Facteurs de contrôle et signification génétique des

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Comunicações Geológicas, 2007, t. 94, pp. 145-159
Facteurs de contrôle et signification génétique des assemblages
minéralogiques argileux du Trias-Lias d’Argana
(Haut Atlas Occidental, Maroc)
Control factors and genetic signification of the argillaceous mineralogical associations
from the Argana Trias-Lias (High Atlas, Morocco)
DAOUDI LAHCEN*, OUAJHAIN BRAHIM** & MEDINA FIDA***
Mots-clés: Trias-Lias, Haut Atlas occidental, Bassin d’Argana, Argile, Diagenèse, Effet thermique.
Résumé: la série sédimentaire triasico-liasique du bassin d’Argana présente un cortège argileux détritique constitué principalement d’illite
associée à de la smectite. Cet assemblage argileux traduit un dépôt sous un climat chaud à humidité saisonnière contrastée, sous un régime rhéxistasique.
Vers la base de la série, ce cortège argileux est affecté par une diagenèse d’enfouissement qui se traduit par la transformation des smectites en illite et
par l’augmentation de l’indice de cristallinité de l’illite. Au sommet de la série, le cortège argileux détritique est intensément transformé jusqu’à une
profondeur de 20 mètres sous l’effet thermique lié à la mise en place d’une coulée de basalte triasico-liasique. Tout d’abord, sur une épaisseur
de 2 mètres de sédiment sous la coulée, la circulation de fluides hydrothermaux riches en magnésium transforme le cortège argileux détritique initial
en un assemblage à chlorite, corrensite, smectite, kaolinite et talc. Au delà de cette zone, et parallèlement au gradient thermique induit par la
coulée, on observe une transformation partielle et progressive des argiles; les smectites se transforment d’abord en corrensite puis en chlorite et les
illites gagnent en cristallinité.
Keywords: Triassic-Liassic, Western High Atlas, Argana basin Clays, Diagenesis, Thermal effect.
Abstract: detrital clay-mineralogical assemblage of the Triassic-liasic series of the Argana basin is mainly composed by illite associated with
smectite. This clay assemblage suggests a detrital deposit under warm and aride climatic conditions and active erosion. In the bottom of the series,
burial diagenesis is expressed by transformation of smectites and improvement in illite cristallinity. At the top of the series, thermal effect of
Triassic-liassic basalte flow deposition is responsible of major modifications in detrital clays, until 20 meters in depth. On the two meters of sediments
located immediately under flow, hydrothermal fluids rich in magnesium, have caused total transformation of detrital clays and precipitation of new
mineral phases (chlorite, corrensite, smectite, kaolinite and talc). Under this zone, in parallel with thermal gradient due to basalte flow, we assist to
partial transformation of detrital clays. Smectites are transformed in corrensite and moreover in chlorite, and illite increases in cristallinity.
Palavras-chave: Triássico-Liássico, Alto Atlas Ocidental, Bacia de Argana, Diagenese, efeito termal.
Resumo: A série triássico-liássica da bacia do Argana é principalmente constituída por illite associada a smectite. Esta argila sugere deposição detrítica sob condições de clima quente e árido e forte erosão. Na base da série, a diagénese é expressa pela transformação das smectites e o
aumento do grau de cristalinidade da illite. No topo da série, o efeito termal da escoada basáltica do triássico-liássico é responsável pelas maiores
modificações das argilas detríticas, até 20m de profundidade. Nos dois metros de sedimentos situados imediatamente abaixo da escoada basáltica,
a circulação de fluidos hidrotermais ricos em magnésio provocou a total transformação das argilas detríticas e a precipitação de novas fases minerais (clorite, corrensite, smectite, caulinite e talco). Para além desta zona, e em paralelo com o gradiente termal resultante da escoada basáltica,
verifica-se a parcial transformação das argilas detríticas; smectites são transformadas em corrensite e também em clorite e a illite aumenta o grau
de cristalinidade.
1 – INTRODUCTION
Le bassin d’Argana représente l’un des bassins clef
pour la compréhension des événements géologiques de la
marge marocaine, qui se sont produits au cours du Trias.
Il a fait l’objet, au cours de ces dernières décennies, de
nombreuses études stratigraphiques, tectoniques et sédimentologiques. Jusqu’à maintenant, l’étude minéralogique de la fraction argileuse des sédiments triasiques
d’Argana a été faite de manière éparse; la plupart des
*
Département des Sciences de la Terre, Faculté des Sciences et Techniques, B.P. 549, Marrakech. «[email protected]»
** Département de Géologie, Faculté des Sciences, Université Chouaib Doukkali, El Jadida.
*** Département de Géologie, Institut Scientifique, Université Mohamed V, Rabat.
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études montrent une dominance de l’illite, associée à des
minéraux à 14 Å (chlorite, smectite et interstratifiés chlorite-smectite). Plusieurs hypothèses, souvent contradictoires, ont été avancées pour expliquer l’origine et le
mode de formation de ces assemblages argileux: néoformation ou aggradations synsédimentaires des minéraux
dans un milieu de sédimentation fortement chimique
(LUCAS, 1962), métamorphisme hydrothermal (PIQUÉ et
LAVILLE, 1995), épimétamorphisme lié au rifting atlasique,
(HUON et al., 1993) héritage de minéraux métamorphiques anté-permiens (CHAMLEY et DEBRABANT, 1983;
LEIKINE et al., 1996) et événement hyperthermique post-sédimentaire dans le domaine atlasique accélérant la
transformation des argiles de surface (BENCHEKROUN,
1985; RAÏS, 2002).
Notre objectif au cours de ce travail est d’identifier de
manière systématique les successions minéralogiques argileuses caractéristiques des formations détritiques de la
série triasico-liasique d’Argana, de déterminer les processus de transformation diagénétiques et hydrothermales
subis par les minéraux argileux des sédiments détritiques
suite aux événements thermiques consécutifs à la mise en
place de la coulée basaltique et enfin d’apporter des
précisions sur les environnements de dépôt et l’évolution
paléogéographique du bassin. Pour cela nous avons
choisi la série sédimentaire de la région de Bigoudine
(partie occidentale du bassin d’Argana), où plusieurs
coupes stratigraphiquement complémentaires ont été
étudiées. Dans cette région, la série silto-gréseuse
triasico-liasique présente la particularité d’être continue et
relativement homogène, avec un contact sédiment-coulée
basaltique bien développé.
2 – CADRE GÉOLOGIQUE
La structuration de la marge marocaine au cours du
Trias est contrôlée principalement par la réactivation des
accidents hercyniens (PIQUÉ et LAVILLE, 1995; MEDINA,
2000). Ces structures synsédimentaires extensives se manifestent plus particulièrement dans les bassins triasiques
situés le long de la côte atlantique à l’ouest du Maroc:
Tarfaya-Laayoun, Argana et Essaouira (BEAUCHAMP, 1988;
MEDINA, 1995; LE ROY et al., 1997). Cette fracturation
est responsable de l’effusion des basaltes en relation avec
le début du rifting de la marge marocaine. Tous ces
événements constituent la signature du rift intracontinental qui aboutira à l’ouverture de l’Atlantique central au
Lias (SAHABI, 2004). Les bassins triasiques du Maroc
sont le siège d’une sédimentation détritique principalement continentale, associée à des dépôts évaporitiques
(BERTRAND, 1991; BEAUCHAMP, 1988; MEDINA, 1995).
DAOUDI LAHCEN. OUAJHAIN BRAHIM & MEDINA FIDA
Le bassin d’Argana, situé dans le Haut Atlas occidental, à 30 km au nord-est de la ville d’Agadir, correspond
à une vaste dépression large de 10 à 25 km et qui s’étend
sur une longueur de 85 km (fig. 1). Comme les autres
bassins triasico-liasiques Marocains, il est le siège d’une
importante activité basaltique. La série triasico-liasique
d’Argana dont l’épaisseur peut atteindre 6000 m, est
constituée de huit unités lithologiques essentiellement
détritiques organisées en trois formations principales
définies par DUFFAUD et al. (1971), TIXERONT (1973),
BROWN (1980) et MEDINA (1994):
– La Formation d’Ikakern, essentiellement conglomératique et dont l’épaisseur peut atteindre 2000 m,
affleure essentiellement au centre du bassin. Elle a longtemps été rattachée au Trias (TIXERONT, 1974), mais a été
réattribuée récemment au Permien supérieur (JALIL,
1996), suite à la découverte de restes de Pareiasaures.
– La formation de Timezgadiouine est essentiellement gréseuse à gréso-silteuse, avec des niveaux d’argiles évaporitiques.
– La formation de Bigoudine constituée essentiellement de silts et d’argiles avec des intercalations de
quelques niveaux gréseux fins, coiffée par un complexe
de coulées basaltiques, qui affleure en une bande étroite
d’orientation NE-SW.
Des datations radiométriques à l’aide de la méthode
effectuées sur les basaltes ne sont pas
concluantes à Argana en raison de l’altération poussée
(VAN HOUTEN, 1977; MANSPEIZER et al., 1978), mais
fournissent des âges allant de 197,8 à 201 Ma plus à l’Est
(KNIGHT et al., 2004, VERATI et al., 2006, NOMADE et al.,
2006), donc à la limite Trias-Lias. L’âge Trias supérieur-Lias inférieur de ces coulées est également fondé sur des
critères paléontologiques; les niveaux sédimentaires sous-jacents ont livré des associations faunistiques (restes de
vertébrés) ou floristiques (palynoflores) qui indiquent un
âge Trias-supérieur (Carnien-Norien) (DUTUIT, 1966;
BROWN, 1980; JALIL, 1996; MARZOLI et al., 2004). Enfin,
la coulée basaltique est recouverte par des dépôts de grès
et d’argiles évaporitiques avec intercalation de niveaux
conglomératiques. Cette série d’environ 200 m d’épaisseur est attribuée au Lias inférieur, sur la base de données
micropaléontologiques (BOUAOUDA, 1987). Du point de
vue sédimentologique, la série évolue d’un faciès fluviatile à la base à un faciès lacustre à marin au sommet. Une
activité tectonique contemporaine de la sédimentation a
été mise en évidence par l’existence de conglomérats
intraformationnels dans les niveaux compétents et par la
présence de nombreuses failles synsédimentaires
(TIXERONT, 1973; BEAUCHAMP, 1988; MÉDINA, 1995).
40Ar/39Ar
Facteurs de controle et signification genetique des Assembl. Mineral. Arg. du Trias-Lias d’Argana (Haut Atlas Occidental, Maroc)
147
Fig. 1 – Localisation du secteur étudié: carte géologique simplifiée du bassin d’Argana (TIXERONT, 1974; BROWN, 1980; MEDINA, 1994). 1: socle paléozoïque, 2: Formation d’Ikakern, 3: Formation de Timezgadiouine, 4: Formation de Bigoudine, 5: volcanisme triasico-liasique, 6: Secondaire
et Tertiaire, 7: Faille inverse, 8: Faille normale, 9: Contact stratigraphique.
– Area Location: Simplified geological map of the Argana Bassin (TIXERONT, 1974; BROWN, 1980; MEDINA, 1994). 1: Paleozoic Basement, 2:
Ikakern Formation, 3: Timezgadiouine Formation, 4: Bigoudine Formation, 5: Triassic-Liassic volcanism, 6: Meso-Cenozoic, 7: Reverse Fault,
8: Normal Fault, 9: Stratigraphic contact.
3 – ÉCHANTILLONNAGE ET MÉTHODES
D’ÉTUDE
La fraction argileuse est étudiée sur une centaine
d’échantillons récoltée en plusieurs étapes: dans un
premier temps l’échantillonnage, uniforme, a pour but
d’identifier l’évolution globale du cortège argileux de la
série en tenant compte des variations lithologiques. Dans
un deuxième temps, un échantillonnage serré a été effectué au contact de la coulée de basalte tholéïtique et de la
série sédimentaire sous-jacente. La fraction argileuse
(particules de taille inférieure à deux micromètres) est
identifiée par analyses aux diffractions des rayons X, sur
pâtes orientées au Département de Chimie de la Faculté
des Sciences de Marrakech et au Laboratoire de Sédimentologie et Géodynamique de l’Université de Lille I.
Après une décarbonatation des échantillons, les argiles
sont défloculées par rinçages successifs à l’eau distillée
puis la fraction argileuse est extraite par décantation. La
technique détaillée est décrite par HOLTZAPFFEL (1985).
Trois diffractogrammes sont réalisés systématiquement,
sans traitement préalable des minéraux argileux (séchage
à l’air), après saturation par l’éthylène-glycol et après
chauffage à 490°C pendant deux heures. La détermination des minéraux argileux est réalisée d’après la position
des reflexions 001 sur les trois diffractogrammes
148
(BRINDLEY et BROWN, 1980). La détermination des
proportions des minéraux argileux repose sur l’intensité
et les surfaces relatives du pic principal de chaque minéral, l’erreur est de l’ordre de 5%.
L’analyse par diffraction des rayons X de la roche
totale a été utilisée pour compléter la détermination des
phases majeures des sédiments étudiés. La microscopie
électronique à transmission et à balayage, réalisée aux
laboratoires cités précédemment, a permis d’observer la
morphologie des minéraux et notamment celle des minéraux argileux pour déterminer leur caractère détritique ou
néoformé. Enfin, la microscopie optique a été utilisée pour
l’étude pétrographique des basaltes et des roches gréseuses.
4 – RESULTATS
4.1 – Pétrographie des grès et des basaltes
Les niveaux gréseux étudiés sont composés principalement de grains de quartz, de feldspaths potassiques, de
plagioclases, de micas blanc et d’oxydes de fer; ils sont
soit à ciment carbonaté soit à enrobage phylliteux avec
un tassement mécanique des phyllites. Les phénomènes
de pression-dissolution assez importants notamment à la
base de la série sont indiqués par plusieurs marqueurs.
Des contacts grain-grain, principalement dus à l’altération sélective des feldspaths potassiques, est accompagnée par d’autres formes de dissolution secondaire tels
que les golfes de corrosion sur les bordures des grains
détritiques ou la dissolution des cimentations diagenétiques précoces. Dans certains niveaux non identifiés de
la série, Raïs (2002) a mis en évidence une importante
fracturation hydraulique liée à une activité hydrothermale.
Sur les roches basaltiques, l’étude pétrographique
effectuée sur plusieurs échantillons révèle une grande
variété de textures: microlitique porphyrique fluidale, ophitique à sub-ophitique et interstale porphyrique. La composition minéralogique est relativement constante; elle
comprend l’olivine en cristaux souvent épigénisés en minéraux secondaires (iddingsite, chlorite et calcite), le clinopyroxène (augite titanifère), le plagioclase (An60-70) partiellement ou totalement séricitisé, la biotite et les oxydes. Ces
roches volcaniques ont subi les effets de plusieurs processus d’altérations (hydrothermale et supergène) qui ont
modifié les compositions chimiques primaires. Ces processus tardi à post-magmatique se matérialisent par la dévetrification des verres (BERTRAND et al., 1982; DE PACHTÈRE,
1983; AIT CHAYEB et al., 1998).
4.2 – Résultats minéralogiques
Dans la série basaltique, la fraction argileuse est
composée exclusivement de chlorite qui présente une
bonne cristallinité. Dans la partie inférieure de la coulée
de basalte, au contact de la série sédimentaire sous-jacente,
le cortège argileux très diversifié, est formé principalement de corrensite (30 à 75 %), de chlorite (0 à 15 %), de
talc (10 à 20 %) de kaolinite ou smectite (10 à 25 %) et
de traces d’illite.
Dans la formation de Bigoudine, trois zones peuvent
être distinguées du bas vers le haut d’après la nature des
cortèges argileux (fig. 2a,b).
Zone I: Du point de vue lithologique, cette zone est
constituée d’une série sédimentaire composée essentiellement de silts et d’argiles rouges avec des intercalations
de quelques niveaux gréseux fins. L’assemblage argileux
constant au niveau de toute la zone, est dominé par
l’illite (90 %) associée à de la chlorite (10 %), l’indice
de cristallinité d’illite, également constant est de 0.2 °2θ
(fig. 2a). Dans les formations d’Ikakern et de
Timezgadiouine, sous-jacentes à la formation de Bigoudine, les échantillons récoltés montrent un assemblage
argileux constant, identique à celui de la zone I.
Zone II: Cette zone, correspondant à la moitié supérieure de la formation de Bigoudine, est de même nature
lithologique que la zone précédente. Les cortèges argileux sont constitués principalement d’illite (50 à 90 %),
de chlorite (10 à 20 %), de smectite (0 à 30 %), d’interstratifiés irréguliers illite-smectite (0 à 15 %) et de traces
de kaolinite. L’évolution verticale de cet assemblage
argileux montre une diminution progressive de la teneur
en semctite vers la base, aux dépens des interstratifiés
irréguliers illite-smectite puis de l’illite. L’indice de cristallinité d’illite varie de 0.4 à 0.2 °2θ (fig. 2a).
Zone III: Correspond à une tranche de 20 mètres de
sédiment située immédiatement sous la coulée basaltique. Les minéraux argileux rencontrés sont très diversifiés (fig. 2b); on trouve de l’illite, de la chlorite, de la
corrensite, de la smectite de la kaolinite et du talc. Les
variations des proportions relatives des minéraux argileux permettent d’individualiser trois parties:
1 – Partie supérieure: Elle se situe immédiatement
sous les basaltes. D’une épaisseur de 1,5 à 2 m, elle est
constituée de silts et d’argilites vert-blanchâtres, entrecoupés par des veinules noires. Cet intervalle forme une
149
Fig. 2 – Minéralogie des argiles de la série Trias-Lias du bassin d’Argana (A - formation de Bigoudine, B - zone de contact basalte-sédiment).
– Clay mineralogy of the Triassic-Liassic series of the Argana Bassin (A- Bigoudine Formation, B-Basalt-sediment contact zone).
bande caractéristique qu’on rencontre dans la plupart des
bassins triasico-liasique du Maroc (OUARHACHE, 2002;
RAIS, 2002; MARZOLI et al., 2004; WHITESIDE et al.,
2007). Le cortège argileux très diversifié, est formé principalement de corrensite (30 à 75 %), de chlorite (0 à 15 %)
de kaolinite ou smectite (10 à 25 %) et de traces d’illite.
Les différents minéraux formant ce cortège sont très bien
cristallisés avec des pics de diffraction très étroits.
L’analyse diffractométrique a également mis en évidence
la présence de talc, matérialisé par une raie stable à 9,3 A
(5 à 40 %). L’évolution générale du cortège argileux au
niveau de cette partie se matérialise par une diminution
globale de la teneur en corrensite et en smectite, vers le
bas, en faveur de la kaolinite et du talc. Les veinules
constituées d’argilites noires, intercalées dans cette partie
supérieure sont particulièrement riches en kaolinite.
2 – Partie intermédiaire: Du point de vue lithologique, cette partie est constituée d’une alternance d’argilites et de silts rouges. La fraction argileuse est dominée
par la chlorite (50 à 80 %) associée à de l’illite (20 à 35 %).
Vers la base, le cortège argileux est caractérisé par la
diminution de la teneur en chlorite au profit de la corrensite. La chlorite est légèrement gonflante; la réflexion
001 varie de 14 Å à 15,4 Å suivant le traitement. Les
illites présentent généralement une bonne cristallinité;
l’indice de cristallinité varie de 0,2 °2θ au sommet à 0.35
°2θ à la base.
150
3 – Partie inférieure: De même nature lithologique
que la partie précédente, elle présente un cortège argileux
formé principalement d’illite (50 à 85 %) et de smectite
(20 à 25 %). La chlorite présente plus que 10 à 20 % de
l’assemblage argileux. La cristallinité d’illite est de
l’ordre de 0,3 et 0,4 °2θ. Cette zone minéralogique
correspond en fait à la partie terminale de la zone II de la
formation de Bigoudine définie précédemment (fig.2A).
5 – DISCUSSION: SIGNIFICATION
DES CORTÈGES ARGILEUX
5.1 – Modalités de mise en place et effet thermique
induit par la coulée basaltique
La mise en place des basaltes est susceptible d’induire
un effet thermique important sur les sédiments adjacents
et donc sur la nature des cortèges argileux. Les coulées
de basaltes triasico-liasique d’Argana, à structures doléritiques et à aspect très altéré notamment à la base se sont
manifestés dans une sédimentation finement détritique
(MEDINA et al., 1992; AÏT CHAYEB et al., 1998; HOFMANN
et al., 2000). L’absence de pillow lavas et la présence
d’intercalations de niveaux gréseux ou oxydés indiqueraient des conditions aériennes à subaériennes de mise en
place (COGNEY et al., 1974; BERNASCONI, 1984).
L’analyse lithostratigraphique détaillée de plusieurs
coupes révèle un empilement de plusieurs coulées stratifiées de même nature qui s’organisent en plusieurs unités
successives séparées par des niveaux gréseux ou ferrugineux (BERTRAND et al., 1982; DE PACHTÈRE, 1983; AÏT
CHAYEB et al., 1998). Le mode de mise en place de ces
coulées est interprété différemment selon les auteurs;
selon BERTRAND et al., (1982) et DE PACHTÈRE (1983),
l’empilement de coulées peut être subdivisé en quatre
formations: formation inférieur, intermédiaire, supérieur
et récurrente. Selon AÏT CHAYEB et al. (1998), ces coulées
basaltiques, aux caractères chimiques similaires à celles
des tholéïtes intracontinentales, se sont mises en place en
deux principales périodes.
Au niveau de la coupe que nous avons étudiée, l’analyse lithologique de la série basaltique permet de distinguer trois unités lithologiques successives, séparées par
des niveaux ferrugineux. L’épaisseur de ces unités est de
15 m pour l’unité inférieure, 25 m pour l’unité intermédiaire et 40 m pour l’unité supérieure. Dans le but d’estimer l’effet thermique éventuel de la mise en place de la
coulée basaltique, nous avons procédé à la simulation par
le programme CONTACT (SPEAR et PEACOCK, 1990).
Celui ci résout numériquement, en une dimension,
l’équation de la chaleur qui décrit la mise à l’équilibre
thermique d’un corps magmatique chaud avec son
encaissant froid. Il suppose que le transfert de chaleur
s’effectue par conduction et il tient compte de la chaleur
dégagée par la cristallisation du magma.
La simulation par le programme CONTACT de
l’effet thermique liée à la coulée de basalte tholéïtique
dans la série rouge détritique du Trias-Lias d’Argana a
permis d’établir les courbes des températures maximales atteintes dans la série sous-jacente à la coulée
(fig. 3). Les paramètres de la simulation utilisés sont
les suivants: température initiale de l’encaissant: 20°C,
température de mise en place de la coulée: 1050°C,
température du solidus: 950°C, chaleur latente de cristallisation: 4 . 105 J/kg, conductivité thermique: 2 W/(m.K),
masse volumique de la coulée: 3 . 103 kg/m3, capacité
calorifique: 103 J/(kg.K).
Dans la simulation, nous avons considéré que les trois
unités définies dans la formation basaltique correspondent à trois coulées individuelles. Les températures
maximales atteintes dans l’encaissant sont représentées
sur la figure 3. Selon cette simulation, l’évolution de la
température dans l’encaissant, suite à la mise en place de
la première unité (courbe 1), montre que la température
maximale de 200 °C est atteinte à une profondeur d’environ 15 m sous la coulée. C’est également à cette
profondeur qu’apparaît la corrensite dont la température
de formation est estimée à 200 °C (VELDE, 1985;
LINDQVIST et HARLE, 1991; INOUE et UTADA, 1991).
Selon le même calcul, et en tenant compte de la mise
en place de la première unité, l’effet thermique induit
par la deuxième unité (courbe 2) permet d’atteindre la
température maximale de 200 °C à la même profondeur
par rapport à la transition basalte-sédiment. Ceci
permet de conclure que les deux premières unités de la
série basaltique correspondent bien à deux coulées
individuelles. En revanche, l’effet thermique induit par
la troisième unité (courbe 3) ne correspond pas aux
résultats obtenus quant à l’évolution des cortèges argileux. En effet, selon cette simulation, la température
maximale de 200 °C est atteinte à une profondeur de
28 m sous la transition basalte-sédiment, alors qu’on
est toujours dans la zone à smectite. Ceci permet de
conclure que la troisième unité ne peut pas correspondre à une coulée individuelle, mais probablement à
deux ou à plusieurs coulées consécutives séparés par
de brèves périodes d’accalmies volcanique.
151
TEMPERATURE (°C)
0
260
520
780
56
1040 1300
3
49
3ème coulée
(1/2 épaisseur)
42
35
28
2
2ème coulée
1
1ère coulée
21
14
7
0
contact basalte-sédi
--7
--14
zone à corrensite
--21
--28
--35
--42
PROFONDEUR (m)
Fig. 3 – Simulation par le programme CONTACT de l’effet thermique lié à la coulée de basalte triasico-liasique d’Argana. (1, 2 et 3; courbes des températures maximales atteintes dans l'encaissant suite à la mise en place des unités inférieure, intermédiaire et supérieure de la coulée).
– CONTACT simulation of the thermal effect caused by the Triassic-Liassic basaltic lava-flow of the Argana Bassin. (1, 2 and 3; curves of
maximum temperatures reached by the host-rocks, following the emplacement of the lower, intermediate and superior units of the flow).
5.2 – Contrôles diagénètiques
Influence de la lithologie
Les assemblages argileux de la série détritique
d’Argana sont dans l’ensemble peu dépendants de la
lithologie. Ceci est particulièrement exprimé par l’analyse des relations entre lithologie et minéralogie des
argiles qui montre une indépendance totale entre ces
deux aspects de sédiments. Les niveaux gréseux présentent généralement le même assemblage minéralogique
que les niveaux argilo-silteux adjacents. D’autre part le
cortège argileux est très homogène dans certaines parties
de la série comme dans la zone 3.
Influence de l’enfouissement lithostatique
L’évolution globale des assemblages argileux de la
série triasico-liasique d’Argana se traduit par l’augmentation de la teneur en illite vers le bas ainsi que par la
disparition corrélative de la smectite. Cette variation
progressive s’accompagne de l’apparition des interstratifiés irréguliers du type illite-smectite (fig. 2A). Dans la
partie supérieure de la formation de Bigoudine (Zone II),
les smectites peuvent, en effet, atteindre 30 % du
cortèges argileux, l’illite montre un indice de cristallinité
de l’ordre de 0.3 à 0.4 °2θ.Vers la base de la série (Zone I),
les cortèges argileux sont constitués principalement
d’illite (90 %) et de chlorite (10 %); l’indice de cristallinité de l’illite présente des valeurs faibles de l’ordre de
0,2 °2θ.
L’accroissement des proportions d’illite aux dépens
de la smectite et l’amélioration de la cristallinité de ce
minéral vers le bas de la série sédimentaire traduisent
l’influence de l’enfouissement. Les effets de la diagenèse
d’enfouissement sur les assemblages argileux s’expriment, en effet, en profondeur par une augmentation des
proportions d’illite et/ou de chlorite, aux dépens des
minéraux formés près de la surface (smectite, kaolinite et
152
palygorskite) et par l’amélioration de la cristallinité de
l’illite (KISCH, 1983; CHAMLEY et DEBRABANT, 1989).
Le recouvrement total de la série triasico-liasique
d’Argana est de 1650 à 2000 m dans la région de Bigoudine
(BERNARDIN, 1988; LEIKINE et al., 1996; ZÜHLKE et al.,
2004). La disparition totale des smectites intervient à une
profondeur de 400 m sous la coulée basaltique, ce qui
correspond à un enfouissement total d’environ 2 500 m.
C’est effectivement à cette profondeur que la transformation des smectites s’opère au cours de l’enfouissement, dans des conditions normales de gradient géothermique (CHAMLEY et al., 1988; DAOUDI et al., 2001).
5.3 – Contrôles paléogéographiques
La grande abondance de l’illite à la base de la série ne
traduit pas forcément une forte évolution diagénétique.
Une grande partie des illites résulterait d’un apport continental par suite de l’instabilité des marges qui se manifeste à ce niveau. Ceci est en accord avec les données
sédimentologiques et tectoniques qui indiquent qu’à
cette période la réactivation du réseau d’accidents hercyniens est à l’origine d’une subsidence importante qui
engendre la déstabilisation des bordures du bassin
(BEAUCHAMP, 1988; PIQUÉ et LAVILLE, 1995; MEDINA,
1995). L’érosion mécanique active qui affecte les massifs
paléozoïques voisins entrave ainsi l’établissement des
sols superficiels riches en smectites et kaolinite, en équilibre avec le climat et favorise en revanche l’érosion des
substrats rocheux à illite et chlorite.
Dans la partie supérieure de la formation de
Bigoudine non affectée par la diagenèse d’enfouissement,
les illites présentent tout de même des indices de cristallinité relativement faibles (0,3 à 0,45 °2θ). De telles illites
ne sont en général observées que dans des sédiments
formés de matériel détritique initialement bien cristallisé
et dont la source d’approvisionnement est proche
(CHAMLEY et DEBRABANT, 1983; DAOUDI et al., 2001).
L’examen au microscope électronique à transmission
montre que les particules d’illite présentent des tailles
variées et des contours irréguliers ou arrondis qui suggèrent une origine détritique (photo A). Elles résulteraient
en grande partie de la désagrégation du massif ancien du
Haut Atlas qui formait la bordure Est du bassin triassico-liasique (TIXERONT, 1973). Dans les sédiments rouges
contemporains recueillis au large du Maroc (site 547 lors
du Leg 79 D.S.D.P.), sur le plateau de Mazagan/El Jadida
(large du Maroc), l’assemblage à illite dominante paraît
marqué par l’héritage de matériaux métamorphiques
anté-permiens, activement érodés (CHAMLEY et DEBRABANT,
1983). Il semble donc que l’alluvionnement détritique
argileux est le principal mécanisme qui contrôle la distribution des cortèges argileux à ce niveau de la série.
Associée à cette fraction argileuse à dominance illitique, on trouve fréquemment du quartz et des feldspaths
dont l’abondance est exprimée aux diffractogrammes
respectivement par l’intensité des pics à 4,26 Å et 3,26 Å.
L’analyse au microscope optique de certains échantillons
gréseux montre, par ailleurs, l’abondance du quartz de
tailles variables et de formes anguleuses et de minéraux
moins résistants (feldspaths potassiques, plagioclases et
micas), ce qui témoigne de la proximité de la source
pourvoyeuse d’éléments détritiques.
Au sommet de la série, la smectite associée à ces
illites, présente des raies de diffraction mal définies qui
suggèrent la présence de phases mal cristallisées caractéristiques des processus d’altération de surface; il s’agirait
en fait d’interstratifiés irréguliers I/S enrichis en feuillets
smectitiques. L’analyse de la fraction argileuse de
certains échantillons prélevés dans la série rouge
surmontant le basalte montre le même type d’assemblage
argileux. Cet assemblage minéralogique paraît refléter
l’établissement d’un climat chaud à forts contrastes
saisonniers de l’humidité (PAQUET, 1970; MILLOT, 1980).
Ce fait est d’ailleurs admis dans la plupart des reconstitutions paléoclimatiques (TIXERONT, 1973; BENCHEKROUN,
1985). Certains dépôts représentent des évidences
directes d’un climat aride, ayant régné dans toute la
région au Trias supérieur-Lias (BENAOUISS, 1999).
5.4 – Influence de la coulée basaltique sur le cortège
argileux dans la zone de contact (Zone III)
Origine du cortège argileux de la partie supérieure
La partie supérieure, située immédiatement sous les
basaltes, est caractérisée par l’abondance de la corrensite
(jusqu’à 75 % du cortège argileux). L’analyse au microscope électronique à balayage montre que la corrensite se
présente sous des formes automorphes pétaloïdes qui
suggèrent un caractère authigène du minéral (photos B
et C). Dans les remplissages de fractures hydrothermales,
la corrensite se formerait par l’interaction de fluides
hydrothermaux avec les roches encaissantes (CHAMLEY,
1989).
Dans la série étudiée, plusieurs arguments plaident en
faveur d’une influence des interactions eau-basalte dans
l’origine des cortèges argileux observés au contact entre
coulée et sédiment. Dans les niveaux inférieurs et altérés
du basalte, la fraction argileuse est qualitativement identique à celle des sédiments de la zone supérieure (échantillons Tr1b et Tr2b) (fig. 2B). La teneur en corrensite
diminue progressivement en s’éloignant de la transition
basalte-sédiment. Par ailleurs, l’observation au M.E.B.
d’échantillons de la zone supérieure montre la présence
de cristaux de quartz polygonaux automorphes au niveau
des fractures et des pores des roches (photo D). De telles
structures sont souvent observables dans les environnements hydrothermaux (BRIGATTI et POPPI, 1984; BUATIER
et al., 1994; DAOUDI et POT DE VIN, 2002). La mise en
place des cortèges argileux dans les basaltes et les sédiments pourrait traduire l’effet de la circulation de fluides
hydrothermaux qui ont interagit avec le basalte à l’interface coulée-sédiment.
La présence de la smectite (minéral de basse température) dans la zone supérieure suggère que sa formation
est postérieure à la mise en place de la coulée.
Contrairement à la smectite décrite précédemment (zone
inférieure), celle ci présente des raies de diffraction bien
définies qui traduisent la présence de phases bien cristallisées caractéristiques d’une néoformation in situ. La
présence du talc dans la zone supérieure témoigne également de la présence de phases hydrothermales. La kaolinite identifiée dans la zone supérieure, montre des pics
de diffraction étroits; elle se présente au M.E.B. sous
forme de cristaux hexagonaux souvent empilés les uns
sur les autres (structure en accordéons, photo E), ce qui
traduit également une origine authigène (DAOUDI et al.,
1998). Cependant, la présence de la kaolinite, particulièrement concentrées dans des veinules noires intercalées
dans la zone supérieure, n’est pas compatible avec l’environnement géochimique ambiant. Sa formation, également postérieure à la mise en place du basalte, peut résulter soit de fortes modifications des conditions de fluides
hydrothermaux qui s’appauvriraient en magnésium, soit
de la précipitation postérieure à partir de fluides interstitiels dans les pores de la roche.
Origine du cortège argileux des parties inférieure et
intermédiaire
Dans la partie intermédiaire, la fraction argileuse est
dominée par une chlorite légèrement gonflante. Les
diagrammes de poudre des échantillons riches en chlorite
indiquent une réflexion 060 aux alentours de 1,53 Å qui
suggère une structure trioctaédrique pour le minéral argileux. Par ailleurs, les diffractogrammes des fractions
153
argileuses inférieures à deux microns de ces mêmes
échantillons montrent des rapports de pics 001/002
importants qui indiquent une chlorite à tendance magnésienne (KURNOSOV et al., 1994). Vers la base de la partie
intermédiaire, sa teneur semble diminuer progressivement à la transition avec partie inférieur où l’on retrouve
également des échantillons avec de la corrensite.
Cette séquence minéralogique (chlorite-corrensite-smectite) dans la zone de contact reflèterait un gradient
thermique décroissant vers le bas depuis la base de la
coulée basaltique. L’amélioration de la cristallinité de
l’illite de la base vers le sommet de cette zone témoigne
également de ce gradient thermique. La smectite détritique initialement présente dans les sédiments de la partie
inférieure (fig. 2B), deviendrait instable sous les nouvelles
conditions thermiques et se transformerait en corrensite
(HOWER et al., 1976; KISCH, 1983). Cette transformation
a généralement lieu sous des températures de 200°C
(VELDE, 1985; LINDQVIST et HARLE, 1991; INOUE et
UTADA, 1991). Quand les conditions thermiques deviennent plus importantes, la corrensite devient instable à son
tour et se transforme en chlorite. Cette transformation
nécessite des eaux riches en magnésium qui favorisent la
fixation d’interfoliaires brucitiques dans la structure
unitaire de la smectite (APRIL, 1981).
Le magnésium nécessaire à une telle transformation
peut résulter soit de la transformation de sédiments initialement riches en magnésium, soit par apport à partir de la
coulée basique. Dans le cas du bassin triasico-liasique
d’Argana, le chimisme des siltites et du cortège argileux
détritique associé ne semble pas aller, a priori, dans le
sens de la première hypothèse. Dans la transition basalte-pile sédimentaire, les fluides hydrothermaux émanant de
la lave ainsi que de l’altération contemporaine de fragments de basalte par des eaux interstitielles fortement
réchauffées constituent vraisemblablement la source
principale du magnésium. L’incursion tardive de ces
fluides dans la pile sédimentaire réactive les processus de
dissolution et de précipitation par des mécanismes hydrothermaux.
Une évolution similaire de cet assemblage argileux
est décrite par plusieurs auteurs dans des environnements
hydrothermaux, notamment dans la ride de Juan de Fuca
(INOUE, 1987; SHAU et PEACOR, 1992; BUATIER et al.,
1994). Dans de tels dépôts, les argiles trioctaédriques
(principalement corrensite et chlorite) peuvent résulter
soit de la transformation progressive de smectite
primaire, soit d’une précipitation directe à partir de
fluides hydrothermaux (INOUE et al., 1984; BUATIER et
al., 1994). Dans la série étudiée, la chlorite qui représente
154
jusqu’à 90 % du cortège argileux, notamment au sommet
de la zone intermédiaire, semble résulter des deux types
de mécanismes. En effet, il est difficile de supposer que
la chlorite provienne de la seule transformation de smectites détritiques qui ne représenteraient que 20 à 30 % du
cortège argileux initial.
6 – CONCLUSIONS
Le processus de formation des minéraux argileux de
la série Trias-Lias surmontée par la coulée basaltique du
bassin d’Argana, peut être envisagé de la façon suivante.
Pendant le dépôt de la formation rouge triasico-liasique, une activité tectonique distensive contemporaine à la sédimentation affecte le bassin. Il en résulte une
déstabilisation tectonique des bordures qui approvisionnent le bassin en minéraux primaires (chlorite et illite
bien cristallisées). L’existence d’un climat chaud à humidité saisonnière contrastée favorise le développement de
smectites dans les basses altitudes d’où leur coexistence
avec les minéraux de profondeur.
L’apport de chaleur et d’éléments chimiques, en
particulier du magnésium, consécutif à la mise en place
de la coulée basaltique, entraîne des changements des
conditions d’équilibre des différentes phases. Les minéraux argileux détritiques deviennent instables sous ces
nouvelles conditions et de nouvelles phases hydrothermales précipitent à partir de fluides de haute température.
Dans la partie intermédiaire, on assiste à une transformation partielle du sédiment; les smectites se transforment
en corrensite puis en chlorite, et les illites gagnent en
cristallinité. Dans la partie supérieure, les fluides hydrothermaux riches en magnésium transforment totalement
le sédiment. Leur migration entraîne la précipitation de
nouvelles phases (smectite, corrensite, chlorite et talc).
Dans un ultime stade on assiste à la précipitation de minéraux siliceux (quartz) et silico-alumineux (kaolinite).
Au fur et à mesure de l’accumulation de dépôts post-triasiques, et par suite de l’augmentation des conditions
de pression et de température, les effets de la diagenèse
d’enfouissement sur les assemblages argileux prennent
de l’importance. Ceci se traduit par la transformation en
profondeur, des smectites en interstratifiés irréguliers
illite-smectite puis en illite.
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Artigo recebido em Dezembro de 2007
Recebido em Dezembro de 2007
PLANCHE
158
PLANCHE PHOTO
(A) – photo MET montrant des particules d'illites de différentes tailles et à contours irréguliers,
(B et C) – photo MEB de corrensites à formes pétaloïdes de la zone supérieure,
(D) – photo MEB de cristaux de quartz polygonaux automorphes de la zone supérieure,
(E) – photo MEB de kaolinite authigène de la zone supérieure,
(F) – photo MEB de chlorite de la zone intermédiaire.
Pl.

Facteurs de contrôle et signification génétique des

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