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Introduction à la Géologie du Hoggar

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Introduction à la Géologie du Hoggar



  • Le bouclier touareg, formé durant l'orogenèse Pan-Africaine (850-550 Ma) est caractérisé par des shear-zones majeures orientées Nord-Sud séparant des blocs crustaux aux géologies contrastées. Il peut être ainsi interprété comme une amalgamation de Terranes, pris en tenaille entre le Craton Ouest Africain et le Craton Est Saharien, au cours de l'Orogenèse Panafricaine 850 - 550 Ma (Black et al., 1994 ; Liégeois et al., 2000). Cet événement correspond à la constitution du Gondwana central. Ceci s'est réalisé par une série de collisions entre plusieurs micro-continents et l'accrétion d'arcs insulaires. Cet orogenèse et les mouvements décrochants le long de mega-shear zones, qui ont eu lieu au cours des stades tardifs, ont provoqué une délamination de la lithosphère mantellique sub-continentale.
    Ultérieurement, à partir du Crétacé, un volcanisme intraplaque a permis la surrection de l'ensemble du Bouclier Touareg. La source de ce magmatisme semble lier à remontée de l'asthénosphère consécutive à la délamination de la lithosphère au cours du panafricain qui a permis de fertiliser le manteau.
    Le Hoggar est situé en Algérie. Avec ces 550 000 km2 de superficie, il est le plus important constituant du bouclier touareg. Il se prolonge, au sud-ouest, au Mali, par le Massif des Iforas, et à l'Est, au Niger, par le Massif de l'Aïr. Sa structure est caractérisée par de grands cisaillements N-S d'échelle continentale, les accidents 4°50' et 8°30'. Ils le séparent en trois grands domaines qui sont de l'Ouest vers l'Est: le Hoggar occidental, le Hoggar central et le Hoggar oriental (Bertrand et Caby, 1978). Chacune des ses entités est constituées de plusieurs terranes. Les corrélations entre ces blocs sont possibles par le biais de la géochronologie, d'études lithologiques et par des reconstitutions géodynamiques
    le Hoggar occidental, appelé également la Chaîne Pharusienne (Panafricaine) est séparée en deux partie par l'unité granulitique de l'In Ouzzal (UGIO), le rameau occidental et le rameau oriental. Ces rameaux datent du Protérozoïque supérieur-terminal. Ils sont formés de deux séries volcano-sédimentaires, la série à stromatolithes, à la base, et la série verte, au sommet, séparées par une discordance stratigraphique, la discordance infrapharusienne (Lelubre, 1952; Caby, 1970; Haddoum, 1992). Vers 800 Ma, le rameau occidental subit une période d'extension océanique, suivi d'une subduction avec un plan de Bénioff incliné vers l'est, et finalement, vers 630 à 600 Ma, une collision avec le Craton Ouest Africain. Cette collision a entraîné la mise en place de nappes qui se déversent vers le C.O.A. et le bassin de Gourma. Elles sont affectées par un métamorphisme de haute pression pour les nappes internes et dans le faciès schiste vert pour les nappes externes. Ces événements correspondent au cycle panafricain (800 à 550 Ma). Le rameau oriental connaît, quant à lui, entre 900 et 800 Ma, une évolution de type cordillère avec probablement un processus de collage d'arcs insulaires au cours d'un stade panafricain précoce.
    Situé au centre du Hoggar occidental, l’unité granulitique de l’In Ouzzal est un bloc allongé de direction nord-sud, de plus de 400 km de longueur. Large au nord de 80 Km à hauteur du massif d'In Hihaou, il s'amincit jusqu'à disparaître au sud vers la frontière malienne pour être relayé par l'Adrar des Iforas. L'In Ouzzal est séparé des rameaux de la chaîne pharusienne par des décrochements verticaux. La bordure mylonitique Est - In Ouzzal étudiée en détail dans la région de Tirek (Attoum, 1983) et Amesmessa (Djemai, 1996) est une faille verticale profonde avec une composante décrochante en jeu dextre. Le décrochement Ouest-ouzzalien est par contre, sénestre (Caby, 1970). Moussine-Pouchckine et al. (1988) ont mis en évidence que l'In Ouzzal, dans sa partie extrême Nord, chevauche les séries volcano-sédimentaires de l'Adrar Ahnet. En fait, des formations d'arc et métamorphiques à glaucophane témoignent de l'existence, dans cette région d'une zone de subduction panafricaine (Mokri, travaux en cours). Cette unité granulitique se caractérise par le fait que c’est un segment de croûte l'Archéen (3.3 - 2.5 Ga) ayant subi un événement tectono-métamorphique d'une très grande amplitude à l'Eburnéen (2000 Ma) qui l'a complètement remobilisé. La grande majorité des formations aussi bien ortho que para-dérivées dont il est constitué présentent ainsi les caractères géochimiques des terrains archéens, gneiss gris et ceinture de roches vertes, mais les associations minéralogiques et les caractéristiques structuraux ont été en majorité oblitérés par un métamorphisme granulitique Eburnéen de très haute température qui a dépassé les 1000°C.
    Le Hoggar Central est un exemple de région précambrienne polycyclique. Il a été jusqu'à récemment présenté comme regroupant quatre régions l'Aleksod (Bertrand, 1967, 1968, 1971, 1974; Bertrand et Lassere, 1973, 1976), l'Oumelalen-Temassint (Latouche, 1972, 1978; Latouche et Vidal, 1974), le Tefedest-Atakor (Vitel, 1979; Vialette et Vitel, 1979) et l'Issalane (Bertrand et al., 1978; Bertrand et Caby, 1978), qui, même s'ils ne présentaient pas d'inter-corrélations très sûrs, constituaient une même entité (en fait, il faudrait y ajouter une cinquième, représenté par une partie de la région méridiono-occidentale d'Iskel, si on considère que c'est l'accident 4°50' qui limite à l'ouest cet ensemble - Latouche, comm.pers., 1999). En général, c'est des formations métasédimentaires, qui couvrent une grande partie de ce domaine. Elles comprennent d'épaisses unités de marbres et de quartzites, dont certaines à magnétite, associées à des métapélites riches en aluminium et des métagreywackes mafiques à intermédiaires. Le degré de métamorphisme varie du faciès amphibolite profond au faciès granulite. La foliation, qui présente un faible pendage sur de vaste surface et qui localement est affectée par des plis couchés, montre un plongement plus important près des ceintures pharusienne et des shear zones du protérozoïque supérieur (Bertrand, 1974; Latouche, 1978; Vit.el, 1979; Bertrand et De SA, 1990). En sus d’orthogneiss riches en potassium, ces métasédiments sont associés à diverses roches basiques. L'âge protérozoïque inférieur de cette formation métasédimentaire et d'un événement métamorphique éburnéen a été observé dans toute une série de régions (Tidjenouine, Aleksod, Amsinassène, la Tefedest et Gour Oumelalen). Ces assemblages sont préservés en métaboudins à l'intérieur des nappes panafricaines. Ainsi, les études faites sur ces régions ont permis de définir une histoire polycyclique. Elle est marquée par une évolution majeure ancienne, archéenne. et éburnéenne (vers 2000 Ma), puis par la constitution, au cours du Précambrien supérieur, de rares bassins étroits et linéaires formés de roches volcaniques et de schistes verts qui n'ont subi que la tectonique panafricaine. Ces formations de bas grade sont séparées d'omniprésents gneiss gris lités et métasédiments de haut-grade par un contact tectonique majeur (Briedj, Letterier et Bertrand, non publié in Bertrand et De SA 1990). Dans la région d'Aleksod, ces gneiss lités de composition tonalitique à granodioritique ont été datés à 2.4 Ga et sont souvent associés à des orthogneiss riches en K et à des métasédiments sur lesquels des âges à 2 Ga ont été obtenus (Rb/Sr isochrones; Bertrand et Lassere, 1976). Jusqu'à présent l'Archéen n'a été reconnu que dans la partie Nord du Hoggar central, dans la région des Gour Oumelalen, où Latouche a obtenu un âge de 3480 Ma grâce à une isochrone Pb/Pb sur roches totales. Des résultats plus récents sur les mêmes formations indiquent des âges moins anciens (2700 Ma, U/Pb sur zircon, avec cependant des âges modèles (Nd) à environ 3.3 Ga, Drareni, travaux en cours). Signalons que des études géochimiques et isotopiques sur des roches basiques et ultrabasiques de Laouni (Sud du Hoggar central) suggèrent également la présence à des niveaux profonds d'une croûte archéenne (Cottin et al., 1998). Malgré les difficultés que pose la superposition de l'événement panafricain, le type de métamorphisme éburnéen de haut-grade, développé sur ces épaisses formations métasédimentaires de type plate-forme ou marge passive continentale suggère qu’il s’agit d'une tectonique collisionnelle (Ouzegane et al., 2000 ; Bertrand et Jardim De SA, 1990). D'un point de vue déformation, les structures panafricaines sont localisées dans d'étroits couloirs, et correspondent essentiellement à des plis de direction NE-SW couchés, isoclinaux et de grande amplitude (plis P2) ayant pris place au cours d'un stade précoce contemporain d'un métamorphisme amphibolitique de haut degré mais surtout par de grands charriages cisaillants, une rétromorphose dans le faciès schiste vert et de très nombreux granites syn-cinématiques. Les structures associées sont des plis isoclinaux à plans axiaux verticaux (plis P3). Il se termine par la formation de granites tardifs à W-Sn.
    Dans le cadre du modèle de Black et al. (1994), le Hoggar Central est constitué de l'amalgamation de cinq (5) terranes, Laouni, Azrou-n-fad, Tefedest, Egéré-Aleksod et Serouanout (Black et al., 1994). La remarquable unité de structure et de composition des formations orthodérivées et paradérivées affiliées à l'Eburnéen des quatre (4) premiers et l’interprétation de la déformation régionale ont conduit Liégeois et al., (2000) et Latouche et al. (2000) à interprété l'ensemble comme un vieux micro-continent archéo-éburnéen, le LATEA, qui au Panafricain correspondait à une marge passive. Le Serouanout, quant à lui, correspondrait à du matériel juvénile comprenant de la croûte océanique. La collision a eu lieu entre ce micro-continent et un arc insulaire. Cette collision a été accompagnée par le charriage de matériel océanique, dont une partie sous forme d’éclogites. Cette événement a été daté vers 686 Ma (Latouche et al, 2000) alors que le Latea n'était pas encore en collision ni avec le craton est-saharien ni avec le craton ouest-africain. Pendant la phase post-collisionnelle, ce micro-continent a été démembré suite à de grands mouvements horizontaux le long de mega shear-zones amenant à la formation des quatre terranes cités et à la mise en place d'immenses batholites granitiques calco-alcalins. Ce découpage est probablement le résultat de la prise en tenaille de Latea par le craton est-saharien et le craton ouest africain arrivant par l'ouest (la collision avec les Iforas, plus au sud, commence vers 630 Ma).
    Enfin, la période qui va de 580 à 540 Ma correspond à des stades tardifs de relaxation dans un contexte général de transtension avec mise en place d'un grand nombre de granites alcalins dits de type Taourirt.
    le Hoggar oriental est situé entre l'accident 8°30' et la limite Est du Hoggar. C'est la partie la moins connue du Bouclier Touareg. La région de Tadoumet qui est située à l'Ouest du 8°30, appartient au bloc Assodé- est caractérisée par de vastes structures en dômes et bassins. Des antiformes à dominantes orthogneissique sont ainsi séparés par des synformes de formations paradérivées (métapélites à biotite grenat et parfois staurotide, quartzites à grenat et fuschite et marbres à clinopyroxene-grenat ainsi que des lentilles d'amphibolites à grenat. Le métamorphisme amphibolitique est de haute pression (12 -13 kbar, Derridj et al., 1999).
    Le domaine de Tafassasset-Djanet, qui appertient au Craton Est Saharien (à l’est du 8°30’) comprend un socle pré-panafriacain faiblement métamorphisé et comprenant des métasédiments intrudés par de grands batholites de granites calco-alcalins (Bertrand et al, 1978). Les formations de Tiririne, unité clastique de plus de 8000 m est séparée du socle par une discontinuité majeure traduisant un dépôt sur une surface d’érosion qui montre des roches métamorphiques et magmatiques très diverses. Les données géochronologiques U/Pb sur zircon à partir d’un sill pre-tectonique intrudant la formation de Tiririne indiquent un âges de dépôt antérieur à 660 Ma. Cette ceinture intracontinentale a été formée durant le pan-Africain tardif comme le montre les granites syn et tardi-cinématiques où des âges entre 604 et 585 Ma.

    Dapres : http://coursgeologie.com/goto.php?url=http%3A%2F%2Fmembres.multimania.fr%2Fabderbendaoud%2Fnewpage2.html .



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