -1!1én.L:te-1,
é;toûe-1 f)/l.a.nde-1.
l~.=
~!.._----.~'
__! !',
Figure g1:
fli...agAamTle,. de
1/.
de
La. ~oche.
frJeug.ueWl.-
frJeug.ueu/l.
:
même
f-i..f)U/l.é
que
fJ/l éc.édemment.
0/-000
:
poi..n:t-1 /l.oche-1
ba-1i..que-1,
c.e/l.c.J...e-1 intemnécü.ai../l.e-1,
é;toûe-1 -1!1éni...;te-1,
é;toûe-1 nol../l.e-1 f)/l.a.nde-1.
-

---

Si
l'on
tient
compte
de
l'article
de
M.
Lasserre
et
Tempier
(980)
qui
à
partir
de
ces mêmes diagrammes démontrent
que
les
complexes
annulaires
du
Nigéria
et
du
Cameroun
présentent
une
évolution
des
principales
formations
convergentes,
celles
de
l'Aïr
étudiées
dans
ce
mémoire,
sont
totalement
différentes.
En
fait,
il
faut
être
plus
nuancé
car
la
proportion
des
roches
acides
et
basiques
étant
différente,
leur
représentation
sur des diagrammes
n' en sera que plus ou moins influencée .
•

---

..

---

STRUCTURE
Dans
son
ensem ble,
le
complexe
de
l'Adrar
Ofoud
a
une
forme
quasi-circulaire
de
35
kilomètres
de
diamètre
(fig.
)
;
les
différentes
unités
lithologiques
apparaissent en croissants,
alternativement
emboîtéel? les
unes
dans
les
autres,
avec
un
bulbe
granitique
central.
Les
observations
de
terrain,
montrent
que,
tout
comme
dans
les
autres
massifs
du
même
type
(Bous,
Tagueï,
Abontorok,
Iskou),
les
roches
basiques
se
sont
mises
en
place
les
premières
suivies
par
les
syénitoïdes
puis
les
granitoïdes
(fig.
).
Comme
dans
l'Adrar
Bous,
les
structures
primaires
ont
été
étudiées
essentiellement
dans
les
roches
basiques,
où
elles
sont
le
mieux
visibles.
Par
contre
les
zones
de
contact
entre
les
différentes
unités pétrographiques sont plus variées et plus complexes
que dans le Bous.
Les
structures
secondaires,
mieux
visibles
dans
les
syénites,
jouent
un
rôle
important
dans
la morphologie et la physio-
nomie de l 'Ofoud.
1 - STRUCTURES PRIMAIRES
1.1 - Grandes unités litées
A
l'échelle
du
massif,
les
grandes
unités
pétrogra-
phiques
dans
les
formations
basiques
se
disposent
de
la
façon
suivante
- la partie
centrale
est
occupée
par
des
anorthosites
de densité
moyenne dm = 2,67 ;
elles sont suivies par une enveloppe d' anorthosites gabbroïques
(dm = 2,75) puis de gabbros anorthositiques (dm = 2,85) ;
- la partie
externe
des
formations
basiques
est
bordée
sporadi-
quement
par
des
gabbros
(dm
= 2,90)
des
faciès
de
bordures
et
des marges à litage rythmique.
1.2 - Observation des structures
~'.\\
Comme
dans
le
Bous,
elles
se
marquent
par
l' orienta-
tion
des
plagioclases
dans
des
plans
parallèles
à
la
lamination,
conformes
aux
limites
des
grandes
unités
distinguées
ci-dessus.
Toutefois
dans
l' Ofoud
elles
ne
s' observent
qu'à
partir des
anortho-
•
sites
à
grain
moyen,
et
sont
surtout
bien
visibles
dans
les
leuco-
gabbros.
Une
des
raisons
peut
être
évoquée
à
partir
de
la
taille
des
plagioclases.
En effet lorsque ces minéraux atteignent des dimen-
sions
trop
importantes
(décimétriques) ,
comme
dans
la
région
des
gorges
de
l' Ofoud,
ils
se
gênent
mutuellement
lors
de
la
mise
en
place
et
ne
présentent
plus
une
orientation
préférentielle
comme
•
dans
les
roches
où
les
cristaux
ont
une
taille
plus
faible
;
ce
phénomène
a
d' ailleurs
déjà
été
décrit
dans
le massif anorthositique
de Morin par J. Martignole (1975).

---

s
N
km,
.
01 ff4W~â2 f{;itifiii;!WI3 ~4 _5 [ZJ6 IÂ~ÂJ7 t~~~18 [2SJ9 (~;~110
.,
\\..~
C
Figure Zij: Coupe .i.n;tlVlfYLétati.-ve de ..l'Of-oud.
1 -
-1oue -indi..f-f-éA.encié,
2 -
ano/l.:tIw-1ue,
3 -
..leucog.abb/l.o-1,
4- - g.abb/l.o-1 et:. ..leucog.abb/l.o-1
.lÙche-1
en
cpx
et:.
:tUano-maf)l1av:.e,
5
-
g.abb/l.o-1
de
..l'Ag.oua
OuachcheA.èn.e,
6
-
nU.C/l.OfflonJ0g.abb/l.o-1,
7 - -1!Jéni.;te, 8 - -1!Jéni.;te ~3i-f-èA.e, 9 - 9/lanile de ..l'Ag.UlVlâg.UlVl, 10 - 9/lanile cen:l/i.a..l.
-
-
-
-
..

---

Comme
dans
l'Adrar
Bous,
le
plongement
de
ces
struc-
tures
planaires
change
progressivement
sub-horizontal
vers
l'exté-
rieur
du
massif
(exemple
observations
faites
dans
la
région
de
l'Agoua
Ouachecherène,
ou
encore
au
contact
des
granites
de
l' Aguerâguer),
il
passe
rapidement
à
des
pendages
de
20
à
30°
dirigés
vers
la
zone
axiale
du
massif.
Dans
la
plaine
de
l'Ofoud,
le
pendage
devient
plus
fort,
40
à
50°,
mais
dépasse
rarement
la
valeur
de
60°.
Dans· la
partie
interne
des
formations
basiques,
le
plongement
de
ces
structures
reste
élevé
mais
leur
direction
est
très variable.
Une
coupe
schématique
de
l'Ofoud
permet
de
résumer
la
disposition
des
principales
formations
distinguées
dans
ce
massif
(
).
1.3 - Eléments gravimétriques
J. Husch (19B2) signale que la signature gravimétrique
de
l'Ofoud
est
différente
du
Bous,
mais
elle
est
comparable
à
celle
des
"Younger
Granites"
du
Nigéria
(D.
Ajakaiye,
1976).
Un
seul
profil
gravimétrique
(fig.
)
a
été
réalisé,
mais
il
a
permis
de
mettre
en
évidence
une
anomalie
positive
au
Sud-Est
de
la
plaine
de
l' Ofoud
(région
riche
en
titanomagnétite)
qui
selon
J.
Husch
correspondrait
à
un
petit
filon
d'alimentation
des
gabbros
de
bor-
dure.
Il
semblerait
que
l'ensemble
des
formations
basiques
aurait
une épaisseur n'excédant pas un kilomètre.
Il - STRUCTURES CASSANTES ET CISAILLEMENT
Près
des
contacts
entre
roches
basiques
et
autres
formations
lithologiques,
soit
du
massif
de l' Ofoud,
soit de l'encais-
sant,
on observe
des
manifestations
tectoniques
à l'échelle macrosco-
pique
zones
de
fractures
et
de
mylonites,
et
à l'échelle microsco-
pique
déformation intracristalline et recristallisa tion.
La
fracturation
dans
l'Ofoud
est
assez
importante,
elle
est
accompagnée par une série de cassures généralement ouvertes
a vec
un
remplissage
quartzo
feldspathique
à
texture
aplitique
(cf.
carte
géologique
de
l'Ofoud,
hors-texte).
Ces
filons
se
disposent
suivant
les réseaux de fractures
ayant affecté la structure postérieu-
rement
à
la
mise
en
place
des
principales
unités,
décrites
dans
le paragraphe sui vante
Plus
localement,
dans
la
partie
septentrionale
des
formations
basiques
nous
avons
observé
des
zones
de
cisaillement
(fig.
) ,
véritables
mylonites
internes
aux
ancrthosites
et
leuco-
gabbros.
la
première
de
ces
zones,
se
situe
dans
les
gorges
de
l'Ofoude
en aval de la confluence du Térabène avec l'Aza-n-Taghant.
Le cisaillement se manifeste sur plusieurs centaines de mètres suivant
la
direction
N BooE,
et
a
une
puissance
de
5 cm.
Les
plagioclases
de l'anorthosite - ont
subi
une
rotation
de 45°
par rapport aux plans
de
cisaillement.
Cet.:x-ci
se
sont
manifestés
tardiverr.ent,
car
non
~.eulement ils
affectent
les
formations
basiques,
mais
ils
recoupent
aussi
des
filons
postérieurs
aux
anorthosites
et
aux
micromonzogab-
bros affleurant dans
ce!te
région .
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2.•'
Figure ~ S : 'PJ1.of.LL f}J1.avi.Jné:tAJ..q.ue à :tA.aveJ1.~ -L 'Otou.d. (d 1apll..è-1
:J.
Hu.~ch,
1982).
B
lI..efYl.é-1en.;te
-Le
-1oue,
A
-Le-1
anoJ1.:t.h.o-1ile-1,
AO
-Le-1
-Leu.coç;..abbll..o-1
avec
de-1
pa-1-1ée-1
IÛche-1 en :tJ:.ano-maç;..n.é:t.U:.e, ç -Le~ f}J1.anile-1.
60
Figure 3~ : .~o4ac.e de di..dAJ..bution. d~ fYUn-ci...pa)..~ /Aac.;twr.~
af-f-ec:t.an..t:. -L 1Acbt.aII.. ()f.ou.d.,
en f-ondJ..on de -L loJ1.i..en-
:t.at.i..on et de -L 1i.fnpoll.i:..ance de ce-1 {Aac:t.wz.e-1.

---

A
un
kilomètre
en
amont
de
ce
premier
affleurement
le
long
du
kori
Aza-n-Taghant,
une
deuxième
zone
de
cisaillement
est
visible.
Toujours
d'orientation
N 80°
E,
elle
a
une
puissance
de
25
cm
et
a
véritablement
mylonitisé
le
leucogabbro.
La
roche
est
découpée
en
amygdales
par des fractures
conjuguées d'orientation
N 45°
E
et
N 160°
E.
Dans
le
dernier
plan
de
cassure
des
stries
de
glissement
plongeant
de
35°
vers
le
Nord
sont
visibles.
Cette
zone
qui
s'étend
sur
plusieurs
centaines
de
mètres
est
parallèle
à
la
précédente,
mais
l'intensité
de
la
fracturation
est
plus
importante.
Une
troisième
zone
de
mylonitisation
est
localisée
le
long
du
kori
Tabertakat,
dans
les
leucogabbros
en
amont
de
l'affleurement
de
microgabbros.
L'orientation
est
toujours
N 80° E,
la
puissance
de
quelques
centimètres,
les
manifestations
macrosco-
piques sont identiques à celles déjà décrites.
Dans
la
partie
orientale de l'Adrar Ofoud,
les syénites
présentent des caractères structuraux qui ont retenu notre attention.
En effet,
entre la plaine de Tarénat et le kori Egheghi
les
syénites
sont
en
contact,
à
l'intérieur
avec
des
leucogabbros,
à
l' extérieu.r
avec
le
socle
ce
dernier
est
constitué
de
gneiss
amphiboliques
alternant
avec
des
leptynites.
Elles
sont
traversées
par
un
dyke
de
granite
à
grain
fin,
de direction méridienne.
Entre
ce
dyke
et
le socle,
les syénites sont déformées
; la première défor-
mation
se
marque
par
unclivage
de
la
roche
dont la direction varie
de
N 0°
à
N 10 0 E et
le
pendage
de
25°
à
30°
vers l'Est,
elle est
reprise
par
une
deuxième
déformation
sous
forme
dt un
plissement
de
très
faible
amplitude,
de
longueur
d'onde
centimétrique
et
dont
le
plan
axial
a
une
direction
N 25°E
et
un
plongement
de
80
à
85°
vers
l'Est.
Entre
le
dyke
granitique
et
les
leucogabbros,
les
syénites ne présentent pas de déformations.
Les
syénites
septentrionales
et
occidentales
ne
nous
ont
pas
montré
de
figures
de
déformations
de
la
sorte.
f:..es
faciès
de
contacts
sont
surtout
caractérisés
par
une
diminution
du
grain
de la roche et une tendance à la texture microgrenue.
L'Aguerâguer
a
une
structure
tout
à
fait
caractéris-
tique,
que
nous
qualifierons
de
"pelure
d'oignon".
Il
s'agit
de
lames
de
granites
emboîtées
les
unes
dans
les autres,
très relevées,
dont
la
structure
générale
a
une
direction
allant
du
N
70 0 E
à
N 1l00E
et
un
pendage
de
70°
à 80°. Elles sont regroupées en cinq
lobes
actuellement
individualisés
par
des
décrochements
dextres
et
senestres,
donnant
une
allure
générale
en
arc
de
cercle
(voir
fig.
, p .
) •
Cet
ensemble
granitique
recoupe
à
l'emporte-pièce
le socle comme les anorthosites,
en émettant de nombreuses digita tions
filoniennes
obliques
de
composition
quartzo-feldspa thique
à
texture
aplitique.
Le
granite
de
l' Ofoud
central
a
une
morphologie
en
dôme
où
l'on
constate une fracturation intense responsable de l' indi-
vidualisation
des
différents
pics
et
vraisemblablement
de
la
plaine
centrale.
Il est entouré par une série de lames granitiques recoupant
les
formations
basiques
dont
la
structure
arquée
et
le
fort
pendage
externe illustrent la mise en place des anneaux filoniens.

---

III - STRUCTURES SECONDAIRES ET FILONS
Le
massif
de
l'Ofoud
a
subi
une
fracturation
relative-
ment
intense
postérieurement
à
sa
mise
en
place.
Tout
comme
dans
l'Adrar
Bous
c'est
dans
les
formations
syénitiques
et
granitiques
qu'elle
apparaît
le
plus
nettement.
Mais
contrairement
à ce dernier,
les
formations
basiques
sont
localement
traversées
par
un
réseau
filonien
assez
dense,
ayant
joué
un
rôle
important
au
niveau
du
modelé du relief de 1 'Ofoud (A. Morel - C. Moreau, 1979).
Un
report
systématique
de
la
fracturation
a
permis
d'établir
le
diagramme
de
fréquence
de
la
distribution
de
ces
fractures
suivant
quatre
directions
principales
conjuguées
deux
par
deux
(fig.
).
La
plus fréquente est celle de direction moyenne
N 55°E
suivie
par
son
conjugué
de
direction
moyenne
N 35°W,
puis
celles
orientées
N-S
et
leurs
conjugués
E-W.
Ces
directions
sont
très
connues
dans
l'Aïr,
depuis
le
début
de
son
histoire
jusqu'aux
épisodes
récents
(R.
Black
et
al.,
1967
C.
Moreau,
1978;
J.P.
Karche,
1979
C.
Moreau
et
A.
Morel,
1979),
et
suggèrent
la
constance
de
l'orientation
du
trièdre
des
contraintes
sur
l' en-
semble
du
massif,
les
différents
types
de
fracturation
pouvant
s'expliquer essentiellement par une redistribution des contraintes.
Par
leur
nature,
trois
grandes
familles
de
cassures
peuvent être distinguées
Les
failles
elles
affectent
essentiellement
les
formations
syénitiques
et
granitiques
de
l'Ofoud
les
décrochements
dominent,
tantôt
dextres,
tantôt
senestres
ils
jouent
un
rôle
de
compensation
entre
les
différents
blocs
rocheux
et
leur
donnent
une
allure
cir-
culaire avec de nombreuses cassures en éventails.
-
Les
diaclases
;
très
nombreuses
dans
l' Ofoud
central et dans
la
partie
septentrionale,
elles
provoquent
un
débit
polygonal
des
formations
rocheuses
;
elles
ont
également
guidé
le
tracé
en
baïon-
nette
d'une
grande
partie
du
réseau
hydrographique
(lmi,
Assantakao, Absok, Tabertakat, etc ... ).
-
Les
fractures
ouvertes
à
remplissage
filonien
;
elles
peuvent
être
de
deux
sortes,
les
filons
rectilignes
qui
suivent les directions
énoncées
précédemment,
ont
généralement
une
extension
limitée,
décamétrique
à
hectométrique,
rarement
kilométrique,
et
les
filons
en
arcs
de
cercle.
Parmi
ces
derniers
nous
distinguerons
les
arcs
de
cercle
de
Marit
(fig.
)
à
symétrie
axiale
centrée
sur
le
bulbe
granitique et l' Ofoud central,
et les grands arcs de cercle, recoupant
les
formations
sub-volcaniques
et
le
socle
depuis
Tarénat
jusqu'à
l'Adrar
Taghmert.
Ils
se
placent
sur
un
cercle
de
50
kilomètres
de
diamètre
dont
le
centre
serait
localisé
dans
le
massif
de
Tchinadène à l'Est de l'Adrar Tamgak (M. ]aujou, 1962).

---

TAGUET
1 - LOCALISATION ET AGE
1.1 - Localisation
Taguer
est
l'un
des
plus
petits
complexes
subvolca-
niques
à
structure
annulaire
connu
a vec
ses
800
mètres
de
diamètre,
il
suggère
sur
les
photos
satellites
comme
sur
les
photos
aériennes une impacti te (fig.
)
It
Il
est
situé
à
25
kilomètres
à
l'Est
de
l'Ofoud
par
8°59' de longitude Est et 18°49' de latitude Nord.
1.2 - Age
•
Aucune
étude
radiochronologique
n'a
été
consacrée
à
Tagueï.
Toutefois
certaines
corrélations
structurales
peuvent
nous aider à situer l'âge de sa mise en place.
En
effet,
ce
massif
apparaît
comme
une
"pustule"
•
recoupant
un
dyke
de
microgranite
alcalin,
de
plusieurs
mètres
de
puissance,
d'orientation
Est-Ouest.
Ce
dyke
s'étend
du
coeur
granitique
de
l'Ofoud
jusqu'à
l'Adrar
Taghmert
qui
l'interrompt.
Il
recoupe
les
anorthosites
et
les
syénites
de
l'Adrar
Ofoud
dans
la
région
de
Tarénat,
puis
se
poursuit
à
travers
le
socle,
le
long
du
kori
'Taguer.
Une
description
de
ce
filon
a
été
faite
dans
le
•
chapitre précédent.
Une
chronologie
des
différentes
venues
peut
être
établie comme suit
- principales formations de l'Ofoud,
•
- dyke de microgranite,
- Tagueï et Adrar Taghmert.
D'après
les
âges
établ,is
sur
les
principaux complexes
annulaires (exposés dans le cadre géologique du massif de l'Aïr p. 20) ,
la
mise
en
place
de
Taguer
se
situerait
donc
entre
460
et
430
•
millions d'années.
Il - MORPHOLOGIE ET CONSTITUTION (fig.
Il.1 - Morphologie
•
Les
quatre-cinquième
du
massif
sont
occupés
par
une
dépression
centrale
drainée
par
un
petit
kori.
Ce
dernier
pénètre
dans
la
dépression
par
une
gorge
étroite
au
SE
puis
il
divague
dans
une
zone
d'épandage
couvrant
plus
d'un
cinquième
de
la
surface
de
la
dépression
enfin,
il
ressort
au
Nord-Ouest,
•
par
une
entaille
de
cinquante
mètres
de
largeur
faite
dans
le
puissant
dyke
de
microgranite,
le
dominant
d'une
vingtaine
de
mètres
de
commandement,
bordant
le
massif,
pour
aller
se
jeter
dans le kori Taguer .
•

---

•
aé/U..enn.e
du
Figure ~ ~
•
NE
•
•
200m
.
r, 1VJ\\J 9,1-: Coupe .i.n.i:.eA.ptt.étati.ve de ~ag,ueI.•.
Même lég.en.d.e ~e la CQ/l.:te g.éolo<J,.l-~e ({.A.g.. ~ b ).
•
•
.•
•
•
[+ +++1
+ + + + 6
O.
ZOOm
_-_
...
.....'
Figure 1 G:
Schéma ç.éo1..og.,ique de ï ag,ueI..
1
d!J.ke
de mi-ClZ.og..rt.anile
,.
2
monJoano/t.:tho;JUe ,.
J
ano/t.:t!w;JUe
g.abb/t.o.t.~e
,.
4-
g.abb/t.o
anoll.:tho;JUi..~e
"
5
- t.acièA de bO/t.du/t.e ,. 6 - g..rt.anile alcabA ,. 7 - monJo;J!J.én.i...:te quQ/t.:t-
JA..~e ,. 8 - monJorU..:te " 9 - venue.-J f,A.1orU...ertfte.-J.

---

Cette
dépression
est
bordée
au
Nord
et
à
l'Est
par
un
hémi.cycle
terminé
par
une
crête
la
dominant
d' une
soixantaine
de
mètres.
Au
Sud
et
à
l'Ouest,
elle
est
limitée
par
un
relief
plus mou, assez irrégulier dominé par quelques crêtes filoniennes.
11.2 - Constitution
La
dépression
centrale
est
occupée
par
des
formations
litées,
où
macroscopiquement
on
peut
distinguer
trois
unités:
-
une
coupole
centrale
constituée
par
une
roche
bicolore
avec
des
lattes
de
plagioclases
centimétriques
bleus
colmatées
par
des
interstices
roses
cette
roche
assez
particulière
a
été
appelée
monzoanorthosite
pour
les
raisons
évoquées
ci-dessous
dans
la
partie
pétrographie.
Elle
affleure
soit
en
dalles
à
pendage
externe
t -
en
bordure
de
la
coupole,
soit
en
monticules
ruiniformes
à
litage
horizontal
dans
la
partie
centrale.
Elle
est
recoupée
par
un
mince
filon
décimétrique
de
granite
alcalin
à
texture
aplitique
en
arc
de cercle
.
•
-
un
premier
anneau
entoure
la
coupole
il
est
constitué
par une roche gris-bleu clair leucogabbroïque ;
- un
deuxième
anneau
composé
par
une
roche
litée
de
couleur
bleu
sombre,
forme
le
reste
de
la
dépression
macroscopiquement
on
reconnaît
des
plagioclases
aSSOCIes
à
des
minéraux
ferromagné-
siens.
L'analyse
modale
révèle
qu'il
s'agit
d'un
gabbro
anortho-
•
sitique.
Ces
anneaux
gabbroïques
sont
recoupés
à
l'Est
par
..
deux
filons
sinueux
d' épaisseur
décimétrique,
affleurant
sur
150 m ;
•
de
couleur
beige
clair,
ils
sont
constitués
par
du
feldspath
alcalin
fréquemment
altéré,
bariolés
par
de
fines
passées
de
calcédoine ;
•
on
y
observe
également
des
géodes
centimétriques
à
décimétri.ques
tapissées de quartz pyramidaux.
La
base
du
relief
hémicyclique dominant la dépression,
est
comblée
par
de
nombreux
éboulis
masquant
le
contact
des
forma-
tions
litées
avec
le
granite
alcalin
qui
affleure
à
mi-pente.
Ce
granite
passe
rapidement
à
une
monzosyénite
composant
l'essentiel
•
du
relief
et
se
poursuivant
au
S-SE
par
une
petite
digitation.
Cette
formation
recoupe
le
socle
par
un
contact
franc,
le
long
duquel
on
observe
des
passées
pegmatitiques
de
quelques
centimètres
de puissance.
Au
Sud-Ouest
de
Tagueï
les
formations
basiques
•
recoupent
le
socle.
Le
contact
permet
d' observer
une
diminution
de
la
taille
des
minéraux
du
gabbro,
rappelant
les
bordures figées.
Par
contre
aucune
trace
d'auréole
de
métamorphisme
dans
le
socle
n'a été observée.
•
Une
coupe
interprétative
(fig.
résume
ces
observations.
•

---

•
•
b
•
a
Figure g.:;-
/fJonJ.DanoWw.1i..:te de TG1)Ue1"..
a -
en. J..J.urU.èA.e f7.ŒtW1..e-U...e,
b - en. J..J.urU.èA.e poJ..~ée ClZ.o-wée, c -
•
.i:n.:teA.fJ/Léta:ti..on :
1 - J..att:.e4 de pJ..a~oc.J..a-1e4 ;pJnéA, 2-
cLùl.0pY/loxène comcé en.:tYt.e J..e4 pJ..a~o-
DIJ~,=,JII""'--" __~i:-3
c.J..a-1e4, J - M-1ocia:ti..on -1ym.pJ..ectiqp.e
de qu.atU:.J. et f-eJ..d1pa;th. aJ..caJ..i.fl.. d.a.M W1.
.i.JU:.eA.-1-ti..ce.
c
3mm.
Figure ~ %:
Çahbll.o anoWw-1.i..:tJ..qp.e.
o.u.vme en. 9AaiJ7..-1 -1ub-
at.d:.omoll.phe4 empll.-Wonnée d.anA W1.
CIZ.-W.taJ.. de pJ..a~ocJ..Me.
•
(9A0 -1-1-w-1emen...i x 16).

---

•
•
Figure ~ 3:
Ûti.A:t.aux d' oliv.i..ne
Cl-1-1Joci..é.d à de .w. i:J.;tarw-
fTlfl[)flé:l:i-:te ci.an4 un.e pi.a.r;e de ~
cl..aAe.
(gAo-1-1-w-1ement. x: 16).
e.
"
..•.'
. ...:.- o... '-... -.
Figure ~o:
'PeJti:uA.batJ..on de
1.. 'o/lJ..entatJ..on deA
plaf).i ocI..aAeA ci.an4 un. fJ.llbbll.o
1
anolLtho-1J..ü:i..qu.e.
(gAo-1-1-w-1ement. x: 8).
1
~
,
..,
!
Figure 3 1:
Déve1.oppemen;t de i:J..;tano-
rn.aç;né:l:i-:te à patt;t.ùt. d'un.
C/lJ....1:taJ. de cLi.n.ofJIJ/Loxèn.e ci.an4 un. eApace
j..n;teA4.t.i..ci..e1..
(gAo-1-1J-w-1ement. x: 8).

---

•
III - PETROGRAPHIE
Nous
distinguons
les
formations
basiques
occupant
•
la
dépression,
des
formations
acides
formant
le
relief
hémicyclique.
Une place particulière est faite aux venues filoniennes.
II 1.1 - Pétrographie des formations basiques
•
Elles
représentent
les
quatre
cinqUleme
de
Tagueï;
trois
unités
déjà
distinguées
monzoanorthosite,
anorthosite
gab-
broïque, gabbro anorthositique, s'individualisent.
1II .1.1 -
La monzoanorthosite
•
Ce
terme
proposé
par C.
Moreau
et al.
(1978) caracté-
rise
une
roche
leucocrate composée
en
majeure
partie
de
plagioclases
automorphes,
à
habitus
allongé
en
baguettes
de
4 à
5 cm de long
suivant
le
plan
(010)
pour
seulement
0,5
cm
de
large.
Ils
sont
zonés et soulignent une lamination très nette.
•
Ces
plagioclases
laissent
entre
eux
des
espaces
interstitiels
plus
ou moins lâches occupés par une association minéra-
logique
où
dominent
l'orthose,
un
plagioclase
de
dimension
modeste
par
rapport
au
précédent,
de
l'albite
et
quelques
rares
perthites.
L'orthose
se
présente
soit
en
cristaux
xénomorphes,
soit
en
asso-
ciation
symplectique
avec
du
quartz
sous
forme
d'agencement
micrographique.
Dans ces interstices on observe également une amphibole
verte,
subautomorphe
plus
rarement
on
rencontre
un
clinopyroxène
faiblement
pléochroïq ue
de
la
famille
des
augites
partiellement
ou
entièrement
transformé
en
amphibole
verte.
Ce
minéral
se
localise
essentiellement
en
colmatage
des
grands
plagioclases.
Associés
à
ces ferromagnésiens,
on trouve de
la titanomagnétite et de l'ilménite
en
fines
lamelles
auréolées
par
une
biotite
de
couleur
rouge-brun
vif.
Dans
certaines
lames
(Tag
19)
l'apatite
est
abondante
elle
apparaît
en
sections
hexagonales,
automorphe,
soit
associée
aux
ferromagnésiens,
soit
englobée
dans
les
grandes
lattes
de
plagio-
clases.
Le
zircon
en
cristaux
sub-microscopiq ues,
toujours
automorphe
se
localise
dans
la
biotite
et
parfois
dans
des
plages
de
clinopyro-
xène
partiellement
transformées.
Le
sphène
en
cristaux
automorphes
est
parfois
abondant.
L' épidote
et
la
chlorite
coexistent
dans
les
interstices, généralement associées à l'amphibole.
II1.1.2 L'anorthosite gabbroïque
Elle
se
distingue
de
la
monzoanorthosite
par
sa
couleur
gris-bleu
et
la
rareté
ou
l'absence
de
feldspaths
alcalins
et de quartz.
Elle
est
constituée
de
plagioclase
de
taille
plus
modeste,
puisque
les
cristaux
n'excèdent
pas
2
à
3
cm
de
long,
automorphe,
à
habitus
intermédiaire
entre
la
forme
allongée
et
tabulaire.
Ces
minéraux
s' ordonnent
toujours
suivant
des
plans
de
lamination,
quoi.q ue
parfois
cette
disposition
soit
perturbée
par
l'imbrication
de
plusieurs
cristaux.
Les
espaces
interstitiels

---

~() -L
la issés
par
ce
minéral
sont
moins
importants
et
leur
composition
est différente.
L'olivine
est
le
minéral
ferromagnésien
le
plus
fréquent.
Elle
se
présente
en
cristaux
subautomorphes,
craquelés,
sans
zonage
dans
les
craquelures
on
observe
des
remplissages
de
magnétite
auréolée
de
biotite.
Elle
se
rencontre
surtout
dans
les
interstices,
associée
à
du
clinopyroxène,
de
la
titanomagnétite
et
de
la
biotite,
mais
aussi
en
inclusion
dans
les
plagioclases
;
auquel
cas
elle
se
situe
aussi
bien
dans
la
couronne
que
dans
le coeur des cristaux ; sa taille n'excède jamais 5 mm de diamètre.
Le
clinopyroxène,
moins
fréquent
que
l'olivine,
lui
est
souvent
associé
;
il
est
subautomorphe lorsqu 1 il
se développe
dans
les
interstices,
mais
plus
souvent
il
se
moule
le
long
des
cristaux de plagioclases.
La
titanomagnétite
s'observe
en
associa tion
étroite
avec
les
minéraux
ferromagnésiens,
elle
présente
parfois
de
fines
lamelles
d' exsolution
d' ilménite.
Elle
se
développe
également
dans
les
craquelures
de
l'olivine
ou
'encore
le
long
des
clivages
du
clinopyroxène.
L'apatite
est
également
présente,
mais
en
quantité
infime
en
comparaison
avec
sa
proportion
dans
la
monzoanorthosite ;
•
elle
est
toujours
en
cristaux
automorphes,
mais
essentiellement
localisée dans les interstices.
III.1.3 -
Le gabbro anorthositique
•
Le
passage
de
l'unité
précédente
à
celle-ci
est
progressif.
On
note
une
diminution
de
la
proportion
des
plagioclases
au
détriment
des
ferromagnésiens
d'une
part,
une
diminution
de
la taille des plagioclases d'autre part.
Le
litage,
toujours
visible,
se
voit
aussi
bien
par
•
l'orientation des plagioclases que par celle des ferromagnésiens.
Le
plagioclase
reste
le
minéral
le
plus
important
en
volume,
son
habitus
est
tabulaire,
ses
dimensions
maximales
excèdent
rarement
1
à
1,5
cm.
L'olivine
en
cristaux
automorphes
est
aSSOClee
à
du
clinopyroxène
et
de
la
titanomagnétite,
toutefois
•
elle se remarque également englobée dans le plagioclase.
Faciès
de
bordure.
Observé
sur
un
affleurement
au
contact
avec
re - socTè - cIans -la
partie
occidentale,
sa
puissance
n'excède
pas
10
cm.
Il
s'agit
de
plagioclases
de
très
petite
dimension
(3
à
10
mm
de
long)
en
agrégats
gloméro-porphyriques
associés
à
de
•
l'olivine.
Cette
roche
est
à
rapprocher
au
point
de
vue
composition
des
troctolites.
On
y
observe
également
un
peu
de
clinopyroxène
et d'opaques couronnés par de la biotite.
•

---

1
1
1
1
1
Gabbro
1
1
NOM
1
Monzo-anorthosite
1
Anorthosite*
1
Anorthosite gabbroïque
1 anortho- 1
1
1
1
1
1
silique
1
1 N°
échantillon
77 Tag19
78 Tag1
76 Tag1 77 Tag19
78 Tag1
76 Tag1
77 Tag3
77 Tag18
77 Tag17
76 Tagll 1
1 Qu a rt z
1
4 , 3
1
4 , 4
1
3 , 5
r --
--
--
1
--
1
--
1
--
1
--
1
1 Fe1d spa t h s a lc .1
13 , 0
1
13 , 3
1
16 , 3
--
--
--
1
0 , 3
1
--
1
--
1
--
1
1 Plagioclases
1
75,7
1
75,6
1
73,3
91,4
91,8
91,S
1
88,0
1
87,8
1
81,2
1
74,8
1
1 Clinopyroxène
1
- -
1
2,0
1
- -
- -
2,4
--
1
2,9
1
3,1
1
3,9
1
7,7
1
1
Olivine
1
- -
1
traces
1
- -
- -
- -
- -
1
4,3
1
7,0
1
7,5
1
10,2
1
1 Amphibole
1
3,6
1
1,31
3,4
4,2
1,6
4,41
--
1
- -
1
- -
1
- -
1
1
Biotite
1
- -
[
0,41
--
--
0,5
--
1
1,2
1
0,61
1,31
0,6
1
1
Opaques
1
1,2
1
0,9
1
2
2~4
1,1
1,5
2,0
1
1
1
3
6,1
1
( '-...)
b
1
Autres
1
2,2
1
2,1
1
1,5
2
2,6
2,6
1,3
1
0,51
2,5
0,6
1
(~
1
Total
1
100
1
100
1
100
100
100
100 .
100
1
100
1
100
100
1
1
1
1
1
1
1
1
1
SA T
1
5
1
5
1
4
--
1
- -
1
- -
- -
1
1 COL
1
7
1
7
1
7
12
1
12
1
19
25
1
1 FEL
1
15
1
15
1
18
1
1
1
1
1 PER
1
--
1
- -
1
--
1
60
1
69
1
66
57
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1 An %
1
zoné
1
zoné
1
zoné
1
~
1
1
1
1
1
1
35-62
1
20-60
1
20-56
1
1
1
58
1
60
1
58
62
1
*Anorthosite = Composition modale recalculée en enlevant des monzoanorthosites le quartz et le feldspath alcalin.
Tableau>-7",r-:
An.a.-LyAe4 modale4 de4 fYÙT'-cipcue4 {n/llTLCLti...orv.J blM-Lque4 de TUf}UeJ:.•
.p.
.,
~
•
•
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-

---

•

---

•
III. 1.4
Analyse
modale
des
formations
basiques
et
ordre de cristallisation
Elle permet de discuter les termes utilisés
:
•
les
compositions
modales
de
la
monzoanorthosite
localisent
cette
roche
dans
le
diagramme
Q-A-P
(classification
internationale
des
roches
éruptives,
1973)
dans
le
groupe
des
monzodiorites/
monzogabbros.
Mais
son
faible
indice
de
coloration
(col
=
7)
la
distingue
nettement
de
ces
roches.
En
recalculant
la
composition
•
modale
de
ces
roches,
en
enlevant
le
quartz
et
le
feldspath
alcalin
qui
sont
des
phases
interstitielles
(tableau,
colonnes
4
à
6),
nous
obtenons
des
anorthosites.
Le
terme
monzoanorthosite,
nous
semble
donc tout a fait justifié.
•
•
La
distinction
entre
anorthosites
gabbroïques
et
gabbros
anorthositiques
est
possible
à
cause
des
petites
dimensions
du
massif
qui
ont
pu
permettre
une
étude
détaillée,
mais
également
parce
que
macroscopiquement
deux
unités
pétrographiques
se
distin-
guent déjà par leur couleur (cf. pétrographie III.1.2 et III.1.3).
•
Dans
la
monzoanorthosite,
le
plagioclase
apparaît
en
premier,
c'est
une
phase
cumulus,
tout
au
moins
le
coeur. des
cristaux,
qui
croît
au
cours
de
plusieurs
étapes
successives,
comme
en
témoignent
le
zonage
de
ces
cristaux
(voir
miné ra logie) .
Il
est
suivi
par
du
clinopyroxène
rare et de la titanomagnétite,
parfois
du
sphène.
Les
autres
minéraux
feldspaths
alcalins,
quartz,
amphibole,
biotite,
épidote,
apparaissent
tardivement
comme
phase
intercumulus
ayant
cristallisé
à
partir
de
liquides
dont
la
nature
et l'origine seront discutées ultérieurement.
Dans
les
anorthosites
gabbroïques
et
les
gabbros
anorthositiques
l'ordre
d'apparition
des
différentes
phases
minérales
change
l'olivine
et
l' apatite
sont
précoces,
elles
sont
SUI VIes
par le plagioclase puis le clinopyroxène ; l'amphibole est absente.
L'évolution
générale
des
principaux
mmeraux
est
régulière
par les phases principales.
Le plagioclase décroît régulière-
ment
des
monzoanorthosites
vers
les
gabbros
alors
que
les
ferroma-
gneslens
(olivine
et
clinopyroxène)
augmentent.
L'opaque
et
surtout
la
biotite
ont
une
évolution
irrégulière
avec
des
fluctuations
dans
les anorthosites gabbroïques.
Alors
que
dans
les
grands
massifs
(Bous
et
Ofoud)
les
différentes
phases
minérales
présentent
des
fluctuations
et
une
év.ol~tion irrégulière,
dans
les petits massifs
(Tagueï,
Abontorok)
les
mmeraux
ferromagnésiens
augmentent
régulièrement
du
centre
vers la périphérie des massifs tandis que les plagioclases diminuent.
III.1.5 - Textures
Dans
les
formations
basiques
de
Tagueï,
comme
dans
celles
d' Abontorok
(cf.
étude
de
ce
massif)
les
caractères
texturaux
sont
assez
particuliers
;
les
agencements
de
cumulats
sont
assez
voisins
de
ceux
déj à
décrits
da ns
Bous
et
Ofoud,
avec
des
p lagio-
clases
précoces
qui
se
disposent
suivant
des
laminations
et
des
phases
interstitielles
rappelant
les
phases
intercumulus
mais
la
physionomie
de
ces
roches,
avec
des
cristaux
de
feldspath
très

---

allongés,
leur
disposition
assez
semblable
à
des
fluidalités,
rappelle
certaines formations volcaniques.
La
monzoanorthosite
par
exemple,
avec
ses
lattes
de
plagioclases
allongées
parallèlement
à
la
lamination
ressemble
à
l'agencement
trachytique.
elle
en
diffère
par
sa
matrice
qui
est
entièrement cristallisée
; également par la forme des plagioclases,
car
bien
qu'ayant
un
habitus
en
lattes,
ils
n'ont
rien
à
voir
avec
l'aspect
squelettique
qu'ont
ces
cristaux
dans
les
trachytes.
Ainsi
nous
préférerons
utiliser
la
terminologie
de
Wager
et
al.
(1960) et celle de J. Pons (1982).
En
fait,
l'ensemble
des
formations
basiques
de
Tagueï
peut
être
qualifié
de
cumulat
feldspathique
parce
que
le
feldspath
est
toujours
la
phase
dominante,
qu'il
apparaît
le
premier
dans
les
monzoanorthosites,
et
suit
l'apatite
et
l'olivine
dans
les
anor-
thosites
gabbroiques
et
gabbros
anorthositiques.
Ses
cristaux
ont
toujours
une
partie
centrale
subautomorphe
caractéristique
des
cumulats.
Le
problème
essentiel est
celui
de 'la
monzoanorthosite,
où
il
faut
distinguer
des
phases
intercumulus
comme le clinopyroxène
et l'amphibole
qui provient de
sa transformation,
associées à quelques
cristaux
de
plagioclases
de
dimension
plus
modeste
que
les
grandes
lattes,
des
associations symplectiques à quartz et feldspaths
alcalins,
accompagnés
d' épidote
et
de
chlorite
qui
représentent
des
venues
tardives.
Cette
roche
serait
une
ancienne
anorthosite
où
un
liquide
riche
en
silice
et
potasse
serait
venu
se
loger
dans
les
interstices
permettant
la
cristallisation
des
associations
tardives
et
peut-être
la
transformation
rapide
du
clinopyroxène
en
amphibole,
ce
qui
expliquerait la rareté de ce minéral.
L' anorthosite
gabbroique
et
le
gabbro
anorthositique·
sont
également
des
cumulats
feldspathiques.
Avec
l t augmentation
des
ferromagnésiens
et
la
diminution
du
plagioclase,
l'agencement
des
différentes
phases
évolue
vers
des
textures
intergranulaires
puis sub-ophitiq ues à la périphérie du massif.
•
Enfin.
les
rares
faciès
de
bordure
observés
dans
ce
petit
massif,
rappellent
les
textures
de
trempe
(quench)
avec
des
plagioclases
aciculaires
emprisonnés
dans
de
grandes
plages
de clinopyroxène.
•
Il 1.2 - Pétrographie des formations acides
Au
cours
de
la
description
macroscopique
nous
avons
distingué
trois
unités pétrographiques constituant l' hémicycle dominant
la dépression. L' analyse modale permet de mieux les caractériser.
•
•
-

---

•
Granite alcalin
Monzos yén i te
Monzonite
quartzifère
•
Réf. échantillon
76Tag4 - 76Tag5 77Tag14 -76Tag2
76Tag2 '
Quartz
29
17,4
5,3
1
Feldspath alcalin 1
66,4
51,8
44,7
•
Plagioclase
28,8
37,4
1
Amphibole
1,8
0,8
8,5
1
Biotite
1,2
2,6
1
Opaques
1,1
1,2
1,2
1
•
Minéraux
1
0,5
0,3
secondaires
1
Tableau PUll:
Compo./.J.u:J..on
modal.e
dM
f.olllTULti-oM
aci..d.M
de
TCJ9Ue1:..
•
Il1.2.1 - Le granite alcalin
Il
se
localise
à
la
base
du
relief
en
bordure
des
gabbros anorthositiques, le contact est masqué par des éboulis.
Il
se
compose
essentiellement
d'orthose
microperthitiq ue
s' interpénétrant
avec
du
quartz,
traduisant
un
agencement
symplec-
tique.
Les
opaques
en
fins
granules
sont
localisés
en
bordure
des
feldspaths.
L'amphibole
verte,
subautomorphe
est
presque
toujours
altérée
elle
est
accompagnée
d'un
mica
pléochroïque
vert
pâle
à
incolore
qui
semble
postérieur
et
la
sépare
des
fe ldspa ths.
Les
agencements
des
différents
minéraux
rappellent
une
texture
hétérogène
symplectique.
Mais
la
taille,
la
disposition
et
la
proportion
des
différents
minéraux
évoluent
lorsque
l'on
se
déplace
vers
la
monzosyénite
quartzifère
qui
se
localise
au-
dessous de ce granite.
II 1.2.2 - La monzosyénite quartzifère
Elle
occupe
la
majeure
partie
de
la
crête hémicyclique
dominant
la
dépression
dans
sa
partie
orientale.
Elle
recoupe
le
socle
par
un
contact
franc
souligné
par
un
faciès
aplitique
avec des passées pegmatitiques sur quelques centimètres d'épaisseur.
Elle
se
compose
de
microcline,
présentant
des
macles
polysynthétiques
ces
cristaux
à
habitus
tabulaire
ont
pour
particularité
d'avoir
une
mince
auréole
albitique
lorsqu'ils
sont
en
contact
avec
un
plagioclase.
Ce
dernier subsiste
en
plages
xénomorphes
avec
des
cassures.
Ces
cristaux
ont
subi
des
déforma-
tions
mécaniques
soulignées
par
des
déplacements
relatifs
des
morceaux
cassés
les
uns
par
rapport
aux
autres.
Le
quartz
xéno-
morphe,
ayant
cristallisé
en
dernier,
remplit
les
interstices
laissés
par
les
minéraux
précédents.
et
colmate
les
golfes
de
corrosion

---

que l'on peut observer le long des feldspaths potassiques.
La
texture
est
xénomorphe
grenue,
avec une diminution
de
la
taille
des
cristaux
lorsqu'on
se
rapproche
de
la
bordure
externe du complexe.
Cette évolution textura le est également accompa-
gnée par une diminution de la proportion des plagioclases.
111.2.3 - La monzonite
Bien
que
très
localisée,
cette
roche
se
distingue
des
monzosyénites
et
granites
bien
que
les
contacts
soient
difficiles
à
observer.
Elle
affleure
au
NE
de
la
structure
et
recoupe
le
grand dyke de micrograni te.
Elle est composée de cristaux de plagioclases (An moyen
34)
aux
contours
corrodés
alors
que
le
coeur
des
cristaux
est
encore
sain
la
couronne
est
altérée.
Ils
sont
associés
avec
du
feldspa th
alcalin
de
type
orthose
en
plages
xénomorphes.
Une
amphibole
verte
partiellement
transformée
en
biotite
les
accompagne.
Quelques granules de quartz sont é"galement visibles.
Toutes les phases minérales sont xénomorphes,
l'agence-
ment
rappelle
celui
des
aplites.
La
proportion
des
minéraux
varie
beaucoup
surtout
lorsque
l'on
se
rapproche
de
la
monzosyénite
où
la
diminution
de
l'amphibole
ne
permet
pas
d'observer
un
contact entre ces deux formations.
Il 1.3 - Les venues filoniennes
Trois
types
de
filons
peuvent
être
distingués
d'après
•
leurs caractères pétrographiques.
111.3.1 - Le filon aplitique central
•
Il
recoupe
la
coupole
en
deux
croissants
de
puissance
décimétrique
et
de
pendage
subvertical.
Constitué
essentiellement
de
quartz
xénomorphes
entourés
par
des
feldspaths
alcalins
(orthose),
l'agencement
rappelle
en
certains
endroits
la
texture
graphique,
en
d'autres,
la
texture
aplitique.
Cette
roche
a
subi
des
ruptures
de
cisaillements
qui
se
manifestent
par
des
zones
•
millimétriques
de
broyages
où
subsistent
des
petits
grains
anguleux
de
quartz
à
extinction
roulante
associés
à
de
fins
granules
de
feldspaths a lca lins, bordés par des oxydes de fer.
111.3.2 -
Les filons de granophyres
•
De
petits
filons
radiaux
recoupent
les
roches
basiques
au Nord et au Sud.
Leur puissance est décimétrique et leur extension
limitée à quelques dizaines de mètres.
Il
s' agit
de
roche
à
texture
granophyrique
où
subsis-
•
tent
des
plages
amiboïdes
de
quartz,
colmaté
par
de
fins
granules
de
quartz
et
feldspaths
alcalins
aux
.relations
très
diverses;
tantôt l'on observe des myrmékites,
tantôt de petites plages d'orthose

---

•
•
Q
,
•
•
••
A\\---'-----.....L.
-l..._ _--.::::.....;~Z6
Figure ~2,:
'P/Li.n.ci..fXLle4 f.olllTU2Ü.OM pétA.o9/W-phi..qp.e4 de Tar;.ueJ:. /l.epold.ée4
4Wl.
le
dia.f;A.arnme
Çua;z;tJ
-
Alca1.i..n4
'P~claAe4.
D'afJ/l.M la c1..M-1.i..ti-crz:ti..on .i.n;te/l.nrz:ti..ona.Le de4 /l.oc1l.e4 éA.u.p:ti..ve4.
1 -
g.abb/l.o
anold.ho-1.i..:tJ..qp.e,
2
-
anold.ho-1ile g.abb/l.oJ:.qp.e,
J
-
monJOanoll.-
-tho-1ile, 4 - monJOnile, 5 - monJOnile qp.aII.:t;;i-f,.èll.e, 6 - 9/Lanile a.Lca1.i..n.

---

-9" ) ')
présentant
des
perthites
en
flammes
réticulées,
tantôt
c'est
la
texture granophyrique qui domine.
Il 1. 3.3 - Le filon bréchoide siliceux au SE de la structure
Déjà
signalé
précédemment,
ce
filon
est
constitué
essentiellement
par
de
la
calcédoine
colmatant
des
lambeaux
de
roches
altérées
parmi
lesquels
nous
avons
reconnu
du
quartz
et
des
restes
de
feldspaths
alcalins.
Fréquemment
l'on
observe
des
passées
filamenteuses
millimétriques
remplies
par
un
carbonate
(dolomite ou
sidérose)
encapuchonné
par
des
oxydes
de
fer.
Locale-
ment
on
observe
des
vacuoles
millimétriques
tapissées
par
de
petits quartz automorphes.
IV - CONCLUSION
Le
petit
massif
de
Tagueï
présente
des
proportions
roches
basiques
/
roches
acides
différentes
de
celles
des
grands
~ .
massifs
(Bous,
Ofoud)
de
plus
son
étude
nous
a
conduit
à
nous
pencher
sur
la
nature
de
la
monzoanorthosite,
déj à
rencontrée
dans
l'Ofoud,
mais
qui
affleure
dans
de
meilleures
conditions
à
Tagueï.
Initialement
il
s' agirait
d'une
anorthosite,
qui
serait
pénétrée
par
un
liquide
riche
en
alcalins
et
silice
permettant
la
cristallisation
dans
les
espaces
laissés
entre
les
plagioclases
de
feldspath
alcalin
et
quartz
auxquels
sont
associés
un
cortège
de
minéraux
traduits
des
conditions
de
formation
proche
de
la
surface.
L'étude
pétrographique
des
formations
basiques
•
et tout particulièrement les textures révèlent également des conditions
de
cristallisation
à
faible
profondeur,
de
très
nombreuses
associa-
tions
minérales
rappellent
celles
observées
dans
les
roches
volca-
niques.
Le
report,
sur
le
diagramme
Q-A-P
(d'après
la
•
classification
internationale
des
roches
éruptives)
(fig.
)
laisse
apparaître une lacune entre les formations
acides et la monzoanortho-
site qui se situe dans le domaine des monzogabbros et monzodiorites.
•
•
•
...

---

•

---

MINÉRALOGIE
l - LES FELDSPATHS
1.1 - Les plagioclases dans les formations basiques
~~EE~~log~suement les
plagioclases
évoluent
du
coeur
de
la
structure
vers
ïâ--périphérie.
Dans
les
monzoanorthosites,
ils ont un habitus allongé en lattes de 4 à
5 cm de long sur 0,5 cm
de
large.
Les
cristaux
sont
parallèles
à
la
lamination
ils
sont
parfois
légèrement
tordus.
Dans
les
anorthosites
gabbroïques,
leur
forme
est
prismatique,
leur
dimension
est
plus
modeste
(2
à
3 cm
sur 0,5 cm),
ils sont toujours orientés parallèlement à
la lamination.
Dans
les
gabbros
anorthositiques
leur
taille
diminue
encore
(1
à
1,5
cm
sur
0,5
cm)
leur
habitus
est
tabulaire,
leur
orientation
-est
toujours
nette
;
par contre
une
forte
proportion
de
ces cristaux
présentent
des
cassures.
Enfin
dans
les
faciès
de
bordure,
les
plagioclases
sont
en
fines
baguettes
millimétriques
allongées,
déso-
rientées
leur
agencement
avec
les
clinopyroxènes
les
englobant
rappelle les textures de "quench".
La zonation est
très
importante
dans
la
monzoanortho-
site,
moyenne dans-Pa:northosite gabbroïque et faible
dans le gabbro
anorthositique.
Une
étude
à
la
microsonde
à
travers
un
plagioclase
de
la
monzoanorthosite
(extrait de J. Husch,
1982)
montre une super-
position
d' un
zonage
normal
et
d' un
zonage
oscillatoire.
La
teneur
•
en
anorthite
oscille
entre
An 66 et An 56 dans le coeur du cristal ;
la
périphérie
diminue
de
An 56 à An 18, par saccades. Ces cristaux
présentent
jusqu'à
cinquante
zones
successives.
Cette
zonation
se
fait
en
dents
de
scie,
traduisant
des
états
d'équilibre
et
de
déséquilibre successifs.
Dans
les
gabbros
anorthositiques
la
zonation
est
plus
régulière,
avec
des
zones
successives
normales
et
peu
nombreuses .
.Le coeur des cristaux varie' de An 66 à An 58,
puis vers la périphé-
rie, la composition" devient plus sodique jusqu'à An 32.
~~~~~tio~_~~i~~s~~. Au
cours
de
la
cristallisation
•
des plagioclases on assiste a
une forte
augmentation du pôle sodique,
qui
diffère
les
petits
massifs
(Tagueï
et
Abontorok)
des
grands
massifs
(Bous,
Ofoud)
qui
présentent
une
faible
variation
de
la
composition.
Alors
que
les
gabbros
anorthositiques
présentent
en
•
fin
de
cristallisation
des
plagioclases
une
légère
augmentation
en
potassium,
ceux
des
monzoanorthosites
ont
au
contraire
une
légère
diminution
du
potassium
et
leur
lignée
se
dirige
vers
le
pôle
albitique.
En
fait
dans
l'ensemble
des
formations
basiques,
•
on
constate
que
les
plagioclases
subissent
une
fluctuation
à
l' inté-
rieur
de
chaque
unité
distinguée,
mais
il
n' y
a
pas
d'évolution
régulière des
uns
aux
autres.
La
figure
,
montre
une
plus forte

---

Na écho
1
78 Tag 1 (77-13>
1
1
1
!
1
1
N°Passage 1
1-1
1-2
1-3
1-4
1-6
~
1-9
1
2-1
2-2
2-3
2-5
2-6
1
2-7
1
Si0
1
68,49
68.17 ~ 62,481 59.59 156,02 ~
51.97
54.14
1
69.26
67,10
69,41
62.91
65,06
1
51,49
1
2
A1 0
1
20.97
21.70122,751
24.21 1 24,53 127.51 1 28.691
30.58
29.11
1
20.30
20,27
20,62
17,97
22,93
1 30,10
2 3
FeO*
1
0,10
0
1 0
1
0,121
0.11 1 0,231
0,121
0.25
0,19
1
--
--
--
--
-
1
--
CaO
1
0.75
1,261
3.21 1
5.21 1
6,32 1 9,52111,231
13.00
11,40
1
0.06
0,14
0.45
0.25
3,04
1 12.70
Na 0
1
11.03
10,731
8.661
7.651
6.44 1 4.931
4.381
3,41
4.18
1
10.97
10,24
10.78
0.08
9.37
1
3,45
2
K 0
1
0.02
0,051
0,281
0.651
0.94 1 0,431
0.161
0.07
0.21
0,00
0,04
0.02
15,77
0.00
1
0,18
2
Total
101.36
101.91 196.991100.321 97.93 198,64198.621
99.28
99,23
100,59
97.79
101.28
96.98
100,40
97.92
_ _ _ _ _ _ _ _-;1
1
1
1
1
I~--:----+-------
Si
2,951
2,924 I~ 2.757 12,705 ~
2.369
2,457
2,993
2,980
-2-,-98-2-i-1-2-.-99-6-
2,844
2,377
Al
1,065
1.097 Il,2161 1.259 1 1,312 Il,47311,5431
1.643
1,557
1,034
1,061
1,044
1,009
1,182
1,638
1 Fe
0.004
0,000 10.0001 0,004 1 0,004 10.00910,0051 0.010
0.007
0,000
0.000
0,000
0,000 1 0.000
0,000
1 Ca
0,035
0,058 10.1561 0,246 1 0.307 10,46310.5491
0.635
0.554
0,003
0,007
0,021
0,013
1
0,142
0.628
è::?
1 Na
0,922
0.892 10,761 1 0.655 1 0.567 10.43410.3881 0.301
0,368
0,919
0.882
0,898
0,007
1
0.794
0,309
~
l'o
1 K
0,001
0.003 10.0161 0,037 1 0.054 10,02510,0091 0.004
0.012
0,000
1 0,002
0.001
0,958
1 0,000
0,011
1
Total
4.977
4.975 1 4,9651 4.959 1 4,950 1 4.94914.9601
4,962
4.955
4.949
1 4.932
4.946
4,983
1
4.962
4,963
1
r
1
1
1
1
1
1
1
1Mole %
1
1
1
1
r - I I
1
1
1 - -
1 An
3.62
1 6,08 116,711 26.28 1 33.10 142,18158,051
67,52
59,33
1
0.30
1
0,75
2.25
1.30
1
15,20
66.29
1
1 Ab
96.27
1 93,66 181,561 69,82 161.04 155.56140.971
32.05
39.37
1
99.70
1
99,00
97.63
0,76
1
84.80
32,59
1
1 0["
0,11
1 0.20 1 1.731
3.90 1
5.86 1 2,261
0.981
0,43
1,30
1
0.00
1
0,25
0,12
97,94
1
0.00
1,12
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Tab1eauXK)\\h
An.a.I.1jAe4
chi.mi..qtJ.e4
ckd
te1J:t.JpatJw
CÛ1.1t4
.le4
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6aM.qtJ.e4 de TG9"eL.
78 TU9 1 17l-1JJ : monJOarwJLtlw4Üe
1-1 -
or.i.A:t.t:Ll de p./.af;)..oc.l.aAe 1pûLpluvu..eJ
1-2 - CAiA.taJ. de p./.af;)..oc.l.aAe 1pé.tti..phiA.i.eJ
1-J - or.i.A:t.t:Ll de p./.af;)..oc.l.aA e 1CDeuA. J
en.tA.e
1-J et 1-4 ex.i.A.te une .limi.-te en.tA.e CAi.A.taux.
1-4 - or.i.A:t.t:Ll de p./.af;)..oc.l.aAe 1pé.tti..phé.tti..eJ
1-5 et 1-6 - même CAiA.ta1. 1pcvr.û.e médi.DJr.eJ
1-7 - même or.i.A:t.t:Ll 1pcvr.û.e .i..rL:teAIleJ
1-8 - même or.i.A:t.t:Ll pcvr.û.e .i..rL:teAIle 1CDeuA. du or.i.A:t.t:LlJ
'11 )(
1-9 - même CAiA.taJ. pcvr.û.e Uî.?-eAIle
2-1 d 2-5 - CA!Jplopfi!./Lth.i.:te avec :
2- 1 d 2-J - CIUA.ta1. d'albite
2- 5 - oJLtlw~e
"')
L
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_ / _ : .__ 1
:_.J. __ ........ :_J
-.
-.
-.
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-
-

---

•
1 N°
écho
1
Tag 1
I
I_ _---,._ _....,-_----r_ _-r-_-.,_ _~--,---
1
Réf.
1
2
1
3
1
9
j 15
27
1
28
1
31
1
69
1
Si0
1
52,20 1 53,35 ~r--64-,-27-+-1-63-,-09--;-1-63-,-88-i'-6-3-,5-
7-i-]-6-4-,{,-S-
2
1
A1 0
1
30,21 1 28,74 125,90 1 18,36 1 18,27 118,43117.891
18,61
2 3
•
FeO*
1
0,13 1 0,29 1 0,591
-
1
1 -
1
-
1
CaO
1
12,92 1 11,11 1
7.391
-
/
-
1
0,021
-
1
0.20
1
4.37 1
4,65 1 6,721
0.46
0.12 1 0,291
0,461
1,47
1
0,21 1 0,30 1 0.501 15.90
15,88 115,56115,81 1
13,81
1 100,05 1 98,50 199,131 99,03
97,39 198,26197.751
98,86
_ _ _1
1
1
1_ _--+-_ _'
1_ _.;-1
_
•
Si
1-2,-37-1-1 2.448 ~I 2,996
2.991 12,99613,0041 2,990
Al
1 1,617
1
1, 554 11,380
1,009
1,021 11,019 10,996 1
1,018
Fe
1 0,005
1 0,011 10,022
1 -
1 -
1
Ca
1
0,629
1 0,546
10.358
1
-
1
-
1 0.010
Na
1
0,385
1 0,414
10.589
0,042
0,011 10,02610.0421
0,132
K
1 0.012
1 0,018
10,029
0,946
0,961 10,931 10,9531
0.817
•
Total
1
5.019
1
4.991 1 4,998
4,993
4.984 1 4,9731 4,9961
4,967
_ _ _ ,
1
1
1
1
Ii--_ _
Mole % 1
1
1
1
I~
An
1
61,31
1 55,83
1 36.68
0
0
1 0
1 0
1
1,04
Ab
137,52
i 42,33160,35
4.25
1,13/2,7214,22113,76
Or
1
1,17
1
l ,84
•
1
2,97
95,75
98,87 1 97,28 1 95,78 1 85,20
1
1
1
1
1
1
1
Tableau y'~V:
An.ez4.1~ c.lUmi..qu~ ~ ~pa.i:.ll.d d~ ~ /DJU1Iab.DfIA
~deT~
Ta/} 1 : mon.1D'JIl.D1l.i:Iw~e
2 ., ~ p.lAg)..Dc/.tue
9 - p.lAg)..Dc/.tue ~
15 - 27 - 28 - }1 - <lect.i..M4 d.e /..el.d<lpa.t1IA po~ .iJLt~
69 - t.eJ.d.dpc:tJt po~ darI.<I un.e <lV"P'!-~
- - - - T = " = = -
1
N° écho
77-11 (Tag 18)
, - - - - + - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - , - - - - - - - - - - - - - -
• N° Passage 1-1 1-2 1-3 1 1-4 1-5 1 1-6 1 1-7 1-8 1-9 1-10
Si0
54,45
52,60
53,29
1 51,12
53,34
1-5-3,-23--+'-52-,4-7-
54,34
59.84
60,72
2
A1 0
29,36
29,86
29,55
1
30,15
30,46
1
30,15 1 30,06
23.29
26,95
24,49
2 3
FeO*
0,20
0,12
0,30
1
0,23
0.19
1
0,05 1
0,05
0,07
0.20
0,27
CaO
11,19
12,58
Il,84
1
12,72
12.35
1
12,00 1 12,09
10,42
77 ,65
5,60
Nap
4,76
3,91
3,81
1
3,83
4,42
1
4,47 1
4,16
4.45
6,63
6,93
K 0
0,02
0,10
0,21
1
0,04
0,20
1
0,14 1
0,09
0,30
0,09
0,66
2
Total
99,98
99,17
99,00
1
98,09
100,96
1 100.04 1
98,92
97.87
101,36
98,67
- - - - + - - - - - - - - - - + ' - - - - - - - ' - - - - + 1 - - - - - - - + - - - - - - -
Si
2,453
2,399
2,428
1
2,362
2,393
1 2,405
1
2,396
2,492
2,626
2.727
Al
1,559
1.605
1,587
1
1,642
1,611
1
l,60S
1,618
1,529
1.394
1,297
Fe
0.008
0,005
0,011
1 0,009
0,007
1 0,002
0,002
0,003
0,007
0,010
Ca
0,540
0,615
0,578
1 0,630
0.594
1
0,581
0,592
0.512
0,364
0,270
Na
0,416
0,346
0.337
1
0,343
0.384
1
0,392
0,368
0,396
1
0,564
0,604
K
0,001
0,006
0,012
1 0,002
0,011
1 0,008
0,005
0,018
1
0,005
0,038
Total
4,976
4,975
4,953
1
4,989
5,000
1
4,992
4,982
4.950
1
4,961
4.945
1
1
1
Mole %
1
- - , - -
1
An
56,44
63,62
62,37
1
64,57
59,99
1
59, 17
61,29
55,80
1
38.73
29.59
Ab
43,44
35,78
36,31
1 35,18
38,85
1 39,89
38,16
42.32
1
60,73
66.26
Or .
0,12
0.60
1,32
1
0, 25
l , 16
1
0,94
0,55
1,88
1
0.54
4. i5
1
1
1
1
,4~~
c.rwn.t.'iLl~
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t.elJiA,oa.t:.hA
b<Ui..que<l de T~.
77-11 rTa/} 181 : ~blto an.oll.i:lw~'iLle - p.lAg)..DcI..a.4e
1-1 - fXVU:.i.e .iJLt~ét:J.i..a.i.A.e
1-2 d 1-7 - padÎ-e c.erLtll.cU.e du C/I.i.~
1-8 - fXVU:.i.e .iJLt~tidi.t:J.i..A.e

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évo1td.i.on
dM
f.eJ.d4pa;thA
dan4
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baAi.ClfLM
de ï ag.ue1:..
a -
évo.1.J..di..on de .La compo-d.i.-:ti..on dafIA .LM p.Lag).-oua-de-d de-d an.olZ.t/w-dde-d
g.abOlZ.o.tClfLe-d
b -
évo-Lution
de
.La
compo-d.i.-:ti..on
cian.A
.Le-d
9-JZ.an.d-d
p.Lag).-OUa-dM
de
-La
mon~oan.olZ.t/w-dde
c -
évo-Lution de .La compo-d.i.-:ti..on dM f.eJ.d4pat./vJ aJ..ca.Li...rw (po.i.It.t4 no..i..JZ..,j) et
dM
p.Lag).-o~e-d (ceJZ.Ue-d) cian.A .Le-d e-dpaCe-d .i.Jt;teJZ.-d:tJ..;ti.eJ..-d de .La
mon~oan.olZ.tJw-dde.

---

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77-11 (Ta.g 18)
(78 Tag 1l
r
1
1
1
~N0Pusage 1 1-1
1-2
1-3
2-1
2-2
2-3
5
6
7
29
68
67
1
1
5i02
1
50.65
50.24
48.30
47.27
49.45
49.42
52.04
51.07
50.87
50.50
50.42
50.71
1
1
A1203
1
3.00
2.65
3,77
5.51
2.71
3.92
1.56
1,67
1. 27
1,59
1.68
1.47
1
-
1
Ti0
0.98
1.09
1.72
2.40
1.06
1,37
0,61
0.94
0.54
0.78
0.73
0,98
1
2
1 Fee"
9.13
9.68
9.66
10.13
9.49
10.15
9.96
10.49
10.63
10.41
11.54
10.71
1
1
MnO
0.22
0,06
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0.66
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0,01
1
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13,05
13.25
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11.97
12.97
12.69
15,33
15.17
14.51
14.85
14,86
15,06
1
1 CaO
22.08
22.23
22.15
22.07
22.12
22.04
19,63
19,24
20.38
20.66
19.32
19.78
1
1
Na20
0.20
0.30
0.32
0.18
0.23
0,41
0.26
0.18
0.38
1
1 Total
99.11
99.00
97.92
99.36
98,00
99.91
99.64
99.47
98.75
99.73
99,11
99.09
1
1
1
~ Si
1.911
1.904
1.859
1.797
1.895
1.863
r 1.947
1.924
1.936
1.908
1,916
1.920]
Al IV
0,089
0.096
0.141
0.203
0.105
0.137
l, 0.053
0.074
0.057
0.071
0.075
0,066
V1
1 A1
0.044
0.022
0,030
0.044
0,017
0,037
0,016
1
1 Ti
0.028
0.031
0,050
0.069
0.031
0.039
1 0,017
0.027
0.015
0.022
0,021
0,028
1
1 Fe
0.288
0,300
0,311
0,322
0.304
0.321
l' 0,312
0,330
0,338
0.329
0,367
0,339
1
1 Mn
0,007
0.002
0,000
1
0.010
0.021
0.005
0.021
0,012
1
.1 Mg
0.734
0.748
0.695
0,678
0.741
0,713
0.855
0.852
0,823
0.836
0.842
0,850
1
1
1 Ca
0.893
0,903
0.913
0.899
0.908
0.890
0.787
0,777
0.831
0,837
0.787
0.803
1
1
1
Na
0.015
0,022
0,023
li 0.018
0,017
0,030
0,019
0,013
0.028
1
1 Total
3,994
4.006
4,014
4,011
4,024
4,023
li 4,008
4.021
4,035
4,044
4.032
4.033
1
1
1
li
1
Il
1 %0 atomique 1
1
.1 Ca
1 46.46
46,98
47,57
47.34
46,49
46,26
Il 40,07
39,24
41.61
41,37
39.19
40.31
1
1 Fe....
1
15,35
15.71
16,21
16.96
15.57
16,68
Il 16,39
17.73
17,18
17,30
18,88
17.02
1
.
1 Mg
1
38,19
38,91
36,22
35,10
37.94
37.06
li 43.54
43.03
41.21
41.33
41.93
42,67
1
l"l Fe/Fe+Mg 1 0.281
0,286
0.309
0,322
0.290
0,310
0,267
0,279
0.291
0,282
0,303
0,285
1
1
1
1
1
1
•
Tableau 7iJ[!f
An.a1.y4e cJWni..qp.e dM cLi.noP1JA.OXèJ'l.M dM ll.och.M baAi.qp.M.
Ca
TA GUEï
Ca
1
1
\\
_ L
,
...
1
\\
-I-I-~~~t-+-- :
\\
1
\\
1
\\
1
\\
1
\\
------~

---

•
proportion
d' anorthite
dans
les
plagioclases
des
monzoanorthosites
que
dans
ceux
des gabbros anorthositiques,
mais
l'évolution générale
marquée par un enrichissement en alcalins est parallèle.
•
1.2 - Les feldspaths alcalins dans les formations basiques
Ils
se
localisent
dans
les
espaces
interstitiels
laissés
par
les
grandes
lattes
de
plagioclases.
On
y
distingue
trois
types
•
de feldspaths
:
- des plagioclases
en
petits
cristaux
millimétriques
à
coeur
d' oligoclase et bordure albitique
- des petits grains d'albite pure ;
- des cristaux
aux
contours
diffus,
soit
aSSOCles
à
l'albite,
soit en symplectique avec du quartz et de l'orthose.
70
.-. ....-
.
.
.._ • .: e._ ••.• • ••..•.•...•..•. .
.••••
._ ••.•.•• •••••..•••..••.••••
60
.•'. e.
'
_:e.
••••••:
'.'
'._
•
'.'
.'
e.
. .
. .
.,: ','
.."
50
. ..-.
.
.
• • • • •
t • • • •' ,
40
. ..
., ..
An
.- .-,', .
" ..
..e
e.
'.
" .
. ... .'.
30 .'
.
-...
e•.'..
20
1
1
2mm
3
4
Figure ~5:
ï /l.aveRAée
d' un.
pJ..af;)..oc1.J:JAe
de
.I..a.
mon.JDano/l-tJw4.L:t.e
de
ï G9-Ue1:.,
avec
un.
.in.t:.e/l.vaLLe
de
10
nU.C/Wn.4
(d' ap/l.è4
J. HU1ch, 1982) •
.4

---

21l
II - LES PYROXENES
Dans
les
formations
basiques
de
Tagueï
il
n' y
a
pas
d'orthopyroxènes
l'étude
des
clinopyroxènes.
d'après la termi-
nologie
de
Poldervaart
et
Hess
(1951).
fait
apparaître
que
ceux
des monzoanorthosites sont du type augite alors que ceux des gabbros
anorthositiq ues appartiennen't aux salites (fig.
) .
Comme
dans
les
autres
massifs
étudiés
(Bous,
Ofoud)
les
clinopyroxènes
de
Tagueï
ont
une
évolution
caractérisée
par
une
variation
du
calcium
et
peu
de
changement
dans
le
rapport
Fe/Fe+Mg.
Par ,contre
des
différences
notables
apparaissent
entre
les
clinopyroxènes
des
monzoanorthosites
et
ceux
des
gabbros
anorthositiq ues.
Dans les monzoanorthosites la
proportion
d'alumine est
rela tivement
fciib-ië"o-:--j"'-à--ï-:7--%Y-et
celle
de
la
silice
élevée.
Ce qui se traduit dans le diagramme de Lebas
(1962)
par une locali-
sation
de
ces
minéraux
dans
le
domaine
des
roches
non
alcalines.
Dans la formule structurale les sites tétraédriques
[Si J4 +
[Al J4
ne
sont pas tous occupés et l' [Al J6
est
absent.
Le
titane
est
présent
€on
quantité
inférieure
à
celle
des
pyroxènes
des
gabbros
anorthositiq ues.
Cette
augite
légèrement
titanifère
est
fréquemment
transformée en amphibole calcique.
,
12~!!~_le~.&~~~E~~_~!!~E!.~~~itig~~~
les
pyroxènes sont du
type
"b.~e:... On
note
que
le
coeur
des
cristaux
est
plus
riche
en
•
titane et alumine,
ce sont des titanosalites,
alors que leur périphérie
peut
être
qualifiée
de
salite
titanifère.
Comme
l'ont
décrit
Yagi
et Onuma (1967) Al accompagne Ti:
[Si J4+ [Al J6 ~ [ Al J4 + [ Ti]6
et
ces
minéraux
sont
caractéristiques
des
suites
alcalines.
Si
l'on se
reporte
au
diagramme
Ti/Si
(Yagi
et
Onuma,
1967),
l'évolution
des
clinopyroxènes
des
gabbros
anorthositiques
de
Tagueï
se
place
•
parallèlement
aux
courbes
de
différentes
suites
alcalines
volcaniques
figurées
sur
ce
diagramme,
et
peuvent
tout
comme
elles
représenter
le stade médian et terminal de la cristallisation fractionnée.
Cette
affinité
est
également
confirmée
par
leur
locali-
sation dans le domaine alcalin du diagramme de Lebas (1962).
•
L'apparition
tardi ve du
cl inopyroxène
par
rapport
à
l'olivine
et
au
plagioclase
dans
ces
formations
permet
d'envisager
les
différences
de
composition
en
rapport
avec
le
liquide
résiduel
intercumulus.
Dans
les monzoanorthosites l'abondance des plagioclases
par
rapport
aux
gabbros
anorthositiques
peut
expliquer
que
le
•
liquide
résiduel
est
appauvri
en
Ca
et
Al,
alors
que
le
Fe
et
le
Mg
ne
sont
pas
affectés.
Le
Ti
ayant
des
affinités
avec
Al
aura
tendance
à
migrer
vers
les
liquides
résiduels
des
formations
externes
qui
sont
plus
riches
en
Al.
Ces
remarques
suggèrent
que
l'on
est
en
présence
d'une
suite
évoluant
des
anorthosites
vers
les
gabbros,
et
souligne
encore
la
prudence
avec
laquelle
•
il faut util,iser les diagrammes de
Lebas.
Il apparaît que la cristal-
lisa tion
précoce
des
plagioclases
ait
un rôle important dans
l' évolu-
tion des autres phases minérales.

---

2)1 ~
•
N
o
fi)
•
B
•
c
•
46
Ti
0 . 1 5 , . . . - - - - - - - - .
1
2
3
4
5
6 AI2 ~
•
C;;r
F igure a:
é vo.!..J..LtiJJ n de4 clJ..n..o p y;z.o xèneA
0.10 \\
daM ../..e. di...a.9A-amme Ca-/fIg,-Fe
(détaA.J. de -La fi..g,UA.e/.
Figure b : di...a.9A-amme de LebG4 11962)
•
0.05
A - dom ai.n.e no n cUcaJJ..n. B - dom ai.n.e
a-I.t::.aJJ..n. C - dom ai.n.e pM.aJ.caJJ..n..
Figure c : 4:tade médian et :f:Ivun.i.fl.aJ... de
la ~at:i.on de-d 4~
akali.n.e4 du N!J.M.ac.ong,o (1) de Taka!w-
1:6
1.7
Si
1.8
4hafl.ama (2) de BJ..ack :Jack {JI de (/lOlZ.otu
t
(4)
de "jMant4
(5),
7>o4.i..tWn de Tag,uet (6).
· Le4 po.i.rU4 nO-Ù7.4 lZ.eplZ.~ent2.n;(; k4 g,abblZ.o"j
. ano/l..tfw"j.dl.qUe4,
k4 CM.cJ.24 k4 monJO-
anolZ.-th..o"j~•
N
o
1-
•
••
.. ,
1
00'
0 0/
•
0
O·
1
2
3
4
5
AI203
Figure ~~ :

---

La
nature
des
pyroxènes
de
Taguei
présente
des
affinités
avec
celle
des
suites
alcalines
volcaniques
et
confirme
les
conclusions
pétrographiques
sur
le
caractère
hypabyssal
et
la
cristallisation
proche
de
la
surface
des
principales
phases
minérales.
III - LES OLIVINES
77 .11. Tag .18
1-1
1
1-2
2
Elles
nI existent
que dans
les anorthosites gabbroïques et
1-35-,-44-;--3-5-,5-4
Si0
35,31
les
gabbros
anorthositiques.
2
Elles
cristallisent
précocement
1
Al 0
0,65 1
0,80
0,61
2 3
et sont automorphes.
FeO*
'37,26 1 38,46
39,09
Leur
principale
caracté-
MnO
0,20 1
0,37
0,33
ristique
est
leur
teneur rela-
MgO
23,67 1 25,92
24,96
tivement élevée en Ca (de 0,20
à
0,49
%),
ce
qui
selon
CaO
0,49 1
0,45
0,20
T.
Simkin
et
J•V •
Smith
Total
99,58 1101,44
100,73
(1970)
est
caractéristique de
type extrusif ou hypabyssal.
1
Si
0,995
0,985
0,997
Al
0,022
0,026
0,020
Fe
0,879
0,894
0,917
Mn
0,005
0,009
0,008
Mg
1,079
1,074
1,044
Ca
0,015
0,013
0,006
1
Total
2,994
3,002
2,993
% atomique
- 1
Mg
54,77 1 54,52
52,99
2
Fe \\Mn
45,23 1 45,48
47,01
•
Fe/Fe+Mg
0,448 1 0,454
0,467
1
•
ollvi..n.eA
d..an.4
l.eA
f)l2.bb/l.04
•
•
•

---

B
1
78 Tag 1
A
178 Tag 1
1
C
178Tagl1
1
0
1
78 Tag 1
0 - - - -
1
1
19
4
1
18
- - -
Si0
1
26,15
1
2
1
1
11
12
-S-iO-- - '
43,24
Si0
1
37,70
1
38.33
2
2
AI 0
1 19,01
1
2 3
Si0
1
--
-
AI 0
1
7,10
AI 0
1
27,51
1 25,28
2
2
2
3
3
Ti0
1
0,11
1
1
2
E
1
78 Tag 1
1
A1 0
Ti0
1
l,55
Ti0
1
0,04
1
2
1
0,12
-
3
2
2
FeO*
1 35,13
1
Ti0
1 49,90
49,34
FeO*
1 25,16
FeO*
1
7,50
1
10,03
2
1
1
13
1
l~ 1
MnO
1
0,45
1
FeO*
1
48,26
47,36
MnO
1 0,02
MnO
1
-
1
Si0
1
MgO
1 10,17
1
2
30,21
1 30,79
1
MnO
1
1,04
l,59
MgO
1
7,51
MgO
1
0,03
1
0,05
A1
CaO
1
0.37
1
20
1
1,65
1
1,11
1
3
MgO
1
0,06
--
CaO
10,18
CaO
1
23,16
1
23,47
Ti0
Na 0
1
0,04
1
2
1
~,~ 1 TI,W 1
2
CaO
1
0,13
-
Na 0
1,78
Na 0
1
-
1
0,06
FeO*
1
2,22
1
0,31
1
2
2
K 0
1
0,08
1
2
Na 0
1
0,01
--
K 0
0,97
K 0
1
--
1
0,01
2
MnO
1
0,08
1
-
1
2
2
Total
1
91,64
1
K 0
1
0,02
0,08
Total
97,55
Total
1 .96,03
1 97,23
1
1
2
CaO
1 27,64
1 28,86
1
1
1
Total
1
99,69
98,42
Si
1
1,988
1
Total
1 97,18
1 98,28
1
------,
_ _ _ 1
1
Si
6,772
1
Si
1
2,916
2,970
1
1
1
1
Al
Il,703
1
Si
1
--
--
1
AI
1,228
1
Al
1
2,508
2,308
1
Si
1 1,020 1 l ,022
1
Ti
1 0,006
1
Al
1 0,007
--
1
Ti
0,083
1
Ti
1
--
--
1
Al
1 0,065
1 0,043
1
Fe
1
2,233
1
Ti
1 1,930
1,931
1
Feil
2.981
1
Fe
1
0,485
0,650
1
Ti
1 0,897
1 0,928
1
Mn
1 0,032
1
lll
Fe
1 2,076
2,061
1
Fe
0,315
1
1
1
Fe
1 0,063
1 0,009
1
0;0
Mg
1
1,152
1
Mn
1 0,045
0,970
1
Mn
0
1
Mn
1
-
--
1
Mn
1 0,002
1
--
1
Ca
1 0,030
1
t
Mg
1
-
-
1
Mg
1,753
1
Mg
1
-
-
1
Ca
1 1,000
1
1,026
1
Na
1 0,008
1
Ca
1 0,007
-
1
Ca
1,708
1
Ca
1
l ,920
l ,948
1
Total
1 3,048
1 3,028
1
K
1 0,005
1
Na
Na
1 0,541
1
Na
1
-
-
1
1
1
1
1
--
--
1
Total
1
7,156
1
K
1
-
0,005
1
K
1 0,194
1
K
1
--
--
1
1
1
Total
1
4,066
4,068
1
Total
115,757
1
Total
1
7,830
7,876
1
1
1
1
1
1
1
TableauXYIX:
Compo4Lti.on
c.hJ.m.i..que de que1que4 mi..n.étlaux con:teru.J4 dan.4 1..e4 e4fXlCe4 inteA4;tL-U.e.-W .l..a.iA4éA fXVl 1..e4
~ocla4e4 dan.4 .la monJOarw/Lilw4ile.
A - amphi..601..e, B - épi..dote, C - c..JUo.rU..i:.e, il - .i..Jmén.L:te, E. - 4phèn.e .
..
-
-
-
-
...
...
...
-
...
-
-

---

IV- AUTRES MINERAUX
L' étude
à
la
microsonde
des
interstices
laissés
par
les
plagioclases
dans
la
monzoanorthosite
permet
d' apporter
quelques
précisions
sur
les
phases
minérales
ayant
cristallisé
en
association
avec les feldspaths alcalins et le quartz.
IV.1 - Amphibole
Elle
provient
de
la
transformation
du
clinopyroxène.
Elle
a
une
teinte
verte
sombre,
elle
est
pléochroïque
allant
du
vert
suivant
Ng
au
brun-vert
pâle
suivant
Np.
Elle
appartient
au
groupe
des
amphiboles
calciques
et
se
localise
dans
la
classifi-
cation
de
B.
Leake
(1978)
dans
le
type
ferro-édénite.
Sa
formule
structurale est :
[NaO,6KO,2] [FeO,3Ca l,7] [AIO,lTiO,2Fe3Mgl,7] [AI 1 ,2Si6,8] °22(OH,F,Cl)2
•
2+
avec un rapport Mg/Mg+Fe
de 0,37.
IV.2 - Minéraux d' altération hydrothermale
2
Une
chlorite
ferrifère
(Mg/Mg+Fe + = 0,34)
est
associée
•
à de
l' épidote
et provient de la transformation de minéraux ferroma-
gnésiens
(amphibole
et/ou
clinopyroxène)
et
partiellement
des plagio-
clases.
On
note
également
la
présence
de
calcite
à
la
périphérie
des grandes lattes de plagioclases altérés.
•
•
•
•
•
•

---

•
•

---

GÉOCHIMIE
L'étude
géochimique
du
massif
de
Tagueï
repose
sur
huit
analyses
chimiques
représentatives
des
principales
formations
distinguées dans ce petit massif.
1 - DISTRIBUTION DES ELEMENTS ET LIGNEE(S) DE DIFFERENCIATION(S)
1.1 - Diagramme de Harker
Ce
diagramme
permet
de
classer
les
différents
oxydes
en
fonction
de
la
silice,
il
a
l' avantage
de
montrer
l'évolution
de
l'ensemble
des
données,
mais
l'inconvénient
de
ne
tenir
compte
que
d'un
mode
de
différenciation
basé
sur
la
cristallisation
fractionnée suivant les séries évolutives de Bowen.
Dans
le
cas
de
Tagueï,
les
éléments
s'ordonnent
assez
bien
et
l'ensemble
des
diagrammes
révèle
plusieurs
groupes
signifi-
catifs
des
unités
pétrographiques
étudiées
Oeucogabbros
monzo-
anorthosi te
monzosyénite
granites) .
Une
lacune
importante
se
si tue entre 54 % et 67 % de SiO '
Z
•
On
remarque
une
certaine
continuité
dans
ia
progres-
sion des différents oxydes :
-
à
silice
croissante
les
alcalins
augmentent,
alors
que
tous
les autres éléments diminuent ;
- rappelons
que
la
monzoanorthosite,
masque
~n partie l' évolu-
tion
de
ces
roches
en
effet
si
l'on
tient
compte
de
sa
nature
hybride
il
faut
la
considérer
comme
une
anorthosite
enrichie
en
Si
et
K,
ainsi
les
diagrammes
AI 0
et
CaO
changeraient
de
Z 3
physionomie.
•
Si
l'on
reporte les pourcentages
normatifs en Anorthite,
Forstéri te,
Ensta tite
et
l'indice
de
coloration
en
fonction
de
Si0 ,
2
il
apparaît
une
certaine
homogénéïté
:
les
indices
A. N.
et
I.C.
décroissent
progressivement
lorsque
la
silice
augmente.
l'indice
F.O.
est
cantonné
dans
les
roches
basiques,
alors
qu' E.N.
débute
avec les monzo-anorthosites et décroît dans les roches acides.
•
La
distribution
des
principaux
éléments
apparaît
comme
homogène
et
l'ensemble
des
diagrammes
suggère
une
lignée
évolutive
si
l'on
considère
la
monzoanorthosite
comme
une
roche
intermédia ire
et
non
une
roche
hybride,
d'où
l'importance
de
la
discussion sur ce terme, clé du problème de Tagueï.
•
1.2 - Diagramme NaZO+KZO/SiOZ
La
lignée
évolutive
des
principales
formations
de
Tagueï
se
localise
dans
le
domaine
alcalin
le
long
de
la
limite
•
préconisée
par
A.
Miyashiro
(1978) .
Comme
pour
les
diagrammes
précédents,
celui-ci
montre
une
progression
des
principales
forma-
tions.
Toutefois
le
manque
d'analyses
ne
permet
pas
d'interpréter
les espaces entre groupes de points comme des lacunes sûres.

---

•
i
1
1
Tag 1
Tag 2
Tag 3
Tag 4
1
1
Tag 5
Tag 6
Tag 7 (1)
Tag 8 (1)
1
1
1
77 Tag 18
76 Tag 11
76 Tag 3
76 Tag ,
78 Tag 1
76 Tag 4
77-9
77-14
1
1
i
1
1
1
47.49
47,89
43.69
1
5102
1
1
34.48
34.72
73.29
67.96
1
1
74.14
1
•
1
îi0
1,26
2
1
1.67
1,62
1,64
1
1,13
0,22
0,50
0.34
1
1
1
°
21,14
22.59
22.29
1
,1.1
21.83
2 3
1
1
21.77
13.33
14.74
1
1
11.37
1
1
0".e ° tot
10,30
8,77
1
9.35
5.50
1
4.24
2,85
1
1
1
2 3
1
*Fe 0
1.40
2 3
1
1.33
1.10
1.20
1
0,95
1
1
1
,
1 *reO
1
8.07
6.90
7,30
1
3.69
2.96
1
1
MnO
1
0.13
0,10
1
0,12
0.07
1
0.05
0,05
0.03
0.02
1
1
1
•
1 MgO
1
5.73
4.01
3.94
1
1,36
1.11
0.35
0.74
0.27
1
1
1
1
CaO
1
9.49
10.26
10.18
1
7.85
8.53
0,54
1.74
1.41
1
1
1
1 Na 0
3,37
2
1
3.70
3.74
1
4.00
4.05
3,32
4.08
2.67
1
1
1
1
K 0
0.46
2
1
0.45
0.56
1
1.75
1.55
5,13
1
4.35
1
4.73
1
1 P205
0.41
0,54
1
0,31
0,28
1
0.29
tt"aces
0.08
1
1
0.06
1
1
1 P.F.
1
0.12
0.15
0.11
1
1.52
1,42
1
1,09
3,66
1
2.47
1
•
1
Total
1
100.07
100.08
100.93
99.90
1
99,86
100.17
,99,08
1
99,26
1
1
1 FeO ....
9.27
1
7.89
8,41
1
4.95
3.81
2.56
1.38
1,60
1
1
1
1 FeO .... /MgO
1
1.61
1,96
2.13
1
3.63
3.43
1
7.32
1.86
6.66
1
1
1
1
1
1
1
1
1
,
1
Q
1
1
4.93
5.62
1
31.72
22,34
36.82
1
1
] Ot"
1
2.72
2.66
3,31
10.34
1
1
9.16
28,21
1
30.31
25.89
1
1
1 Ab
1
28.52
30.18
30.17
1
33.85
34,27
1
1
28,09
34.78
22,80
1
1
1
An
1
41,20
43,70
42,38
36,44
1
1
36,64
1
2,68
8.47
1
5.11
1
1
Ne
1
0.61
0,80
1
1
1
1
1
1,33
0,35
1
Co
1
1
1
1
1
1
3,13
1
Di .. Hd
1
2.63
3.03
5,05
0.56
1
1
0.64
1
1
1
2.00
1
Hy - En
1
0.87
1,86
1
0.99
1
0.68
1
1
3.25
1
2.09
2,08
1.78
2,43
1
Hy - Fe
1
0,78
1
1
1
1
3.52
1
1
01 - Fa
i
7,61
6.60
6.67
1
1
1
1
1
1 01 -
Fo
8,80
1
1
6.45
6,00
1
1
1
1
1.38
1
Mg
1
1.93
1.59
1.80
1
1.38
1
2.03
1
1
1
1 !lm
3,17
2.15
0,42
1
0.95
1
0.65
1
3.08
3,11
1
2-.39
1
1
'He
1
1
1
1
1
1
1
0,68
1 Ap
1
0.97
1.27
0.73
1
0.91
1
0,14
1
0.66
1
1
1
Ac (Aeg)
1
1
1
1
1
1
1 10'01
1
1
1
1
1
1
1 Métasil Na
1
1
1
1
1
1
,
1
5p
1
1
1
1
1
,
1
1
Ru
1
1
1
1
97.12
1
98,89
96.32
1
Total
1
99,31
99.18
100,02
98.98
1
92.95
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
52
9
20
18
1
AN. norm.
59
59
58
52
1
1
1
\\
--
54
-
-
Fo. not"m.
1
50
48
1
1
11
1
5
6
1
5
1
1
1
1 [.C.
not"m.
1
26
21
23
12
1
49
1
29
51
1
22
1
1 EN.
not"m
56
L8
1.
1
1
1
1
1
•
(1)
Analyses chimiques extraites de J. Husch (1982) .
-
...- - - " -
Tai 1 (77 Tai 18) gabbro anorthositiqu~
Tai 2 (76 Tai 11)
"
"
"
Tai 3 (76 Tai 3)
~nocthositè ~abbrorqu~
Tai 4 (76 Tai 1) monzo~nocthosit~
Tag 5 (78 Tai 1)
"
"
Tai 6 (76 Tai 4) gcanltè alcalin
Tableau Y-x'!:
AnaJ..y.4 e..1 cJU..m.i...que..1 de ï agJ.LeJ:..

---

123
45
1
6 9
••
...
Ai20]
•
:0.
2
S-
1
•
•
•
10-
••
CiO
•
•
•
s,
•
•
•
4·
- N~O
•
3,
•••
• •
•
si
•
K2 0
4!
•
•
3 !
2
1
••
l)
•••
. S.O
9
60
70
•
Fe total
e
:5
..
.
·
·
1
.
5
"'gO
..
4
3
2
1
e.
,
.
.
.s
1
...
ri Oz
1
1
' e
.
S
. .
- l i
80
--I-c
.... Fr
-
El
•
_..........- ....-_..~-.,.~...-.......'.••.•.•
..
.
•
\\
.,
20
.-.....,
'"....,..
.... ......
10
---- -----------------
•
Figure <]~ :
!J.i...a.gAamme de HaA.ke.ll..
Le4 pJU.n.cipaux. oxy-de4 /jOrU. expP.Am.e4 en
f-ondion
de
5i...O2
cJw.wi...
comm.e i...ndi..ce de di..f-f-éA.encia.tion.
Le
d.iG.f)l1-OJT'.me
du
6a/j,
exp/l.i.m.e .L'Ano/l.t.JU;te
(AN),
.L 'Jndi..ce de co.Loll.a.i:.i...on
( J. C. ) ,
.Le
FOIl./j;téJU..i:.e
( FO)
e;t
.L'Uw;tati;te
( éfl)
ca.Lcu./..é4
à
pall.:tut
de4
•
nOJ1Ir1.e4 C. J. 'P. W.
en f-ondion de 5i...0 .
2

---

•
•
10
,
'}.. '
•
/
/
5·
h-
1
........
h-
4
....
,#
A
3
#
2
#
1
/'
1
40
50
60
70
Figurelo<J
fU.a.gAamme
Na 0+K 0lS.i.0
de
ï ar;.ue1:..
LVJ
VUai1g).VJ
no-U1/.!
2
2
2
/l.ep/l. é4 eni:.eni:.
J..e<J
/l.oche<J
ba<J.i...qpe<J,
J..e<J
bJ..a.nC4
J..e<J monJo-
ano/l.j)w<J.i...:t.e<J et J..e<J /l.oche<J aci..d.e<J.
F
\\
A
M
Figure b \\ :
Oi..a.9A-amme
A-F-/fl.
Le.1
poi.JI.;tA
nOM.1
/l. ep/l. é4 eni:. eJlt.
J.. VJ
f-Ollfna:ti...oM
ba.1ùtLLVJ,
J..VJ
Ce/l.uVJ
J..e.1
monJo-ano/l.j)w,-j.i...:t.VJ
et J..VJ :t./U.an9-J..VJ J..VJ /l.oche,-j aci..d.VJ.

---

P; ' ) 1
)-7
- !
Les
tendances
des
alcalins
sont
identiques
à
celles
décrites
pour
Ofoud,
les
formations
basiques
et
intermédiaires
sont
plus
riches
en
sodium
qu'en
potassium,
alors
que
les
formations
acides
sont
plus
potassiques
que
sodiques.
Le
faible
volume
de
roches
acides
par
rapport
aux
basiques,
ainsi
que
la
présence
des
monzo-anorthosites
permet
de
revenir
sur
les
principales
hypo-
thèses évoquées pour l' Ofoud (cf. géochimie de l' Ofoud) .
Pour
ce
cas
particulier
de
Tagueï,
il
semble
que
l' hypothèse
d'un
liquide
résiduel
résultant
d'un
magma
basique
différencié
duquel
ont
été
extraits
les
cumulats,
notamment
les
pla-
gioclases,
enrichi
par
une
fusion
crustale,
nous
apparaît
comme
la
plus
probable
pour
expliquer
la
formation
des
roches
acides
de ce massif.
II - PROCESSUS MAGMATIQUES
11.1 - Diagramme A-f-M
L'évolution
générale
se
dispose
parallèlement
à
la
limite
entre
domaine
alcalin
et
sub-alcalin
les
accumulations
de
cristaux-cumulats
sont
peu
marquées
par
rapport
à
l'Ofoud,
le pôle alcalin semble jouer le
rôle principal. La position des princi-
pales
roches
est
différente
de
celle
des
a 11tres
massifs,
notamment
l' Abontorok.
C'est
pourquoi
nous
avons
choisi
pour
les
autres
dia-
grammes
de
reporter
les
points
figuratifs
de
Tagueï
sur
les
mêmes
figures que ceux d' Abontorok.
•
•
•
•
•
..

---

•
•
•
•
,

---

STRUCTURE
L~s
formations
basiques
litées
de
Tagueï
ont
permis
de
relever
des
informations
structurales.
En
effet,
les
lattes
de
plagioclase
se
disposent
parallèlement
aux
plans
de
lamination ;
le
mode
de
cristallisation
et
de
mise
en
place
suggèrent
qu'il
s'agit
de
dispositions
enregistrées
dans
un
matériel
magmatique
peu
chargé
en
cristaux traduisant la
fluidalité.
Seules des
structures
planaires ont été observées.
Le
schéma
de
la
figure
','
montre
la
disposition
•
générale
de
ces
fluidalités
planaires
dans
la
partie
centrale
les
plagioclases
se
disposent
horizontalement
alors
que
vers
l'exté-
rieur
ils
sui vent
des
surfaces
à
pendage
de
plus
en
plus
fort,
pouvant être verticales à la limite avec le socle.
Ces
structures
s'ordonnent
en
coupole
et
suggèrent
que
l'ensemble
des
formations
basiques
se
sont
mises
•
en
place
sous
forme
d' un
pipe
vertical.
Ce
modèle
est
d' ailleurs
en
accord
avec
les
quelques
résultats
géophysiques
obtenus
par
].
Husch
(982).
Les
relations
géométriques entre les
venues
successives,
permettent d' éta blir la chronologie suivante
- les
monzoanorthosites
et
gabbros
apparaissent
en
premier
sous forme de pipe ;
- ils
sont
suivis
par
les
monzosyénites
et
granites
du
filon
•
courbe le long de leur bordure orientale ;
- la monzodiorite se loge au NE suivant un petit filon vertical ;
-
alors
que
les
venues
tardives
remplissent
des
cassures
•
radiales.
•
•
200md
•

---

•
•

---

ABDNTDRDK
1 - LOCALISATION ET AGE
Situé
à
mi-distance
entre
le
massif
de
l' Ofoud
et
celui de l' Egalah,
traversé par le kori d' Abontorok,
ce petit complexe
annulaire
se
reconnaît
à
sa
forme
parfaitement
circulaire
recoupant
les formations du socle (J.P. Karche et C. Moreau, 1977).
Il
se
localise
à
8
km
au
Sud-Sud-Est
des
vestiges
de
l'ancienne
ville
d' Assodé.
Avec
ses
2.600
mètres
de
diamètre
il
se
parcourt
facilement
et
rapidement.
Son
centre
se
situe
à
8°35' de longitude Est et 18°23' de latitude Nord.
Par
analogie
avec
les
massifs
subvolcaniques
VOISInS
(Ofoud
au
Nord,
Egalah
au
Sud)
le
petit
massif
d' Abontorok
a
dû
se
mettre
en
place
à
la
fin
de
l'Ordovicien
ou
au
début
du
Silurien.
Il. MORPHOLOGIE ET CONSTITUTION (fig.
)
Deux
grandes
unités
morphologiques
apparaissent:
•
une
partie
centrale
en
relief,
entourée
par
une
dépression
annulaire
traversée
par
des
filons
en
arc
de
cercle et bordée par les granites
et gneiss du socle qui tracent la limite circulaire externe du massif.
La
partie
centrale
représente
un
relief
endommagé
par
des
petites
dépressions
adventives
provenant
de
ravinements.
•
,Une
dépression
plus
large
est
dominée
de
plus
de
100
mètres
de
commandement
par
une
brèche,
point
culminant
de
ce
massif,
à
plus
de
800
mètres
d'altitude.
Cette
brèche
endogène
est
constituée
d'éléments
anguleux
grossiers
de
taille
très
variée
(du
centimètre
au
décimètre,
exceptionnellement
au
mètre),
provenant
essentiellement
de
matériaux
acides,
surtout
syénitiques,
mais
pouvant
également
•
être
de
nature
basique
(on
y
trouve
quelques
blocs
d' anorthosites
et d' anorthosi tes ga b broïq ues) .
Ce
relief
est
circonscrit
par
une
dépression
annulaire
l
de
1
km
de
largeur,
creusée
dans
des
roches
basiques
allant
des
anorthosites à
l'intérieur aux gabbros et ferrogabbros
vers l'extérieur
de
la
structure.
Face
aux
agents
de
l'érosion,
ces roches présentent
deux
variétés
principales
les
anorthosites,
en
position
interne,
ayant
un
grain
moyen,
donnent
une
altérite
blanche,
pulvérulente,
constituée
en
grande
partie
par
de
la
kaolinite
(identifiée
par
A. LD.
et
diffraction
de
Rayons
X),
d'où
se
dégagent
des
boules
compactes
et
résistantes
d' anorthosites saines,
de dimension inférieure
•
au mètre
; les
anorthosites gabbroïques et les gabbros anorthositiques
en
position
plus externe,
ayant un grain plus grossier,
se présentent
en
coupoles
aplaties
ou
en
grandes
boules
à
surface
rugueuse
se dégageant de gravillons gris bleuté.
Cette
dépression
anorthositique
est
recoupée,
surtout
•
dans
sa
moitié
occidentale
et
méridionale,
par
des
filons
annulaires
concentriques
toujours
en
relief,
composés
de
granites
aplitiques
et
de
syénites
dont
l'épaisseur
varie
de
1
à
10
mètres,
sub-
verticaux ou à pendage très fort vers l'extérieur .
...

---

•
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---

Ce
complexe
annulaire
recoupe
le
socle
cristallin par
des
contacts
francs.
On
y
observe
par
endroits des lentilles de gab-
•
bros
à
structure
grenue
fine,
parfois
microgrenue
porphyrique,
représentant
les
faciès
de
bordure
rapidement
refroidis.
On
note à
leur
contact
une
auréole
de
transformation
thermique
du
socle qui ne
se
manifeste
que
sur
quelques
centimètres.
Cette
roche,
comme cuite,
rappelle
les
cornéennes
du
Bous
;
au
microscope
les
grains
ont des
tailles
très
petites
(quelques
microns),
et
un
agencement
polygonal
où dominent le quartz et le biotite.
III - DESCRIPTION PETROGRAPHIQUE
IILI - Les formations basiques
II 1.1.1 - Les anorthosites
Elles
occupent
la
partie
centrale
du
massif et
forment
un
anneau
en
dépression
par
rapport
aux
syénitoïdes.
Leur
teinte
est gris-bleu clair lorsque la roche est saine,
elle devient blanchâtre
lorsqu 1 elle s'altère.
Elle
est
composée
de
plagioclases,
représentant
plus
de
90
% du
volume
de
la
roche,
en
cristaux
sub-automorphes
sous
forme de prisme en tablettes,
dont les dimensions varient de 1 à 4 cm
pour
la
longueur
et
de
1
à
4
mm
de
large.
Ce
sont
des
minéraux
cumulats
avec
un
coeur
de
composition
labradoritique
et
une
bordure
de
très
faible
épaisseur
zonée.
Ces
cristaux
sont
aplatis
selon
(010)
et
se
mettent
parallèlement
à
la
lamination
(fig.
),
de
plongement
élevé
(60
à
80 0 )
toujours
dirigée
vers
le
centre
du
massif
(cf.
Etude
structurale) .
Ces
cristaux
sont
parfois
cassés,
•
ils
sont
fréquemment
maclés
albite
et
Carsbad-albite
certains
individus
à
habitus
losangiques
présentent
la
macle
de
Baveno
(fig.
)
ils
se
reconnaissent
car
ils
perturbent
l'orientation
planaire des autres plagioclases.
A
la
périphérie
de
certains
cristaux
de
plagioclases,
•
on
remarque
en inclusion,
des cristaux automorphes à
section hexago-
nale
d' apatite.
L' agencement
des
plagioclases
est du type adcumulats
avec
une
phase
plagioclasique
en
cristaux
tabulaires
de
composition
calcique
(An 60)
et une auréole de nourrissage plus sodique
(An 54),
de
faibles
espaces
intercumulus
sont
occupés
par des
ferromagnésiens
(olivine,
clinopyroxènes
et
opaques)
et
des
venues
quartz-orthose
•
en association symplectique accompagnée d'amphibole verte.
L' oli vine,
rare,
est
en
grains
de
diamètre
millimé-
trique,
non
zonée,
localisée
parfois
dans
la
périphérie
des
plagio-
clases,
plus
fréquemment
accolée
ou
en
inclusion
dans
les
plages
de clinopyroxène.
Les
relations
mutuelles
des
différentes
phases,
permet-
•
tent
d'établir
leur
chronologie
d'apparition
de
la
façon
suivante :
les
cumulats
de
plagioclase,
à
l'exclusion
de
leur
bordure
zonée,
apparaissent
les
premiers
accompagnés
par
l'apatite
et
les
premiers
cristaux
d'olivine.
Puis
les phases intercumulus cristallisent vraisem-
blablement à partir du liquide résiduel provenant de la cristallisation
fractionnée
des
cumulats
c'est
d' abord
le
nourrissage
des
plagio-
•
clases
qui
s'effectue,
l'olivine
et
le
clinopyroxène
se
forment
dans
les
espaces
interstitiels
moulant
les
feldspaths,
les
rares
opaques
observés sent étroitement liés aux clinopyroxènes .
..

---

............_..",..~"--:,- .-". '
•
Figure / Q~f: ArwJt:tlw-1ile à -1bz.uc;f:.wz.e
J.ami.JuUA.e.
(gAO-1-1i..4-1em.en.t. x 8).
•
•
•
Figure :bb:
AnoJt:tlw-1ile à M:A.u.c;f:.wz.e
pe;z;J:wt.bée patt. un. ~­
c..l.aAe macJ..é BaVlZlto.
(gAO-1-1i..4-1em.en.t. x 8).
Figure 1() 1: AnoM:.ho-1ile avec i..n;teAAtiCe-1
occupé-1 patt. du t.eld4path. POWA-
-1i..CJUe el:. du qua;z;t3-.
(gAO-1-1i..4-1em.en.t. x 16).
t
Fig~re 10~: AnoJt:tlw-1ile o/lJ...en.t.ée avec
cpx d.A:rnA un. e-1pace i..n;teAA-
tLti..el...
(gAO-1-1i..4-1em.en.t. x 12).

---

Quant
aux
associations
quartz-orthose,
elles
colmatent
les
espaces
restants
(fig.
)
elles
sont
facilement
reconnaissables
par
leur
structure
micrographique.
Une
amphibole
verte,
à
petites
plages
pléochroïques
apparaît
entre
les
symplectites de quartz-orthose
et les ferromagnésiens.
111.1.2 - Les anorthosites gabbroïques
Elles
font
suite
aux
anorthosites,
et
s'en
distinguent
par
une
couleur
gris-bleu
plus
soutenue
et
par
la
présence
de
ferromagnésiens
de
couleur
noire,
bien
visibles
entre
les
lattes
de plagioclases, donnant un aspect moucheté à la roche.
Le
plagioclase
a
un
zonage
normal
peu
marqué
(cf.
minéralogie)
la
variation
de
la
composition
en
anorthite
n'excède
pas
6
%.
Les
cristaux
sont automorphes,
bien
orientés
parallèlement
à
la
lamination
ils
présentent
souvent
la
double
macle
à
la
périphérie
ces
mmeraux
enferment
des
petits
grains
d'olivine,
de biotite, d'opaques et d'apatite.
Dans
les
espaces
interstitiels,
l'olivine
est
le
minéral
le
plus
abondant,
en
grains
arrondis,
non
zonés,
de
diamètre
compris
entre
1
et
3
mm.
Elle
cristallise
avant
le
pyroxène
qui
l'inclut,
accompagnant
les
cumulats
de
plagioclases
(tout
du
moins
le
coeur
non
zoné).
Le
pyroxène
est
un
clinopyroxène
légèrement
t
pléochroique
dans
les
roses
pâles.
Des
plages
de
taille
modeste
(0,5
à
4 mm)
englobent l'olivine,
ou moulent les espaces interstitiels
laissés
par
les
plagioclases.
Il
s'observe
également
dans
la
biotite
associée à de la titanomagnétite.
Les
opaques
sont
surtout
représentés
par
de
la
•
titanomagnétite
qui
parfois
contient
des
lamelles
d' exsolution
d' ilmé-
nite.
Deux
générations
doivent
être
distinguées,
la
première
est
précoce,
en
petits
cristaux
automorphes
inclus
dans
les
plagioclases,
alors
que
la
de.uxième
se
localise
à
proximité
des
clinopyroxènes
et
plus
rarement
de
l'olivine,
en
amas
diffus
inclus
dans
de
la
•
biotite.
Notons
que
la
titanomagnétite
incluse
dans
les
plagioclases
est souvent transformée à sa périphérie en hématite.
La
biotite
est
une
phase
qui
apparaît
dans
les
anorthosites
gabbroïques
en
quantité
notable
elle
est
tardive,
par
rapport
aux
ferromagnésiens
(olivine
et
pyroxène)
et
à
la
•
titanomagnétite
qu'elle
entoure.
Parfois
de
grosses
lamelles
de
biotite
(2
mm)
s'observent
dans
les
interstices,
leur
clivage
est
rempli
par
des
oxydes
de
fer.
Un
plissotement
des
plans
(001)
lui
donne
un
aspect
moiré.
Cette
biotite
se
caractérise
par
un
fort
pléochroÏsme
allant
du
brun-rouge
foncé
suivant
Ng
et
Nm
au brun clair suivant Np.
•
1I1.1.3 - Les gabbros anorthositiques
Macroscopiquement
ils
se
distinguent
des
formations
précédentes
par
leur
couleur
gris-bleu
sombre
et
un
changement
•
des
structures
lorsque
l'on
se
déplace
de
l'intérieur vers l'extérieur
du massif.
En effet,
les plagioclases ne s'orientent plus parallèlement
à
la
lamination,
mais
deviennent
désordonnés
;
ce
désordre
s' ac-
compagne
d'un
changement
progressif
de
l' habitus
de
ces
cristaux

---

•
•
•
------~~-------~
--~-~
Figure 1o,:
ArwllXh.o4Ue 9Jl.bbll.ol:.que.
Figure 110:
Çabbll.o CUtoJt.:tlw-1.Lti..que.
Ot note J...e développement
'Po-1.Lti..on deA l-vvz.omag,né-1i...eM
deA ~taux d' oJ...i..vi..n.e en 9/l-cUnA aJt./l.on-
dCUl.-1 J...eA i...n:teJt.-1UCeA J...a.w-1 é-1 pail. J...eA pJ...a-
r:ii./., et J...e W ..fl.OpYA-0xène en:tJt.e J...eA
g).ocJ..a-1eA.
(9/l-0-1-1.w-1ement x 12).
J...a:t:teA de pJ...aç;)..oc.J..aAe.
(9/l-0-1-1.w-1ement
x 8).
Figure III : AnoJt.:th.o-1ae 9Jl.bbll.ol:.que.
'Po-1~on deA cJ..i...n0PYA-0xèneA
dCUl.-1 J...eA eApaCeA J...a.w-1é-1 pail. J...eA pJ...àg).o-
c.J..aA eA. (9/l-0-1-1.w-1ement x 12).
a
Figure II'2J:
a - J...umi.-èJt.e natUll.eJ.J..e, b - J...umi.-èJt.e poJ...aJt..w ée.
(9/l-0-1-1.w-1ement x 12).
CJt..i.Ai:au.x. de p)..ar;.)..oc.J..aAeA ca-1-1é4 danA un. f}abbll.o CUtoJt.:tfw-1~CIfle.

---

qui
de
prismatique
devient
allongé
en
fines
baguettes
lorsque
celles-ci
ont
des
formes
aciculaires,
elles
se
réorganisent
en
struc-
tures
sphérolitiques.
Ces
agencements
rappellent
les
textures
de
trempe,
mais
les
cristaux
de
plagioclase
sont
en
parallélépipèdes
allongés
et
ne
se
terminent
pas
en
queue
d'aronde
typique
de
ces
faciès.
Ceci
est
d'ailleurs
normal
puisque ces gabbros anorthosi-
tiques sont des roches hypabyssales et non volcaniques.
Le
plagioclase
est
le
minéral
le
plus
important,
ses
lattes
allongées
ont
une
composition
en
anorthite
assez
constante
(An
52)
et
ne
possèdent
qu'un
fin
liséré
(quelques
dixièmes
de mm)
zoné
normalement,
un
peu
plus
sodique
(An
48).
Ces
cristaux
sont
envahis
par
de
nombreuses
inclusions
sous
forme
de
petits
granules
d'olivine, de clinopyroxènes, de biotite et de titanomagnétite.
Ces
différents
mlneraux
se
retrouvent
également
associés
dans
les
espaces
laissés
par
les
plagioclases,
mais
ils
ont
une
taille
supérieure.
L'olivine
en
grains
arrondis
de
1
à
3
mm
de
diamètre
a
parfois
une
auréole
réactionnelle
légèrement
iddingsitisée,
elle
est
en
contact
avec
une
biotite
pléochroïque
identique
à
celle
décrite
dans
les
anorthosites
ga bbroïques.
Cette
phase
minérale
se
retrouve
fréquemment
en
auréole
autour
de
la
titanomagnétite.
Les
pyroxènes
sont
soit
des
titano-augites
(cf.
minéralogie)
reconnaissables
à
leur
pléochroïsme
rosé,
soit
des
titano-augites
aegyriniques
de
couleur
verte
mais
souvent
on
observe
des
pyroxènes
où
le
coeur
de
couleur
rose
pâle
est
une
titano-augite
alors
que
la
périphérie
verte
est
une
titano-augite
aegyrinique.
L'ordre
d'apparition
des
différentes
phases
minérales
est
plus
délicate
à
établir,
il
semble
toutefois
que
l'olivine,
la
ti tanomagnéti te
et
la
biotite
soient
précoces,
alors
que
le
clinopyro-
•
xène et le plagioclase soient un peu plus tardifs.
III.1.4 - Les gabbros
Cette
unité
pétrographique
est
très
localisée;
elle
•
affleure
en
lentilles
de
3 à
400
m de long pour une longueur maxi-
male
de
quelques
décimètres.
Elle
se
situe
en bordure des formations
basiques
au
contact
du
socle.
Trois
affleurements
ont
été
figurés
sur la carte géologique (fig.
) .
Macroscopiquement,
c'est
une
roche
de
couleur
gris
•
sombre
à
grain
fin.
Microscopiquement,
deux
générations
minérales
se
distinguent
nettement.
La
première
se
caractérise
par
du
plagio-
clase
en
plages
xénomorphes,
zoné
irrégulièrement,
montrant toutefois
une
évolution
du
coeur
à
la
périphérie
vers
des
compositions
plus
sodiques
(An
65
à
An
50),
voir
minéralogie).
Il
est
associé
à
de
l'olivine
craquelée
et
envahie
d'opaques
la
titanomagnétite
•
se
présente
soit
en
grain
dans
le
plagioclase,
soit
étroitement
liée
à
l'olivine
'.
l'apatite
en
cristaux
automorphes,
à
section
hexagonale,
devient
abondante
lorsque
l'on
se
rapproche
de
la
bordure.
La
deuxième
génération
est
tout
à
fait
typique
des
•
faciès
de
bordure
;
de
nombreux
petits
cristaux
de
plagioclases
automorphes
(An
55) ,
en
fines
baguettes,
sont
emprisonnés
dans
des
plages
de
clinopyroxènes
cette
association
forme
une
texture

---

•
•
•
Figure /1 ~ : Çabb/W à :tex.twz.e de i:A.empe.
•
Le--1 pJ..ag).-ocJ..aAe--1 >joni:. en.
f.jJte--1 bar;.ueti:.e--1 aJ.J..onr;.ée--1, en.t.OI.J./t.an:t
J.. 'oliv.iJte (à MoUe) J..a .:t..U:.anomar;.né;I:,U.e
en. /-ol/Jne d 1ami..be (en. haut) co.1..mate un
r;.oJ../-e améJtar;.é d.an.4 un pJ..~ocJ..Me p/té-
coce et. >je mouJ..e J..e J..onr;. d' une pJ..ar;.e de
•
cJ...iJtoPlj/l-0xèfl.e. ([f./l.O-1-1M>j emen.t. x 12).
•
1
2mm,
Figure 1~: Faci.èA de bol1.fÛvt.e. Le /-ond de J..a /toche (1) e--1:t un pJ..ag).-ocJ..Me,
>je >joni:. déveJ..oppé-J de J.. 'oliv.iJte (2), d.u. pJ..ag).-ocJ..Me en. pe:td..e-1
J..atie--1 (J) et. d.u. cJ...iJt0plj/l-oxèfl.e (4). Commen.t.a-U7..e-1 d.an.4 J..e -tex..te.

---

ophitique
typique.
L'explication
donnée
par
1.
Carmichaël
et
al.
(1974)
est
assez
convaincante
pour
Abontorok.
Ces
auteurs
partent
du point de vue que le
rapport de nucléation du minéral est inverse-
ment
proportionnel
au
carré
de
l'entropie
de
fusion
et
au
carré
de
la
chute
de
température,
alors
que
la
croissance
du
cristal
est
directement
proportionnelle
à
ces
paramètres.
Le
plagioclase
a
une
faible
entropie
de
fusion
par
rapport
à
celle
du
pyroxène
dans
un
liquide
basique
refroidissant
rapidement,
ce
qui
entraîne
qu'un
grand
nombre
de
petits
nucléii
de
plagioclases
croissant
lentement
seront
enfermés
par
des
cristaux
de
pyroxènes
croissant
rapidement mais en nombre beaucoup plus petit.
Ces
gabbros
correspondent,
comme
nous
le
verrons
dans
l'étude
géochimique,
à
une
bordure
figée,
dans
le
sens
où
l'entendent
K.
Cox
et
al.
(1979)
d'un
magma
légèrement
différencié
s'étant mis en place à faible profondeur.
III.1.5 - Analyse modale
La
distribution
des
principales
phases
minérales
entrant
dans
la
composition
des
formations
basiques
s'ordonne
assez
bien
lorsqu'on
l'étudie
dans
les
différentes
unités
pétrogra-
phiques
en
fonction
de
leur
position
géographique
par
rapport
au
centre
de
la
structure
(fig.
).
Ce
choix
est
d'ailleurs
guidé
par
la
disposition
concentrique
de
ces
formations
et
des
éléments
structuraux (cf. étude structurale).
la
La
proportion
des
plagioclases
a
une
diminution
régulière
des
anorthosites
centrales
vers
les
gabbros
de
bordure.
Mais
on constate que toutes ces formations
sont riches en plagioclases
puisque
ce
minéral
varie
de
52
à
58
%.
De
plus
l'apparition
de
•
ce cumulat
est
toujours
prévu,
et
l'ensemble
des
formations
basiques
de
l'Abontorok
est
dominé
par
les
cumulats
feldspathiques.
Comme
dans
l'Adrar
Bous
il
n' y
a
pas
de
cumulats
ferromagnésiens
bien
individualisés.
Le
clinopyroxène,
rare
dans
les
anorthosites,
a
•
une
croissance
régulière ·des
anorthosites
gabbroïques
aux
gabbros.
Une
concentration
importante
de
ce
minéral
se
fait
dans .les
faciès
de bordure, comme dans Bous et Tagueï.
Par contre l'olivine a
une distribution plus irrégulière,
marquée
par
une
augmentation
du
centre
de
la
structure
vers
la
•
périphérie,
mais
des
fluctuations
de
quelques
% dans
les
différentes
unités.
Les
opaques
ont
une
évolution
parallèle
à
celle
des
ferromagnésiens,
et
tout
particulièrement
du
clinopyroxène.
Ils
sont
présents
dans
toutes
les
unités
soit
sous
forme
de
petits
•
cristaux
automorphes
en
inclusion
dans
les
plagioclases,
soit étroite-
ment
associés
aux
ferromagnésiens
dans
les
espaces
interstitiels
entre les feldspaths.
Comme
à
Tagueï,
l'amphibole
se
situe
dans
les
forma-
tions
riches
en
plagioclases,
localisées
dans
la
partie
interne
•
du
massif,
elles
disparaissent
dans
la
zone
médiane.
Par
contre,
alo!'s
que
la
biotite
était
rare
ou
absente
des
formations
basiques
de
Bous,
Ofoud
et
Tagueï,
elle prend une importance dans Abontorok.
En
effet,
elle
est
présente
dans
toutes
les
unités
de
ce
massif ;
..

---

N
0
M
!
Anorthosites
!Anorthosites gabbroïques
!Gabbro anorthositi- !
G a b b r 0 s
!
!que
!
.
.
1
1
Numéro
;76 Ab 23 ;76 Ab 2
'76 Ab 42
;76 Ab 24
: 76 Ab 33 :76 Ab 5
,76 Ab 38 . 76 Ab 36 : 77 Ab 43 . 77 Ab 44e:77 Ab 44d' ,
.
.
échantillon
!
:
!
:
Quartz
1
1.2
1
:
;
:
;
;
:
;
1
;
,Feldspa alca-~._;
4.1
2.5
1.3
-
-
-
-
-
-
-
-
:
:
!
:
:
1
:
!
:
:
57.7
,Plagioclases
95
94.2
91.5
89
85.7
87.2
82
76
68.6
70.0
:
:
:
1
:
:
!
:
!
:
:
,Clinopyroxène
-
0.2
-
2.5
2.4
0.2
4.3
6.7
4.5
12.3
18.3
!
:
:
:
:
1
:
!
:
:
10livine
-
0.6
-
2.8
2.4
8.1
4.7
3.6
13.5
4.4
6.2
!
:
:
:
:
!
;amphibole
-
2.2
0.4
-
0.6
-
0.1
1
:
:
:
:
!
1Bioti te
-
0.1
-
2.1
1.1
1.2
3.4
5.2
4.8
2.9
3.8
1
1
1
:
:
:
:
:
:
:
11
;Opaques
0.6
0.2
0.5
3.2
4.5
2.7
3.5
6.8
6.6
6.7
~,
!
:
:
:
:
!
:
!
:
:
2.0
1.7
1.
-
1.2*
7>~ (:,
IAutres
3.4
1.3
1.5
0.4
3.3
0.6
!
:
:
:
:
!
:
!
:
:
- -
- -
- -
.
!
:
:
Total
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
:
:
~SAT
1
:
1
!COL
4
:
5
:
2
!
11
:
14
:
13
!
18
:
24
!
31
:
30
:
42
~FEL
-
:
-
:
4
!
-
:
-
;
-
!
-
:
-
!
-
:
3
:
2
!PER
-
:
20
:
-
!
53
:
44
:
98
!
52
:
35
!
75
:
26
:
25
!
:
:
,
:
:
An%
Zoné
Zoné
Zoné
: Zoné
Zoné
:
:
!
:
!
:
;
;
54-65
55-68
57-59
58
58
. 55-62
54-64
58
!
58
58
58
:
:
!
:
!
:
!
:
* apatite
Tableau 'k/.:i.J:
Compo4-Ui.nn moda.le dM pJZi.ncipalM f.O/llJlati.-On4 blMi..quM d'Abon;to/lok.
..
-
-
-
-
-
-
-
-
-
..
-

---

1
80
pl
1
1
60-
1
18
1
1
12
1
cpx
1
6
1
4
1
2
8
6
Dl
4
2
•
2
amp
1
6
••
5
4
3
bi
2
1
•
10
•
Op
5
4
3
•
2
1
~
Centre 0
200
1600mètres
Figure )1 ~:
E.vo1..u:ti.on de 1..a. c.ompo.1i.i:i.JJn mod.tU.e c:i.anA le4 /.o/llnatJ..On.1
•
baA.Lqu.e.1 d' Abonto/l.ok. en. toncti..on de let.1.11.. po;J.i..lion 9éo-
f)/l-aphi..qu.e.

---

•
ses
proportions
sont
variables
et
irrégulières.
Elle
accompagne
•
toujours la titanomagnétite et souvent l'olivine.
L' apatite,
rare
dans
les
faciès
anorthositiques,
devient
fréquente
dans
les
faciès
de
bordure
où
elle
peut
atteindre
1,7 % du volume de la roche.
•
II 1.1.6 - Texture et ordre de cristallisation
Dans
la
majeure
partie
des
formations
basiques
d' Abontorok,
le
plagioclase
cristallise
en
premier,
sous
forme
de
cumulat
calcique
en
lattes
allongées
il
est
SUIVI
par
l' apatite,
•
l'olivine,
la
titanomagnétite
et
la
biotite
qui
apparaissent
en
inclusion
dans
les
bordures
des
plagioclases,
qui
correspondent
à
un
nourrissage
des
cumulats
par
le
liquide
intercumulus.
Le
clinopyroxène
est
tardif
puisqu'il
englobe
les
minéraux
précédents,
ou
encore
se
moule
contre
les
plagioclases.
Ainsi,
l'ensemble
des
formations
basiques
d' Abontorok
présente
des
associations de cumulats
•
feldspathiques.
Toutefois
deux
remarques
doivent
être
faites.
La
première
concerne
les
gabbros
anorthositiques
et
la
seconde
les
gabbros
de
bordure.
Dans
les
gabbros
anorthositiques,
l'olivine,
l'apatite,
la
biotite
et
la
titanomagnétite
cristallisent
avant
le
•
plagioclase
ceci
est
d'ailleurs
en
accord
avec
le
fait
que
dans
ces
roches
ce
minéral
est
plus sodique que
dans les unités pétrogra-
phiques
basiques.
La
cristallisation
fractionnée
des
plagioclases
de
plus
en
plus
sodique
à
température
décroissante,
nous
permet
de
penser
que,
dans
les
gabbros
anorthositiques,
le
plagioclase
cristallise
en
même
temps
que
les
auréoles
de
nourrissage
dans
•
les
anorthosi tes
puisqu'il
a
même
composition
et
même
relation
texturale
avec
les
autres
phases.
D'un
point
de
vue
chronologique,
les
ferromagnésiens
sont
précoces,
nous
pourrions
donc
parler
de
cumulats
ferromagnésiens.
Mais,
à
notre
avis,
le
terme
cumulat
total
est
mieux
approprié,
car
d'une
part
les
minéraux
précoces
ne
forment
pas
des
lits
bien
individualisés,
d' autre
part
ils
se
présentent
sous
forme
de
petits
cristaux
qui
n'ont
pas
eu
le
temps
de
croître
avant
d' être
englobés
dans
le
plagioclase
l'apparition
des différentes phases est rapide.
Les
gabbros
de
bordure,
comme
nous
l'avons
déjà
souligné,
ont
des
textures
ophitiques
caractéristiques
des
bordures
figées.
Il
nous
paraît
difficile
d'utiliser
la
nomenclature
des
cumu-
lats pour ces faciès.
II 1.2 - Les formations syénitiques et granitiques
Elles
affleurent
seulement
sur
20
% de
la
superficie
de
ce
massif.
Les
deux
tiers
de
ces
formations
sont
localisées
dans
la
partie
centrale
où
elles
sont
représentées
par
des
syénites
traversées
par
une
brèche
endogène.
Elles
se
rencontrent
ensuite
sous forme de minces filons en arc de cercle traversant les formations
basiques
un
croissant
granitique,
à
l'Ouest
de
la
structure
annu-
laire,
s'est
mis
en
place
entre
les
gabbros
anorthosi tiq ues
et
le
socle.

---

II 1.2.1 -
Le stock central
II 1.2 .1.1 -
La syénite centrale
'" """ r l'''' '" t 1ft.", """"" ft"
Elle
se
localise
dans
la
partie
centrale
d' Abontorok,
elle
recoupe
les
anorthosites
cette
roche
a
une
couleur
beige,
un
toucher
rugueux.
Macroscopiquement
elle
a
un
aspect
poreux,
confirmé
par
la
présence
de
nombreuses
miarolites
de
quelques
millimètres de diamètre.
Elle
se
compose
d'orthose
automorphe
en
cristaux
prismatiques
tabulaires
de
3
à
8
mm
de
long
l'aspect
trouble
de
certaines
plages
de
ce
feldspath
et
la
présence
de
miarolites
soulignent
l'influence
de
venues
pneu ma toI y tiques
contemporaines
de
la
brèche
centrale.
Quelques
perthites
s'observent,
elles
sont
entourées
par
une
frange
kaolinisée.
La
forme
et
la
disposition
des
feldspaths
alcalins
suggèrent
un
agencement
de
type
orthocumu-
lats
où
les
minéraux-cumulus
(orthose
et
perthite)
sont
figés
par
la
syn-cristallisation
des
phases
intercumulus.
Ces dernières
sont
constituées
par
du
clinopyroxène,
de
l'amphibole,
quelques
cristaux
d'oligoclase
et
de
quartz,
de
la
biotite,
des
opaques,
du
zircon
et de l'apatite.
Le
clinopyroxène
de
couleur
verte
a
un
pléochroÏsme
vert
pâle
suivant
Np,
vert-bleu
suivant
Ng,
l'angle
d'extinction
•
de
a par rapport à C est de 40°
j
il appartient à la série diopside-
hédenbergite.
Il
est
associé
à
une
amphibole
brun-vert,
en
plages
sub-automorphes.
Le
quartz
en
cristaux
très
petits
«
1/10
mm),
à
sections
pseudo
hexagonales
se
localise
dans
les
miarolites.
Les
opaques
sont· essentiellement
de
la
magnétite
en
cristaux
de
forme
•
squelettique.
partiellement
transformée
en
goethite
ou
hématite.
Le
zircon.
altéré.
apparaît
en
cristaux
automorphes
dans
une biotite
brune
à
brun-rouge.
Quelques
cristaux
d' apatite
et
de
sphène
s'observent à proximité des ferromagnésiens.
•
Quelques
rares
plages
de
plagioclases,
de
forme
prismatique, non zonés. ont une composition sodique (An 10 à 14) •
Lorsque
l'on
se
déplace
de
la
périphérie
vers
le
coeur
du
massif,
les
syénites
deviennent
plus
riches
en
feldspaths
potassiques,
le
plagioclase
disparaît
et la proportion des
ferromagné-
•
siens
diminue.
Les
cumulats
de
feldspaths
deviennent
plus
abondants
et les phases inter-cumulus sont moins nombreuses.
Localement
cette
roche
présente
des
agencements
sphérolitiques
autour
de
quartz
et
feldspaths
micrographiques
ou
encore
de
cristaux
rectangulaires
de
perthite
se
développent
•
radialement de fines aiguilles de feldspath potassique .
II1.2.1.2 -
La brèche centrale
,ft, 'II """" ,It,,,,,,,,,, "''''''''
Elle
est
constituée
de
blocs
de
taille
moyenne
(1 à
•
30
cm)
à
grande
(1
m)
où
dominent
des
syénites
à .texture
grenue
fine
quelques
rares
enclaves
d' anorthosites
et
anorthosites
gab-
broïques ont également été observées.
Le ciment calma tant ces éléments

---

•
est
une
syénite
de
composition
très
VOISIne
de
celle
précédemment
décrite,
dont
la
texture
est
grenue
fine.
Ceci
rappelle
tout
à
fait
des
brèches
endogènes
décrites
par
M.
Girod
(1971)
dans
le
massif
•
volcanique
de
l' Atakor
où
il
interprète
ces
formations
comme
se mettant en place près de la surface.
Au
Nord
de
cette
brèche centra le,
deux petits affleure-
ments
bréchiques
ont
également
été
observés.
Ils
se
distinguent
par
le
fait
qu 1 ils
contiennent
très
peu
de
blocs,
mais
par
contre
•
sont
riches
en
cavités
drusiques,
pouvant
atteindre
quelques
décimè-
tres
de
diamètre,
entièrement
tapissées
de
quartz.
Le
fond
de
la
roche reste une syénite à pyroxène et amphibole, à texture doléritique.
III.2.2 - Les venues filoniennes
•
III.2.2.1 - Les filons syénitiques
ft ft""'''''''''''' """" .. ".. 'u,''''''
Localisés
sous
forme
d'arcs
discontinus
recoupant
les
gabbros
anorthositiques,
dans
la
partie
externe
du
massif,
•
ils
affleurent
en
crêtes
de
puissance
décimétrique
à
métrique.
Ils
ont
une
couleur
beige,
parfois
mouchetée
par
des
amphiboles
vert-brun.
Ce
sont
des
roches
riches
en
feldspaths
alcalins.
L'orthose
est
la
plus
abondante
en
petits
cristaux
prismatiques,
millimétriques,
avec
des
plages
en
voie
d'altération.
Les
perthites
en
flammes
se
présentent
également
sous
forme
de
prismes.
Quelques
rares
plagioclases
(An
8
à
An
12),
xénomorphes
subsistent
dans
ces roches.
L'amphibole
a
une
couleur
brun
verdâtre,
elle
est
fi
pléochroïque,
vert
sombre
suivant
Ng,
brun-vert
clair
suivant
Np,
elle
a
un
angle
d'extinction
moyen
% C
de
16°.
Par
ses
propriétés
optiques
elle
se
rapproche
des
hastingsites.
la
biotite
en
fines
paillettes
brun-rouge
accompagne
cette
amphibole.
Elle
renferme
des
zircons
à
auréole
pléochroïque.
Quelques
rares
cristaux
de sphène losangiques sont également présents dans ces associations.
Le
quartz
rare,
est
poecilitique
incluant
quelques
petits feldspaths alcalins ou moulant les prismes d'orthose.
L'agencement
de
ces
minéraux
évolue
dans
un
même
filon
d' une
texture
grenue
à
grain
moyen
au
coeur
vers une texture
à
grain
fin
avec
de
nombreuses
figures
micrographiques
vers
la
bordure.
Alors
qu'à
l'extérieur
du
massif,
ces
filons
sont
hololeucocrates
et
typiquement
syénitiques
(très
peu
de
quartz) ,
lorsqu'on
se
déplace
vers
l'extérieur
la
proportion
du
quartz
augmente
accompagnée
par
l'abondance
d'amphibole
on
passe
à des syénites quartzifères à amphiboles puis à des granites.

---

•
Ill.2.2.2 - Les filons de granite
1111 . . . . . . . . "',.11111.'"
111111111' '".,11'
•
Ils affleurent en position plus interne que les syénites,
sous
forme
d'arc
recoupant
les
anorthosites
gabbroïques,
leur
puis-
sance est métrique. Deux types ont été distingués :
- le
granite
à
amphibole
qui
se
place
en
continuité
avec
les
syénites. -Il se- compose de- feldspaths
perthitiques
associés
à
du
•
quartz
xénomorphe
et
quelques
rares
cristaux
d'albite
(An
5 à 8)
aux
contours
diffus.
L'amphibole
est
du
type
hastingsite.
Le
sphène
et le zircon s'observent associés à de la biotite et de l'amphibole.
Ce granite a une texture grenue à grain fin.
•
- le
granite
hololeucocrate
se
localise
en
position
plus
interne
que le -precedënf: 11- s'en distingue par la disparition de l'amphibole.
L'orthose
est
abondante,
il
n' y
a
pratiquement
pas
de
perthite,
mais
l'albite
est
présente
en
plages
aux
contours
diffus.
Le
quartz
xénomorphe
se
moule
le
long
des
cristaux
de
feldspaths,
certaines
•
figures
symplectiques
entre
ce
minéral
et
l'orthose.
L'agencement
de ces différentes phases suggère une texture grenue fine.
1l1.2.2.3 - Les venues pegmatitiques
"'''' '" "" l"II"'" "'" l"""'11"'" If l'' " "
•
Très
localement,
dans
les
anorthosites
gabbroïques
et
les
gabbros
anorthositiques,
on
observe
des
venues
pegmatitiques
de
quelques
centimètres
au
décimètre
d'épaisseur
composées
d'albite
(An
00
à
An
03)
en
cristaux
tabulaires
de
1
à
5 cm,
bordée
par
un
liséré
microperthitique,
associées
à
du
quartz
prismatique
par
endroits,
ces
minéraux
sont
accompagnés
par
de
l'amphibole
verte
en
cristaux
plurimillimétriques,
automorphes,
appartenant
•
à
la
famille
des
hornblendes,
de
l'épidote vert
clair et de l'apatite
à
section
hexagonale.
Cette
association
rappelle
tout
à
fait
celle
rencontrée dans les interstices de la monzoanorthosite de Tagueï.
•
1l1.2.2.4
Le
croissant
de
microgranite
sur
la
tI., l'' " ""'" '" ""'" III'''' " tI, l'''' ''l'' " f" l'' " '" 1tllll" " 11111"'" Il., tI'
bordure occidentale d' Abontorok
"" l'' l'''' "" " '" ,.,," '" '" l'''''' Il'''' " ""'" '" " ,. n"
Les
cristaux
de
grande
taille
sont
essentiellement
constitués
par
du
quartz
et
quelques
feldspaths
potassiques
poecili-
tiques englobant de petits granules de quartz.
Le
fond
microgrenu
de
la
roche
est
également
dominé
•
par
de
l'orthose,
quelques
rares
microclines
et
du
quartz
auxquels
sont
associés
une
biotite
très
ferrifère
et
quelques
cristaux
d' oligo-
clase.
Notons
également,
la
présence
de
fluorine
associée
à
des
opaques et de quelques cristaux de zircon.
•
La
texture
est
microgrenue
porphyrique
avec
quelques
tendances
locales
soit
vers
la
texture
microgrenue
homogène,
soi t
vers la texture micrographique.
Une
zone
centimétrique
mylonitisée
a
été
observée
•
au
contact
de
ce
microgranite
avec
les
gabbros
anorthositiques.
l'affleurement
a
une
très
faible
extension,
cinquante
mètres
de
longueur
sur
quelques
centimètres
de
largeur.
Elle
traduit
comme
à
Ofoud
des
contacts
où
le
matériel
intrusif,
le
microgranite
a
déformé
un
matériau
en
fin
de
consolidation,
les
gabbros
anortho-
sitiques.

---

1
1
1
2
1
3 1
4
1
Syénite alcaline
1
Microgranite à
I~ite leucocrate 1
Syénite à
1
(Ab 19)
1 amphibole
(Ab 27> 1
(Ab 15)
1 amphibole
(Ab 13)
Quartz
5,1
1
20,4
1
30,3
15,30
Perthite
°,7
1
51 , 2
1
- -
Feldspath alc.
67
1
- -
1
59,3
48,71
Plagioclase
2,9
1
1,6
1
7,0
8,73
Clinopyroxène
8,0
1
--
1
--
~-=
'f--
Amphibole
7,8
1
21,2
1
--
Il,36
( ) ' ,
Biotite
1,5
1
2,0
1
1,6
0,90
Opaques
2,0
1
3,2
1
3,4
5,00
Autres
5,0
°
1
0,4
1
Total
100
1
100
1
100
1
1
Indices
1
1
1
1
1
SAT
1
7
1
28
1
31
1
31
1
COL
1
24
1 ,
27
1
4
1
17
1
FELDS
1
96
1
- -
1
89
1
85
1
1
1
1
1
1
Tableau 'IXX/!:
Compo4Lti..on mod.al..e de4 p4i.ncipa1.e4 f-o/lln.Άon4 acide4 d'AborUo/lok.
,.
..
-
..
..
•
•
•
•
•
•
•

---

1
3
4
2
70
Kfath
60
50
8
6
Pl
4
2
•
Qz
•
20
Am
•
10
1800 mètres
•
Centre 200
Figure 116:
t.voJ..uti..on de J.a
compo-1Lt.i..on moda.J..e du to/llTW/Ü.OM
aci.deA
d' Abontoll.ok
en.
/.one:ti..on
de
lewr..
po-1Lti.on
9-éo9A-aphique•
•
•

---

•
•
w
E
•
•
•
O.3Kmft
•
Figure 1 Ir:
Coupe i.n;teA.fJIl.éta:t1...ve d'AborLtoll.ok.
1 - -10 cJ..e i..n.di..f.f.éA.enué
2 - f.auM de bO/l.d.uA.e g,abb/l.o.tqu.e
fi
J - r;abb/l.o anoll.tho-1.i..J:J...qf.Le
~ - anoll.tho-1~e r;abb/l.o.tqu.e
5 - anoll.tho-1~e
6 - -11Jén.J..;te
fi
7 - [}/l.~e et mJ..C/w[}/l.~e
8 - b/l.èche -11Jén.U:J..qu.e cent.lz.a.l..e

---

) ( 3
',-"
'1
Q
•
Figure 1lZ :
7?efYl.é4ent.ation
dM
pttJ.n.cipal.M
1l.0ŒM
d'Abon;ioll.ok
ci.a.rt.4
le diagA.arrme Q-A-IJ>, d' afYl.M la c1M-1.i../A-Cab..On. iJl.;teAfl.ab..on.rUe
de-1 1l.0Œe-1 éAup:t.i..ve-1.
•
1
-
g.aooll.o,
2
-
g.abbll.o
anoll.i:Jw-1.i..:t.i..que,
3
-
anoll.:t/w-1.i...te
g.abb.'1.oJ:.que,
4- - anolZ.-tho-1.i...te.
5 - -1!J.éni.;te rUcaJ..i..n.e,
6 - -1!J.éni.;te à amp!U.bole,
7 - g.Il.an..i..:te leucoCll.a:te,
•
8 - g.Il.an..i..:te à amph.i..bole.
•
•

---

•
III.2.3 - Analyse modale des formations acides
•
La
distribution
des
principales
phases
minérales
composant
les
formations
acides,
présente
de
nombreuses
analogies
avec celles des formations basiques.
Les
feldspaths
alcalins
diminuent
régulièrement
du
coeur
du
massif
vers
la
périphérie.
Ils
ont une évolution compa-
•
rable
à
celle
des
plagioclases
dans
les
formations
basiques.
Ces
phases-cumulus
semblent
se
décanter
en
premier
et
se
concentrent
dans
la
partie
centrale
du
massif.
Ce
mode
de
ségrégation
sera
examme
après
l'étude
structurale,
afin
d'en
tirer
des
informations
sur le mode d'évolution de ce massif.
•
Le
plagioclase,
de
composition
sodique
(An <
15
%),
apparaît
sous
forme
de
plages
aux
contours
sinueux
il
augmente
des
syénites
centrales
aux
filons
syénitiques
externes,
pour
diminuer
brutalement dans les microgranites occidentaux.
•
Le
quartz
a
une
distribution
irrégulière
une
des
raisons
est
peut-être
à
rechercher
dans
l'alternance
des
filons
de
syénites
et
de granites dont la chronologie est difficile à
établir.
Ce
minéral
xénomorphe
apparaît
tardivement,
sa
cristallisation
dépendant
de
la
teneur
en
silice
du
liquide
résiduel
peut
également
expliquer les variations modales.
•
L'amphibole,
principal
minéral
ferromagnésien
de
ces
formations
est
présente
en
quantité
variable
dans
la
syénite
centrale - où
elle
est
associée
à
du
clinopyroxène.
Par
contre
dans
les
venues
filoniennes
et
le
microgranite
de
bordure
on
constate
une
augmentation
importante
de
ce
minéral,
de
l'intérieur
vers
l'extérieur
du
massif,
tout
à
fait
comparable
à
celle
des clinopyro-
xènes dans les formations basiques.
Il
existe
un
parallélisme
entre
l'évolution
des
forma-
tions
basiques
et
acides
marqué
tant
par
la
décantation
des
felds-
paths
au
début
de
la
cristallisation
fractionnée,
que
par
la
concentration
des
ferromagnésiens
dans
les
faciès
externes
en
fin
de cristallisation.
IV - CONCLUSION
L'étude
pétrographique
d' Abontorok
montre
une
évolu-
tion
des
anorthosites
aux
gabbros
pour
les
formations
basiques,
avec
concentration
de
cumulats
feldspathiques
dans la partie centrale
et
de
ferromagnésiens
vers
l'extérieur
du
massif.
L'orientation
des
plagioclases
et
la
disposition
concentrique
des
principales
unités distinguées
sont
illustrées
par
la
coupe
interprétative
(fig.
).
Les
principaux
éléments
suggèrent
une
évolution
centripète
des
éléments
et
un
mode
de
mise
en
place
sous
forme
d' extension
à
partir
d' un
conduit
cylindrique,
légèrement
excentré
vers
le
Sud par rapport à l'ensemble du massif.
Alors
que
toutes
les
formations
basiques
se concentrent
vers
le
pôle
plagioclase
sur
le
diagramme
Q-A-P
(fig.
) les
roches
acides
se
localisent
dans
les
domaines
des
granites
et
syénites
alcalins,
laissant apparaître une lacune importante entre· les pôlesA et
P, confirmant l'absence de formations intermédiaires.

---

MINÉRALOGIE
Une
grande
partie
des
analyses
chimiques
des
phases
minérales d'A bontorok proviennent de ]. Husch (1978*, 1982).
1 - FELDSPATHS
1.1 - Les plagioclases
Dans
les
formations
basiques,
les
plagioclases
sont
la
phase
minérale
la
plus
importante.
Leur
morphologie
varie
des
anorthosites
aux
faciès
de
bordure,
par
contre
leur
composition
reste
sensiblement
constante,
puisque
les
variations
de
la
teneur
en
anorthite
sont
toujours
inférieures
à
10
%.
A
ce
point
de
vue
Abontorok
se
rapproche
plus
de
l'Ofoud
que
de
Tagueï
qui
a
de
très grandes variations dans la teneur en anorthite des plagioclases.
La
morphologie
des
plagioclases
évolue
depuis
les
anorthosites
où
elle
est
en
prismes
tabulaires
jusqu'aux
gabbros
de
bordure
où
elle
est en
fines
baguettes
allongées.
Cette
évolution
dans
la
forme
s'accompagne
de
changements
texturaux.
Alors
que
les anorthosites ont des agencements de cumulats avec une orientation
des
cristaux
parallèle
à
la
lamination,
dès
la
partie
médiane
du
massif,
les
plagioclases
qui
ont
une
forme
plus
allongée
s'orientent
moins
bien,
puis
pre;ment
des
agencements
particuliers
tels
que
sphérolitiques,
enfin
dans
la
partie
externe leur physionomie devient
caractéristique des textures de trempe.
•
Le
zonage
des
plagioclases
est
souligné
par
un
coeur
de
composition homogène qui par une étude à
la microsonde
(fig.
)
révèle
une
fluctuation
oscillatoire
irrégulière,
la
périphérie
étant
marquée par une zonation normale de composition plus sodique.
Une
étude
de
la
composition
chimique
des
plagioclases
dans
les
différentes
unités
des
formations
basiques
d' Abontorok
•
suscite les remarques suivantes (fig.
) :
- la
variation
de
la
teneur
en
anorthite
est
relativement faible
pour
les
anorthosites,
les
anorthosites
gabbroïques
et
les
gabbros
anorthositiques
(J
à
5 %)
seul
dans
les
faciès
de
bordure
elle'
atteint presque la % ;
•
- le
coeur
des
plagioclases
est
plus
calcique
dans
les
anortho-
sites et les faciès de bordure,
que dans les autres unités ;
- la
teneur
en
potassium
varie
peu
et
reste
faible
pour l'en-
semble des plagioclases .
Toutes
ces
informations
supposent
que
la
cristal-
•
lisation
des
plagioclases
des
différentes
unités
des
roches
basiques,
s'est
effectuée
dans
des
conditions
voisines,
à
des
profondeurs
faibles comme l'indiquent les textures.
•
*
Comlllunication
personnelle,
d'analyses
non
publiées,
disponibles
au
Département
de Géologie et Géophysique de l'Université de Princeton, New-Jersey, U.S.A.

---

•
70
•
..
..0 ' - - -.........-----L--~3--..L..----l-----=8L."""----l1...-.-..l------1--...L---J..--.L.-
•
Figure Il!>:
. ï /W.v<V1Aée d'un. p1.a.{;)..ocI.aAe d'un.e aJW/Ltho&Ue d'Aboni.Dl1..ok.
avec un.. i.ni:.eA.vaL/..e de 50 rni-CI1..0M (d' apl1..èA :J. HlMch., 1982).
•
DR
•
•
A.'--
.-,~_
_;.------"-AII
•
• 1
02
• 3
"
04
o
CfJ.· "0
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AI~:"'-----::~-'::-_----::,L-----L---~A11
50
60
Figure [-GD:
évo-l..u:ti..on
de4
p1.a.{;)..ocI.aAe4 d'Abon;tol1..ok cian.4 le cLi..a.t;;A.amme
Al..bile - Arw/Ltho&Ue - Chtho-1e.
1 - Gfl.oWw-1ile, 2 - Gfl.oI1..Z.M-1ile g..abbl1..oJ:.que,
J - g..abbl1..o-1 Gfl.O/l.:t:Jw-1.i:ti...que4,
4 - teJ1./l.og..abb/l.o-1.

---

Ca
ABONTOROK
Ca
1
/- -
-,.tr.I,i-.r- J - - - - - - ~
/ 1 \\
J
\\
1 1 \\
1
\\
1
\\
/
\\
L
_
\\
-------~-
o
Mg
Fe*
•
Figure 12A:
Compo4Ü:i.on
dM
cliJwpp.OxR.nM
d.R4
f.oJtJn.a:ti..onA
ba4i.qu.M
d'AboTtto/l.ok.
/l.epl/l.i:.é4
cianA
.le
di.o.t;;A.arrme
de
'PoJ.de/l.vC1J1.Id.
et HM4
(1958 J.
Le4
po.i.Jl;tA
no.i.A4
/l.eptr.é4ruLtruLt
.le4
di..n.0PYAoxèn.e4.
Le
cetl.cl.e, .l 'ott:tJwpYAoxèn.e.
•
SUA.
1..a
-Ügfte
M9--Fe
.le
i:/t.ai..t
no.iA.
ép<LiA
CO/l./l.e4p0nd.
à
.l 1 évo../..u.;ü.on deA oliv.U7..e4 ci.arl.4 Ce4 même4 /l.oche4.
•
•
•
•

---

•
Dans
les
formations
acides,
les
plagioclases
sont
rares
lorsqu'ils
existent
se
sont
des
cristaux
d'oligoclase
acide
sub-automorphes ou en plages aux contours diffus.
•
1.2 - Les feldspaths alcalins
Ils
ont
été
observés
dans
les
interstices
laissés
par
les
plagioclases,
ce
sont
des
orthoses
en
association
symplectique
•
avec du quartz.
Mais ils sont surtout très nombreux dans les syénites
centrales.
Ce
sont
des
orthoses
en
prismes
tabulaires
automorphes.
Dans
les filons ce sont surtout les perthites.
Les conditions d' affleu-
rement
de
ces
feldspaths
n'ont
pas
permis
d'effectuer
des
analyses
chimiques sur ces phases.
.
•
II - PYROXENES
Présents
dans
toutes
les
unités des formations basiques
ce
sont
des
clinopyroxènes
qui
sont
tous
localisés
dans
un
domaine
à
cheval
sur
la
limite
augite-salite,
dans
la
nomenclature
de
•
Poldervaart
et
Hess
(1958)
(fig.
).
Al' intérieur
d'une
même
unité
pétrographique,
l'évolution
se
marque
par
une diminution du calcium
du
coeur
vers
la
périphérie
des
cristaux,
la
variation
du
rapport
Fe/Fe+Mg
est
faible.
Tous
sont
caractérisés
par
la
présence
de
titane, il s'agit de titano-augite et titano-salites.
Bien
que
rare,
l' orthopyroxène
est
présent
dans
quel-
ques
échantillons
de
gabbros
anorthositiques,
sous
forme
de
reliques
emprisonnées
dans
le
clinopyroxène
il
a
une
composition
d' hypersthène (fig.
) .
III - OLIVINES
Dans
les
formations
basiques
les
olivines
ont
une
composition
voisine
de
celles
étudiées
dans
les
autres
massifs.
Leur
particularité
est
leur
plus
grande
variation
de
teneur
en
forstérite
(plus de 15 %) que dans Tagueï et Ofoud.
IV - BIOTITE
La
particularité
d' Abontorok
par
rapport
aux
massifs
précédemment
étudiés
est
la
présence
de
biotite
dans
les
formations
basiques.
Ce
minéral
se
caractérise
par
une
forte
proportion
de
Ti0
et une teneur en fer toujours supérieure à celle du magnésium.
2
V - OXYDES
La
-coexistence
de
lamelles
d' ilménites
avec
de
la
titanomagnétite
a
permis
d'estimer
la
température
de
cristallisation
de
ces
deux
phases
ainsi
que
la
fugacité
en
oxygène
(].
Husch,
1982, p. 73)
:
T = 1041°C et Log f0
= - 10,3.
2

---

GÉOCHIMIE
16
analyses
chimiques
(Tableau
)
ont
été
réalisées
sur l t ensemble des formations du petit massif d' Abontorok.
1 - DISTRIBUTION DES PRINCIPAUX ELEMENTS
1.1 - Diagrammes de Harker
Dans
les diagrammes de
Harker
(fig.
) la distribution
des
différents
oxydes
par
rapport
à
la
silice
nécessite
plusieurs
commentaires :
a
Dans
le
diagramme
A1 0
deux
groupes
distincts
apparaissent,
2 3
le
premier
correspond
au
groupe
basique
avec
une
augmentation
de
A1 0
en
fonction
de
Si0 ,
avec
apparition
de
formation
par
2 3
2
accumulation
soulignée
par
une
chute
de
A1 0
pour
les
teneurs
2 3
en
silice
faible
(J.
Martignole,
1975).
Le
deuxième
groupe
est
souligné
par
une
diminution
de
l'alumine
à
silice
croissante
et
caractérise l t évolution des roches acides.
b
Les
diagrammes
Fe
total,
MgO
et
TiO/SiO
révèlent
également
Z
la
présence
de
deux
groupes
soulignés
par
des
évolutions
parallèles
distinctes.
c
CaO
est
le
seul
élément
à
présenter
une
évolution
régulière
sur
l'ensemble
des
formations
avec
un
maximum
au
niveau
des
•
anorthosites.
d
Quant
aux
alcalins,
leur
distribution
est
assez
irrégulière :
leur
teneur
est
constante
dans
les
formations
basiques,
alors
que
dans
les
roches
acides,
deux
sous-groupes
s' indi.vidualisent,
les
syénites
et
les
granites.
Dans
les
syénites
le
sodium
cron
avec
•
la
silice,
alors
que
dans
les granites il montre la tendance inverse.
Le
potassium
est
beaucoup
plus
irrégulier
notamment
pour
les
forma-
tions
syénitiques
internes
où
il
atteint
des'
valeurs
très
grandes
pour
la
brèche
syénitique
(plus
de
13
%
de
K 0)
et
confirme
2
l' hypothèse de venues pneumatolytiques.
•
Ces
remarques
sont
confirmées
par
l'évolution
des
indices
normatifs
en
fonction
de
Si0
(fig.
),
où
la
limite
des
2
deux
groupes
est
soulignée
par
un
point
à
60 % de
5i0
de
EN et
2
I.C. normatifs.
La
distribution
des
éléments
semble
confirmer
l'étude
•
pétrographique
qui
avait
montré
une
évolution
bimodale,
à
partir
des
cumulats
plagioclasiques
pour
la
série
basique,
à
partir
des
feldspaths
alcalins
pour
la
série
acide.
Toucefois
les
relations
entre
ces
deux
groupes
n'avaient
pu
être
établies,
faute
d' informaticns .
•
..

---

1
:
:
:
:
1
Ab 1
Ab 2
Ab 3
~ Ab 4
Ab 5
Ab Ô
Ab 1
: Ab 6
Ab 9
Ab 10
Ab Il
Ab 12
Ab 13
; AI> 1.3
AI>
I~
AI> Ici
1
;
:
:
:
:
1
:
:
:
;
117 Ab44d'!17 Ab 59
:11 Ab 44~:16 Ab 36 :71 Ab 36 :17 Ab 7Je:16 Ab 1
:16 Ab ]31 16 Ab 24 :16 Ab 2
:11 Ab 51
: 16 Ab 22:10 Ab 1]
:76 Ab 19
: 76 IIll ?7
:7u ,Ill IS!
1
:
:
:
:
:
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Les
formations
basiques
se
situent
toutes
dans
le
domaine
alcalin,
on
remarque
que
leur
teneur
en
alcalins
est
peu
dépendante
de
celle
de
la
silice.
Par
contre
les
formations
acides,
bien
que
situées
au
départ
dans
le
domaine
sub-alcalin,
ont
une
évolution
très
rapide
vers
l' hyperalcalin,
et
plus
particulièrement
l' hyper
potassique
pour
les
syénites
les
granites
se
localisent
dans le domaine alcalin.
De
plus,
les
points
représentatifs
des
formations
basiques
se
concentrent
par
formations
(faciès
de
bordure
leucogabbro
anorthosite)
à
l'exception
d'un
point
(Ab
6)
qui
se
localise,
seul
dans
le
domaine
sub-alcalin.
Cette
roche
a
une
teneur
en
CaO
et
MgO
très
élevée
(cf,
diagramme
de
Harked,
elle
se situe en bordure du massif.
Il
confirme
les
tendances
déjà
remarquées
les
formations
basiques
restent
localisées
dans
le
domaine
sodique,
leur
teneur
en
potassium
est
faible,
d'autant
que
l'on
a
remarqué
dans
la
description
pétrographique
la
présence
d'orthose
dans
les
interstices
laissés
par
les
plagioclases
dans
les
anorthosites,
ce
minéral
est
tardif
il
augmente
la
teneur
en
potassium
de
la
roche.
Par
contre
les
roches
acides
sont
riches
en
potassium.
Cette
remarque
est
d'autant
plus
intéressante
qu'elle
confirme
celle
faite
à
propos
des
massifs
de
Bous
et
Ofoud
les
formations
acides
de
l'Aïr
septentrional
se
cantonnent
dans
le
domaine sodique,
alors
que
celles
de
l'Aïr
central
ont
une
affinité
potassique
plus
•
marquée .
Il - PROCESSUS DE DIFFERENCIATION
D'après
les
diagrammes
précédents,
notamment
ceux
•
de
Harker,
la
cristallisation
fractionnée
joue
le
rôle
essentiel
du
processus.
Toutefois
plusieurs
problèmes
restent
en
suspens :
y
a-t-il
une
ou
plusieurs
lignées
?
Le
mode
de
différenciation
est-il
le
même
pour
l'ensemble
des
formations
?
Quels
mécanismes
régissent
l'agencement
des
minéraux
?
etc...
Toutes
ces
questions
ne
peuvent
être
élucidées
sans
le
recoupement
des
informations
•
géochimiques .
11.1 - Diagrammes ternaires calco-alcalins
Dans
le
diagr.amme
An-Ab-Or
normatif
comme
dans
•
le
diagramme
Na O-CaO-K 0,
les
formations
d' Abontorok
(cercles
Z
2
et
étoiles)
comme
celles
de
Tagueï
(triangles)
se
localisent
en
deux
stocks
séparés
par
une
lacune.
Les
tendances
alcalines
pour
les
roches
acides
se
marquant
par
une
orientatïon
vers
le
pôle
potassique (ou orthose) rappellent les diagrammes de l fOfoud .
•
Les
principales
formations
restent
localisées
dans
le
domaine
des
roches
normales
puis
dans
celui
des
roches
potas-
siques.
Les
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basiques
ont
une
différenciation
plus
marquée
que dans les grands massifs (Bous et Ofoud).

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JZ.oche-J
ba-J.J~qpe-J,
ceJZ.cJ..e-J
monJo-
anoll.-t!w-J.i..:t.e-J,
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9fi-an..i..:t.e.
J-JR.OU
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JZ.oG1.e-J
ba-J.i..q;;.e-J (d' apJZ.è-J
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J. /11. Lég-e/l., 1980) .
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25
•
Abonloro k
•
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• •
•
•• •
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no-i.A.. 9fi-an..i..:t. e-J •

---

11.2 - Diagramme de R.B. Jacobson et al.
(958)
Les
points
représentatifs
des
différentes
roches
se
disposent
en
deux
groupes,
l'un
parallèle
au
joint
alumine-
ferromagnésien,
constitué
par
les
formations
basiques,
l'autre
perpendiculaire
au
joint
alcalin/alumine,
n' ayant
pas
d' imbricati.on
avec les formations basiques.
Quels
que
soient
les
diagrammes
considérés,
il
est
difficile
d'établir
des
relations
entre
les
formations
basiques
et
acides.
Tout
se
passe
comme
si
ces deux groupes évoluaient indépen-
damment
l'un
de
l'autre, même si à un certain stade de leur évolution
ils ont eu des relations.
11.3 - Diagramme A-F-M
Les
formations
basiques
évoluent
dans
le
domaine
alcalin
pour
les
gabbros,
se
poursuivent
le
long
de
la
limite
en
pointillé
pour
les
cumulats
plagioclasiq ues.
Pour
les
formations
acides,
l'évolution
est
différente,
puisqu'elle
part
d'une
syénite
dans le domaine sub-alcalin pour se poursuivre vers le pôle alcalin.
Si
l'on
reprend
les
observati.ons
pétrographiques
marche
de
cristallisation
des
formations
basiques
àes
cumulats
plagioclasiques
vers
les
gabbros et des formations
acides des cumulats
de
feld5paths
alcalins
dans
les
syénites
vers
les
granites,
on
constate
que
ces
évolutions
sont
soulignées
sur
le
diagramme
A-F-M
par
deux
courbes
divergentes
l'une
vers
le
pôle
alcalin,
l'autre
vers le joint fer- magnésien.
Cette
évolution
est
contraire
à
celle
observée
dans
•
les
senes
calco-alcalines
(du
pôle
magnésien
vers
le
point
alcalin-
fer)
et
caractéristique
de
celles
que
l'on
observe
dans
les
suites
anorthositiq ues.
11.4 - Diagramme K-(Na+Ca)/Fe+Mg+Ti
•
Les
deux
groupes
de
roches
basiques
et
acides
pour
Abontorok
(triangles)
apparaissent
suivant
deux
suites
divergentes;
pour
les
formations
basiques,
la
configuration
est
identique
à
celle observée pour le
Bous et l 'Ofoud.
Par contre pour les formations
acides,
deux
lignées
parallèles
se
distinguent
celle
des
syénites
•
(triangles) et des granites (triangles inversés).
L'a bsence
de
roches
intermédiaires
et
hybrides
dans
Abontorok
se
traduit
par
une
lacune
importante
entre
les
deux
groupes.
Pour
Tagueï
(cercles
et
étoiles)
les
gabbros
se
•
localisent
dans
le
àomai.ne
des
formations
basiques
d' Abontorok,
alors
que
les
monzo
anorthosites
(cercles
clairs)
sont
proches
des
anorthosites,
avec
une
teneur
K-(Na+Ca)
moins
forte,
due
essentiel-
lement
au
potassium.
Leur position suggère plus un caractère hybride
qu'intermédiaire,
car
elles
ne
représentent
pas
une
jonction
entre
formation basiques et acides .
•

---

•
11.5 - Diagramme de J. Martignole (1975)
Pour
Abontorok
ce
diagramme
prend
une
physionomie
particulière.
En
effet,
si
l'on
considère
l'indice
ACM
comme
signifi-
•
catif
de
la
différenciation,
on
remarque
que
les
formations
basiques
s'alignent
(à
l'exception
d'un
point
représentant
un
faciès
de
bordure)
sur
une
droite
de
corrélation
néga ti ve
entre
ACM
et
Al 0
2 3
avec
une pente forte.
Ceci peut être interprété comme une différencIa-
tion
magmatique
par
cristallisation fractionnée
rapide où les cumulats
sont
figés
sur
place
et
ne
subissent
pas
de
migraLon
importante
•
et de concentration par accumulation comme dans le Bous et l 'Ofoud.
Les
formations
acides
sont
dispersées,
les
étoiles
claires
représentent
les
formations
centrales,
qui
malgré
un
indice
ACM
identique
aux
autres
formations
acides,
ont
une
teneur
en
Alumine
encore
élevée
(supérieure
à
15
%)
alors
que
les
autres
étoiles
(entourées
de
noir)
représentent
les
filons
de
syénit'es,
granites et microgranites, plus pauvres en alumine.
Les
deux
groupes
basiques
et
acides
semblent indépen-
dants
l'un
de
l'autre.
Leurs
évolutions
ont
toutefois
plusieurs
analogies
liées
vraisemblablement au
rôle des cumulats
plagioclasiques
•
dans
le
premier cas,
feldspath
alcalin
dans
le
second,
se traduisant
géochimiquement
entre
autre
par
une
diminution
brutale
de
la
teneur
en alumine.
•
•
•
•

---

STRUCTURE
Ce
petit
massif
parfaitement
circulaire
a
permis
d' observer
des
structures
liées
aux
formations
basiques,
celles-ci
permettent
entre
autre,
d'envisager
quelques
hypothèses
sur
le
mode de mise en place de ce type de massif.
I - STRUCTURES PRIMAIRES
I.1 - Observations de terrain
L'orienta tion
préférentielle
des
plagioclases
dans
des
plans
parallèles
à
la
lamination
est
très
nette
dans
les
deux
tiers des formations basiques d' Abontorok.
Les
principales
mesures
ont
été
reportées
sur
la
figure
on
remarque
qu'elles
se
disposent
suivant
des
surfaces
coniques
à
symétrie
axiale
centrée
au
coeur
du
massif.
Le
pendage
fort
vers
l'intérieur
(70
à 80 0 )
diminue
progressivement
vers l'exté-
rieur pour atteindre des valeurs faibles (20 à 10 0 ).
A l ' échelle
des
principales
unités
pétrographiques
•
distinguées,
on
remarque
que
les
anorthosites
et
anorthosites
gab-
broïques
ont
une
structure
planaire
nette
soulignée
par l'orientation
des
minéraux cumulats,
alors
que
les gabbros anorthositiques présen-
tent
des
structures
différentes
diffuses
avec
des
lattes
de
plagio-
clases
désordonnées,
ou
encore
sphérolitiques
avec
les
cristaux
de
feldspaths
à
distribution
radiaire,
ou
enfin
des
agencements
•
rappelant
les
roches
volcaniques
(trachytiques
et
foyaïtiques) .
En bordure externe, des gabbros avec des textures de trempe.
Ces
éléments
rappellent
par
beaucoup
dt aspects
les
observations
faites
sur
de
petits
appareils
éruptifs
ou
des
filons.
Ils
sont
en
relation
directe
avec
le
mode
de
différenciation.
•
Tout comme J.
Bébien
et
Cl.
Gagny
(1980),
on
constate trois zones :
une
axiale
à
forte
concentration
de
cristaux
de
dimension
moyenne,
une
zone
avec
des
petits
cristaux
et
une
bordure
figée.
Selon
ces
auteurs
la
migration
des
cristaux
vers
la
reglOn
axiale
ne
dépend
pas
de
la
vitesse
et
de
la
viscosité
mais
plutôt
de
la
forme
et
de la dimension du conduit.
•
Ainsi
la
disposition
des
minéraux
et
leur
distribution
paraissent
en
accord
avec
une
venue
magmatique
dans
un
conduit
cylindrique
s'évasant
sous
forme
d'entonnoir.
Ce
magma
soumis
à
l'influence
dominante
de
la
dynamique
d'écoulement
subit
une
évolution
qui
se
traduit
par
la
concentration
de
plagioclases
dans
•
la
zone
axiale
et
l'expulsion
vers
l'extérieur
du
magma
résiduel
cristallisant
en
donnant
progressivement
des
termes
de
plus
en
plus riches en ferromagnésiens.
De
plus
cette hypothèse est confirmée par la géochimie,
•
où
comme
dans
les
cas
décrits
par
J.
Bébien
et
Cl.
Gagny
(1978)
on
constate
une
augmentation
du
titane
et
du
fer
de
l'intérieur
vers l'extérieur du massif .
..

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•
•
•
•
•

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Compal7..M
avec
J...M
p/l..o?i..JA
Ob4M.VM •
•

---

En
conséquence,
comme
le
préconisent
J. P.
Blanchard
et
al.
(979) pour
la
mise
en
place
d'un
magma
avec
orientation
•
préférentielle
de
minéraux
déjà
formés,
il
est
souhaitable
de
distin-
guer
la
fluidalité
apparente
(orientation
des
plagioclases)
de
la
fluidalité
réelle
(plans
d'écoulement).
Enfin,
on
peut
supposer
que
pour
Abontorok
l'effet
Bagnold
a
joué
un
rôle
important
car
vers
les
épontes
du
massif
les
bordures
figées
proviennent
de
la
cristallisation
rapide
d'un
magma
résiduel
enrichi
en
titane
et
•
en fer.
Si
l'on
reprend
la
coupe
de
la
figure
, e n
tenant
compte des observations structurales et des remarques qui en découlent
la
mise
en
place
d' Abontorok
peut
être
imaginée
comme
un
conduit
central évasé en entonnoir (fig.
).
•
1.2 -
Eléments de géophysique
J.
Husch
(982)
par
une
étude
gravimétrique
et
une
modélisation,
précise
cette
hypothèse.
Abontorok
serait
une
•
structure
asymétrique
avec
un
corps
évasé
en
entonnoir
relié
à
un
conduit
de
200
mètres
de
diamètre
localisé
dans
la
partie
SW
du complexe. Ce
dernier
se
prolonge
vraisemblablement
de
plusieurs
kilomètres
de
profondeur
dans
la
croûte.
Il
précise
que
pour
les
formations
basiques
affleurant,
l'épaisseur
est
au
plus
de
250 m
et
qu'aucune
anomalie
pouvant
supposer
une
concentration
d' ultrama-
•
fites sous ce complexe n'a été relevée.
Des
précisions
supplémentaires,
grâce
à
des
profils
magnétiques,
sont
apportées
sur
la
structure
et
la
position
des
brèches
et
syénites
centrales.
Ces
derniers
ont une épaisseur d' envi-
ron
un
kilomètre
et
sont
venues
par
un
conduit
vertical
recoupant
les formations basiques et le socle.
'En conclusion,
la mise en place des formations basiques
sous
forme
d' un
conduit
évasé
semble
bien
établie
pour
ce
massif.
Les formations
acides mettent en place par des dykes qui apparemment
sont indépendants des conduits, des formations basiques.
II -
LES STRUCTURES SECONDAIRES
Peu
nombreuses
dans
le
massif
d' Abontorok,
elles
peuvent se résumer par trois observations
- L' orienta tion
Nord-Sud
de
la
brèche
endogène,
correspond
à
une
zone
de
faiblesse
d' orientation
connue
dans
l'Aïr
au
cours
de la mise en place des structures annulaires
;
-
Il
existe
.des
petites
fracturations,
se
manifestant
essentiel-
lement sur les bordures du complexe,
selon deux directions principales
N 40 0 E et E-W ;
- Le
long
du
kori
traversant
le
massif
d' Abontorok
on
note
la
présence
d'une
faille
décrochante
senestre,
d' orientation
N-NW.
Cette
direction
connue
dans
le
socle,
correspond
certainement
à
un
ancien
plan
d'anisotropie
rejouant
lors
d'une
phase
tectonique
postérieure à la mise en place du complexe d' Abontorok.

---

ISKOU
1 - INTRODUCTION
L'Adrar
Iskou
est
le
massif
subvolcanique
à
structure
annulaire,
contenant
des
roches
basiques,
le
plus
méridional
de
l'Aïr.
Il
a
fait
l'objet
d'une
étude
détaillée
par
B.
Mai Manga
(1979)
et
J.M.
Léger
(1980).
La
monographie
que
nous
présentons
est largement inspirée de ces auteurs.
1.1 - Localisation
Il
est
situé
au
coeur
de
l'Air,
à
150
km
au
Nord
d'Agadez
et
à
8
km
à
l'Est
de
l'Oasis
de
Timia.
Son
centre
se
localise
par
18°04 '
de
latitude
Nord
et
8°52'
de
longitude
Est.
Il
affleure
sur
environ
150
km 2
;
sa
forme
générale
est
hémicy-
clique, son diamètre approximativement de 14 km.
1.2 - Age
Son
âge
a
été estimé à 427 ±
19 M.A.
par J.P. Karche
•
et
M.
Vachette
(1978).
des
precIsIons
nouvelles
ont
été
données
par
B.
Mai Manga
(1979)
à
partir d'une étude radiochronologique
détaillée
sur
les
différentes
formations
de
ce
massif,
cet
auteur
distingue
trois
grandes
unités.
les
roches
basiques,
la
série
interne
et
la
série
externe,
qui
se
seraient
mises
en
place
à
des
époques
différentes.
Les
roches
basiques
sont
les
premières,
•
puis
la
série
externe
à
434
±
14
M.A.
suivie
par
la
série interne
à 402
± 26 M. A.
En fait
la différence d'âge obtenue par la méthode
Rb/Sr
sur
les
deux
séries
est
remise
en
cause,
à
juste
titre,
par J .M.
Léger
(1980).
En effet les observations de terrain montrent
q",..e
des
intrusions
mineures
se
rattachent
aux
majeures,
que
les
"périodes
de
mise
en place des deux séries apparaissent contem-
•
poraines"
que
"la
différence
d'âge
obtenue
par les
méthodes
Rb/Sr
peut
s'expliquer
par
la
définition
médiocre
de
l'isochrone
établie
pour les roches de la série interne".
Toutefois
les
critères
de
terrain
utilisés
montrent
bien
une
chronologie
relative
où
les
roches
basiques
apparaissent
•
en
premier,
SUIVIes
par
le
plutonisme
acide
dont
l'âge
obtenu
426
±
8
M.A.
(B.
Mai Manga,
1979)
représente
une
moyenne accep-
table pour l'Adrar Iskou.
Il - MORPHOLOGIE - CONSTITUTION ET STRUCTURE
•
11.1 - Morphologie
L'Adrar
Iskou
se présente comme un hémicycle constitué
de
deux
uni tés
en
croissants
emboîtées
l'une
externe
montre
•
des
"reliefs
déchiquetés,
d'allure
ruiniforme
avec
l'In
Efissak,
point culminant
à
1.700
mètres d'altitude
; l'autre interne apparaît

---

•
0..._ ....._...;11 km
~
~~!J
Figure :
Schéma
9-wJ..og)..que
de
J..'J-1kou
fd'apl/.è1
J.M.
Lé{;..V1..,
1980).
12
gA-an.-.U.e
à
amphi..boJ..e bi..o;U;te ,.
11
-1ijénd.e CjLLaA.-t.p./..èAe à
amphi..boJ..e
bi..o;U;te
,.
10
-1ijénd.e
à
amplU..boJ..e
bi..o;U;te
..
9
monJonde
à amphi..boJ..e bi..o;U;te J'
8
-1ijénd.e
e;t
gA-an.-.U.e
à cJ...iJwpijll.oxène e;t amphi..boJ..e
-1odi...que
7
/Jijéfl.-Ue
à f-V1..I/.ohéJ:i.enbV1..g...U:.e -1odi...que J'
6
-1ijén.J..;te à f-V1..I/.O-
héJ:i.enbV1..g...U:.e
J'
5
-1ijénjJ:.e à f-eA./waug.,de
4
f-V1..I/.o-1ijéfl.-Ue J' 3
monJo-
çabbl/.o .. 2 - J..eucoçabbl/.o exZell.ne ,. 1 - J..eucoçabbl/.o ~ell.ne.

---

sous
forme
d'une
dépression
d'a ltitude
moyenne
1.200
mètres,
nivelée
par
un
pédiment
ultérieurement
entaillé
par
le
réseau
hydrographique.
Le
coeur
de
l' hémicycle
est
occupé
par
un
relief
en dôme, surplombant la dépression de quelques dizaines de mètres.
Ce
massif
est
limité
à
l'Ouest
par
une
faille
arquée
soulignant
la
périphérie
de
l'Adrar
Aroyan,
massif
subvolcanique
à structure annulaire recoupant l'Adrar l skou.
Deux
koris
principaux
drainent
cette
reglon.
Guijé
et
Terza.
Ils
rejoignent
en
a val
le
kori
de
Timia
qui
alimente,
plus à l'Ouest, l' Anou-Makaren.
11.2 - Constitution et structure (fig.
De
la
périphérie
vers
le
centre
du
massif
sept
unités
lithologiques peuvent être distinguées (].M.
Léger, 1980)
:
-
Un
anneau
externe
de
roches
basiques,
constitué
par
des
leucogab'oros - conTenant - dës - ênc1'aves d'anorthosites
et
une
micro-
ferro syénite sans enclave rappelant les ferrogabbros de l' Ofoud.
- Une
crête
arqu!e _ ~e _ s'yé~i~ _ q~a!.tZ2ff:!e
àferrohédenbergite
sodiquë. -
•
- Une
syénite
à
ferrohédenbergite
forme
un
croissant
autour
des formatIOns oasiques -internes -qü1 renferme de nombreuses enclaves
de syénites à ferrohédenbergite sodique.
- Un
anneau
interne
en
dépression
comme
dans
les
massifs
•
précédëmment- décrIts-; -les - rormations-
basiques
se
reconnaissent
à
leur
morphologie,
à
leur
altération
pulvérulente
blanche
et
à
leur
désagrégation
graveleuse
gris-vert.
les leucogabbros dominent
nettement
les
autres
roches
basiques.
Dans
l'anneau
interne,
il
s'agit
d'une
roche
gris-bleu
lorsqu'elle
est
saine
contenant
de
nombreuses
enclaves
holoplagioclasiques
de
taille
centimétrique
•
à
métrique.
La
structure
générale de ces formations
est de direction
parallèle à la
structure annulaire avec un pendage interne conférant
à
l'ensemble
une
structure
en
forme
d'entonnoir.
En
se rapprochant
du
contact
avec
les
granites
à
amphibole
et
biotite,
le leucogabbro
s'enrichit
en
éléments
quartzo-feldspathiques,
rappelant
les
monzo-
anorthosites.
Localement
on
note
la
présence
dt une
ferrosyénite
•
à
plagioclase
identique
à
celle
de
l'anneau
externe.
Toutefois
la structure de cet ensemble n'a pu être mise en évidence.
- Syénite
à
amphibole
-
biotite.
Elle
forme
un
anneau elliptique
entouranT -1 ïannèa.u- oasfquë - interne.
Ses
relations
structurales
avec ce dernier sont difficiles à établir .
•
,
~~i.!.e _ 9..u~r~i~r~
à_ ~~~b~l~ _- _ ~o~t~, _ 52.
En
bande
etroitement
coincee
entre la
syenite
51
et
le
granite
septentrional,
elle
apparaît
comme
vraisemblablement
postérieure
à
SI'
bien
que les distinctions entre les deux syénites soient délicates.
•
,
- ~e _s~c~ ~e~t~~l d~ .Er~n~e_ à_ ~m~hi.È0!:.e_- _b~t~e est homogène,
a
grain fin,
dont 1 arf1eurement principal est un massif circonscrit ;
de
nombreuses
petites
intrusions
dans
l'anneau
basique
interne
-

---

•
et
dans
les
syénites
à
ferrohédenbergites
peuvent
être
rattachées
à
cet
ensemble.
Les
éléments
structuraux
permettent
de
penser
•
qu'il
s'agit
d'une
des
manifestations
les
plus
tardives
de
ce
massif
et
que
l'ensemble
a
été
guidé
par
les
fracturations
ayant
affecté les autres formationsde l'lskou.
A
côté
de
ces
sept
intrusions
majeures,
] . M.
Léger
(980)
fait
état
d'une
série
de
venues
mineures
dont
voici
les
•
principales :
- Une
longue
bande
arquée
de
monzonites
sépare
les
deux
unités
leucogabbroïques
externes
elle
est
traversée
par
de
nom-
breux
filons
de
granites
à
amphibole
et
biotite,
qui
se
distinguent
des
filons
granitiques
tardifs
qui
sont
hololeucocrates.
Cet ensemble
•
présente
d'ailleurs
un
certain
nombre
de
similitudes
avec
les
syénites et les granites à amphibole - biotite de la région centrale.
De
nombreuses
intrusions
mineures
regroupées
sous
le
terme
syénites
quartzifères
et
granites
à
pyroxène
et amphiboles sodiques,
se
sont ,mises
en
place.
Seul
le
granite
alcalin au Nord de l'Adrar
•
lskou
présente
quelque
extension
et
les
relations
structurales
évidentes
permettent
d'envisager
une
mise
en
place
postérieure
aux anneaux syénitiques et gabbroïques.
- Une
syénite
à
ferroaugite,
contemporaine
de
la
venue
syéni-
tique SI,
affleurant
en
un
petit
massif isolé
dans l'anneau basique
•
interne.
11.3 - Conclusion
Tout
comme
dans
les
autres· massifs
à
structure
annulaire
de
l'Aïr
central
et
septentrional,
l'Adrar
lskou
débute
par
une
phase
de
plutonisme
de
roches
basiques
riches
en
plagio-
clases.
Les
anorthosites
témoignent
d'un
stade
précoce de consolida-
tion du magma en profondeur.
Dans
l'anneau
interne,
les
leucogabbros
se
mettent
en
place
les
premiers,
SUIVIS
par
l'injection
de
ferrosyénites
le
long
de
leur
bordure.
Dans
l'anneau
externe
on
distingue
deux
unités
leucogabbroïques,
tra versant
le
socle.
La
structure
en
entonnoir
est
incontestable
pour
l'anneau
interne,
par
contre
des doutes subsistent quant à la structure de l'anneau externe.
Les
syénites
et
granites
peuvent
être
regroupés
en trois ensembles
- le
groupe
central
syénitique
et
granitique
se
serait
mis
en
place
à
l'aide
d'un
mécanisme
de
subsidence
en
chaudron ;
- les
syénites
et
granites
à
pyroxène
et
amphiboles
sodiques
auraient
emprunté
des
fractures
multiples
en
arc
de
cercle
mais
une
place
particulière
doit
être
faite
à
la
syénite
à
ferrohéden-
bergite de par sa structure en lame conique à pendage interne ;
- les
monzonites
quartziques
et
les
granites
à
amphibole
et
biotite,
affleurant
dans
l'anneau
externe,
se
sont
mis
en
place
dans
les
nombreux
filons
courbes
et
concentriques
qui
jalonnent
cette zone.

---

•
III - DESCRIPTION PETROGRAPHIQUE
•
111.1 -
Les roches basiques
J. M.
Léger
(1980)
distingue
deux
types
de
textures
dans
les
formations
basiques
de
l'Adrar
Iskou,
l'une
dite
proto-
clastique
se
rencontre
essentiellement
dans
certains
leucogabbros
•
et
des
enclaves
leucotrocto1itiques
l'autre
d'orthocumulat
est
fréquente dans les anorthosites, les leucogabbros et les leuconorites.
Cet
auteur
décrit
les
roches
basiques
de
l'anneau
interne puis celles de l'anneau externe.
•
111.1.1 -
Les roches basiques de l'anneau interne
Les
anorthosites
massives
ne
se
rencontrent
qu'en
enclave
dans-Te - massil -dë ï 'TSKoU-:
Elles
se
caractérisent
par
des
plagioclases,
non
zonés,
maclés
albite,
à
texture
grenue
•
grossière,
aux
contours
sinueux,
de
composition
An
48
à
An
53.
Les
interstices entre ces cristaux,
sont occupés par du clinopyroxène
en
grains
dispersés
ou
subophitique,
souvent
ouralitisé
associé
à
de
l 'Hménite
poecilitique,
à
de
la
biotite
brun-rouge
et
parfois
à de l' a pa tite .
•
Les
anorthosites
laminaires
sont
composées
de
plagio-
clases
aplatis -suIvant -(0101,- non zonés,
de
composition
An
50
à
An
52,
séparés
par
des
agrégats
à
texture
polygonale
où
domine
le clinopyroxène.
Les
enclaves
composites,
à
la
différence
des
anortho-
•
sites,
présentent dës- plagioclases -zonés dont le coeur a
une composi-
tion de An 52 et la couronne externe de An 44 à An 40.
Les
leucogabbros
ont
des
plagioclases
xénomorphes,
non
zonés,
ae - ëOmposiRon -An
52.
Les
interstices
sont
occupés
par
du
clinopyroxène
ophitique,
incluant
de
l' ilménite
et
de
la
•
titanomag néti te.
Les
leucotroctolites
sont
à
texture
massive,
protoclas-
tique,
à
plagioclase - CAn- 40-
An
44) ,
olivine,
clinopyroxène
et
ilménite
de
rares
cristaux
d'orthopyroxène
ont
été
observés
dans l' oli vine.
Les
leuconorites
ont
eu
une
paragenèse
à
plagioclase
•
et
orthopyroXèr1ë -
puIs -
une
association
tardive
intergranulaire
de composition comparable à celle des leucotroctolites.
Les
leucogabbros
sont
composés
de
plagioclases
de
taille
très
variable,
de
1
mm
pour
les
plus
petits
à
40 cm
pour
t
les
plus
grands.
Ils
sont
peu
ou
pas
zonés
(An
48
à
An
52),
parfois
auréolés
par
une
fine
frange
de
plagioclases
plus sodiques.
Les
minéraux
sombres
sont
interstitiels.
Le
plus
important
est
un
clinopyroxène
ouralitisé
ou
remplacé
par
de
la
hornblende
actinolitique,
associée
parfois
à
l'ilménite,
de
l'apatite
et
de
•
la
biotite
brun-rouge.
La
présence
de
hornblende
brune
et
verte
est
une
constante
de
ces
roches.
Notons
enfin
la
grande
variation
de grain et de texture dans ces formations.
•

---

•
Les
microferrosyénites
forment
la
bordure
de
l'anneau
basique,
elles- se ëaractuisent par des phénocristaux de plagioclases
(An
48
-
An
51)
et
de
petits
cristaux
de
feldspath
alcalin,
d' oli-
..
vine,
de
clinopyroxène,
d'oxyde
de
fer
et
de
titane
abondants
et
d' apatite.
La
mésostase
présente
une
proportion
importante
de minéraux colorés. Leur texture est typique des zones de trempe.
Les
ferrosyénites
ont
une
position
interne.
Elles
se
distinguent aes -formations
précédentes
par
une
texture
grenue
•
homogène.
Elles
contiennent
des
enclaves
anorthositiques
à
bordure
de
trempe.
Ce
faciès
pourrait
résulter
du
mélange
mécanique
de
deux magmas contemporains (J.M. Léger, 1980).
Les
roches
différenciées
de
l'intrusion
de
Tassaro
sont
des
gabbros
très
altérés,
caractérisés
par
des
plagioclases
41
à
habitus
aplati,
zonés,
associés
à
du
clinopyroxène
en
petits
grains,
de
l'olivine
fréquemment
remplacée
par
de
la
magnétite
et de l'amphibole incolore.
Les
monzogabbros
orientaux
sont
des
roches
intermé-
diaires
entre- ïëuëogabbros -et- "Syen{fes
(monzonite),
liées
à
une
•
paragenèse
semblable
à
celle
des
leucogabbros
avec
en
plus
du
feldspath alcalin.
111.1.2 - Les roches basiques de l'anneau externe
Les
enclaves
sont
de
deux
types
des
anorthosites
au
sens
strict,-sous Torme
d'adcumulats
de
plagioclases
non
zonés,
de
composition
An
51
-
An
52
et
des
anorthosites
au
sens
large,
ayant
une
certaine
proportion
de
minéraux
colorés,
sous
forme
de microcumulats.
Les
leucogabbros
sont
très
voisins
de
ceux
décrits
•
dans
l'anneau -interne, - av&
en
plus
la
présence
occasionnelle
d' orthopyroxène.
~e~ r- m.-9n~og,a~bE..0~ ont
une
structure
porphyrique
et -bordent
l'unite
leucogabbroïque
d'In
Efissak
au
Sud.
Les
ferro-
•
magneslens
observés
dans
cette
roche
sont
de
la
hornblende
verte,
de la cummingtonite et de la biotite. .
Les
ferrosyénites
se
caractérisent
par
la
coexistence
d 'orthopyroxène - et -dë -clTnopyroxène
et
ont
une
allure
tout
à
fait comparable à celles décrites dans l'anneau interne.
11 1.1.3 - Conclusion sur les roches basiques
Ces
roches
suggèrent
un
magma
riche
en
fragments
,
de
cristaux
de
plagioclases.
Le
plagioclase
a
une
composition
relativement
constante
(An
47
à
An
52),
il présente des fissurations
et de nombreuses micro inclusions orientées.
Durant
l'ascension
du
magma
il
s'est
produit
une
différenciation
mécanique
soulignée
par
les
faciès
de
bordure.
Les
associations
olivine
+
clinopyroxène
avec
peu
d' orthopyroxène
pour
l'anneau
interne
et
clinopyroxène
+
orthopyroxène
avec
peu
•

---

d'olivine
pour
l'anneau
externe,
permettent
de
penser
(]. M. Léger,
1980)
que
l'on
a
affaire
à
deux
ensembles
pétrographiques
et
structuraux différents.
111.2 - Syénite à ferroaugite
Elle
se
caractérise
par
la
présence
du
feldspath
alclin
crypto
à
microperthitique
et
d' oligoclase
acide
(An
13 à
An
20).
L'olivine
ferrifère
(fayalite)
est
fréquemment
transformée en
iddingsite,
on
observe
également
quelques
rares
cristaux
de
clinopyroxènes,
d' ilménite
de
magnétite
et
parfois
de
sphène.
La texture est grenue à grain fin à moyen.
Cette
formation
est
parfois
recoupée
par
des
petits
filons de syénite à héden bergite.
11 1.3 - Syénite à ferrohédenbergite
La
texture
de
cette
roche
est
grenue
homogène.
Elle
se
compose
de
feldspaths
alcalins
cryptoperthitiques
avec
parfois
un
noyau
d' oligoclase.
Le
clinopyroxène
et
l'olivine
sont
en grains
subautomorphes à
xénomorphes accompagnés de titanomagné-
tite.
Il s'agit de ferrohédenbergite associée à de la fayalite.
11 1.4 -
Les autres syénites et les granites
B.
Mai
Manga
(1979)
a
montré
qu'il
est
possible
•
de distinguer deux lignées de différenciation
divergentes et distinctes
dans les roches acides de l' l skou :
- l'une,
alumineuse,
correspond
à
la
série
interne
et
comprend
les
formations
suivantes
: syénite à ferrohédenbergite
sodique à gros
grain,
syénite quartzique à
pyroxène et amphiboles
sodiques, granite
•
à pyroxène et amphiboles sodiques ;
-. l'autre,
hypoalumineuse,
correspond
à
la
série
externe
consti-
tuée
par
une
syénite
à
pyroxène
puis
un
granite
à
amphiboles
sodiques et biotite.
Ces
différents
éléments
sont
résumés
par
le
tableau
•
présentant les compositions modales moyennes de l'Adrar Iskou.
L
NOM
: Syénite à
: Syénite quar- :Granite à
:Syénite à
: Granite à
,
1
:gros grain
:tzifères à
:amphibole -
;pyroxène
:amphibole so-;
,
...:......
...::_gr_a_i_n_m_o_ye_n_-=-;_bi_o_t_it_e_ _--=-
..:..;_di_q_ue
·
:Nombre d'échan~
! tillon
.
4
3
4
3
3
1
!Quartz
2.8
14.5
20.4
0.7
•
32.2
1 Perthi te
66.6
55.6
48
81
52.6
; Al bi te-oligo-
,clase
18.8
13.6
18.8
6
8.8
1Clinopyroxène
traces
traces
8.5
3.1
; Ca-amphibole
9
12
5.6
; Na-amphibole
traces
2
;Biotite
1.4
3
5.7
traces
traces
iOxYdes
1
0.7
0.7
3.5
0.6
•
'! divers
0.4
0.6
0.8
0.3
2.7
Total
100
100
100
100
100
!SAT
3
17
23
1
34
!COL
12
16
13
12
•
6
!FEL
78
80
72
93
86
'/1.."'1
Tableau
.
Compo,j.i.:tJ..on modai..e mO!J.enn..e d~ I.o/uTla:ti..o~ acù:i.~ de ). 'J,jR.ou.
(à paA.i:..i.A de B.
/fleü t'fiança,
1979) •
..

---

) ;/
}lit:)
•
IV - CONCLUSION
L'Adrar
Iskou
nous
apporte
deux
informa tions
•
nouvelles :
- la
distinction,
par
des
critères
pétrographiques
et
structuraux
de
deux
ensembles
dans
les
roches
basiques,
un
anneau
interne
à
olivine
+
clinopyroxène
et
peu
d' orthopyroxène
et
un
anneau
•
externe
à
clinopyroxène
+
orthopyroxène
et
peu
d'olivine
(J .M. Léger, 1980)
;
- l'existence
de
deux
lignées
parmi
les
roches
acides,
l'une
à
tendance
hypoalumineuse
(syénite
à
ferrohéden bergite,
syénite
à
ferrohéden bergite
sodique;
granite
à
amphibole
sodique)
et
•
l'autre
à
tendance
alumineuse
(syénite
et
granite
à
hastingsite
et biotite)
(B. Mai Manga, 1979).
•

---

T ROI SIE M E
PAR T 1 E
•
ELEMENTS DE COMPARAISON
•
•
- LES
GRANDES
PROVINCES
ANOROGtNIQUES
EN AFRIQUE ET DANS LE MONDE
•
- RtFLEXIONS
SUR
LE
PROBLËME
DES
ANORTHOSITES
CONTRIBUTION
DE
•
L'tTUDE DE L'AÏR
•
•

---

•
t
t
•
•
•
"

---

LES GRANDES PROVINCES ANOROGÉNIQUES EN AFRIQUE ET DANS LE MONDE
Dans
le
continent
africain,
les
complexes subvolcaniques
à
structure
annulaire
sont
nombreux.
Ils
se
répartissent
en
une
dizaine
de
provinces
(fig.
)
dont
nous
décrirons
les
principaux
caractères
afin
de
mieux
situer
les
massifs
de
l'Aïr
et,
à
travers
des
comparaisons,
d'élargir
la
discussion
sur
la
modélisation
la
plus adaptée à ce type de complexes.
D'autres
provinces
semblables
existent
de
par
le
monde,
mais
comme
nous
n 1 avons
pas
l'intention
de
mener
une
étude
exhaustive
de
ces
massifs,
nous
en
avons
sélectionné
quelques
uns
parmi
les
mieux
connus,
donc
les
plus
célèbres
dans
la
litté-
rature géologique.
1 - LES GRANDES PROVINCES ANOROGENIQUES EN AFRIQUE
1.1 - L'Ouest Africain
1.1.1 - Le Nigéria
...
D'un
point
de
vue
géographique,
géotectonique
et
chronologique,
les
ensembles
subvolcaniques
du
Nigéria sont rattachés
à
ceux
du
Niger,
et désignés
sous l' appelation de "Younger Granites"
du Niger-Nigéria.
Ils s'étendent du Nord au Sud sur plus de 1. 200 km
de
long
et
comprennent
une
centaine
de
complexes.
Toutefois,
ceux
•
du
Nigéria
se
singularisent
par
une
plus
grande
proportion
de
volcanites
que
ceux
du
Niger,
par
une
très
faible
quantité
de
formations
basiques
par
rapport
aux
formations
acides,
par
des
gisements
où
la
"Cauldron
subsidence"
a
joué
un
rôle
fondamental
et
par
des
lignées
évolutives
légèrement
différentes
surtout
dans
les
termes
ultimes
(R.R.E.
Jacobson
et
al.,
1958
W.N.
Mac Leod
•
et
al.,
1971
P.
Bowden
et
D.C.
Turner,
1974
P.
Bowden
et
al., 1975 ; D.C. Turner et P.
Bowden, 1979 ; etc ... ).
Alors
que
de
très
nombreuses
controverses
sur
les
évolutions
pétrographiques
et
géochimiques
se
sont succédées autrefois
dans
les
nombreux
articles
publiés
sur
les
complexes
subvolcaniques
•
du
Nigéria,
les
publications
récentes
(D.C.
Turner
et
P.
Bowden,
1979
; B.
Bonin et P.
Bowden,
1979)
plus nuancées dans l'interpréta-
tion
sont
en
meilleur
accord
avec
celles
présentées
pour
l'Aïr.
Ainsi
D.C.
Turner
et
P.
Bowden
(1979)
envisagent
une
évolution
magmatique
à
partir
d'un
basalte
qui
migre
dans
la
croûte
où
il
se
trouve
piégé
alors
débute
une
cristallisation
fractionnée
•
et
simultanément,
le
flux
thermique
dégagé
par
ce
magma
provoque
une
anatexie
crustale
qui
est
à
l'origine
d'une
deuxième
génération
de magma acide.
Une
des
différences
essentielles
entre
les
complexes
du
Niger
et
du
Nigéria,
fréquemment
évoquée
(O.
Van
Bremen
et
•
P.
Bowden,
1973
;
O.
Van
Bremen
et
al.,
1975
;
P.
Bowden
et al.,
1976
J.-P.
karche
et
M.
Vachette,
1976,
1978)
est
liée
à
l'écart
entre
les
âges.
J .-P.
Karche
et
M.
Vachette
considèrent
que
toute

---

•
•
41
•
Fig~~ : 'P/Ùn.c1..paJ.eA fJIl-ov.i.n.cM dM c.om.pl..exeA ~eA ;jUIl. l.e
con.i:J.n.enJ:. a/Al-ca.i.n..
1
:
A.üt,
2
:
Ni..9-é/Ua,
3
:
CamV1.oU/'t,
4-
:
Soudan.
-
E.9!J-pte -
é.t:JUopi.-e,
5
:
DamOAal.an.d
e;t
A/Ai..que
du
Sud,
6
:
AdA.OA
deA
Jf-O/l.M
-
H09-9-OA,
7
:
frla.wz..i..;taJt.i..e,
8
:
frlada9-McOA,
9
:
An.ç;ol.a,
10
:
Za.üte
ouen.tal.
-
BI.I./U.1f1.di...
t

---

la
lignée
des
"Younger Granites"
du
Niger-Nigéria
serait
engendrée
au
cours
des
temps
géologiques
par
la
migration
vers
le
Nord
de
la
plaque
Afrique
au-dessus
d' un "point chaud" et les différences
pétrographiques
entre
massifs
résulteraient
d'un
niveau
d' érosion
plus
profond
dans
les
massifs
anciens
(ceux
du
Nord)
que
dans
les
récents
(ceux
du
Sud).
Il
est
vrai
que
les
volcanites
n'existent
pratiquement
plus
dans
les
ring-structures
de
l'Aïr
alors
qu'elles
sont
fréquentes
dans
celles
du
Nigéria.
Par
contre
les
plutonites
basiques nombreuses dans l'Aïr sont inexistantes au Nigéria.
En
fait,
cette
interprétation
bien
que
satisfaisante
à
beaucoup
d'égards
n'explique
pas
toutes
les
observations
de
terrain
et·
va
même
à
l'encontre· de
certaines
d'entre
elles.
Entre
autres,
la
présence,
parmi
les
structures
de
l'Aïr
de
deux
massifs
composés
de
volcanites
Bilète
et
Goundaï,
l'existence
de
brèches
et
de
venues
volcaniques
dans
les
autres
massifs
prouvent
une
mise
en
place
à
très
faible
profondeur.
Ainsi,
à
notre
a vis,
il
existe
des
différences
pétrologiques
entre
les
massifs
de
l'Aïr
et
du
Nigéria
qui
trouvent
leur
explication
dans
une
pétrogenèse
et un contexte structural différents.
Déj à,
si
l'on
considère
les
études
gra vimétriq ues
et
leurs
interprétations
(P.
Louis,
1978
D.E.
Ajakaiye,
1976)
on
constate
qu'il
Y
a
un
épaississement
progressif
de
la
croûte
lorsque
l'on
se
déplace
du
Nord
vers
le
Sud
cet
élément
a
une
influence
non
seulement
sur
la
profondeur
du
piégeage
des
magmas
1
d'origine
mantellique,
mais
également
sur
l'évolution
des
lignées
de
différenciation.
D'un
point
de
vue
géochimique,
des
comparaisons
avec
les
formations
du
Nigéria
ont
déjà
montré
des
différences
importantes.
J.-P.
Karche
et
M.
Vachette
(1976)
évoquent
la
modifi-
cation
des
conditions
thermodynamiques,
en
particulier
en
fonction
•
de l'épaississement de la croûte.
1.1.2 - Adrar des Iforas
Elle
comprend
une
dizaine
de
massifs,
s'alignant
•
N-S
dans
une
bande
de 250 km
de long sur 50 km de large environ.
Leur
âge
se
situe
aux
alentours
de
600
M.A.
d'après
les
observa-
tions
de
terrain.
Seul
le
massif
de
Kidal
a
fait
l'objet
d'une étude
radiochronologique publiée
(J. R. Lancelot et al.,
1976) : 586 ± 13 M.A ..
Cps
massifs
sont
essentiellement
constitués
par
des
granites
alcalins
et
hyperalcalins.
Leur
mise
en
place
s'est
effectuée
à
faible
pro-
•
fondeur
des
épanchements
volcaniques
sont
encore
bien
conservés
au toit de ces formations
(R. Black et al., 1979).
Leurs
caractères
pétrologiques
et
structuraux,
rappellent
certains
massifs
de
l'Aïr
méridional
et
du
Nigéria.
Ils
apparaissent
à
un
stade
tardif
du
cycle
orogemque
pan-africain
caractérisé
par
un
régime
de
distension
(R.
Black
et
al.,
1979).
Ils
se
situent
•
dans
une
suite
chimique
magmatologique
qui
montre
successivement
des
filons
précoces
de
direction
EW
de
nature
calco-alcaline,
des
filons
N-S
de
nature
alcaline
puis
des
intrusions
subvolcaniques
de nature alcaline et hyperalcaline.
•
Leur
migration
spatio-temporelle
semble
se
faire
du
Sud
vers
le
Nord,
du
massif
de
Takellout
à
celui
de
Tessalit .
-

---

" <l cl
(/0
•
Leur
étude,
actuellement en cours,
devrait nous apporter des
informa-
tions
supplémentaires
qui
permettront
une
meilleure
comparaison
avec la province du Niger-Nigéria.
•
1.1.3 - Les granites des Taourirts du Hoggar
Dans
le
Hoggar,
].
Boissonnas
(973)
distingue plusieurs
•
types
de
granites
qui
peuvent
être
reliés
au
cycle
orogénique
pan-
africain.
Successivement,
deux
groupes
géochronologiques
peuvent
être
distingués
les
granites
syncinématiques
d'âge
moyen
650 M.A.
et
les
granites
postcinématiques
à
560
M.A.
(] .M.
Bertrand
et
M.
Lasserre,
1976). Certains
granites
de
nature
alcaline
se rappro-
chent
des
massifs
des
Iforas,
c'est
le
cas
par
exemple
du
Gara
Il
Adjamamaye
(520
M.A.,
].
Boissonnas
et
al~,
1970),
et
pourraient
se
concevoir
dans
la
continuité
des
complexes
annulaires
de
l'Adrar
des
Iforas,
comme
une
suite
de
massifs
subvolcaniques
dont
le
chimisme
pourrait
se
rattacher
à
l'évolution
magmatologique
du
cycle
pan-africain,
mais
dont
la
mise
en
place
se
ferait
en
dehors
de toute phase orogénique.
•
1.1.4 - Sur la bordure occidentale du Craton Ouest Africain
Un
certain
nombre
de
granites
circonscrits,
avec
des
associa tions
?-lcalines
et
hyperalcalines
y
existent
encore.
Citons
la
douzaine
d' intrusions
granitiques
de
la
région
de
Bir-Moghrein
(G.
Rocci,
1955,
1972),
le
petit
massif
de
Tabatanat
(G.
Rocci,
1960)
comparable
aux
massifs
subvolcaniques
de
l'Aïr
méridional
mais
avec
des
termes
sous-saturés,
celui
d' Hassi
el Fogra
(] .
Lameyre
et
M;
Lasserre,
1976)
et
les
complexes
à
syénites
néphéliniques
des
Iles
de
Los
(G.
Millot
et
R.
Dars,
1959).
Mais
soulignons
avec
G.
Rocci
(1972)
que
l'opposition
essentielle
entre
ces
granites
et
ceux
de
l'Aïr
entre
autre,
est
liée
au
contraste
craton-zone
mobile.
De
plus
dans
le
cadre
de
notre
étude
cette
comparaison
offre
peu
d'intérêt,
par
l'absence
des
formations
gab-
broïques dans ces massifs.
1.2 - Afrique centrale
1.2.1 ~ La province du Cameroun
Bien
que
présentant
des
analogies
certaines
avec
les
complexes
de
l'Aïr
central
et
septentrional
(H.
]acquemin et al.,
1981),
les
"granitoïdes
ultimes"
du
Cameroun
en
diffèrent
par
de
nombreux a·spects.
Cette
province
comprend
une
quarantaine
de
massifs
généralement
isolés,
de
dimension
modeste
(5
à
10
km
de
diamètre
en
moyenne),
s' alignant
suivant
une
direction
NE-SW
appelée
"ligne
du
Cameroun"
sur
plus de 900 km depuis l'Océan Atlantique jusqu'au
Lac
Tchad.
les
associations
pétrographiques
sont
variées
tant
au
point
de
vue
de
la
composition
(des
basaltes
aux
rhyolites)
que
des
textures
(de
nombreux
intermédiaires existant entre les volcanites
et les plutonites).
4

---

L~ur
âge
varie
du
Paléocène
à
l'Eocène
(]. Gouhier
et M.
Rollet,
1977
; M.
Lasserre,
1978
; J. M. Cantagrel et al.,
1978 ;
P.
Tempier et M.
Lasserre,
1980
; H.
Jacquemin,
1981
; H.
Jacquemin
et aL, 1981).
Ces
complexes
diffèrent
donc
de
ceux
de
l'Aïr,
par
leur
âge
plus
récent,
par
leurs
dimensions
généralement
plus
modestes,
par
l'abondance
des
volcanites,
par
leur évolution pétrolo-
gique en une seule lignée de différenciation (H. Jacquemin,
1981).
Dans
certains
cas,
(massifs
de
Mboutou
par
exemple)
il
existe
des
analogies
avec
certains
complexes
de
l'Aïr.
L'origine
magmatique
de
celui-ci
est
à
rapprocher
de
celle
de
l'Adrar Bous,
mais
son
évolution
en
diffère
au
niveau
des
formations
acides.
En
fait,
cette
analogie
pourrait
avoir
pour cause la faible épaisseur
de
la
croûte
condition
également
réalisée
sous
l'Adrar
Bous
et,
probablement
sous
les
massifs
du
Cameroun
situés
en
bordure
d'un
paléo-rift
sur
une
zone
de
distension.
Il
nous
paraît
cependant
plus
logique
de
comparer
les
complexes
du
Cameroun
avec
les
petits
massifs
de
l'Aïr,
notamment
M'boutou
avec
Abontorok
en
effet
les
dimensions
et
les
proportions
relatives
des
roches
sont
plus
voisines.
Cette
analogie
est
d'autant
plus
pertinente,
qu' Abontorok
par
rapport
aux
grands
massifs
de
l'Aïr
(Bous,
Ofoud,
Iskou)
montre
une
évolution
légèrement
différente.
Un
élément
d'explication.
peut
être
évoqué
en
tenant
compte
des
volumes
magmatiques.
Ainsi
dans
les
grands
massifs
comme
l'Ofoud,
une
grande
quantité
de
magma
basaltique
piégé
dans
la
croûte
dégagera
un
flux
thermique
beaucoup
plus
considérable
qu'à
Abontorok,
ce
qui
aura
pour
consé-
quence
une
anatexie
crustale
plus
importante
et
donc
une
proportion
des
formations
acides
plus
grande.
En
reprenant
notre
comparaison,
il
n'est
pas
exclu
que
Mboutou
comme
Abontorok
présente
deux
•
lignée
de
différenciation,
mais
le
volume
du
magma
basaltique
étant
relativement
faible,
l'anatexie
crustale
a
donné
naissance
à
des
formations
acides en quantité infime,
qui ont pu échapper aux
auteurs précédemment cités.
1.2.2 - Les complexes du Zaïre oriental et du Burundi
•
Des
études
récentes
(A. B.
Kampunzu,
1981
R. T.
Lubala,
1981) ont réactualisé les connaissances sur les complexes
anorogéniques alcalins du Zaïre oriental et du Burundi.
Ces
auteurs démontrent,
entre autre,
qu'il faut
dissocier
•
les
complexes
plutoniques
et
plutonovolcaniques
d'âge
paléozoïque,
des
vulcanites
basiques
d'âge
tertiaire
et
quaternaire,
qui,
faute
d'études
radiochronologiques,
avaient
été
considérées
comme
associés
aux
plutonites.
Leurs
études
révèlent
qu'il
existe
deux
lignées
évolutives
différentes
entre
les
magmas
acide
et
basique,
mais
que
les
produits
alcalins
seraient
comagmatiques
et
proviendraient
•
en partie de "l'effet feldspath".
La
migration
spatio-temporelle
de
ces
massifs
st ef-
fectuerait
du
Sud
vers
le
Nord.
Par
certains
points,
notamment
la
magmatologie,
ces
études
présentent
des
analogies
avec
celles
que
nous
avons
menées
sur
les
complexes
de
l'Aïr,
tels
que
les
•
deux lignées magmatiques indépendantes et les modes d'évolution .
•

---

•
1.3 - Afrique du Nord-orientale : la province
Nilotique
•
Au
soudan,
en
Haute
Egypte
et
en
Ethiopie,
on
connaît
une
zone
où
affleurent
plus
d'une
centaine
de
complexes
subvol-
caniques
à
structure
annulaire.
Elle
se
localise
essentiellement
au
Soudan,
mais
se
prolonge
au
Nord
en
Egypte
et
au
Sud
en
Ethiopie.
Tous
ces
massifs
sont
compris
dans
une
aire
de
250
km
de
large
sur
700
km
de
long
(F.M.
Delany,
1955
A.R.
Gingy
•
et
A.S.
Andrawos,
1969
I.G.
Gasset
C.R.
neary,
1970
~j M.E.
Jarenabi,
1976
D.C.
Almond
et
al.,
1977
J .E.
Vail
et
J.L.
Kuron,
1978
D.C.
Almond,
1979).
Ils
ne
sont
passystémati-
quement
alignés
comme
ceux
du
Niger-Nigéria.
malgré
de
nombreuses
publications,
les
travaux
de
synthèses
sont
moins
avancés
qu'en
Afrique
de
l'Ouest,
seules
des
précisions
sur
certains
points peuvent
•
être
apportées.
Par
des
mesures
géochronologiques,
J. R.
Vail
(1976)
distingue
deux
groupes
de
structures
annulaires
le
premier
tardi
pan-africain,
se
rapprocherait
de
la
lignée
Iforas-Hoggar,
le
second
post-Nubien
(mésozoïque)
se
rapprocherait des complexes du Cameroun.
Il
constate
également
qu'il
n'y
a
aucun
indice
en
faveur
d'une
migration
possible
d'une
structure
à
l'autre
comme
c'est
le
cas
pour les Younger Granites du Niger-Nigéria.
D'un
point
de
vue
pétrographique,
les
intrusions
soudanaises
présentent
une
grande
variété,
a vec
des
granites,
des
gabbros,
des
syénites,
des
syénites néphéliniques et des carbona-
tites.
Mais
là
encore
beaucoup
de
disparité
dans
leur
distribution.
Certains' massifs
présentent
des
séquences
complètes,
d' autres
au
contraire
ne
contiennent
que
du
matériel
acide
ou
basique
et
ces
séquences
varient
d' un
complexe
à
l'autre
sans
qu'aucune
liaison
entre eux ait pu être établie.
Les
dimensions
de ces
massifs
varient de 25 à 5 km de
diamètre,
ils
ont
souvent
une
forme
circulaire,
parfois
perturbée
par
des
fracturations
postérieures.
la
plus
forte
concentration
de
ces
structures
se
localise
le
long de la marge de la Mer Rouge
;
cette
position
structurale,
comme
d'ailleurs
la 'dimension
des
massifs
rappelle plus les complexes camerounais que ceux du Niger-Nigéria.
En
Egypte,
M.S.
Garson
et
M.
Krs
(1976)
ont
étudié
un
alignement
de
ring-complexes
orienté
ENE,
situé
sur
la
prolonga-
tion d'une transformante de la mer-Rouge.
1.4 - Afrique méridionale
1.4.1 - Province de Namibie
Notamment
celles
de
la
reglon
du
Damaraland
(H.
Martin
et
al.,
1960),
présentent
de
nombreuses
analogies
avec
celles
du
Soudan.
le
massif
d'Okonjéjé
(164
M.A.)
rappelle,
avec
son lopolite basique recoupé par des dykes granitiques,
les structures
étudiées
dans
l'Aïr.
Par
contre
le
complexe
de
Messum
(l23 M.A.),
fait
plutôt
penser
au
Cullins
Hills
dans
l'Ile
de
Skye
en
Ecosse.
En
Angola,
F.E.
de
Ries
(1968)
et
J.S.
Marsh
(1973)
évoquant
des
complexes
sub-volcaniques,
à
roches
alcalines
sous-saturées,
consta tent
que
ces complexes comme ceux du Damaraland se raccordent
très
bien
avec
ceux
de
la
province
alcaline
du
Brésil,
notamment
chronologiquement
(190
à
100
M.A.)
et
seraient
une
manifestation
consécutive à l'ouverture de l'Atlantique Sud.
/

---

\\
1.4.2 - La province de Nuantsi (Zimbabwe)
A
l'intersection
de
l'alignement
de
la
chaîne
du
Limpopo
et
de
la
zone
volcanique
monoclinale
de
Lebombo,
K.G.
Cox
et
al.
(1965),
dans
une
étude
géologique
détaillée,
ont
décrit
une
dizaine
de
complexes
annulaires
caractérisant
la
province
de Nuantsi.
Toutes
ces
structures
contiennent
des
roches
granitiques
et
granophyriques,
de
plus
beaucoup
d'entre
elles
ont des intrusions
ga bbroiques.
Lorsqu'elles
existent,
ces
formations
apparaissent
toujours
en
premier
elles
sont
litées
et
ont
des
gisements
en
feuillets
leur
structure
rappelle
plus
les
lopolites
que
les
ring-
dykes.
Un
gabbro
à
quartz
et
hypersthène
est
généralement
la
première
manifestation,
suivie
par
des
gabbros
à
olivine
et
des
troc"tolites.
Le
massif
de
Masukwe
a,
pour
première
manifestation
magmatique,
une
sene
gabbroique
complexe
à
microgabbros
à
quartz
et
hypersthène
traversée
par
un
dyke
de
gabbro
à
hornblende
et
d' hypérite
à
olivine.
Un
groupe
affleurant
mal,
nommé
gabbros
internes
inclut des unités anorthositiques et noritiques.
Une "Cauldron
subsidence"
de
la
partie
centrale
a
permis
la
conservation
de
granophyres.
Ces
auteurs
rapprochent
l'évolution
magmatique
de
ces
complexes,
de
celle
des
venues
volcaniques
de
Lebombo-Nuantsi
(essentiellement rhyolitiques)
et du Karroo
(basaltiques). -Ils proposent
que
ces
complexes
ont
eu
une
évolution
bimodale
indépendante,
l'une
acide
et
l'autre
basique.
Leur
hypothèse
repose
d'abord
sur
le
fait
que
d'un
point
de
vue
chimique
les roches acides intru-
•
sives
et
extrusives
ne
peuvent
pas
être
distinguées.
Les
rhyolites
des
provinces
de
Lebombo
et
Nuantsi
représentent
un
magma acide
primaire et par conséquent ne sont pas des produits de différenciation
dv magma basaltique du Karroo.
Les
roches
ignées
du
Karroo
peuvent
former
une
série
•
continue
tholéitique
conduisant
à
des
tholéïtes
riches
en
magneslum
et
des
types
sous-saturés
à
faible
teneur
en
magnésium indépendants
des séries acides.
Cette
province
présente
de
nombreuses
analogies
avec
l'Air
septentrional
il
apparaît
que
l'évolution
bimodale
des
séries
acides
et
basiques
est
un
signe
caractéristique
de
ces
massifs
mais
le
problème
de
l'origine
magmatique
reste
en
suspens.
l'étude
de
K.G.
Cox
et
al.
(1965)
apporte
des
informations
complémentaires
aux
nôtres,
ce
qui
permettra
d'élargir
le
débat
sur
l'origine
et
l'évolution des complexes anorogéniques.
•
1.4.3 - Les provinces anorogéniques de Madagascar
A
Madagascar,
deux
provinces
de
complexes
sub-
volcaniques
à
structure
annulaire
ont
été
décrites,
celle
du
Cap
Saint-André et d'Ampansidravo .
•
•

---

•
La
province
du
Cap
Saint-André
se
situe
dans
la
partie
occidentale
de
l'île
entre
Morondava
et
Mahajanga
elle
•
se
compose
d'une
dizaine
de
structures
annulaires
de
diamètre
variant
de
1
à
13
kilomètres.
Ces
massifs
furent
décrits
par
L. Barrabé (1543) puis repris dans le mémoire de ].
Boulanger (1955).
Ils
ont
pour
particularité essentielle de présenter une série pétrogra-
phique
complète
allant
des
gabbros
aux
granites.
le
massif
de
Berevo
(13
km
de
diamètre)
montre
la
distribution
suivante :
un
•
coeur
de
gabbros
lités
à
amphibole
et
olivine,
entouré
par
un
anneau
de
granites
à
amphiboles
sodiques,
puis
un
deuxième
anneau
de
gabbros,
puis
un
autre
anneau
de
granites
alcalins,
enfin
des
gabbros
et
microgabbros
traversés
par
des
trachytes.
Le
massif
d'Ambohitrosy
se
compose
d'un
gabbro
central
avec
des
passées
anorthositiques
très
calciques
(bytownite
anorthite),
sous
forme
•
de laccolithe
il est entouré par des filons de granites.
Selon
L.
Barrabé,
les
formations
basiques
se
seraient
différenciées
les premières,
sur place à partir d' un magma basaltique
initial,
ultérieurement elles auraient été traversées par des intrusions
magmatiques de composition granitique.
•
Si
l'on
tient
compte
de
la
position
relative
des
deux
provinces
de Nuantsi et du Cap Saint-André 1 on
. s'aperçoit qu'elles
se
situent
en
bordure
d'une
grande
suture
qui
va
s'élargir
pour
donner au Secondaire le canal de Mozambique.
La
province
d'Ampansidravo
Nosy
be
(M.
Donnot,
•
1963),
se
situe
au
Nord-Ouest
de
l' Ile-~;
elle
est
composée
d'une
dizaine
de
structures
de
diamètre
kilométrique.
Ces
complexes
ont
à
la
fois
des
séries
plutoniques
et
volcaniques.
Ce
sont
surtout
des
massifs
sous-saturés
où
la
syénite
néphélinique
est
abondante.
A
Nosy-Komba
(4
km
de
diamètre),
le
coeur
de
la
structure
est
occupé
par
un
gabbro
à
amphibole,
il
est
bordé
et
recoupé
par
des
syénites
néphéliniques,
des
venues
tardives de volcanites trachy-
tiques et phonolitiques recoupent l'ensemble.
les
complexes
annulaires
de
Madagascar
ont
non
seulement
des
affinités
avec
la
province
de
Nuantsi,
mais
certains
massifs
(ceux
que
nous
avons
volontairement
cités)
rappellent
par
beaucoup
de
leurs
caractéristiques
les
massifs
de
l'Aïr,
tout
parti-
culièrement
l'Adrar
Bous
et
l' Ambolitrosy
ont
une
distribution
pétro-
graphique
assez
semblable
avec
de
faibles
passées
anorthositiques.
l'interprétation
pétrologique
de
L.
Barrabé
rejoint
certaines
de
nos idées.
II - AUTRES PROVINCES ANOROGENIQUES
Il
existe
à
travers
le
monde
de
nombreuses
provinces
anorogenlques,
nous
ne
citerons
que
certaines
d'entre
elles ;
entre
autre,
nous
ne
parlerons pas
de
celles
situées
en
Asie,
renommées
pour
leurs
associations alcalines
et
hyperalcalines,
mais
qui pré-
sentent peu d'analogie avec celles de l'Aïr.
11.1 - En Europe
Deux
provinces
célèbres
ont
été
particulièrement bien
étudiées.

---

•
11.1.1
-
La
Province
écossaise et
irlandaise
ont fait l'objet
•
de
très
nombreuses
public a tions
(voir
deuxième
partie
de
la
thèse
de
B.
Bonin,
1980,
à
ce
sujet).
Nous
ne
retiendrons
ICI
que
les
structures
annulaires
présentant
une
association
de
roches
basiques
et
acides
(Callingford,
Ardnamurchan,
Mull,
Rum,
Cullins
Hills).
Toutefois
aucune
n'a
de
différenciation
anorthositique
comme celle observée dans le massif de l'Ofoud.
Des
travaux
récents
(C.H.
Dona1dson,
1977
;
j.C. Long,
1980)
remettent
en
cause
les
mécanismes
de
différenciation
qui
ont
affecté
les
complexes
de
Mull
et
Rum.
Ils
nous
ont
été
fort
utiles
pour
essayer
de
comprendre
les
mécanismes
de
différenciation
des
complexes
annulaires
de
l'Aïr
central
et
septentrional
(cf.
•
4ème
partie).
Une
des idées fondamentales est exprimée par j.C. Long
(1980,
p.
43)
"Varia tion
in
layering
styles
in
conjonction
with
local
absence
of
layering
indicates
that
solidification
processus
varied
across
the
intrusion,
and
with
time
and
texturaI
evidence
supports
the
view
that
crystallisation
was
often
"in
situ"
must
have
responded
to
local
physical and chemical parameters". Ces idées
•
s'appuient
sur
des
travaux
expérimentaux
(A.R.
Mac
Birney
et
R. N.
Noyes
(1978) ,
etc ... )
et
de
nouvelles
investigations
sur
les
massifs
lités
du
type
Skaergaard
qui
réactualisent
et
critiquent
les
études
fondamentales
de
L.R.
Wager
et
G.R.
Brown
(1951,
1968),
L.R.
Wager et al.
(1960)
et satisfont beaucoup mieux à
la compréhen-
sion des complexes lités subvolcaniques.
•
11.1.2
La
Province
corse
est
une
des
provinces
les
mieux
connues,
surtout
par les travaux récents effectués
dans
cette
région
(B.
Bonin
et
P.
Vellutini,
1976
B.
Bonin,
1977,
•
1980).
Pour
B.
Bonin
(1980)
les
structures
annulaires
anorogéniques
corses
se caractérisent
par
une
association
alcaline
qui
se
distingue
nettement,
au
point
de
vue
chimique,
des
séries
orogéniques
calco
alcalines.
La
sene
magmatique
varie
des
gabbros
aux
monzonites,
puis
après
un
hiatus
elle
évolue
vers les granites.
Une des caracté-
ristiques,
que l'on retrouve d'ailleurs dans l'Aïr est la prédominance
•
de
la
tendance
hypera1umineuse
sur
l' hyperalcaline.
Mais
déjà
cet
auteur
souligne que
l'Aïr est un cas particulier avec l'abondance
de cumulats plagioclasiques dans certaines structures.
11.2 - En Amérique
11.2.1 - La Province de Gardar au Sud du Groënland
Elle
reste
une
des
plus
célèbres
province
anorogénique
alcaline
connue
dans
le
monde
par
la
qualité
des
affleurements
•
souvent
continus.
Elle
a
fait
l'objet
de
nombreux
travaux
parmi
lesquels
nous
retiendrons
ceux
de
B.G.l.
Upton
(1974)
C.H.
Emeleus
et
B.G.l.
Upton
(1976),
D.
Stephenson
(1976)
et
1.
Parsons
(980).
Parmi
toutes
les
informations
exposées
par
ces
auteurs,
certaines
nous
paraissent
très
utiles
à
la
compréhension
des structures annulaires de l'Aïr.
•
•

---

..
. .. ,-". .' - - ..,.;........ :~
-"
•
D'un
point
de
vue
structural,
D.
Stephenson
(1976)
donne
des
indications
intéressantes
sur
la
géométrie
des
intrusions.
•
Il
prétend
que
les
complexes
proches
de
la
surface
ont
toujours
une
symétrie
axiale,
alors
que
ceux
plus
profonds
présentent
une
symétrie
-planaire.
Ceci
est
en
accord
avec
nos
propres observations,
sur
les
complexes
annulaires
de
l'Aïr,
il
apparaît
que
leur
mise
en
plac,e
s'est faite
à faible profondeur et que la partie actuellement
conservee
présente
de
nombreuses
indications
pétrographiques
en
•
accord
avec
une
faible
profondeur.
De
plus
tous
les
massifs
étudiés
ont une symétrie axiale.
D'un
point
de
vue
pétrologique,
B.G.1.
Upton
(1974)
propose
que
le
liquide
résiduel
complémentaire
des
cumulats
anortho-
sitiques
serait
de
nature
felsique,
enrichi
par
rhéomorphisme
et
•
assimilation
des
roches
crustales,
il
donnerait
un magma de composi-
tion
granitique.
En
accord
avec
cet
auteur,
nous
pensons
que
la
fusion
crusta1e
joue
un
rôle
significatif
dans
la
genèse
de
la
série acide des complexes annulaires de l'Aïr.
•
11.2.2 -
En Amérique du Nord,
les travaux sur les complexes
anorogéniques
se
sont
également
développés
parmi
ces
massifs
nous
retiendrons
ceux
de
la
Fosse
et
les
buttes
de
Salton
aux
U.S.A.
(1.T.
Robinson
et
al.,
1976),
et
surtout
la
série
de
White
Mountain
dans
le
New
Hampshire
(M.P.
Billings,
1976 ;
•
M.P.
Billings
et
J.R.
Wilson,
1964
C.A.
Chapman,
1968),
qui
à
l'opposé des
structures annulaires de l'Aïr central et
septentrional,
présente
une
évolution
chimique
des
différents
oxydes
en
fonction
de
la
silice,
des
termes
basiques
aux
termes acides
(cf.
B.
Bonin et
J. Lameyre,
1978).
II.2.3 -
En
Amérique
du
Sud
nous
retiendrons les complexes
brésiliens,
qui
forment
une
province
alcaline
d'âge
crétacé
(±
100
M.A.)
composée
essentiellement
de
granitoïdes
et
syénitoïdes.
Ils
présentent
de
nombreuses
analogies
avec
ceux
•
d~
l'Angola,
et
du
Damaraland
et
d'après
J.C.
Marsh
(1973)
ils
correspondraient
à
ceux
d'Angola
et
seraient
placés
sur
une
faille
transformante
ayant
joué
lors
de
l'ouverture de
l'Atlantique
Sud.
De
même
il
existe
d,' autres
complexes
en Uruguay pouvant se corréler
avec
ceux
de
la
région
de
Lüderitz
dans
la
partie
méridionale
de la province de Damaraland.
11.3 - Provinces en milieu océanique
Ces
complexes
ont
un
intérêt
limité
dans
notre
étude,
nous
ne
citerons
ici
que
deux
provinces,
celle
des
Iles
Kerguelen
(A.
Marot
et
S.
Zimine,
1976
J.
Lameyre
et
al.,
1976
;
A. Giret
et
al. ,
1980)
qui
a
pour
avantage
de
montrer
une
migration
de
cinq
centres
volcaniques
entre
12
M.A.
et
5 M.A.
et
d'apporter
des
informations
sur
la
durée
de
cristallisation
et
de
mise
en
place
de
certaines
formations.
La
seconde
province
est
celle
de
la
dépression
des
Afars
(R.
Black
et
al.,
1972)
où
des
granites
•
hyperalcalins
miocènes
se sont mis en place antérieurement à
l'ouver-
ture du rift Est Africain,
sur une zone de distension.

---

n .~-1
•
1
III - CONCLUSION
Par
beaucoup
d'aspects
pétrographiques,
minéralogiques,
géochimiques
et
structuraux,
les
complexes
annulaires
à
roches
basiques
de
l'Aïr
central
et
septentrional
se
rapprochent
des
autres
complexes
anorogéniq ues
de
même
gisement,
surtout
ceux
apparaissant
en
milieu
continental.
toutefois
ils
s'en
distinguent
par
la
présence
en
quantité
importante
d' anorthosites
et
par
la
migration
spatio-
temporelle
du
matériel
basique
de
l'Adrar
Bous
au
Nord
essentiel-
lement
gabbroïque
à
l'Adrar
lskou
au
Sud
à
tendance
dioritique
en
passant
par
les
massifs
de
l'Aïr
central
à
prédominance
anorthositique.
Il
apparaît
difficile
d'envisager
une
discussion
sur
les
complexes
annulaires
de
l'Aïr,
sans
tenir
compte
des
massifs
anorthositiques.
C'est
pourquoi
dans
le
chapitre
suivant
nous
allons
essayer
de
voir
comment
se
situent
les
structures
anorthositiques
de l'Aïr dans ce contexte.
•
•
•
•

---

•
•
•
1
•

---

RÉFLEXIONS SUR LE PROBLÈME DES ANORTHOSITES -
CONTRIBUTION DE L/ÉTUDE DE L/AÏR
Une
mise
au
point
assez
récente,
lors
d'un
symposium,
intitulé
"Origin
of
Anorthosite
and
Related
Rocks"
publié
par
Y. W.
Isachsen
(969),
a
permis d'exposer et de clarifier les différents
problèmes
relatifs
aux
anorthosites.
Nous
utilisons
cette
remise
à
jour
comme
point
de
départ
afin
de
voir
comment
s'intègrent
les
suites
anorthositiques
de
l'Air
dans
ce
contexte
général
et
ce que nos travaux apportent comme éléments nouveaux.
•
1 - TYPES ET MODES D'ASSOCIATION DES ANORTHOSITES
1.1 - Principaux types d'association
Selon
les
critères
utilisés,
nous
distinguons
deux
types d'associations des anorthosites :
1.1.1
Le
premier,
proposé
par
A. F.
Buddington
(939) ;
J. Boulanger (1959) et A. T. Anderson (1968), repose sur des critères
géométriques
de
gisement,
et
constitue
l'aspect
statique.
Il
est
essentiellement
descriptif
et
permet
de
distinguer
trois
types :
•
a) Les massifs
plutoniques
du
domaine
catazonal,
surtout
localisés dans le protérozoique 0.000 à 1.700 M.A.).
b) Les corps
lités
à
l'intérieur
de
formations
intrusives
dans
•
un
domaine
à
métamorphisme
moyen
à
faible,
caractérisés par
une
forte
teneur
en
alumine
et
calcium.
Pour
B.
Windley
(973) ,
ces
anorthosites
riches
en
anorthite
rappellent
les anorthosites lunaires.·
c)
Les massifs
du
type
lopolitique
à
sédimentation
magmatique
marquée.
Les
anorthosites
stratiformes
se
seraient
formées
•
par
fractionnement
des
plagioclases
(labradoriques
et
bytownitique)
à
partir
d'un
magma
basal tique
tholéïtique
et accumulation par gravité.
1.1.2
-
Le
second,
à
caractère
plus
génétique
est
proposé
par J.P.
Bérangé
(966) et J. Michot (1972).
Il est basé sur l'aspect
•
dynamique
mode
de
mise
en
place
et
le
contexte
tectonique
il conduit à distinguer deux grands types :
a) Les anorthosites
massives,
d'extension
importante
(Adirondaks,
massifs
canadiens,
etc ... ) 1
à
structure
en
dôme
et intrusions
•
à
différenciation
étendue
elles
se
mettent
en
place
dans
un
niveau
crustal
profond
et
sont
généralement
liées
à
des phases métamorphiques intenses.
b) Les anorthosites
litées
apparaissant
dans
des
complexes
lopolitiques
(Skaergaard,
Bushveld,
Stillwater,
etc ... ),
•
où
la
différenciation
par
,gravité
est
importante
elles
alternent
avec
des
bancs
de
composition
contrastée.
Ils
y
rattachent
également
les
sills
et
les
filons
en
feuillets de
composition
gabbroïque.
Ce
sont
des
intrusions
stratiformes
•

---

i) Gi .
•
.J ,)V
qui
se
mettent
en
place
à
un
niveau
crustal
peu
profond
et
sont
soumises
à
des
phases
métamorphiques
de
faible
intensité.
SQulignons
également
les
anorthosites
des
cumula ts
•
oph ioli tiq ues.
Ces
auteurs
s()ulJgl1_ent
qu'entre
ces
deux
pôles extrêmes
existe
une
série
de
plutons
du
type
intermédiaire
c'est
le
cas
par
exemple
pour
le
massif
de
Michikamau
(R.F.
Emslie,
1969),
ou
encore
celui
de
Flakstadëy
(J .C.
Duchesne,
1971,
non
publié,
•
cité par J. Michot, 1972).
En
revanche,
W. D.
Romey
(968)
propose
une
continuité
dans
les
types
anorthositiques,
infirmant
les
subdivisions
admises
classiquement.
•
Les
massifs
anorthositiques
de
l'Aïr
n' entrent
dans
aucun
des
grands
types
distingués
ci-dessus.
Leur caractère anorogé-
nique
les
exclut
déjà
des
types
proposés
par
J. P.
Bérangé
et
J.
Michot.
Toutefois,
par
certains
caractères,
les
grands
massifs
(Bous,
Ofoud)
présentent
des
analogies
avec
le
type
lopolitique,
mais
par
leurs
caractères
pétrographiques
(association
des
anortho-
•
sites
aux
granites,
teneur
en
anorthite
moyenne,
distribution
de
différentes
formations,
etc ... )
ils
se
rapprochent
plutôt
des
grands
massifs du type Adirondaks.
Quant
aux
petits
massifs
(Tagueï,
Abon torok) ,
ils
rappellent plutôt certains sills ou filons lités.
•
Mais
des
différences
essentielles
apparues
au
cours
de
cette
étude
font
que
les
suites
anorthositiques
de
l'Aïr,
par
leurs
associations,
leur
mode
de
différenciation,
leur
mise
en
place
et
leur
environnement
tectonique,
posent
de
nombreux
problèmes
spécifiques.
•
1.2 - Modes d' association des suites anorthositiques
J.
Michot
(972)
tente
de
présenter
les
principaux
modes d'associations de la façon suivante :
•
- les ensembles
massifs
avec
suites
anorthositiques
constituées
essentiellement d' anorthosites, norites et mangérites
;
- les ensembles
lités
avec
associations
d' anorthosites
et
de
formations
noritiques
parfois quelques lits
de composition granitique
peuvent
s' observer,
mais
ils
sont
vraisemblablement
d'origine
migmatitique ;
- des anorthosites en enclave dans les leuconorites ;
- alternance d' anorthosites à
"pseudo-enclaves"
de
norites ou des
leuconorites à "enclaves" d' anorthosites.
R.F.
Emslie
(1978)
livre un certain nombre de réflexions
quant
à
l'association
de
roches
granitiques
aux
massifs
anortho-
sitiques.
l'association
de
ces
roches
suggère une origine cogénétique,
c' est-à-dire
que
la
formation
de
cumulats
d' anorthosites
contribue
thermiquement
à
la
formation
d' un
magma
granitique
mais
de
toute
évidence
les
rapports
volumétriques
indiquent
que
les
granites
ne
sont
pas
comagma tiques
avec
les
anorthosites.
Cette
affirmation
.. ~

---

•
25-i
repose
entre
autre,
sur
l'étude
des
terres
rares,
la
distribution
des
éléments
traces
et
les
rapports
isotopiques
du
strontium
dans
•
certaines suites anorthositiques.
En
fait,
le
mode
des
suites
anorthositiques
de
l'Aïr,
n'est
pas
le
même
volumétriquement
et
proportionnellement
entre
matériel
acide
et
matériel
basique.
Seuls,
les
grands
massifs
comme
l'Adrar
Ofoud
présentent
des
analogies
avec
ceux
étudiés
par
R.F.
Emslie
(1965,
1970,
1973,
1974,
1978)
et confortent nos hypothèses
pétrologiques
par
différents
points
communs
de
nos
conclusions
avec
celles
de
cet
auteur.
L' Adrar
Bous
n'est
pas
à
proprement
parler
un
massif
anorthositique
mais
a l ' intérêt
de
montrer
un
stade d'évolution magmatique différent de ceux de l'Aïr central.
•
Quant
aux
petits
massifs,
Abontorok
et
Tagueï,
ils
représentent
un
cas
particulier
qui
sera
traité
comme
tel,
avec
possibilité
tout
de
même
de
les
rapprocher
des
modes
d'association
intermédiaires.
Il - ORIGINE DES ANORTHOSITES
Ce
débat,
déjà
exposé
à
maintes
reprises
(Y.
Isachsen,
1969),
ne
sera
pas
revu
dans
son
ensemble
nous
renverrons
les
lecteurs
intéressés
à
l'article
de
D.
de
Waard
(1969)
qui
fait
à
la
fois
un
historique
des
différentes
idées sur l'origine des anortho-
•
sites
et
une
synthèse
retenant
les
principales
hypothèses
proposées ;
plus
récemment
].
Michot
(1972)
résume
ce
problème
en
admettant
deux
possibilités
"1)
La
cristallisation
fractionnée
permettant
l'individualisation
première
des
cristaux
de
plagioclases
à
partir
d'un
magma
de
composition
particulière
2)
L' anatexie
de
certaines
roches
aboutissant,
lors
de
l'expulsion
du
mobilisat,
à
la concentra-
•
tion du résidu plagioclasique".
Il
faut
ensuite
opter entre
les
hypothèses qui proposent
un
magma
parental
basaltique
alumineux
et
la
non
consanguinité
des
roches
basiques
et
des
roches
acides
(A.F.
Buddington,
1939,
196Q
; R.B.
Hargraves,
1962
; R.F.
Emslie,
1970,
1974,
1978,
etc ... ),
•
celles
selon
lesquelles
matériels
basique
et
acide
seraient
issus
d'un
même
magma
de
nature
dioritique
ou
dioritique
quartzifère
(D.
de
Waard,
1967
T .H.
Green,
1970,
etc ... ).
Enfin,
il convient
d'examiner
la
solution
intermédiaire
de
P.
Bridgwater (1967)
;
B.G.
Upton
(1974)
et
F.
Barker et
al.
(1975).
Ces
auteurs proposent
que
les
formations
basiques
cristallisent
en
premier
à
partir
d'un
t
magma
basaltique alcalin,
le
liquide
résiduel
de
composition
felsique
serait
enrichi
en
alcalins
et
silice par une
contamination
importante
du
matériel
crustal,
conduisant
à
un
magma
de
composition
grani-
tique,
ce
nouveau
magma
donnerait
par
cristallisation
fractionnée
les séries syénitiques et granitiques.
•
III - APPLICATION A L'AIR
Pour
ce
qui
est
des
anorthosites
de
l'Aïr,
les
données
que
nous
possédons
conduisent
à
discuter ces différentes hypothèses ;
•
trois aspects du problème doivent être passés en revue :

---

•
1
Nature et origine du magma parent
2 - Données expérimentales ;
•
3 -
Interprétation des ferrogabbros,
ferrodiorites et ferrosyénites.
111.1 - Nature et origine du magma parent
Nous
avons
vu
que
parmi
les
différentes
hypothèses
•
envisagées
par
divers
auteurs,
les
caractéristiques
des
anorthosites
de
l'Aïr
ne
sont
compatibles
qu'avec
une
origine
à
partir
d'un
magma
gabbroïque
issu
du
manteau.
Toutefois
il
faut
préciser
s'il
s'agit
d'un
magma
typiquement
gabbroïque
(N. 1.
Bowen,
1928 ;
R. F .
Emslie,
1965) ,
ou
d'un
magma
anorthosito-gabbroïque
(A.F.
Buddington,
1939,
1960
A.
Savolahti,
1966
I.C.
Simmons
•
et
al.,
1975),
ou
encore
d'un
magma
"plagioclasique"
(P. Michot,
1965),
ou
enfin
d'un
magma
gabbroïque hyperalumineux
(R.F.
Emslie,
1970) .
La
recherche
d'un
magma
parent
peut
être
facilitée
par la
reconnaissance
sur
le
terrain
de
bordures
figées
représentant
•
un
liquide
proche
du
magma
à
partir
duquel
se
sont
différenciées
les
différentes
formations
basiques.
Dans
l'Adrar
Ofoud,
nous
avons
retrouvé
un
tel
faciès
pétrographique
(tableau
XXVI, n°
2)
;
dans
l'Adrar
Bous,
faute
d'avoir
pu
l'observer,
nous
avons
calculé
la
moyenne
des
compositions
chimiques
analysées
des
microgabbros
représentant
des
faciès
de bordure du lopolite basique
(tableau XXVI,
•
n°
1)
;
enfin pour Abontorok,
le faciès de bordure le plus caractéris-
tique est une roche proche des ferrogabbros
(tableau XXVI, n° 3).
Ces
compositions
chimiques
présentent
des
analogies
certaines
avec
celles
d'autres
faciès
de
bordure
(tableau
XXVI,
n°
4
et
5
d'après
R.F.
Emslie,
1978
; . n°
6
et
7
d'après
•
].
Martignole,
1975).
Pour
ces
auteurs
elles
représentent
un
magma
parental
du
type
gabbro
alumineux
plus
ou
moins
alcalin
;
les
suites
anorthositiques
de
l'Aïr
permettent
de
préciser
que
le
magma
parent
n'est
pas
le
magma
primitif.
En
effet,
ce
sont
souvent
des
liquides
résiduels
de
composition
différente
de
celle
du
magma
initial.
Dans
le
cas
des
massifs
anorthositiq ues
comme
l' Ofoud,
où
les
plagioclases
sont
les
phases
cumula ts
précoces,
le
liquide
résiduel est appauvri en alumine par rapport au liquide initial.
Bien
que
l'Adrar
Bous
n'ait
pas
de
différenciation
plagioclasique
importante,
la
moyenne
des
microgabbros
externes
(tableau
col. 1)
est
très
voisine
de
la
bordure
figée
de
Michikamau
(tableau
,
col.
5)
et
peut
être
considérée
comme
proche
des
suites
anorthositiques
au
point
de
v\\le
magma tique.
En
fait
les
phases
minérales
sont
assez
constantes
dans
l'ensemble
des
massifs
de
l'Aïr,
seules
leurs
proportions
relatives
diffèrent.
Bien
que
des
différences
géochimiques
apparaissent,
entre
autre
l'évolution
du
rapport
Na 0
+
K?O
/
Si0
du
Bous
à
l' Iskou,
la
2
2
nature
de
magma
diffère
peu
el
se
caractérise
en
premier
lieu
par une forte teneur en alumine (au moins 17 % d'A1 0 ).
2 3
Avec
R. F.
Martin
et
A.].
Piwinskii
(972)
on
constate
que
les
suites
anorogéniques
auxquelles
appartiennent
celles
de
l'Aïr
sont
bimodales
avec
un
volume
relativement
insignifiant
des
roches
intermédiaires
tandis
que
les
acides
comme
les
basiques

---

sont
largement
exprimées.
En
cela,
elles
diffèrent
entre
autre
de
celles
du
Cameroun
(H.
]acquemin,
1981),
peut-être
parce
qu'elles
n'ont pas le même environnement géologique.
Il
apparaît
que
les
complexes
alcalins
anorogéniques,
du
moins
ceux
étudiés
dans
l'Aïr,
présentent
des
similitudes
avec
les
massifs
anorthositiques
par
la
présence
de
formations
basiques
et
tout
particulièrement
d' anorthosites,
comme
l'ont
signalé
certains
•
auteurs
(R.F.
Emslie,
1978
etc ... ).
Mais
les
relations
magma
basaltique
alumineux,
magma
acide
alcalin,
sont
délicates
à
établir,
i
notamment à cause de la rareté des roches intermédiaires.
Enfin
l'évolution Nord-Sud,
soulignée à
maintes reprises,
concorde
avec
un
épaississement
progressif de
la
croûte,
qui
permet
entre
autre
de
concevoir
des
chambres
magmatiques
"bloquées"
dans
la
croûte
profonde
à
un
niveau
plus
profond
sous
l'lskou
que
sous
le
Bous,
une
basicité
des
plagioclases
diminuant
du
Nord
au
Sud,
la
présence
d'une
plus
grande
quantité
de
plagioclases
protoclastiques
et
"d'enclaves"
troctolitiques
et
noritiques
dans les
massifs méridionaux (J.M. Léger, 1980) que dans les septentrionaux.
•
D'un
point
de
vue
géochronologique,
la
distinction
proposée
de
trois
zones
dans
l'Aïr
(Aïr
septentrional-central
et
méridional)
ayant
une
activité
magmatique
se
succédant
dans
le
temps
à
environ
40
M.A.
d'intervalle rejoint une fois encore l'évolu-
tion
des
massifs
anorthositiques
de
l'Amérique
du
Nord
•
(R.F. Emslie, 1978).
II 1.2 - Données expérimentales
En
1966,
R. F.
Emslie
et
D. H.
Linsley
démontrent
que
le
système
Albite-Anorthite-Diopside
est
inappropne
pour
comprendre
la
genèse
d' un
magma
anorthositiq ue.
Puis
en
1968
•
ces
mêmes
auteurs
s'attachent
à
l'étude
du
système
Albite-Anorthite-
Forstérite
;
ce
n'est
qu'en
1970 que R.F.
Emslie propose d'expliquer
la
genèse
des
magmas
anorthositiques
(fig.
)
dans
le
système
Plagioclase (An 60 Ab 40) -Diopside-Enstatite.
•
Ce
diagramme
a
déjà
été
utilisé
par ] .M.
Léger
(1980)
pour
exp liq uer
l'évolution
magmatique
des
roches
basiques
de
l'Adrar lskou.
L'intérêt
de
l'étude
d' Emslie
est
de
montrer
que
•
lors
de
l'ascension
d'un
magma
dont
la
composition
est
représentée
par
le
point
A
dans
la
figure
, l a
chute
brutale
de
pression
(15
Kb
à
1
atm.)
provoque
un
élargissement
du' champ
des
plagio-
clases
(déplacement
de
A
en
B)
qui
vont
cristalliser
en
grande
quantité
ils
seront
d'abord
accompagnés
par
l' oli vine
puis
par
du diopside (déplacement de B en C).
•
A.D.T.
Goode
(1977),
partant
d'un
basalte
tholéïtique
constate
un
certain
nombre
de
phénomènes
intéressants
au
cours
de
son
évolution.
Notamment,
à
basse
pression,
l' oli vine
cristallise
en
premier
alors
qu'à
haute
pression
c'est
le
pyroxène
entre
10
et
15
Kb
le
mélange
fournit
des
roches
où
coexistent
oH vines
•
et
pyroxènes
;
par
contre
il
est
difficile
qu'un
tel
magma
puisse
donner naissance à une quantité importante d' anorthosites .
...

---

•
I l
12
1
1
3
4
1 5
1
6
1 7 1
1
1
l
,
;.--_-----rI
I
1
1
1
Si0
1-47-,5-2----'1
46,55
1
43,3
50,29
1
47,56
1
53,2
1
45,0
1
•
2
1
A1 0
1 18,44·1
24,50
1
16,9
17,44·
1
18,33
1
17,3
1
22,5
1
2 3
1
Fe 0
2
1
3,05
1
0,96
1
2,0
1,65
1
0,30
1
3,4
1
1
3
1
FeO
1
7,791
4,781
13,9
9,281
11,661
6,0
1
7,2
,
fi
1
MgO
1
6,34
1
6,00
1
5,7
6,32
1
6,40
1
6,1
1
12,5
1
1
CaO
1
10,30
1
13,21
1
7,3
8,64
1
12,07
1
8,7
1
11,3
1
1
Na 0
1
2,94
2
1
2,26
1
3,6
2,96
1
1,25
1
3,2
1
1,0
1
1
K 0
2
1
0,33
1
0,51
1
0,8
0,48
1
0,13
1
0,8
1
0,2
1
1
MnO
1
0,15
1
0,10
1
0,2
0,18
1
0,21
1
0,1
1
0,1
1
•
1
Ti0 2
1
1,481
0,841
5,0
1,821
1,241
1,0
1
0,2
1
1
P20 5
1
0,30
1
0,01
1
0,7
0,14
1
0,28
1
0,2
1
0,05 1
1 CO2
1
1
1
0,19
1
0,16
1
1
1
r
H 0
2
1
0,33
1
0,23
1
1,0
. 0,68
1
0,18
1
1
1
1
l
' 1
1
1
1
100
1
Total
1
98,97
1
,48
1
99,4
100,09
1 99,77
100,0
1100,051
1 Elémen ts 1
1
1
1
1
1
1
traces
1
1
1
1
1
1
•
1
Ba
1
167
1
381
1
579
158
1
1
1
1
Co
1
64
1
67
1
67
1
1
1
1
Cr
1
235
1
102
1
108
1
1
1
1
Cu
1
63
1
33
1
13
1
1
1
fi
1
Ni
1
196
1
134
1
98
44
1
1
1
1
Sr
1
492
1
622
1
631
418
1
1
1
1
V
1
202
1
245
1
285
1
1
1
1
Rb
1
10
1
13
1
13
< 10
1
1 ,66
1
1
•
1
1
1
1
1
1
1
lUV
Tableau X*V-l : Compo-1W-on
efWni..qp.e
dM
f..acJ...è4
de
bo/Ui.wz.e
de
-1ui...tM
anoM:.h.O-1.iilqp.Mo
1 - l'r1oy.en.ne de 5 nU.CIl.09-abb/l.o-1 de J..'AdA.a/i. BoLUJ (Bo 16 à Bo 20).
fi
2 - "bo/l.dwz.e /J..9-ée" de J..'AdA.a/i. Of-ou..d (of- 4-).
J - ~oy.enne de ? f-e/I./I.09-abb/l.o-1, f-acJ...è4 de bO/l.du/l.e d'Abonto/l.ok (Ab 1 et Ab 2).
4- - ~0!J-enne de
16
9-abb/l.o-1
aJ..wnl.n.eux
aphfj/U.,quM
du
compJ..exe
de
Ha/l.p
KaAe
(d'afJ/I.M 'R. F. é'.rMlie, 1978).
5 - "bo/l.du/l.e /J..9-ée" de J..'.ùt:tA.LUJ.i..on. de ~.i..cJU.R.amau (d'ap/l.M 'R.F. &n.-1lie, 1978).
,
6 - ~agma Pa/Lent de J..a "-1éA..i...e de ~o/l..i..n." (A. 'R. 'Ph.LJ..poU-1, 1966) .
7 - Compo-1.iilon. de
J..a
te/l.mi..n.a.J../Jon.
ba-1.i..qp.e
de
J..a
tendance
«0cto-Lû:..i..qpe
du compJ..exe de ~o/l..i..n. (d' afJ/I.è4 J. ~a/l.t.i..gn.oJ..e,
1975).
fi
•

---

PIIAnGO-Ab40)
•
1290±20°C..
1-\\.~~1395 :!:20 ·c
1263±20·C
•
•
Diopside
Enstatite
•
--1~~
Figure ~:
DiJ19Aanune
ex.péAi.m.en.:t.aJ.
(AN
60
-
Ab
40)
-
Di..op,û..d.e-
énAi:.atile (d' afY1-è.-J 7? F. EnvJ-U..e, 1970).
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noi:.e
J..' é-L<1/1.r;-W~@lent
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J..ol/.~que
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G.IlA.-i.vé
en. C,
J..e Di..0p4.i..de Â.J.i.i.. <J.LL;:j-1i.. oU..-1buÂ.,i--de.
•
•
•

---

•
Ainsi,
les
différences
entre
le
Bous
et
les
massifs
de
l'Aïr
central,
peuvent
s'expliquer
l'évolution
du
magma
basal-
•
tique
dans
la
croûte
a
migré
pour
le
massif
de
l'Adrar
Bous,
sans
que
la
cristallisation,
en
quantité
importante
du
plagioclase
n'ait
pu
se
produire,
alors
que
dans
les
massifs
centraux
une
chute rapide de pression ait favorisé "l'effet plagioclase".
Dans
son
PhD.
] .
Husch
(19B2)
présente
les
résultats
•
d'une
expérimentation
conduite
sur
un
échantillon
de
bordure
figée
d'Abontorok
(effectuée
avec
P.
Shiftman,
1979).
Après
avoir
porté
l'échantillon
à
la
température
du
liquidus
celui-ci
a
été
refroidi
à
raison
de
O,BoC/heure
entre
1.200°C
et
1.103°C,
la
fugacité
en oxygène était celle de la solution tampon Q-F-M.
En
fin
d'expérience,
on
observe
des
plagioclases
•
en
fines
lattes
allongées,
qui
ont
cristallisé
et
sont
agencées
en
charpentes
dans
les
espaces
interstitiels
la
mésostase
laisse
apparaître
des
grains
d'olivine
et
d'opaques,
par
contre
le
clino-
pyroxène
et
l' apatite
commencent
juste
à
nucléer.
l'apparition
d'opaques accompagnant
l'olivine
peut
s'expliquer
par
la
fugacité
en
oxygène
choisie,
mais
ne
correspond
peut-être
pas
à
celle
des
•
conditions
naturelles.
Par
contre
cette
expérience
offre
l'intérêt
de
montrer
qu'au
cours
d'un
refroidissement
à
faible
pression,
on
retrouve
l'ordre
d'apparition
des
différentes
phases,
identique
à celui décrit dans la pétrographie des massifs.
•
III.3 -
Interprétation des ferrogabbros, ferrodiorites, ferrosyénites
Les
ferrogabbros,
ferrodiorites,
ferrosyénites
sont
généralement
considérés
comme
provenant
d'un
magma
résiduel
qui
est
le
produit
du
fractionnement
poussé
du
magma
parental
supposé
de
nature
tholéïtique
ayant
évolué
en
milieu
anorogénique
•
(R. F.
Emslie,
1978) .
Dans
les
grands
massifs
anorthositiques,
ces
formations
correspondent
essentiellement
à
des
petites
intrusions
ou filons recoupant les formations antérieures (R. F. Emslie, 1978).
Dans
le
massif
de
l'Aïr,
les
positions
structurales
des
ferrogabbros,
ferrodiorites
et
ferrosyénites
sont
légèrement
t
différentes.
Ces
formations
se
situent,
soit
en
bordure des formations
basiques,
comme
c'est
le
cas
dans
Abontorok,
soit
au
contact
de
deux
unités
(anorthosites-gabbros)
ou
encore
par
concentration
progressive
des
ferromagnésiens
dans
les
leucoga bbros,
comme
dans
l'Ofoud.
D'un
point
de
vue
chimique,
l'évolution
semble
plus
variée
dans
les
massifs
de
l'Aïr
que
dans
les
massifs
basiques
du
Nord
de
l'Amérique
(cf.
tableau
).
En
effet
on
constate
que
les
caractères
chimiques
des
ferrogabbros,
ferrodiorites
et
ferrosyénites
évoluent
de
mamere
concordante.
Mais
on
remarque
que
dans
l'Adrar
Bous
de
telles
formations
n'ont
pas
été
trouvées.
Dans
l' Ofoud
deux
termes
différents
apparaissent
1)
des
ferroga b-
bros
(tableau
,
col.
4),
qui
se
rapprochent
des
gabbros
picritiques
enrichis en fer,
titane et phosphore et peuvent représenter
le
liquide
résiduel
de
fin
de
fractionnement
du
magma
basique,
sans
contamination
crustale
(ces
formations
sont
d'ailleurs
associées
a vec
des
accumulations
de
titanomagnétite
vanadifère)
2)
des
ferro-
syénites
(tableau
,
col.
5),
qui se caractérisent par un enrichis-
sement en alcalins et un appauvrissement en magnésium et calcium.

---

_ ,
1
2
,
3
1_4--;-1_5_1
6
1
Si0
1
faible
1
47,1-49,4 1-4-6-,9--4-7-,5-' 26,0-33,0 1 45,6 1 48,5-53,4 1
2
A1 0
2 3 1 faible à moyen 1 14,8-17,0 1 12,5-14,1 1
2,3-9,8
1
11,6 1 14,9-17,5 1
Fe 0
2 3 1
fort mais
1
3,6-6,4
1
3,6-3,8
1
5,9-14,2 1
8,9 1
1,7-4,0 1
FeO
Irapport variablel
7,1-11,9 1 15,0-17,3 1 17,5-23,3 1 14,0 1
8,0-11,2 1
MgO
1
faible
1
2,6-4
1
2,5-4,0 1
7,4-10,81
2,61
1,6-3,41
CaO
1
modéré
1
7,3-9,31
9,5
1
9,1-13
1
5,51
5,7-6,31
Na 01
moyenne
2
1
2,4-3,91
3,0-3,21
0,3-1,71
2,91
4,0-4,91
1
(3,5 %)
1
1
1
1
1
1
K 0
2
1
(1 à 1,5 %)
1
1,3-2,1
1
0,4-0,71
0,1-0,3
1
3,21
2,2-2,7
1
Ti02 1
3 à 4 %
1
2,8-3,6
1
2,2-2,7
1
5,6-7,1
1
2,1 1
0,4-3
1
P20 5
1
variable
1
0,6-1,7
1
0,5-1,3 1
1,3-2,3
1
0,9 1
0,2-1,4 1
1
mais fort
1
1
1
l '
1
Tableau XXXI; 1 : E.vo../..u.:V..on
f}éocfU.mi..qp.e
de4
f-eA/tof}l1.bb/l.o/.J,
f-eA/todi..o/li.;te4,
f-eA/to/.Jy.én.i.-:te4 •
1 - ïen.d.an.ce4 ç;.énéJtaJ..e4 (d'aptz.01 'R.F. éIM-Li..e, 1978).
2 - Vwu:.a.tioM de4
di..f-f-éJten:tA
oxy.de4
de
J..a.
'Pl/.ovi.Jtce
de
Ç/l.eenvLLLe
(d' aptz.01
1
'R.F. éIM-Li..e, 1978).
3 - E./.Jti.m.a.:ü.on
de4
Jone4
moy.enJ7.e
et.
ha.u;te
de
5kaeAç;.aall.d
( L. 'R.
Waç;.eA
et.
ç. ft1. B/l.own, 1968).
4 - Vwu:.a.tioM ç;.éocfU.mi..qp.e4
de4
f-eA/tof}l1.bb/l.o/.J
de '
1. 'Of-oud.
( donnée4
à
t.UAe
.i.ruii.ca.tif-) •
• 5 - FeJtI/.o/.J!)énile4 de 1.'Of-oud..
6 - Vwu:.a.tioM de4 l-eA/l.o/.Jy.érU.,te4 de 1.'J/jkou. (d'aptz.01 J.ft1. 1.éf}eA, 1980).
•
•
•
•
...

---

J,I)'tJ
•
Dans Abontorok
(tableau
,
col.
3),
les ferrogabbros
sont
très
VOISlnS
des
ferrodiorites
des
massifs
de
la
province
de
•
,
col.
2
et
3).
Dans
Grenville
et
du
Skaergaard
(tableau
l' Iskou
les
ferrosyénites
présentent
des
caractères
encore
plus
accentués
que
dans
l tOfoud,
à
savoir
alcalinité
plus grande,
magné-
sium
plus
faible,
augmentation
de
la
silice
et
de
l'alumine
et
faible diminution du fer et du titane.
•
Il
apparaît
donc
que
l'évolution
des
produits
résiduels
est
plus
complexe
dans
les
massifs
de
l'Aïr
que
dans
la
province
de
l'Amérique
du
Nord.
Plusieurs
causes
peuvent
être
évoquées
;
tout
d'abord
le
caractère
subvolcanique
des
structures
annulaires
de l'Aïr doit intervenir en fin
de cristallisation et
de fractionnement.
•
Ensuite,
les
différences
géochimiques
entre
les
ferrogabbros
et
ferrosyénites
incitent
à
penser
que
si
les
premiers
représentent
bien
un
produit
résiduel
provenant
du
fractionnement
du
magma
basique,
les
secondes,
par
leur
caractère
plus
alcalin
et
plus
acide,
se
situent
dans
la
faible
zone
de
"mélange"
entre
magma
basique
et
magma
acide
elles
représentent
la
base
des
roches
•
intermédiaires.
D' un
point
de
vue
chronologique,
les
ferrogabbros
accompagnent
les
formations
basiques,
mais
les
ferrosyénites
sont
plus
tardives
et
les
recoupent
sous
forme
de
petites
intrusions
filoniennes
(cf.
échantillon
Of
73 dans
l'Adrar
Ofoud).
Cette distinc-
•
tion
pétrographique
a
également
une
conséquence
géochimique,
car
les
titanomagnétites
accompagnant
les
ferrogabbros
sont
très
vanadifères,
alors
que
celles
associées
aux
ferrosyénites
le
sont
très peu.
Dans
leur
ensemble
ces
formations
sont
à
rapprocher
•
des
associations
des
suites
magmatiques
anorogéniques
situées
sur
les
continents
ou
dans
les
îles
océaniques
nous
pouvons
leur
appliquer
ces
caractéristiques
source
magmatique
basique
profonde,
évoluant
par
pulsions
facilitant
le
fractionnement
et
donnant
un
produit
résiduel
ferrodioritique
peu
contaminé
par
la
croûte.
De
plus,
les
suites
anorogéniques
de
l'Aïr
nous apportent
des précisions
sur
les
échanges
magma
basique,
magma
acide
au
niveau
de
la
zone
de
partage
la. plus
ou
moins
grande
immiscibilité,
étant
due
aux
natures
des
différents
magmas
en
présence,
peut
expliquer
les
variations
de
proportions
de
ferrosyénites
et
autres
roches
intermédiaires entre les différents massifs.
En
conclusion,
l'étude
des
suites
anorthositiques
de
l'Aïr
est
une contribution à
la compréhension de l'origine et de l'évolution
des anorthosites.
En
effet,
ces
suites
ne
peuvent
être
rattachées
à
aucun
type
d'association
des
anorthosites
distingué
dans
la
litté-
rature.
Leur
âge
est
relativement
récent
par
rapport
à
la
majorité
des
autres
massifs
anorthositiques.
leur
caractère
anorogénique
les
cantonne
dans
un
environnement
tectonique
particulier,
qui
en fait un matériel privilégié pour l'étude magmatologique.

---

L'évolution
spa tio
temporelle
de
l'Adrar
Bous
à
l'Adrar
Iskou
apporte
des
informations
complémentaires
sur
la
nature
magmatique.
Il
apparaît
que
le
magma
parental
n'est
pas
a
le
magma
primitif
; ce dernier serait du type tholéitique continental, )
.'
évoluant
vers
un
magma
transitionel
qui
devIendrait
alumineux
.
et de plus en plus alcalin du Nord vers le Sud de l'Aïr.
D'un
point
de
vue
géochimique
ces
suites
présentent
une
évolution
bimodale
avec
un
faible
volume
des
roches
intermé-
diaires par rapport à celui des roches basiques et acides.
Mais
beaucoup
de
problèmes
soulevés
par
cette
étude
restent
sans
solution
et
nécessitent
des
travaux
complémentaires
que nous suggérons dans la conclusion générale.
•
•
•
•
•
•
, \\

---

•
•
•
•
•
•
•
•
•

---

QUA TRI E ME
PAR T 1 E
•
INTERPRETATION ET SYNTHESE
•
•
- ORIGINE ET ~VOLUTION
•
- M~CANISMES ET MODES DE MISE EN PLACE
•
•

---

•
•
•
•

---

ORIGINE ET ÉVOLUTION
L'étude
des
principaux
complexes
sub-volcaniques
à
structure
annulaire
contenant
des
roches
basiques
de
l'Aïr
a
permis
un
inventaire
géologique
de
chacun
d'entre
eux.
Le
présent
chapitre
tente
toutefois
d'en
faire
la
synthèse
et
de
souligner
les relations et les particularités de chacun d'entre eux.
1 - PRINCIPALES CARACTERISTIQUES DE CES MASSIFS
1.1 - Pétrographie
~i.XXVI
Le
tableau ~
,résume
les
principales
caractéristiques
pétrographiques
des
massifs
étudiés
dans
ce
mémoire.
En
premier
lieu,
on constate une certaine constance dans les proportions relatives
des
superficies
d' affleuremen t
(Bous,
Ofoud,
1skou)
d'une
part,
••
où
matériel
basique
plus
intermédiaire
est
en
proportion
équivalente
avec
le
matériel
acide,
et
les
petits
massifs
(Abontorok,
Tagueï)
d'autre
part,
où
formations
basiques
et
intermédiaires
représentent
80
% des
affleurements.
Cette
différence
déjà
évoquée
entre
petits
et
grands
massifs
au
cours
des
monographies,
peut
a voir
pour
cause
un
mode
de
différenciation
qui
n'est
pas
tout
à
fait
le
même
pour les
deux
types
de
complexes
ainsi
que
le volume des matériaux
mis
en
jeu
qui
est beaucoup
moins
important
dans
les petits massifs
que dans les grands.
Toutefois
une
grande
homogénéité
minéralogique
et
géochimique
existe
entre
les
différents
massifs
de
l'Aïr
central
•
(Ofoud,
Taguer,
Abontorok),
ce
qui
implique
de
rechercher
les
causes
dans
le
mode
de
différenciation
et
les
mécanismes
de
mise
en place, plutôt que dans le magma originel.
Si
l'on
considère
la
position
spatiale
des
massifs,
•
on
constate
la
dominance
des
gabbros
dans
l'Air
septentrional
(Bous),
celle
des
anorthosites
dans
l'Aïr
central
(Ofoud, ,Abontorok)
et
celle
des
leucogabbros
ainsi
que
des
diorites
dans
le
massif
le
plus
méridional
( 1skou).
Sont
présentes
des
roches
intermédiaires
vraies
essentiellement
dans
les
massifs
où
dominent
les
gabbros
(Bous)
et
les
leucoga b bros
et
diorites
( 1skou)
a lors
qu 1 il
y
en
a
très
peu
avec
les
anorthosites
(Ofoud,
Abontorok).
Pour
les
•
senes
acides
de
l t Adrar
Bous
et
de
l' Iskou,
il
existe
une
suite
alcaline
et
hyperalcaline
à
amphiboles
et/ou
pyroxènes
sodiques,
alors
que
dans
les
autres
complexes
là.' tendance
alcaline
est
moins
marquée
(absence
de
minéraux
sodiques).
En revanche
on
remarque
une
tendance
potassique
nette,
notamment
dans
les
petits
massifs
•
tels qu' Abontorok (brèche hyper-potassique).
Il
s'en
suit
que
s'il
existe
des
relations
entre
matériel
basique
et
acide,
les
suites
alcalines
se
situeront
de
préférence dans les massifs où ily a peu d' anorthosite.
•
Si
l'on
considère
la
migration
spatio-temporelle
de
l'Adrar
Bous
au
Nord
à
l'Adrar
Iskou
au
Sud,
on
s'aperçoit
qu'il
est
possible
d'envisager
une
évolution
corrélative
du
matériel
..

---

1
Formations
1
BASIQUES
1
INTERMEDIAIRES
1
ACIDES
1
Superficie
1
et forme l%d:l
Proportion des
1% du 1 Proportion des
~I Proportion des différentes 1
1 différentes roches 1 total 1 différentes roches
1 total 1
roches
1
100 km
70 % de gabbrcs à 1
1monzonites et monzo- 1
1 20 % de micromonzonites
1
elliptique
40 % 1
cpx et 01.
1 10 % 1 granites à cpx-opx
1 50 % 1
quartziques
1
BOUS
30 % de micro-
1
1
et amphibole
1
1 76 % de granites alcalins
1gabbros avec quel-
et hyperalcalins
faciès de bordure
1
1
1
1 40 % de .v~nues tardives
1
et de syenltordes centraux
1
1
1
1
1
1
1
Ir----
_
1
1
2
900 km
15O%l70 % d' anorthosites I~
90 % micromonzo-
145%l45 % de syénites à amphi-
circulaire
1
1
25 % de leuco-
1 5 % 1
ga.bbros monzo-
1
1 boles et cpx e~ à amphi-
1
1
gabbros
syenUes. monzo-
bole sodique
OFOUD
1
1
15 % de ferrogabbrosl
1
anorthosites
1
145 % de granites à amphi-
1
et gabbros à
10 % ferrosyénites
bole calco-sodique, et à
texture doléritique 1
1
1
1
amphibole et cpx.
1
1
1
1
10 % de mlcrogranltes
1
1
1
1
1
1
1
Ir----
_
1
2
1
40 km
f9O%l
mélagabbros-
l5%l
monzosyénites
I~I
granites alcaliAs
annulaire
1
1gabbros picritiques 1
1
1
1
1
1
•
nombreuses enclaves
~~
G
tTAGUET~
1
1
(anorthosite-
1
1
1
1
1
1
1
1
leucogabbros)
1
1
1
1
-
-
1
1
1
1
1
1
1
0,5 km'-
1 40 % 1
100 % de leuco-
1 40 % 1
100 % de monzo-
1 20 % 1 30 % de granite alcalin
1
C~
+ IoEUGUEUR-1
circulaire
1
1
g~bbros,
1
1
anorthosites
1
1 70 % de monzosyénites à 1
1 MEUGUEUR
50 % d anorthosItes
quartz
' 1
1
1
gabbrorques
1
1
1
1
1
l
50 % de gabbros
1
1
1
1
anorthositiques
1
5 km
40 % d' anorthosites 1
1
1
120 % de granite alcalin à
circulaire
80 % 128 % d' anorthosites 1 0 % 1
1 20 % 1
amphibole
1
gabbroïques
70 % de syénites alcalines
ABONTOROK
de brèche syénitique 1
28 % de gabbros
1
1
1
1 10 %
anorthoSltlques
potassique
1
4 % de fe,r.rogabbros/
1
1
1
1
et faCies de
1
1
1
1
bordure
1
1
1
1
1
1
150 km
anorthosites,
leuco-
syénites: à gros grain
1
ISKOU
1
circulaire
30 % 1 gabbros, gabbros, 1
1
1
1 quartzi~ère. à ,pyroxène: 1
1
granlte a amphibole-biotIte
leuconorites,
1 10 % 1
ferrosyénites
1 60 % 1
à amphibole sodique
1
1
1
1
leucotroctohtes
1
1
1
1
1
1
1
1
; ' . ' / ' ) 1
Tableau
'hu..n.upa.l.eA
=etélr..i.A.tique4
péi/109Aaphi.que~ de~ ~~/.A ~ub-vo.lcan..Lque4
à
-dJr.uetuA.e4
arut.t.t-l.aiAe~
à lI.och.eA ba~queA de 1. 'Aü cerLtA.aJ.. e.t. 4ep.teJLiJti..oruLl.
..
..
..
..
..
..
..
..
..
•
•
•

---

~
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
1
massifs 1
1
BOUS
1
OFOUD
1
TAGUEl
ABONTOROK
1
ISKOU
jminéraux
1
1
1
1
1
1 Plagioclases
1
Teneur en
1
An
-An
1
An
-An
An
-An
79
65
64
58
6ÇAn 20
An68-An55
1
An 52
48
1
Précoces:
1
Anorthite
1
1
1
1
Zonage
1peu ou pas zonés
peu zonés
très zonés
zonés
1
peu zonés
1
1
1
Dimensions
5 cm à quelques
20 cm à 2 mm
1 cm à "cm
"cm à quelques 1 15 cm à 1 cm
1
1
millimètres
millimètres en
tablette dans les 1
1
anorthosites
Habitus
tabulaire dans
tabulaire à
allongé
allongé dans les 1
tabulaire à
1
les gabbros
prismatique
gabbros
prismatique
prismatique
1
1
allongé dans. les
1
gabbros
1
Plagioclases
Teneur en
An
-An
An
-An
An
1
An
-An,,0
1
An"5-An30
65
60
58
56
60-An 40
60
Tardifs:
Anorthite
1
1
Dimensions
cm à mm
cm à mm
mm
1
mm
1
mm à cm
1
1
Habitus
tablettes
tablettes
plaquette
1
plaquette
1 plaquettes ou
allongées
allongées
rectangulaire
rectangulaire
tablettes
1
1
Minéraux
Composition du
augite
titanosalite
titanosalite
titanosalite
augite
associés
1
cpx
W04J En
FS
Wo48 En
FS
W0
En
FS
W0
En
FS
Wo"" En
42
15
36
16
47
37
16
46
36
18
40 FS 16
v~
Pyroxène
1
()
'. :".j
1 orthopyroxène
1
rares opx
1
rares opx
opx
1
1
1
1
1
1
opaques
Nature
titanomagnétite
1 titanomagnétite
1 titanomagnétite 1 titanomagnétite
1 titanomagnétite 1
lamelles
1
lamelles
1
lamelles
1
lamelles
1
lamelles
1
,
1
d'ilménite
d'ilménite
d'ilménite
d'ilménite
d'ilménite
1
'//'1'/1\\ '
Tableau'
:
1'JLi.n.ci.pcûe-l CllItadw..4Üquu de4 nUnéAcuc<. CJJtnpt>4an-t. .le-l I/.O~ ba4.i.quu de4 CJJtn{dexe-l aJ'IrU.U.aùl.e-l de .l'AÜI. cen-tAa.l
et 4epterWr-i..on.cU.

---

·
Plagioclases
[lin opyroxènes
01 ivines
AN~
EN""
FOJ'
80
7.0
6.0
5.0
4.0
3.0
2.Ô
R.O
7.0
fi.O
5.0
4.0
3.0
2.0
1,0
7.0
6tO
5.0
4.0
3.0
Bous
-
-
Ofoud
-
--
-
Tagueï
-
\\.'
'-.'
~~-..
Abontorok
-
-
•
Iskou
-
J.
~
r
/1 .L '
Figure.:
Vwzi..a.;tWn
de
la
compo-1.ition
du
p-la.g.i.ocla-1e,
du
cLi.nopYAoxène
e;t
de -l' olivme
dan-1
-le-1
ptU.ncipaux
Tna-1-1.i{A de -l'AM.
'POUll.
-le-1
plQ.Çfioc.la-1e-1,
-le
fYletni-Vl.
;/AaJ.;t mdi.que
-le-1
VaA.-Lation-1
de
la
:teneUll.
en
ano/l.:t/U;te
du plaf}-Loe-W.-1e p/l.écoce,
le -1econd ;/Aai;t ce11e-1 du plafJi..ocla-1e :taA.dif-.
Le-1
c.li..noPYAoxène-1,
poUll.
Bou-1
e:t
Of-oud -le
fYletni-Vl.
;/Aci:t /l.ep/l.é-1en:te
-le-1
vaA.i..ation-1
du
poUll.cen:taf}e
en
en-1:tati:te
du
cpx
dan.-1
le-1
/l.oche-1
ba-1-Lque-1,
-le
-1econd
ce11e-1
du
cpx
dan.-1
le-1
/l.oche-1 i..n:te/llTuidia.i/l.e-1.
'POUll. J -1k.ou le P/l.errU..Vl. ;/AaJ.;t
/l.efYlé-1en:te
le-1
enc.lave-1,
le -1econd -le-1 /l.oche-1
ba-1-Lq,ue-1.
Le-1
olivme-1,
va/l.i..a:ti..on de la :teneUll. en
f-o/l.-1:té/l.de dan-1 le-1
f-o/llTlation-1 ba-1-Lq,ue-1.
-
-
a
-
_
_
_
_
_
A
a
A

---

basique.
Au
Nord
ce
matériel
est
moyennement
différencié
puisque
la
quasi
totalité
des
termes
sont
gabbroïques,
dans
l'Aïr
central
au
contraire
la
différenciation
par
cristallisation
fractionnée
est
importante
puisque
l'on
a d ' un
côté
des
cumulats
feldspathiques
donnant
les
anorthosites,
de
l'autre
des
cumula ts
ferromagnésiens
(péridotite - de
Meugueur-Meugueur,
pyroxénite
et
titano-magnétite
d'Ofoud)
avec
des
gabbros
et
leucogabbros
comme
cumulats
totaux.
Enfin dans l'Adrar Iskou au Sud,
l'apparition de minéraux hydroxylés
en
quantité
importante
(amphibole
et
biotite)
traduit
une
évolution
vers les termes dioritiques.
Une
autre
caractéristique
pétrographique
importante
à
souligner pour l'ensemble de ces massifs est l'absence de volcanites
en quantité notable.
1.2 - Minéralogie
Les
formations
basiques
de
ces
complexes
ont
une
minéralogie
relativement
simple
où
dominent
plagioclase,
clinopyro-
xène,
olivine
et
titano-magnétite.
Leur
étude
a
mis
en
évidence
le
caractère
sub-volcanique de ces formations.
toutefois la composition
chimique
de
ces
phases
révèle
une
évolution
propre
à
chaque
massif
et
une
évolution
de
l'ensemble
des
massifs
du
Nord
au
Sud
(Tableau~lli'~t fig.13'). On remarque entre autre:
•
-
que
la
teneur
en
anorthite
des plagioclases diminue progressi-
vement
du
Bous
à
l' Iskou
que
la
zonation
de
ces
cristaux,
peu
importante
dans
les
grands
massifs,
présente
de
grandes
variations
de
composition
dans
les
petits
massifs
(zonation
normale
et
zonation
oscillatoire
surimposée).
Enfin,
dans
l'ensemble,
on
remarque
la
•
présence
de
deux
générations
de
plagioclases,
l'une
précoce
(cumulats)
l'autre
tardive
(phase
intercumulus
et
auréole
de
crois-
sance des cumulats) ;
les
clinopyroxènes
montrent
un
enrichissement
progressif
en
fer
au
détriment
du
magnésium
du
Nord
au
Sud,
alors
que
les
variations
compositionnelles
dans un même massif sont surtout visibles
•
pour le calcium
l'olivine
enregistre
elle
aussi
un
enrichissement
en
fer
du
Bous
à
l' Iskou
qui
se
surimpose
aux
variations
de
ce
même
élément
à
l'intérieur
de
chaque
massif.
De
plus,
ce
minéral
est relativement
plus
riche
en
calcium
dans
les
petits
massifs
que
dans
les
grands
•
traduisant une cristallisation à proximité de la surface ;
la
titano-magnétite,
très
abondante
dans
l'Aïr
central,
est
plus
rare
dans
le
Bous.
De
plus,
elle
est
vanadifère
lorsqu'elle
se situe dans les massifs anorthositiques (Qfoud)
;
la
rareté
de
l' orthopyroxène
et
l'absence
de
pigeonite
sont
•
en accord avec les conditions de formation de ces roches.
1.3
Distribution
des
principaux
éléments
dans
les
roches
basiques
•
Toutes
les
formations
basiques
ont,
comme
nous
venons de la voir,
une composition minéralogique semblable. Regardons
maintenant s'il existe des variations notables dans leur distribution.

---

•
01
•
•
•
•
op
cpx
•
A'H
Figure
Di.a.g;wmme
OLi..vi.n.e
Cli..rwPIJA-ox.èn.e
OfXLçue,-1U1l.
lequel
-1ont
~epo~~ée-1
le-1
p~opo~~on-1
~elative-1
de ce-1 élément-1 d'a~è-1 le-1 anal~-1e-1 modale-1 de-1 to~~on-1 ba-1~~ue-1
•
de
BoU-1
(cMcle-1
1)
d'Otoud (~é-1, 2) d'Abonto~ok. (~~e-1, J)
d
ïag,ueJ:. (~an~e-1 i.n.vM-1é-1, 4).
•
•
•

---

•
Si
l'on
tient
compte
d'abord
de
la
proportion
du
plagioclase,
on
constate
que
dans
l'Adrar
Bous
ce
minéral
n'excède
•
que
rarement
68
% du
volume
de la
roche
(à
l'exception de quelques
rares
passées
anorthositiques) ,
sa
valeur
moyenne
dans
l'ensemble
des
formations
basiques
se
situe
à
60
%.
Par
contre
dans
l'Air
central,
et
tout
particulièrement
dans
l' Ofoud,
la
proportion
des
plagioclases
est
plus
élevée
dans
les
anorthosites
elle
est
de
95
% du
volume
de
la
roche
en
moyenne
dans
les
leucogabbros
•
elle
reste
élevée
(plus
de
80
%
en
moyenne).
Il
faut
atteindre
les
gabbros
(qui
rappelons-le
sont
rares dans 1 'Ofoud)
pour retomber
sur
des
valeurs
semblables
à
celles
du
Bous.
C'est
dans
les
petits
massifs
(Abontorok
et
Taguei)
que
la
distribution
du
plagioclase
des
gabbros
aux
anorthosites
est
le
mieux
équilibrée,
avec
une
forte
concentration
au
coeur
des
massifs
(plus
de
90
%),
puis
•
une diminution progressive jusqu'en bordure (moins de 60 %).
Mais
ce
sont
surtout
les
distributions
relatives
des
ferromagnésiens
qui
apparaissent
comme
significatives
des
différents
massifs.
A
cet
effet,
nous
avons
utilisé
le
diagramme
ternaire
olivine-clinopyroxène-opaques
(fig.
)
pour
essayer
de
caractériser
chaque complexe étudié dans la monographie.
L'Adrar
Bous
a
une
faible
proportion
en
opaques,
ainsi
tous
les
points
représentatifs
des
roches
basiques
se
localisent
à
proximité
de
la
conode
oli vine-clinopyroxène. .
Une
deuxième
remarque
doit
être
faite,
c'est
la
prédominance
des
clinopyroxènes
•
sur
les
olivines,
puisque
la
majorité
des
points
se
localisent
entre
50 et 70 % de cpx.
Dans
l'Aïr
central
(Ofoud,
Abontorok,
Taguei)
la
distribution
des
ferromagnésiens
est
mieux
répartie
que
dans
l'Adrar
Bous,
illustrée
par
une
distribution
des
points
surtout
•
dans
la
partie
centrale
du
diagramme.
C'est
dans
l' Ofoud
que
l'on
constate
les
plus
grandes
variations
dans
les
proportions
des
ferromagnésiens,
par
contre
l'olivine
est
plus
fréquente
dans
les petits massifs que dans les grands.
Signalons
également
que
dans
l'Adrar
Iskou
•
(] .M.
Léger,
1980)
la
distribution
de
l'olivine,
du
clinopyroxène
et
des
opaques
est
semblable
à
celle
de
l'Air
central
mais
de
plus,
dans
les
formations
basiques
de
ce
massif
il
apparaît
de
la
biotite
et
de
l'amphibole
en
quantité
notable,
ainsi
nous n'avons
pas reporté ces formations sur ce diagramme.
•
Sur
le
diagramme
de
composition
modale
Q-A-P
(cf.
monographie) ,
il
apparaît
que
les
senes
de
l'Air
central
et
septentrional
sont
typiquement
alcalines,
mais
il
existe
toujours
une
lacune
plus
ou
moins
importante
entre
les
pôles A et P,
tradui-
sant l'absence ou la rareté des roches intermédiaires.
•
1.4 - Rappels géochimiques
Au
cours
des
monographies,
nous
avons
constaté
que
l'ensemble
des
massifs
sub-volcaniques à
roches basiques présen-
taient des signatures géochimiques identiques :
•
a)
-
la
distribution
des
éléments
au
cours
de
la
différenciation
montre
une
lacune
(Daly
Gap)
se
localisant
au
niveau
des
roches
intermédiaires ;
•

---

"/ - '6\\
'.,,)
of'
•
opx
!
1
1
1
1
1
1
1
•
o
o
Cl~ Cl
Cl
ne'
ab
q'
1/~'6
Figure
fJi.a.gA.anme
rw.lUTl.tLti..f.
CU'
Ne'
û
Q' •
Le-1
crU.c..u.L-1
de
ce-1
(XlAamètA.e-1
ont
ité
ef-f-ee:tué-1
conf-olUT1.ément aux i.n..di...-
ca;t.i.on-1
de
ï. N.
J/l.vi.n..e
~ W. R.
!3aAa9G/1.
f1971).
Le-1
f.i-9U/l.é-1
-1ont le-1
même-1 que ceux de la ~e fJ/l.écédente, de plu-1 le-1 nOU-1 /l.ep/l.é-1entent
le-1 f-olUT1.a;t.i.on-1 ba-1~que-1, le-1 blanc-1 le-1 a~de-1.
•
•

---

b)
toutes
les
suites
étudiées
se
situent
dans
le
domaine
alcalin,
avec
toutefois
des
nuances.
Dans l'Adrar Bous les formations
basiques
sub-alcalines
au
départ
deviennent
alcalines
au
cours
de
leur
évolution,
par
contre
les
formations
acides
de
ce
même
massif montrent
une
dichotomie
des granites avec une branche alcaline
et
une
autre
hyperalcaline.
Dans
l'Aïr
central,
toutes
les
suites
se
localisent
dans
le
domaine
alcalin,
mais
les
formations
acides
ont rarement des termes hyperalcalins
;
cl
une
évolution
de
l'alcalinité
des
suites
anorthositiques
au sens large*, de l'Aïr, s'observe sur les diagrammes Na 0+K 0/Si0 ,
2
2
2
notamment
pour
les
formations
basi.ques
celles
de
l'Adrar
'Bous
sont
faiblement
alcalines,
alors
que
celles
de
l' Ofoud,
Abontorok
et
Tagueï
sont
moyennement
alcalines,
et
celles
de
l'Adrar
Iskou
fortement
alcalines.
Cette
tendance
était
implicitement
marquée
par
l'évolution
des
plagioclases
qui
deviennent
progressivement
sodiques de l'Adrar Bous au Nord à l'Adrar Iskou au Sud ;
d)
L'évolution
bimodale
de
deux
séries
divergentes,
l'une
acide,
l'autre
basique,
a
été
remarquée
sur
bon
nombre
de
dia-
grammes.
elle
est
particulièrement
bien
illustrée
dans
le
petit
massif
d' Abontorok
où
l'on
assiste
d'une
part
à
l'évolution
des
roches
basiques
des
cumulats
plagioclasiques
(anorthosites)
vers
les
faciès
gabbroïques
de
bordure,
d'autre
part
à
celle
des
roches
acides
des
cumulats
de
feldspaths
alcalins
(syénites
centrales)
vers
des
termes
plus
riches
en
quartz
et
ferromagnésiens
(amphibole
et biotite).
Les
principaux
caractères
des
massifs
sub-volcaniques
à
roches
basiques
de
l'Aïr
montrent
qu'il
existe
des
analogies
entre eux
;
il est
donc
possible d'envisager
une discussion générale
sur l'évolution et l'origine de ces massifs.
•
II - EVOLUTION DES MASSIFS
Déjà
ébauchée
au
cours
du
paragraphe
précédent,
la
migration
spatio-temporelle
des
complexes
sub-volcaniques
de
l'Aïr
a
évidemment
une
signification
car
elle
se
manifeste
non
•
seulement
par
des
âges
de
plus
en
plus
récents
du
Nord
vers
le
Sud,
mais également par une évolution des caractères pétrographiques,
minéralogiques et géochimiques.
11.1 - Composition normative
•
L'étude
de
la
géochimie
des
majeurs
nous
a
apporté
pas
mal
d'informations
sur
la
nature
des
souches
magmatiques,
les
lignées
évolutives
et
la
différenciation.
Les
compositions
norma-
tives
permettent
entre
autre
de
discuter
la
nature
de
ces
suites
magmatiques
à
partir
de
critères
et
diagrammes
complémentaires
•
des précédents.
Nous
a vons
choisi
le
diagramme
Ol'-Ne '-Q' ,
utilisé
par
T.N.
Irvine
et
W.R.A.
Baragar
(1971)
dans
leur
étude
sur
•
*
Nous
entendons
sous
ce
terme
tous
les
massifs
sub-volcaniques
ayant
une
suite
pétrographique à pass~es anorthositiques •
•

---

1
'.)
/'
•
F~
~
•
0
•
0
•
•
lffiI
m
•
•
• •
0
0
I.)eo
0
El
0
.. ... ...
•
~..
..
0
•
•
0
M
F"!.
•
•
•
•
• ••
•
:.•
•
~
•
•
• •
•
-SOlI
•
-1000
-500
o
, soo
1000
A ) c",:
li ~-,_j
Figure' j
Le~ poinZ~ no~~ ~e~é~~~ le~ tomnation~ ba~~que~,
le~ cMcJ..e~ le~ ~och.e~ inZemnédi..~e~, le~ pe:t.Lte~ é;to.u..e~ le~ m.i..~omon­
3-0nU:.e~ ~;tp-que~ du. Bou~,
le~ é;to.u..e~ cMcJ..ée~ le~ ~och.e~ acide~
du.
Bou~,
le~
é;to.u..e~
no~e~
le~ ~och.e~
acide~ de l 'A.ül. c~aL
Comm~~e~ dan.~ le ;texte.
•
•

---

.-)
1
'-
la
classification
des
roches
volcaniques.
employé
par
plusieurs
auteurs,
il
a l ' avantage
de
montrer
la
position
des
roches
par
rapport
au
domaine
de
la
néphéline
normative
et
du
quartz
normatif
et
de
distinguer
ainsi
les
formations
sous-saturées
des
sursaturées.
Toutefois
la
trace
du
plan
critique
dans
ce
diagramme varie suivant
les
auteurs
sur
la
figure
1
représente
celle
proposée
par
H.S.
Yoder
et
C.E.
Tiley
(1962),
2
celle
de
A.
Poldervaart
(1964)
et
3,
qui
en
fait
n'est
qu'une
modification
d'une
partie
de
1,
celle utilisée par T.N.
Irvine et W.R.A. Baragar (1971).
On
remarque
que
l'ensemble
des
formations
basiques
des
complexes
annulaires
de
l'Air central
et
septentrional
se dispose
parallèlement
au
segment
Ol'-Ab.
Ainsi,
il
apparaît
une
certaine
homogénéité
de
toutes
les
formations
quel
que
soit
le
massif
auquel
elles
appartiennent,
quelques
termes
sont
sous-saturés,
mais
faible-
ment
(car
ils
s'écartent
peu
de
la
trace
du
plan
critique)
;
plus
nombreux
sont
les
points
situés
dans
le
domaine
sursaturé,
mais
là
encore
faiblement.
En
fait
si
l'on
considère
la
limite
d' Irvine
et
Baragar,
on
s'aperçoit
que
ce
sont
essentiellement
les
roches
gabbroiques
qui
se
localisent
du
côté
de
Q',
et
par
conséquent
les
deux
tiers
des
roches
appartenant
à
l'Adrar
Bous.
alors
que
les
termes
gabbroiques
de
l'Ofoud
par
exemple
(carrés
noirs)
se
situent du côté de Ne'.
De
même
que
lors
de
l'étude
géochimique,
on
avait
observé
que
les
roches
basiques
de
l'Adrar
bous
se
situaient,
dans
le
diagramme
NaZO+
K 0/SiO '
d'abord
dans
le
domaine
sub-
2
Z
alcalin
puis
dans
le
domaine
alcalin,
on
remarque
ici
que
par
rapport
au
plan
critique
3
elles
sont
d'abord
du
côté
sursaturé
puis
passent
vers
le
pôle
Ne'.
L'ensemble
des
formations
basiques
de
l'Aïr
central
(Ofoud,
Taguei,
Abontorok)
toujours
situé
dans
•
le
domaine
alcalin
sur
le
diagramme
NaZO+KZO/SiOZ,
apparaît
dans
le
triangle
Ol'-Ne'-Q'
plus
souvent
du
côté Ne'
que Q'
en
prenant
toujours la trace du plan critique 3.
11.2 - Traitement des éléments majeurs
•
L'ensemble
des
analyses chimiques des quatre massifs :
Bous,
Ofoud,
Tagueï,
Abontorok
a
été
soumis à
un traitement d'ordre
statistique
par
l'analyse
des
composantes
principales
normées,
A. C. P •N• * (fig.
) .
•
Deux
groupes
distincts
apparaissent
de
prime
abord
sur
ce
diagramme
l' uncomposé
par
les
roches
basiques
(points
noirs)
l'autre
par les termes acides
(étoiles).
Les formations
intermé-
diaires
(cercles)
se
localisent
à
proximité
des
basiques
et
marquent
3
une
tendance
vers
le
pôle
Fe +
Dans
le
plan
F l-F Z'
choisi
sur
la
figure
,cette distribution peut se traduire comme une différen-
•
ciation
magmatique
bimodale
avec
une
discrimination
de
deux
ensembles
l' un
basique,
l'autre
acide.
les
roches
intermédiaires
peuvent
être
interprétées
comme
ayant
une
affinité
plus
grande
•
*
Ce
travail
a
été
effectué
en
collaboration
avec
A.
Pouclet
et
J.P.
Karche,
un
article est en cours de rédaction.

---

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1
MASSIF
ROCHE
(87Sr/86Sr)0
Référence bibliographique
1
•
1
BOUS
1
gabbros 0,703
1
D.H. Reay,
1976
1
1
1 granite monzonitique 0,712 1
D.H. Reay, 1976
1
1
granite hyperalcalin 0,712 1
D.H. Reay,
1976
1
1
moyenne de 6 granites
1
1
•
0,7138 ± 0,0009
1 J.P.
Karche et M. Vachette 1
1978
1
1
série anorthositique
1
1
1
78-40 : 0,7045
1
J. Husch, 1982
1
1
77-41
: 0,70306
1
J. Husch, 1982
1
1
---r
7_8-_4_3c_:_0_,_7_0_35_5_ _I
J._H_u_sc_h_,_1_9_82
1
1
OFOUD
anorthosite 0,707
1
D.H. Reay, 1976
1
1
granite de l'Aguerâguer
1
1
1
0,713
1
D.H. Reay, 1976
1
1ABONTOROK
série anorthositique
1
1
1
78-68
0,70642
1
J. Husch, 1982
1
1
77-76
0,70585
1
J. Husch, 1982
1
1
77-93
0,70611
1
J. Husch, 1982
1
1
1
1
1
ISKOU
anorthosite 0,707 (calc.)
1
B. Mai Manga, 1979
1
1
série interne 0,7104±0,00071
B. Mai Manga, 1979
1
•
1
série externe 0,7091±0,00151
B. Mai Manga, 1979
1
1
1
1
Tableau
'Rappo/tt
.i.Aowpi..que
du
dAort:tl..um
ci.anA
qua;tA.e
ma.-J.-J.i../A
.-Jub-
vo1..cani..que;J à /l.och.e4 ba4.i..que.-J de 1.. 1Aüz..

---

pour
l'ensemble
basique
qu'acide.
Ceci
est
en
accord
avec
les
nombreuses
remarques
faites
à
ce
sujet,
à
savoir
qu'il
n'existe
que
peu
de
roches
intermédiaires
au
sens
strict,
alors
que
la
majorité
des
formations
regroupées
dans
cette
rubrique
proviendrait
de
la
cristallisation
à
partir d'un
magma résiduel basique contaminé
par du matériel acide.
L'ensemble
basique,
d'allure
homogène
pour
tous
les
massifs,
montre
une
double
évolution
à
partir
des
gabbros
anorthositiques,
la
premlere
où
l'on
assiste
à
un
enrichissement
en
olivine
et
pyroxène
vers
les
gabbros
puis
les
cumulats
ultra ba-
siques,
la
seconde
par
une
accumulation
des
plagioclases
vers
les anorthosites.
L'ensemble
acide
est
en
fait
plus
complexe.
D' une
part
les
formations
du
Bous
se
séparent
nettement
de
celles
des
massifs
de
l'Aïr
central,
d'autre
part,
il
apparaît
à
partir
des
micromonzonites
quartziques
(petites
étoiles
noires)
une
dichotomie
correspondant
aux
deux
groupes
de
granites
de
l'Adrar
Bous,
alors
que les granites de l'Aïr central se regroupent sous l'axe F!.
III - ORIGINES POSSIBLES
•
IlL! - Rapports isotopiques du strontium
Peu
d'analyses
isotopiques
ont
été
publiées
sur
les
massifs
étudiés,
toutefois
les
quelques
informations
disponibles
(Tableau
)
permettent
d'envisager plusieurs
remarques
sur l'origine
possible des suites anorthositiques de l'Aïr.
Dans
l'Adrar
Bous,
la
série
gabbroïque
a
un
faible
•
rapport
isotopique
initial
(r. i.)
en
accord
avec
une
origine
mantel-
lique,
bien
distinct
du
rapport
des roches acides.
Dans l'Aïr central
(Ofoud,
Abontorok
et
lskou)
les
séries
anorthositiques
ont
un
r.i.
relativement
plus
élevé
que
la
majorité
des
anorthosites
mondiales.
En
effet,
S.A.
Heath
et
H. W.
Fairbairn (1969)
démontrent
que l'en-
semble
des
massifs
anorthositiques
de
l'Amérique
du
Nord
et
de
•
Norvège
ont
un
rapport
variant
de
0,703
à
0,706,
alors
que
ceux
de l'Aïr ont une valeur moyenne de 0,707.
Mais
] .C.
Duchesne
et
D.
Demaiffe
(1978)
montrent
•
qu'en
fait
ce
rapport
peut
subir
de
petites
variations
dans
un
même
groupe
pétrographique
;
ainsi
les
anorthosites
du
Rogaland
ont
des
valeurs
allant
de
0,7050
à
0,7065,
parfois
même,
certaines
intrusions,
comme
celle
d 'Hidra
ont
un
r.i.
plus
élevé
(0,7085).
Ainsi
les
anorthosites
ont
un
rapport
initial
en
strontium
assez
élevé,
ce
qui
est
vraisemblablement
en
relation
avec
le
caractère
•
anorogénique
et
l'environnement
continental
dans
lequel
elles
se
sont mises en place.
A partir
du
tableau
,
il
est
possible de distinguer
deux
groupes
de
roches,
l'un
basique
avec
des
r.i.
variant
de
0,703
à
0,707
et
l'autre
acide
avec
des
r.i.
toujours
supérieurs
•
à
0,710.
Cette
dualité
se
retrouve
fréquemment
dans
les
suites
anorthositiques,
et
a
été
interprétée
de
différentes
façons.
Pour
P.
Michot
(1972)
elle s'explique par une filiation
entre les différentes
..

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blanc ..le.-1 [)Aan.i..:te.-1).
Le.-1 :t/l..i..anfJ-le.-1 t4Jwz.erU:. ..le.-1 /loche.-1 de Mellf}uewz.-MeUfjueu/l..
Abon:to/lok. :
pù.i..n:t.-1 no.uz..-1
/loche.-1 ba.-1.Lque.-1, é:toüe.-1 /loche.-1 ac.i..de.-1. Le.-1 :tJL.i..anfJ-le.-1 /lep/lé.-1erU:.erU:. ..le.-1 l'--o/lJTla:t.i..on.-1 de Taf}uet.
-
-
-
-
•
•
•

---

-.
:
~-- 1
formations
à
partir
d'un
matériel
d'origine
mantellique
qui
aurait
subi
une
contamination
crustale
progressive
au
cours
de
son évolu-
tion.
R.F.
Emslie
(1978,
1980)
reprenant
les travaux de S.
Moorbath
et
J.D.
Bell
(1965)
sur
l'île
de
Skye,
explique
cette
dualité
des
rapports
isotopiques
entre
matériel
basique
et
acide
comme
une
évolution
bimodale
où
les
roches
acides
dériveraient
d'un
magma
de
composition
granitique
provenant
d'une
fusion
crustale
sous
l'effet
dominant
du
flux
thermique
d'un
magma
basique,
avec
une
contribution
plus
ou moins grande de ce dernier dans les phénomènes
de différenciation.
II 1.2 - Comportement des éléments traces
1I1.2.! - Sr et Ba en fonction de Ca et K
Le
strontium
et
le
baryum
sont
des
éléments
traces
intéressants
à
étudier
dans
ces
suites,
notamment
en
observant
les relations qu'ils ont avec le calcium et le potassium.
Les
diagrammes
Sr/Ca
pour
les
différents
massifs
de
l'Aïr
(fig.
appellent
plusieurs
remarques.
Seul
l'Adrar
Bous
(fig.
)
présente
des
analogies
avec
les
suites
anorthositiques
étu-
diées
par
J.C.
Duchesne
et
D.
Demaiffe
(1978).
Pour
les
massifs
•
de
l'Air
central
(fig.
)
la
décroissance
du
strontium
accompagne
celle
du
calcium,
à
l'exception
de
quelques
cumulats
et
des
ferro-
gabbros
du
massif
de
l'Ofoud
(fig.
).
Les
formations
acides
de
ces
différents
massifs
restent
indépendantes de l'évolution des roches
basiques.
•
Le diagramme K/Ba
(fig.
) est encore plus significatif
à
cet
égard.
En
effet,
alors
que
les
formations
basiques
montrent
une
croissance
simultanée
du
potassium
et du baryum,
les formations
acides
de
ces
mêmes
massifs
sont
indépendantes,
le
baryum
croît
alors
que
le
potassium
reste
assez
constant
dans
l'ensemble
de
ces roches.
Notons toutefois le cas particulier de la brèche syénitique
•
d'Abontorok
qui
est
très
riche
en
potassium,
vraisemblablement
grâce
à
des
venues
de
type'hydrothermal
et
pegmatitique
(cf.llème
partie,
p.
243).
Les
formations
de
l'Aïr
septentrional
(notées
1
sur
la
figure
)
sont
légèrement
décalées
par
rapport
à
celles
de
l'Air
central
(notées
2
sur
la
figure
)
avec
une
teneur
en
Ba
et K moins élevée.
•
Les
proportions
relatives
de
Sr,
Ba,
Ca
et
K et
leurs
corrélations
(Sr/Ca
et
Ba/K)
dans
les suites anorthositiques
de
l'Aïr
sont
assez
différentes
de
celles
observées
dans
les
autres
massifs
du même genre.
Entre autre,
contrairement aux conclusions de l'étude
de J.C. Duchesne et D.
Demaiffe
(1978)
il apparaît que les formations
•
basiques
et
acides
ont
des
évolutions
indépendantes.
De
ce
fait
il
est
difficile
de
n'accepter
que
l' hypothèse,
proposée
par
ces
auteurs,
d'une
consanguinité
entre
les
magmas
basiques
et
acides
avec
une
évolution
continue
de
ces
suites
par
cristallisation
fractionnée .
•
..

---

A
~o
la
t
~-----r---
-----------
o
KT.
K'7.
l,
-~
: ..
1
1
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(,
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1
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-r--_
1~
100
j
i
i
0,0" ,1
1'0
i
100
1000
Bapp..
Rb PP'"
10'00
) li/
i:-'~
Figure
:
DiagAamme
KIBa.
Le~
point~
no~~
Figure
:
lJiafJA-amme KI'Rb d' afJ/l.è~ D. frJ.
5hmu (1968).
e
et le~ CeAue~ /l.efJ/l.é~en;[en;[ /l.e~peclive-
Ch
!I
a
/l.epo/l.:té
plu~LeU/l.~
"frJaLn
T/l.end"
men;[ le~ I-o/l.mailon~
ba~i.que~ et acid.e~ de l'AcVz.Q/l. Bou~,
(frJ T)
aLn~i. que le domaLne de~ pegma:ti.:te~ e:t fluLde~
le~
gAo~
point~
no~~
le~
I-o/l.mati.on~
ba~Lque~
de
hycVz.o:the/l.maux
('PH) .
Le
domaLne
de~
ano/l.:tho~ue~
e~:t
l 'Ol-oud,
le~ CQ/l./l.é~ le~ I-o/l.ma:ti.on~ acid.e~ de l 'Ol-oud,
f-i-g..U/l.é à fXVl-~ de~ donnée~ /l.ecue..i..-We~ dan~ la lL:t:té-
le~
t/l.iang1e~
le~
I-o/l.ma:ti.on~
d'Abonto/l.oR
(no~~
/l.a:tU/l.e
( cl-.
:texte) .
Le~
f-i-g..U/l.é~
~ont le~ même~
que
ba~Lque~,
blanc~ acide~ le~ t/l.i.an[Jle~ ffiVeA~é~ cwe~
ceux
de la f-i-g..U/l.e 57 •
Le~ di..l-l-éAen;[~ domaLne~ ~ont :
de
Tag.ud.
Le~
-Li.nU.;te~
en~, po~é~ no:tée~
1
~ont
1
I-o/l.maüon~
ba~Lque~
du
Bou~,
2
I-o/l.mation~ ba~i.que~
le~
domaLne~
de /l.oche~ de ). 'AÜL ~ep;t.en:t/l.i.onal,
cwe~
de l'AÜL
cent/l.al,
avec 2' monJ.0ano/l.:tho~ue de Tagud,
en t/l.aL:t coniLnu no:té 2 ceux de l'AÜL cent/l.al.
2" l-eA/l.o~!lén..Ue d'Ol-oud,
3
I-o/l.mation~ acide~ de l'AÜL
cent/l.al
et
~ep;t.en:t/l.i.onal,
3'
b/l.èche
~!JérU..tique
d'Abonto/l.oR,
4
domaLne
de~
~!lén..Ue~ e:t gAanUe~
de~
complexe~ ~e~ de~ üe~ KeAguelen, 5 même domaine
pOU/l. le Ni-géALa. 4 et 5 ~ont d'ap/l.è~ 'Ph. VLdal et al.
-
(1979).
•
•
•
•
•
•

---

11.2.2 - Rb en fonction de K
Dans
les
suites
anorogéniques
alcalines,
le
rapport
K/Rb
est connu comme un des plus intéressants à utiliser
(P.
Bowden
et
D.C.
Turner,
1974
;
Ph.
Vidal
et
al.,
1979).
Il offre l'avantage
d'avoir
servi
dans
de
nombreux
cas
pour
se
faire
une
idée
sur
l'origine
et
l'évolution
des
suites
magmatiques
(D.M.
Shaw,
1968).
Son
étude
dans
les
suites
anorthositiques
(] .C.
Duchesne
et
D.
Demaille,
1978
T.H.
Green
et
al.,
1972
J.B.
Gill
et
V.R.
Mu rthy ,1970
V. R.
Mu rthy
et
W. 1.
Griffin,
1970
W. 1.
Griffin
et
al.,
1974)
nous
a
permis
cie
reporter
sur
le
diagramme
K/Rb
(fig.
) le champ d'évolution de ces roches.
Sur
ce
même
diagramme
les
suites
anorthositiques
de
l'Aïr
présentent
une
évolution
bimodale
(fig.
)
qui
suscite
plusieurs remarques.
Pour
les
roches
basiques,
l'Adrar
bous,
avec
un
rapport
K/Rb variant de 350 à
450,
se localise dans le domaine des tholéïtes
continentales
passant
ensuite
à
celui
des
basaltes
alcalins
continen-
taux
(D.M.
Shaw,
1968).
l'Aïr
central
avec
un
rapport
variant
de
250 à
540 pour les gabbros
et
leucogabbros,
et
560 à
660 pour
les
anorthosites
se
localise
en
majeure
partie
dans
le
domaine
des
basaltes
alcalins
continentaux
après
être
passé
par
celui
des
tho-
léites continentales.
-
La
position
des
anorthosites
de
l'Aïr,
se localisant en dehors
du
domaine
des
anorthosites
des
massifs
nord
américains
et
norvégiens,
pose
plusieurs
problèmes.
Entre
autre,
J. Michot (972)
voit
dans
le
rapport
K/Rb
élevé
pour
les
anorthosites,
une
confir-
•
mation
de
leur
origine
crustale
et
par
conséquent
l'existence
d'un
magma
plagioclasique
tel
qu'il
fut
défini
par
P.
Michot
(1965).
Le
faible
rapport
K/Rb
des
anorthosites
de
l'Aïr
confirme
dans
ce cas une origine mantellique.
Par
contre,
ce
qui
nous
semble
plus
intéressant,
c'est
que
nos
anorthosites
se
placent
sur
une
lignée
évolutive
où
la
cristallisation
fractionnée,
à
partir
d'un
magma
gabbroïque,
concorde
avec
une
progression
de
K
et
Rb
parallèlement
au
"Main Trend" de D.M. Shaw (968).
-
Les
positions
particulières
de
la
monzo-anorthosite
de
Taguei
(notée
2'
sur
la
figure
)
et
de
la
ferrosyénite
d' Ofoud
(notée
2"
sur
la
même
figure
peuvent
s'expliquer,
pour
la
première
par
l'intervention
des
fluides
hydrothermaux
sur
une .anorthosite, corres-
ponda'nt au "Pegmatic -
Hydrothermal evolution" de D.M.
Shaw
(968),
la
seconde se caractérise par un enrichissement en potassium pouvant
provenir soit d'une contamination, soit d'un mélange basique-acide .
•
-
Les
formations
acides
(2
sur
la
figure
)
ont
un
rapport
K/Rb
variant
de
500
à
180,
leur
domaine
recouvre
celui
proposé
par
Ph.
Vidal
et
al.
(979)
pour
les
îles
Kerguelen
(4)
et
celui
du
Nigéria
(5).
La
forte
influence
des phases hydrothermales
(faible
rapport K/Rb,
inférieur à 100)
qui a
joué un grand rôle au Nigéria,
•
semble
être
très
atténuée
dans
l'Aïr,
à
l'exception
de
la
brèche
endogène syénitique d' Abontorok (notée 3' sur la figure
) .

---

•
lIB
•
............
o
•
o
.'
7
/
•
Rb
Sr
•
0,1
•
100
200
Rb
! 1 7
1"1 J
Figure: ' :
D.i.agAorrme
'Rb/5/l.
en
f-onction
de
'Rb.
Le.4
di...f..f..élt.erU:.4
domai..n..e.4
en
po~éA
40nt d' afJ/l.è4 1<. C.
Condi..e. lU aJ..
( 1970). Le.4 c.ommerU:.a.i.Ae.4
~UA.erU:. d.an.4 -le. :tex:te..

---

III.2.3 - Relations Rubidium - Strontium
Si
l'on
reporte
sur
un
diagramme
le
rapport
Rb/Sr
en
ordonnées
et
le
Rb
en
abscisse,
il
est
possible
de
situer
nos
séries
pétrographiques
par
rapport
aux
grands
domaines
proposés
par
K.C.
Condie
et al.
(1970)
:
1 domaine des
roches ultramafiques,
2
tholéïtes
"sous-marines".
3
tholéïtes
continentales,
4
valeurs
moyennes
de
la
croûte,
5 andésites,
6 granites
riches
en
calcium,
7 granites pauvres en calcium (ces domaines sont figurés en pointil-
lés sur la figure).
Les
formations
basiques
(A)
évoluent
progressivement
depuis
des
valeurs
très
faibles
du
rapport
Rb/Sr
traversant
le
domaine
1 et
2
jusqu'au
3
où
l'on
assiste
à
une
séparation
vers
les leucogabbros d'une part et vers les anorthosites d'autre part.
Les
formations
acides,
indépendantes
des
basiques,
évoluent
selon
le
même
mode.
en
effet,
les
syénitoïdes
montrent
une
corrélation
positive
dans
un
domaine
recoupant
celui
des
andé-
sites
puis
des
granites
riches
en
calcium.
Les
granitoïdes
leur
font
suite
sous
forme
de
deux
lignées
divergentes,
l'une
continuant
dans
le
domaine
des
granites
pauvres
en
calcium,
l'autre
située
au-dessus
de
ce
domaine,
suivant
une
direction
sub-parallèle
à
l'axe Rb/Sr représente les formations hyperalcalines.
IV -
DISCUSSION
t
En
résumé
les
complexes
annulaires
à roches basiques
de l'Aïr central et septentrional se caractérisent par :
-
une
association
pétrographique
très
variée
avec
des
volumes
équivalents
de
roches
basiques
et
roches
acides
dans
les
grands
massifs
(Bous
et
Ofoud),
disproportionnés
dans
les
petits
(Tagueï,
Abontorok).
L'absence
ou
la
rareté
de
termes
volcaniques.
La
pré-
sence
en
faible
quantité
de
roches
intermédiaires
qui,
en
fait,
ont un caractère hybride ;
•
les
formations
basiques
ont
une
composition
minéralogique
simple.
Toutes
ces
phases
présentent
une
variation
de
leur composi-
tion chimique de l'Adrar Bous au Nord à l'Adrar Iskou au Sud ;
la
composition
modale
révèle
toujours
une
lacune
entre
les
termes
basiques
et
acides,
confirmée
par
les
diagrammes
géo-
•
chimiques.
L'analyse
des
textures
suggère
des
débuts
de cristallisa-
tion
en
profondeur
(cumula ts)
pour
les
formations
basiques
qui
se
terminent
dans
des
conditions
hypabyssales.
Dans
les
petits
massifs
(Taguei)
les
agencements
sont
très
voisins
de
ceux
des
roches volcaniques ;
•
-
la
géochimie
montre
une
évolution
bimodale
de
deux
groupes
distincts
l'un
basique,
l'autre
acide,
confirmé
par
les
éléments
traces
l'origine
mantellique
pour
les
roches
basiques
est
confirmée
par la faible valeur du rapport isotopique du strontium.
•
..

---

32
•
De
plus
des
études
complémentaires
aux
nôtres
(].
Husch,
1982)
nous
donnent
sur le
plan
géochimique
les
informa-
tions
suivantes
les
éléments
de
transition
(Sc,
V,
Cr,
Co,
Ni
•
et
Zn)
sont
peu
abondants
dans
les
roches
acides.
à
l'exception
de V et Zn,
par contre ils ont une grande variation de concentration
dans
les
suites
anorthositiques.
Les
valeurs
de
Rb
et
Sr dans
les
termes
acides
suggèrent
qu 1 ils
se
sont
formés
par
cristallisation
fractionnée
à
partir
d'un
liquide
riche
en
feldspaths
alcalins
(ce
qui
est
en
parfait
accord
avec
l'étude
pétrographique
d' Abontorok) .
•
Enfin,
les éléments incompatibles
(Ba,
Hf,
Ta, Zr et Cs) sont enrichis
dans les formations acides par rapport au matériel basique.
Ce
même
auteur
présente
également
une
étude
des
terres
rares.
Les roches acides ont une teneur en terres rares élevée
et
une
anomalie
négative
en
europium,
ce
qui
a
priori
serait
en
•
accord
avec
un
co-magmatisme
entre
matériel acide et anorthositique.
En
fait,
cet
auteur
s'appuyant
sur
les
travaux
récents
tels
que
ceux
d' Hanson
(1980) ,
montre
que
les
diagrammes
obtenus
sont
identiques à ceux des granites anatectiques.
Plus
récemment
J.
Michot
et
al.
(1982)
ont
discuté
•
à
partir
de
nombreux
exemples
la
genèse
des
granites.
Ils montrent
qu'il
est
possible
d'obtenir
des
granites,
mais
en
volume
genera-
lement
faible
par
rapport
aux
roches
basiques
associées,
à
partir
de
la
différenciation
magmatique
d'un
basalte,
en
milieu
océanique.
Par contre lorsqu'il existe des anorthosites,
les roches acides corres-
pondraient
au
liquide résiduel,
après cristallisation des anorthosites,
contaminé
dans
une
proportion
assez
grande
par
du
matériel
du
granulite
faciès
de
la
croûte
inférieure.
cette
dernière
possibilité
rejoint
d'ailleurs
les
idées
de
Upton
(974)
déjà
évoquées
dans
la troisième partie.
En
conclusion,
à
partir
de
toutes
les
informations
recueillies
dans
ce
mémoire.
il
apparaît
que
l'origine
la
plus
pro-
bable
pour
les
formations
basiques
est
mantellique,
alors
que
celle
des
formations
acides
reste
plus
nuancée.
Trois
hypothèses
peuvent
être avancées à leur sujet :
a)
-
ou
bien
elles
proviennent
de
la
cristallisation
fractionnée
d'un
magma
basaltique
et forment une série continue avec les forma-
tions
basiques
mais
alors on explique mal les caractères pétrogra-
phiques,
minéralogiques,
géochimiques
et
structuraux
décrits
dans
ce mémoire ;
b)
-
ou
bien
elles
peuvent
s'être
formées
à
partir d'un magma
de
composition
granitique
riche
en
feldspaths
alcalins
;
ce
dernier
pourrait
s'être
formé
à
partir
du
liquide
résiduel
après
cristallisa-
tion
des
roches
basiques,
et
d'une
importante
assimilation
crustale,
expliquant entre autre l'enrichissement en éléments incompatibles ;
c) - ou bien elles peuvent a voir une ongme tout à fait indépen-
dante
et
provenir
d'un
magma
anatectique,
qui
se
serait
formé
grâce
au
flux
thermique
dégagé
par le
magma
basique
sous-jacent.
Mais
dans
ce
cas
on comprend mal pourquoi ces séries sont si diffé-
rentes des suites anatectiques décrites couramment.
Compte
tenu
de
l'ensemble
de
nos
observations,
la
deuxième hypothèse nous paraît la mieux appropriée.

---

~) ) ?
. (
...J
MECANISMES ET MODES DE MISE EN PLACE
1 - PROPRIETES DES MAGMAS ET MECANISMES DE DIFFERENCIATION
1.1 - Quelques propriétés relatives à la viscosité
1.1.1 - Relations encaissant-encaissé
Un
net
progrès
dans
la
compréhension
de
l'évolution
des magmas dans leur migration dans la croûte terrestre,
est souligné
par
les
résultats
obtenus
par
H.
Ramberg
(1967,
1970,
1973)
au
cours
de
ses
travaux
expérimentaux.
Il
démontre,
entre
autre,
le
rôle
déterminant
joué
par
le
contraste
de
viscosité
entre
le
corps intrusif et l'encaissant.
Ainsi,
lorsque
ce
contraste
est
faible,
c'est-à-dire
3
nettement
inférieur
à
10
poises,
le
corps
intrusif
aura
des
formes
en
dôme,
en
laccolite
ou
en
champignon,
il
subit
un
écoulement
plastique
dans
la
croûte,
la
structure
de
l'encaissant
a
alors
peu ou
pas
d'incidence
sur la
masse
ascendante.
Par contre
lorsque
le
contraste
est
fort,
au
moins
égal
à
103
poises,
le
liquide
s'échappe
par
les
fractures,
ce
qui
s'accompagne
généralement
d'un
effondrement
de
la
croûte
l'écoulement
est
contrôlé
par
la
structure
de
l'encaissant
et
lorsque
le
magma
pourra
atteindre
la surface il y aura possibilité de subsidence.
•
En
fait
ces
expériences
ont
le
mérite
de
montrer
l'importance
des
paramètres
physiques
tels
que
la
viscosité
et
la
densité
des
masses
mises
en
jeu.
Elles
suggèrent
des
modèles
tels
que
l'intrusion
en
force
avec
bombement
de
la partie supérieure
de
la
croûte
et
cassures
radiales
à
la
surface
mais
elles
ont
le
défaut
de
trop
privilégier
la
gravité
par
rapport
à
d'autres
•
paramètres pouvant intervenir.
1.1.2 - Variation de la viscosité
Les
mécanismes
de
refroidissement
et
de
cristallisation
des
magmas
sont
très
complexes
;
entre
autre,
les
viscosités varient
au
cours
de
l'évolution
et
de
la
migration
magmatique
et
il
est
toujours
délicat
d'évoquer
quantitativement
le
comportement
visqueux
d'un magma.
Toutefois,
certains
travaux
expérimentaux
nous
donnent
•
des
indications
sur
leurs
variations.
T.
Murase
et
A.R.
Mac Birney
(1973)
démontrent
que
la
viscosité
d'un
magma
basaltique
décroît
lorsque
la
température
augmente,
à
condition
d'être
au-dessus
de
la
température
de
fusion
cette
évolution
est
indépendante
du
facteur
temps.
Par
contre
au-dessous
de
cette
température,
le
temps
devient
déterminant
lorsque
la
température
décroît,
on
assiste
à
une
augmentation
de
la
concentration
en
cristaux
et
le comportement du magma devient non-newtonien .
..

---

•
(
,
./
'J
'
En définitive le passage d'un fluide
visqueux newtonien
à
une
roche
solide
cassante
se
fait
par de
très
nombreuses
étapes,
•
dont
une cristallisation dans un état non-newtonien avec prédominance
des mouvements de convection et du transfert de chaleur sur l' accumu-
lation
gravitationnelle
(A.R.
Mac
Birney
et
R.N.
Noyes,
1979).
Ceci
a
pour
conséquence
une
révision
des
mécanismes
et
mode
de
différencia tion régissant les grands massifs lités.
•
1.2 - Mécanisme et modes de différenciation
1.2.1
Sédimentation
sous
l'effet
dominant
e
a gravite
•
Depuis
le
début
du
siècle
de
nombreux
auteurs
se
sont
attachés
à
décrire
les
grands
massifs
contenant. des
roches
basiques
et
ultrabasiques
(Skaergaard,
Bushveld,
etc ... )
et
en
ont
déduit
un
mode
de
différenciation
marqué
essentiellement
par
l'accumulation
de
cristaux
sous
l'effet
dominant
de
la
gravi té
et
la
formation
d' un
litage
rappelant
les
roches
sédimentaires,
d'où
l' appelation
sédimentation
magmatique.
Parmi
eux
citons
W.R.
Daly
(928),
B.V.
Lombard
(935),
L.R.
Wager
et
al.
(939),
L.R. Wager et G.M.
Brown 0951, 1968), L.R. Wager 0959, 1961, 1963),
W.R.
Jones
et
al.
(960),
E.D.
Jackson
0961,1970),
A.C.
Dunham
(965),
M.
Schlicting
(968), W.I.
Wadsworth
(973),
A.D.T.
Goode
(976), A.C. Dunham et W.I. Wadsworth (1978).
Certains
auteurs
restent
plus
sceptiques
sur
les
mécanismes
d' accumulation
gravitationnelle
c'est
le
cas
de
N.L.
Bowen
(928)
qui
constate
que
certains
cristaux
montent
dans
un
magma
alors
que
d'autres
descendent
en
fonction
de
leurs
propriétés
physiques et de celles du milieu dans lequel ils évoluent ;
H.S.
Shaw
(965)
après
avoir
démontré
que
la
concentration
des
cristaux
augmente
la
viscosité
des
magmas,
se
pose
de
nombreuses
questions sur le mode de mise en place de telles masses litées.
Malgré
tout,
comme
le
font
remarquer
A. R.
Mac Birney
et
R.N.
Noyes
(979),
"When
in
doubt,
settle
in
out",
telle
était
la règle générale utilisée par bon nombre de géologues.
En
effet,
pour 1. R.
Wager
(963)
les cristaux naissent
et
croissent
sous
l'influence
dominante
de
la
gravité.
E.D.
Jackson
(1961)
propose
une
nucléation
et
une
croissance
"in
situ"
analogues
à
celle
observée
dans
les
évaporites.
Toutefois
1. ~.
Wager
et
ses
collaborateurs
0939,
1968)
n'ont
pas
exclu
la
possibilité
que
les
deux
mécanismes
aient
joué
à
Skaergaard
tout
en
attachant
une
prédominance à l'effet gravitationel.
1.2.2
Cristallisation
in
situ,
"plancher
visqueux",
diffusions
Malgré
l'ampleur
des
travaux
précédemment
cités,
de
nombreuses
observations
de
terrains
étaient
difficilement
expli-
cables
par
ces
concepts.
Des
travaux
expérimentaux
mirent
en
évidence
la
complexité
du
problème,
et
l'on
s' achemina
à
une
remise
en
cause
de
l'influence
dominante
de
la
gravité
dans
ces
phénomènes.

---

Melosh
et
Mac
Birney
(travaux
en
cours,
cités
dans
l'article
de
A.R.
Mac
Birney
et
R.N.
Noyes,
1979)
donnent
des
précisions
sur
la
marche
de
cristallisation
des
magmas,
qui
peuvent
se résumer en quatre grandes étapes
-
Un magma basaltique proche de la température de son liquidus
peut être considéré comme un fluide newtonien à viscosité relativement
faible
pouvant
se
déformer
par
flux
visqueux
la
nucléation
des
cristaux
dépend
essentiellement
de
la
diminution
de
la
température,
alors
que
leur
proportion
est
fonction
de
la
diffusion
thermique ;
lorsque
les
cristaux
deviennent
de
grande
taille
et
commencent
à se mouvoir dans le liquide leur croissance est fortement accélérée
Très
rapidement
avec
la
diminution
de
la
température
et
l'augmentation
des
cristaux
le
magma
devient
non-newtonien
et
son
comportement
est
visco-élastique
on
assiste
à
la
formation
de
petits
cristaux
de
densité
voisine
de
celle
du
magma
et
la
déformation
de
ce
dernier
peut
s'effectuer
sous
faible
contrainte ;
la
croissance
des
cristaux
est
dépendante
des
relations
existant
à la limite entre le cristal et le liquide.
-
Le
magma
aux
deux
tiers
cristallisé
prend
un
comportement
plastique
la
croissance
des
cristaux
est
toujours
gouvern~e par
les
relations
à
la
limite
cristal-liquide,
ce
qui
a
pour consequence
le développement des grands cristaux et la disparition des petits.
-
Vers
la
fin
de
la
cristallisation,
les compositions et textures
des
minéraux
coexistant
se
rééquilibrent
avec
la
baisse
progressive
de la température.
J.P.
Blanchard
et
al.
(978)
introduisent
la
notion
•
de
"plancher
visqueux"
qui
apporte
des
éléments
d'explication
intéressants
et
complémentaires
de
la
cristallisation
"in
situ".
Cette
notion
est
définie
par
leurs
auteurs
comme
"l'acquisition
à
certains
niveaux
de
la chambre
magmatique
d'une
viscosité
impor-
tante par accumulation transitoire de minéraux en décantation".
Le
plancher
visqueux
apparaît
très
tôt
lors
du
phénomène
de
décantation,
ce
qui
provoque
généralement
un
télesco-
page décantation-flottage.
J.
Bébien
et
C.
Gagny
(1981)
précisent
le
problème
du
mécanisme
de
la
décantation
dans
une
chambre
magmatique
en
cours
de
cristallisation
il
existe
des
cloisons
qui
arrêtent
la
migration
des
liquides
résiduels expulsés par les processus d' accumu-
lation
ce
type
de
piégeage
peut
expliquer
en
partie
les
unités
de
différenciation
et
représente
ainsi
une
étape
importante
dans.
l'évolution
magmatique
des
grands
massifs.
Par
contre,
on
peut
concevoir les
brèches
magmatiques
comme
des
venues
quartzo feldspa-
•
thiques en fin de cristallisation par rupture des planchers visqueux.
Reste
le
problème
de
la
progression
de
la
différen-
ciation
de
la
base
au
sommet
d'une
série
magmatique
(J.
Pons,
1982).
Elle s'explique plus aisément à l'aide des concepts précédents,
ainsi,
la
rythmicité
des
lits
se
conçoit
par
une
nucléation oscilla-
toire
;
la
cristallisation
est
contrôlée
par les
diffusions
thermiques
et
chimiques,
devenant
alors
des
phénomènes
périodiques.
De
plus
ils
peuvent s' appliquer entre autre aux variations de taille observées
•

---

•
entre
les
mmeraux
cumulats
et inter-cumulats des
formations basiques
•
de l'Ofoud (A. Morel, C. Moreau, 1979).
Ces
nouvelles hypothèses ont déjà "de nombreux adeptes,
parmi
lesquels
nous
citerons
C.H.
Donaldson
(1977),
I.H.
Campbell
(978),
S.
MaalilSe
(978),
R.
Kaniris-Sotiriou
(974). De plus certains
auteurs
s'intéressent
à
une
révision
des
complexes
lités
sub-
volcaniques
ainsi
] .C.
Long
(980)
arrive
aux
conclusions
•
suivantes
dans
l'intrusion
litée
de
Ben
Buie
(Ile
de
Mull
en
Ecosse),
les
conditions
ne
sont
pas
partout
les
mêmes,
les
facteurs
les
contrôlant
sont
locaux
et
varient
d'un
endroit
à
l'autre,
mais
la
cristallisation
se
serait
essentiellement
faite
"in
situ".
Récemment
J.
Pons
(1982)
propose
un
modèle
d'évolution
assez
nouveau
pour
les
complexes
plutoniques,
qui
s'avère
en
accord
avec
le
modèle
•
de
A.R.
Mac
Birney
et
R.N.
Noyes
(979).
Il
offre
des
perspectives
nouvelles
en
pétrologie
structurale
qui
ont
retenu
notre
attention
en
vue
de
la
suite
de
nos
travaux
sur
les
complexes
anorogéniques
de l'Aïr central et septentrional
•
1.2.3
La
différenciation
de
flux
et
le
problème
des
petits massifs
Le
mode
de
différenciation
est
essentiellement
décrit
dans
des
formations
de
petites
"dimensions
où
les
magmas
montent
à
l'état
liquide
et
se
différencient
sous
l'effet
de
la
dynamique
de
l'écoulement
(C.M.
Smith,
1964
S.
Bhattacharji,
1966
T. Simkin, 1967 ; S.
Bhattacharji et S. Schlaiefer, 1970 ; etc ... ).
Ce
mode
de
différenciation
par
écoulement
a
été
clairement
défini
par
T.
Simkin
(967)
qui
distingue
trois
cas :
la
migration
axiale
où
les
particules
se
meuvent
vers
une
position d'équilibre dans l'axe du tube pendant l'écoulement
l'écoulement
en
bouchon
une
extension
de
ce
processus
concentre
les
particules
en
un
bouchon
central
dans
lequel
il
y
a
un
peu
ou
pas
de
gradient
de
vitesse,
de
migration
radiale
ou de rotation
l'effet
de
serrage
tubulaire
où
les
particules
de
la
partie
marginale
sont
déplacées
vers
l'axe,
ainsi
leur
concentration
a
lieu
dans
une
position
approximative
d'équilibre
entre
l'axe
du
tube et le mur.
Ces
modes
de
différenciéition
ont
été
expérimentés
entre
autre,
par
S.
Bhattacharji
et C.H.
Smith
(964),
mais
restent
malgré
tout
limités
à
des
appareils
de
petite
dimension
ou
encore
des
dykes,
des
pipes
ou
des
sills.
Dès
l'instant
où
les
dimensions
des
conduits,
ou
le
volume
magmatique
mis
en
jeu,
sont
trop impor-
tants,
les
phénomènes
deviennent
plus
complexes
et
d'autres
para-
mètres s'ajoutent à l'écoulement.
Ce
mode
de
différenciation
est
repris
et
complété
par
J.
Bébien
et
C.
Gagny
(979).
Les
explications
du
mécanisme
rappellent
beaucoup
celles
ayant
pu
agir
sur
Abontorok.
Notamment
le
zonage
qu'ils
distinguent
du
coeur
vers
la
périphérie :
zone
porphyrique
à
cumulats,
zone
aphyrique
à
petits
cristaux désorientés

---

et
bordure
figée,
présente
des
analogies
certaines
avec
nos
distinctions
(cf.
monographie
d' Abontorok) .
Ces
auteurs
pensent
que
la
migration
des
cristaux
vers
la
zone
axiale
ne
doit
pas
dépendre
de
la
vitesse
et
la
viscosité,
mais
de
la
forme
et
de
la
dimension
du
conduit.
Pour
notre
part,
nous
restons plus nuancés
car
l'évolution
poussée
des
formations
basiques
d' Abontorok
nous
suggère
que
la
différenciation
a
joué
un
grand
rôle,
par
contre
pour
Tagueï
de
dimension
plus modeste,
il semble que les phénomènes
évolutifs soient moins évidents.
1.2.4 - Mode de différenciation intermédiaire
Nous
venons
de
voir
que
dans
un
premier
temps
deux
modes
de
différenciation
peuvent
être
considérés,
l'un
se
passant
en
profondeur
sous
l'effet
dominant
de
la
gravité,
l'autre
à un niveau structural supérieur sous 1 •effet de l'écoulement.
En
fait,
il
apparaît
que
ces
deux
modes
sont
des
cas
extrêmes
assez
particuliers
et
qu'il
est
nécessaire
de
considérer
un
mode
de
différenciation
intermédiaire
ou
mixte,
ou
les
deux
effets
de
gravité
et
flux
jouent
simultanément
avec
des
intensités
différentes.
Ainsi
dans
une
chambre
magmatique
profonde,
au
début,
la
cristallisation
fractionnée
peut
être
accompagnée
d'une ségrégation
sous
l'effet
dominant
de
la
gravité,
puis
dès
l'instant
où ce magma
chargé de cumulats migre dans l'écorce,
il est soumis à la dynamique
de l'écoulement qui devient prépondérante sur l'effet de gravité.
Pour
les
complexes
sub-volcaniques
à
structure
annulaire
de
l'Aïr,
il
semble
que
ce
troisième
mode
permette
de
mieux expliquer leur genèse et leur mise en place.
Toutefois
avant
d'aborder
cette
discussion,
passons
en revue les mécanismes propres aux structures annulaires.
•
II - MECANISMES PROPRES AUX STRUCTURES ANNULAIRES
II.1 - Cauldron, cone-sheet et Ring-dykes
A
la
suite
de
nombreux
travaux
sur
les
structures
annulaires
d'Ecosse
(A.
Harker,
1904
;
E. B.
Bailey
et
al.,
1924 ;
C.T.
Clough
et
al.,
1909;
].E.
Richey,
1930,1932),
E.M.
Anderson
(936)
propose
une
théorie
mécanique
de
la
formation
des cone-sheets
et
des
ring-dykes
par
intrusion
magmatique
où
les
"cauldron
subsi-
dences"
les
accompagnent.
Selon
cet
auteur,
si
l'on
considère
un
"point
pression"
plutôt
que
la
pression
d'un
réservoir
magmatique,
on
peut
obtenir
deux
types
de
fractures,
les
unes
d'extension :
les cone-sheets,
les
autres de cisaillement
:
les ring-dykes.
Ultérieu-
•
rement,
cette
théorie
fut
confirmée,
entre
autre
par
M.S.
Garson
(1959)
qui
analyse
des
modèles
de
fracture
et
arrive
aux
mêmes
résultats.
Elle
fut
souvent
évoquée
pour
expliquer
le
mécanisme
de mise en place de bon nombre de structures annulaires.
Puis,
d •autres
auteurs
complétèrent
ce
modèle;
1.
Onda
(1960),
étudiant
l'effondrement dû à
un
réservoir circulaire,
arrive
aux
conclusions
suivantes
le
mécanisme
de
la
"cauldron
subsidence"
ne
peut
pas
s'appliquer
à
de
petits
appareils,
il
estime
que
le
diamètre
ne
doit
pas
être
inférieur
à
20
km
dans

---

•
le
cas
contraire,
ce
sont
des
explosions
éruptives
du
type
ignim-
britique qui jouent un rôle prépondérant.
•
G.R.
Robson
et
K.G.
Barr
(1964)
étudiant
l'effet
des
contraintes
tectoniques
non
hydrostatiques
sur
des
chambres
magmatiques
circulaires,
démontrent
que
les
caldéras
se
forment
dans
des
domaines
en
extension,
mais
contrairement
à
E.M.
Anderson
(1939),
ils
estiment
que
les
cone-sheets
sont
des
fractures de cisail-
lement et les ring-dykes des fractures d'extension.
•
E.M.
l'effet
H.
Koide
et
S.
Bhattacharji
(1975)
précisent
les
conditions
de
formation
des
fractures
autour
des
intrusions
magma-
tiques.
Ils
en
arrivent
à
suggérer
le
développement
possible
de
•
zones
de
fractura tion
de
la
périphérie
du
magma
vers
l'extérieur
comme
suit
1)
zone
de
fracture
de
tension
continue
2)
zone
de
fracturation
cassante
3)
zone
de
fracturation
ductile
suivie
par
une
zone
sans
fracture.
Seules
les
zones '1
et
2
sont
propices
au
dépô~
de
gîtes
minéraux
la
distribution
zonale
des
fractures
suggere
également
des
modes
d' origine
et
des
extensions
possibles
de
la
distribution
des
différents
types
de
fracture,
des zones hydro-
thermales et de leurs altération.
Il
apparaît
bien
que
le
mécanisme le plus "fréquemment
décrit
pour
les
structures
annulaires
repose
sur
le
concept
de
"cauldron
subsidence",
qu'il
faille
revoir
le
problème
au
regard
des
nouvelles
données
expérimentales
et
mathématiques
que
nous
possédons
et
que
les
modèles
proposés
soient
plus
élaborés
et
plus
appropriés
à
chaque
type
de
structure
(].
Vincent,
1963
;
B. Bonin
et
J. Lameyre, 1978). Ainsi, dans le cas des structures annulaires
à
roches
basiques
de
l'Aïr,
les
mécanismes
de mise en place doivent
être
recherchés
à
partir
des
observations
de
terrain
confrontées
aux données expérimentales que nous possédons.

---

11.2 - Bombement diapirisme - différence de comportement
L'hypothèse
d'un
bombement,
déjà
évoquée
dans
le
chapitre
précédent,
est
également
présente
dans
un
bon
nombre
d'études· de
mécanismes
exposés
ci-dessus.
Pour
certains,
le
bombe-
ment
provient
de
l'individualisation
magmatique
à
la
base
de
la
croûte,
pour
d'autres
il
peut
être
provoqué
par
un
"point
chaud",
ou encore par une compression de la croûte.
En
accord
avec
B.
bonin
et
J.
Lameyre
(1978),
nous
pensons
qu'il
apparaît
au
cours
de
la
première
étape
de
la
genèse
des
structures
anorogéniques,
lors
de
l'individualisation
du
magma
alcalin à la limite croûte-manteau.
Les
travaux
expérimentaux
et
les
modèles
d'ascension
des
magmas
dans
la croûte
divergent
pour
savoir
qui
du bombement
ou
de
la
montée
magmatique
précède
l'autre.
Si
l'on
se
réfère
à
H.
Ramberg
(1970)
on
constate
que
le
diapirisme
s'accompagne
de
bombement
et
de
déchirures
radiaires
essentiellement
localisées
à
la
partie
supérieure
du
modèle.
Par
contre
pour
G. P. L.
Walker
(1975)
le
diapirisme
est
précédé par un bombement initial,
la montée
des
roches
basiques
se
faisant
sous forme filonienne
jusqu'au magma
acide
sous-jacent
; ce dernier subit une montée diapirique entraînant
avec lui le magma basique.
Comme le souligne J. Pons (1982), dans un même environ-
nement
lithologique
la
structure
des
complexes
plutoniques
basiques
et
des
complexes
plutoniques
acides
est
différente
les
massifs
acides ont une dimension verticale considérable par rapport à l'exten-
sion
latérale,
alors
que
les
massifs
basiques
ont
au
contraire
une
forme aplatie qui se caractérise par une extension latérale importante.
t
Ces
remarques
s'appliquent
bien
aux
structures
annulaires
de
l'Aïr
central
et
septentrional
et sont en accord avec les premières données
géophysiques que nous possédons sur ces massifs (J. Husch, 1982).
Une
dernière
remarque
doit
être
faite,
c'est
que
le
•
contraste
de
viscosité
entre
encaissant
et
encaissé
diminue
lorsque
le
magma cristallise,
pouvant expliquer le ralentissement puis l'arrêt
d'un
corps
intrusif
dans
la
croûte
sans
être
obligé
d' envisager
le "stoppage" de celui-ci.
III - CAS DES STRUCTURES ANNULAIRES DE L'AIR
D'après
nos
observations
il
n' est
pas
possible
de
concevoir la
mise
en
place
des
structures
étudiées
par le mécanisme
proposé
par
R.
Black
et
al.
(1967).
Par
contre
une
ébauche
des
principales étapes de mise en place conduisant à un modèle compatible
•
avec nos observations doit être proposé.
Il
repose
à
la
fois
sur
la
chronologie
des
séquences
pétrographiques
observées,
l'ordre
d'apparition
des
minéraux,
les
observations
structurales
et
les
coupes
interprétatives
que
nous
en avons déduites dans la deuxième partie.
•

---

')
•
)
a)
La
première
étape
est
l'individualisation
d'un
magma
à
la limite croûte-manteau supérieur
; elle s' accompagne d'un bombe-
ment
et
du
début de la différenciation magmatique par cristallisation
•
fractionnée
de
ce
magma.
Des
indications
sur
sa
profondeur
peuvent
être
avancées
dans
l'Aïr
central
grâce
à
l'immense
ring-dyke
de
Meugueur-Meugueur
qui
s'enracine
au
moins
à
une
quarantaine
de
kilomètres.
De
plus
ses
variétés
pétrographiques
et
la
présence
de
nombreuses
enclaves
suggèrent
que
déjà la différenciation magma-
tique
par
cristallisation
fractionnée
a
permis
l'individualisation
•
de
cumulats
feldspathiques
(enclaves
anorthositiques)
et
ferromagné-
siens
(passées
de
péridotites)
et
que
les
magmas
résiduels ont
subi
des variations (gabbros picritiques puis gabbros alumineux).
b) -
La deuxième étape est la migration diapirique de ce magma
déjà
ch argé
de
cristaux
précoces
dans
la
croûte.
Cette
ascension
•
s'effectue
grâce
au
contraste de viscosité entre encaissant et magma,
elle s'accompagne de plusieurs phénomènes pouvant aider à comprendre
son
déroulement.
La
cristallisation
massive
des
plagioclases
ne
peut
s'expliquer
que
par
une
chute
de
pression
assez
rapide
SR. F.
Emslie,
1970),
par contre s'il Y a
une augmentation importante
41
de cristaux par rapport au liquide résiduel,
le contraste de viscosité
entre
encaissant
et
magma
va
diminuer
puis
s'arrêter.
Mais
il
est
possible
d'envisager
des
phénomènes
de
surfusion qui vont provoquer
des
réactions
minéralogiques,
entre
autre
destruction
partielle
ou
totale
des
orthopyroxènes,
qui
changeront
à
nouveau
les
propriétés
pny
~siques
du
magma
et
permettront
entre
autre
la
reprise
de l'ascension.
Au
cours
de
ces
étapes,
le
flux
thermique
dégagé
par cette masse pourra provoquer une fusion crustale qui se poursui-
vra au cours de l'ascension.
c)
C'est
après
cette
première
migration
diapirique
qu'il
est
possible
d'envisager
l'individualisation
de
deux
lignées
magma-
tiques
évoluant
séparémment.
En
effet,' le
magma
basique
est
à
un
stade
de
différenciation
avancée
avec
formation
de
cumulats
-feldspathiques
et
ferromagnésiens
le
liquide
résiduel
pourra
se
mélanger
avec
le
matériel
provenant
de
la
fusion
de
la
croûte
et
donner
un
magma
de
composition
telle
qu 1 il
deviendra
immiscible
par rapport au matériel basique sous-jacent.
d)
-
La
dernière
étape
est
l'ascension finale
de ces matériaux.
Le
magma
basique
va
migrer
le
long
d' un
conduit
cylindrique
puis
s'évaser,
l'écoulement
joue
un
rôle
important,
notamment
dans
les
petits
massifs,
comme nous l'avons déjà souligné lors de la monogra-
phie.
Cette
intrusion
s'accompagne
d'une
fracturation
du
socle,
qui
sous
l'effet
dominant
d'une
contrainte
maximale verticale,
sera
de
forme
circulaire, ou
elliptique.
Les
cassures
seront
empruntées
par le matériel acide 'pour se mettre en place.

---

!
{
IV - HYPOTHESES SUR LES CAUSES POSSIBLES DE CES STRUCTURES
IV.! - "Hot spot" et "plume"
Les
théories
des
points
chauds
et
panaches
permettent
d' interpréter
certains
phénomènes
magmatiques,
notamment
en
milieu
continental
(].
Morgan,
1971
R.C.
Rhodes,
1971).
Plus
récemment
S. T.
Crough
(1979)
propose
la
présence,
à
la
surface
de
la
terre
d' un
certain
nombre
de
"points
chauds",
qui
affecteraient
actuelle-
ment .. 10
% de
notre
globe.
Leur
présence
explique
les
bombements
continentaux à partir du seul flux de chaleur dégagé par le manteau
supérieur
et
remonté
par
un
"panache"
chaud
ascendant.
Ce
phéno-
mène
aurait
une
double
conséquence,
amincissement
de
la
croute
et volcanisme intraplaque.
Déjà
J.P.
Karche
et
M.
Vachette
(976)
ont
conçu
une
telle
hypothèse
afin
d'expliquer
l'évolution
spatio-temporelle
des
"Younger
Granite"
du
Niger-Nigéria.
L'activité
d'un
panache
chaud,
situé
dans
l'asthénosphère,
sur lequel
se
déplace
la
plaque
Afrique
dérivant
vers
le
Nord
depuis
le
début
du
Paléozoïoque,
provoquerait,
pendant
les
phases
d'arrêt
de
cette
plaque,
un
flux
thermique à
action prolongée qui aurait pour conséquence l'apparition
successive des structures annulaires.
Cette
hypothèse
rejoint
également
les
idées
de
O.
Van
Breemen
et
P.
Bowden
(973)
et
P.
Bowden
et
al.
(976)
pour
l'évolution
générale
de
la
lignée
Niger-Nigéria
des
"Younger
Granites" .
IV.2 - Rifting continental
Une
autre
hypothèse
peut
se
concevoir.
Les
structures
annulaires tardi-orogéniques (par rapport à l'orogenèse pan-africaine)
des
Iforas et
du
Hoggar
sont
peut
être dues à
la formation de zone
de
distension,
créées
au
voisinage
de
la
zone
de
collision,
tandis
qu'au
niveau
d'une
ancienne
zone
de
faiblesse
de
l'écorce,
la
zone
axiale
de
l'Aïr
recevait
des
structures
annulaires.
Celles-ci seraient
les
témoins
d'une
tentative
d'ouverture
du
Nord
au Sud,
rapidement
a vortée
permettant
de
concevoir
l'épaississement
progressif
de
la
croûte
du
Nord
vers
le
Sud
en
accord
avec
les
variations
pétrolo-
giques
obs'ervées
notamment
pour
les
formations
basiques,
puis
leur
disparition vers le Sud.
Enfin,
il
faut
rappeler
également
deux
événements
improtants
du
début
du
Paléozoïque,
qui
d'ailleurs
sont
liés,
la
présence
d'un
inlandsis
sur
le
Sahara
central
(S.
Beuf
et
al.,
1971) ,
qui
va
progressivement
fondre.
lors
du
déplacement
vers
le
Nord
de
la
plaque
Afrique,
et
le
déséquilibre
isostatique
depuis
le
Paléozoïque
provoquant
une
remontée
lente
de
la
bande
Nord-Sud
Hoggar-Aïr-Damagaram (P. Louis, 1970).
En
conclusion,
il
faut
envisager
plusieurs
modèles
de
mise
en
place
pour
les
structures
annulaires.
Notre
étude
a
démontré
qu'il
fallait
reposer le problème avec de nouvelles informa-
tions
de
terrain
et
des
travaux
de
laboratoire
complémentaires.
Quant
aux
causes,
elles
peuvent
être
multiples,
mais
ne
pourront
être
élucider
qu'après
avoir
compris
les
modèles
génétiques
de
ces
complexes anorogéniques.
Il.

---

•
Une
approche
de
ce
problème
est
proposée
par
R.F.
Emslie
(978)
qui écrit "The association of anorthosite with anorogenic
•
granitic suites related to continental rift zone younger than Proterozoic
suggests
that
the
controlling
petrogenic
processes
are
similar,
perhaps differing only in scale".

---

t
CON C LUS ION
GE NE RALE
•

---

•
•

---

';)'21/
~
--'
Une
origine
magmatique
à
partir
du
manteau
pour
les
formations
basiques
est
proposée
à
partir
des
informations
que
nous possédons, quant aux formations acides leur genèse est complexe.
Toutefois,
l' hypothèse
que
nous
avons
retenue est
u' elles se soient
formées
à
partir
d'un
magma
provenant
d'un
liquide
résiduel
du
magma basique fortement contaminé par la croûte.
1.2 - Sur le plan des massifs anorthositiques
Notre
travail soulève de nombreuses
réflexions lorsqu'on
le replace dans le contexte général des suites anorthositiques.
D'un
point
de
vue
chronologiq ue,
les
anorthosites
de
l'Aïr
sont
relativement
récentes
(Ordovicien
-
Silurien)
et
sont
indépendantes
d'événements
tectoniques
importants.
Elles
diffèrent
de
la
majorité
de s
grands
massifs
du même
type
qui
se
localisent
essentiellement
dans
le
récambrien
moyen
et
se
rattachent générale-
ment à des événements tardi-orogéniques.
D' un
point
de
vue
pétrologique,
les
suites
anorthosi-
tiques
de
l'Aïr,
bien
que
ne
se
reliant
pas
aux
différents
modes
et
types
d'associations
distingués
dans
la
littérature,
apparaissent
comme
une
bonne
contribution
à
l'étude
de
ces
formations.
en
effet,
elles
représentent
un
matériel
de
premier
choix
pour
les
études
magmatologiques, du fait qu'elles n'ont pas subi de transformations.
1
La
migration
spa..tio-temporelle
de
ces
complexes
sub-
volcaniques
de
l'Adrar
Bous
a
l'Adrar
Iskou,
se
traduit
par
des
variations
minéralogiques
et
géochimiques,
qui permettent d'envisager
différents
stades
d'évolution
pétrologique
en
accord
avec
les
idées
•
de R. F. Ems lie (I978 ).
.
Un
certain
nombre de travaux complémentaires devraient
permettre
d'élucider
une
ongme
et
une
évolution
possible
pour
les suites anorthositiques et de ce fait,
le massif de 1 'Ofoud pourrait
devenir un modèle de référence.
II - PERSPECTIVES
Seule
une
recherche
pluridisciplinaire
pourra
permettre
d'avancer
c'est
pourquoi
nous
proposons
une
série
de
travaux
que nous jugeons indispensables pour la compréhension et la résolution
des problèmes soulevés au cours de notre étude.
1
Géologie
régionale
Plusieurs
pointements
de
roches
basiques
dans
ct' autres
complexes
annulaires
de
l'Aïr
ont
été
signalés
par
R. Black et al.
(967). Une étude de terrain est nécessaire, notamment
•
dans
le
complexe
de
Tamgak
où
nous
avons
prospecté
les
formations
basiques
de
Tchinadène,
du
Kori Zakat et des quelques affleurements
localisés
dans
la
partie
méridionale
de
ce
massif.
Une' étude
de
l'immense
ring-dyke
de
Meugueur-Meugueur
(65
km
de
diamètre)
doit
également
être
envisagée.
Plusieurs autres pointements de forma-
tions
basiques
à
caractère
sub-volcanique
ont
été
repérés
au
cours
•
de
nos
missions
une
structure
circulaire
de
2
km
de
diamètre
à
l'Ouest
du
Meugueur-Meugueur,
un
pointement
gabbroïque
le long
de la bordure méridionale du Bagzane, etc ...

---

•
L'étude
des
complexes
annulaires
à
roches
basiques
de
l'Aïr central et septentrional apparaît comme une double contribu-
•
tion,
d'une
part
aux
problèmes
relatifs
à
la
pétrologie
et
au
mode
de
mise
en
place
des
complexes anorogéniques,
d'autre part à l'ori-
gine et l'évolution des suites anorthositiques.
Résumons
briévement
les
résultats
obtenus
au
cours
de
ce
travail,
puis
proposons
les
nouvelles
recherches
qu'il
serait
•
indispensable
d'entreprendre
afin
de résoudre les nombreux problèmes
auxquels nous n'avons pas encore trouvé de solutions satisfaisantes.
1 - RESULTATS
•
1.1 - Sur le plan des complexes anorogéniques
Les
massifs
étudiés,
bien
que présentant de nombreuses
analogies
avec
ceux des autres provinces sub-volcaniques,
particuliè-
rement
celles
du
continent
africain
se
caractérisent
par
les
points
•
particuliers suivants :
- la présence, en quantité importante, d' anorthosites ;
- leur évolution géochimique ;
- leur mode de mise en place ;
t
- leur origine et leur environnement géologique.
Il
existe
de
nombreux
complexes
sub-volcaniques anoro-
genlques
dans
le
monde,
présentant
des
associations
pétrographiques
où
coexistent
formations
basiques
et
acides.
Par
contre,
il
est
exceptionnel
de
trouver
des
massifs
comme
l' Ofoud,
où
plus
de
35 %
des
affleurements
sont
constitués
par
des
anorthosites.
C'est
pour-
quoi,
une
grande
partie
de
notre
travai l
a
été consacré
à l'étude
de
ces
roches
nous
avons
donc
été
conduit
à
les
comparer
avec
les
massifs
anorthositiques
connus
sur
terre,
et
nous
nous
sommes
aperçus
que
le
massif
de
l' Ofoud
était
un
type
assez
particulier
sur
lequel
nous
proposons
des
études complémentaires,
afin d' amélio-
rer les comparaisons possibles.
L'évolution
géochimique
de
massifs
sub-volcaniques
à
roches
basiques
et
acides,
en
deux
lignées
de
différenciations
indépendantes
n'est
pas
une
nouveauté.
par
contre,
notre
étude
confirme
ce
mode
d'évolution
et
montre
de
ce
fait,
en comparaison
avec
des
travaux
analogues,
qu'il
est
nécessaire
d'envisager
plu-
sieurs modèles pétrogénétiques pour les comple xes sub-volcaniques.
De
même
pour
le
mode
de
mise
en
place
de
ces
structure,
l'Aïr
apparaît
comme .une
province
privilégiée
puisqu'à
côté
des
complexes
tels
que
Ba zane
et
Taghouaji
qui
correspondent
au
modèle
classique
de
la
"Cauldron
Subsidence"
et
de
l'injection
magmatique
par
des
failles
circulaires,
nous
avons
d'autres
modèles
tel
que
celui
soulevé
dans
ce
mémoire
les
formations
basiques
ont
un
mode
de
mise
en
place
sous
forme
de
lopolite,
alors
que
les
roches
acides
viennent
ultérieurement
les
recouper
et
se
mettre
en place le long de ring-dykes ou encore en bulbe central.

---

L'étude
structurale
des
formations
métamorphiques
de
l'encaissant
des
massifs
annulaires,
ainsi
que
l'analyse
de
la
fracturation
syn-
et
post
mise
en
place,
devra
en
apporter
des
informations
utiles
à
l'élaboration
des
modèles
de mise en place
des structures.
2 -
Pétrologie.
L'étude des roches intermédiaires et acides est actuel-
lement
poursuivie.
Une
attention
particulière
porte
sur
l'observation
des
relations
matériel
acide-matériel
basique.
Les
affleurements
de
l'Ofoud,
notamment
le
long
des
kori
Aza-n-Taghamt
et
Marit,
se prêtent bien à une telle étude.
La minéralogie des
roches intermé-
diaires
et
acides
doit
être
reprise,
notamment
au
niveau
des
ferro-
magnésiens.
Elle
doit
être
complétée
par
des
analyses
géochimiques
plus
nombreuses
sur
ces
formations.
L'étude
des
éléments
traces
doit
être
poursuivie
et
des
méthodes
appropriées
aux
formations
sub-volcaniques doivent être recherchées.
3
Géologie
structurale.
Les
éléments
présentés
dans
cette
étude
devraient
se
poursuivre
par
une
étude
structurologique
du
massif
de
l'Adrar
Bous
et
de
l'Ofoud,
avec
une méthodologie mieux adaptée
pour élaborer un modèle structural propre à ce type de massif.
4
-
GéoEhysique
et
géochronologie.
La
collaboration
avec
des
cher-
cheurs
e
t'Université
de
Princeton,
s'est
averée
fort
utile,
car
nous
avons
pu
avoir
des
indications
sur
l'épaisseur
de
la
croûte,
la localisation des chambres magmatiques et des conduits, la confirma-
tion
des
formes
lopolitiques,
à
partir
d'études
géophysiques
(essen-
tiellement
gravimétrie
et
magnétométrie).
malheureusement,
les
obser-
vations
furent
trop
ponctuelles
et
devraient
se
poursuivre
sur
l'en-
semble
des
massifs
sub-volcaniques
de
l'Aïr.
De
plus
les
travaux
paléoma'gnétiques
entrepris
par
R.B.
Hargraves
devraient
nous
aider
à
comprendre
l'évolution
et
la
mise
en
place
des
structures
annu-
laires en fonction de l'environnement géologique de l'époque.
Il
apparaît
également
souhaitable
que
les
datations
radiochronologiques
se
poursuivent.
Entre
autre
pour
connaître
l'âge
de
l'Ofoud.
Les
méthdoes
Rb/Sr
devraient
être
comparées
avec
celles
de
l' U/Pb.
Le
calcul
du
rapport
initial
du
strontium
sur
les
diffé-
rentes formations
de nos massifs pourrait compléter les rares résultats
que nous avons trouvés dans la littérature.
En
conclusion,
l'étude
de
cette
région
apparaît
comme
extrêmement
intéressante,'
notre
travai 01
n'est
en
définitive
qu'une
exploration
;
s'il
peut
se
poursuivre,
les
structures
annulaires
à roches basiques de l'Aïr central et septentrional pourraient devenir
une
région
de
référence
au
même
titre,
mais
dans
des
domaines
différents,
que les structures d'Ecosse,
ou encore les massifs anortho-
sitiques canadiens et les Adirondaks .
•
•

---

•
t
•

---

B 1 B LlO GRAPHI E
•
- RÉFÉRENCES SUR LE MASSIF DE L'AÏR
- RÉFÉRENCES UTILISÉES DANS LE CADRE
GÉOLOGIQUE ET STRUCTURAL
•
- RÉFÉRENCES SUR LES ANORTHOSITES
- RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES GÉNÉRALES

---

---

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